RAZPRAVE
POROČILA
GEOLOGIJA
RAZPRAVE IN POROČILA
14. KNJIGA
LJUBLJANA 1971
115706
GEOLOGIJA — Razprave in poročila — Geological Transactions and Reports / Izdajata:
Geološki zavod v Ljubljani in Slovensko geološko društvo — Published by Geological
Survey Ljubljana and Slovene Geological Society I Uredniški odbor — Editorial Committee:
Marjan DOLENC, Geološki zavod Ljubljana; Matija DROVENIK Inštitut za geologijo pri
fakulteti za naravoslovje in tehnologijo univerze v Ljubljani; Jože DUHOVNIK, Fakulteta
za naravoslovje in tehnologijo univerze v Ljubljani; Karel GRAD, Geološki zavod Ljub-
ljana; Stefan KOLENKO, Geološki zavod Ljubljana; Dušan KUSCER, Fakulteta za na-
ravoslovje in tehnologijo univerze v Ljubljani; Ivan MLAKAR, Rudnik živega srebra
Idrija; Slavko PAPLER, Geološki zavod Ljubljana; Mario PLENICAR, Fakulteta za na-
ravoslovje in tehnologijo univerze v Ljubljani / Glavni urednik — Editor in chief:
Stefan KOLENKO, Ljubljana, Parmova cesta 33 / Natisnila — Printed by Tiskarna
CZP »LJUDSKA PRAVICA« Ljubljana
Vsebina — Contents
Žlehnik Lj.
Pleistocen Kranjskega, Sorskega in Ljubljanskega polja...... 5
Pleistocene Deposits of the Kranj, Sora, and Ljubljana Fields .... 47
Pavlovec R.
O sisitematskem položaju vrste Keramosphaerina tergestina Stäche . . 53^
The Systematic Position of Species Keramosphaerina tergestina Stäche 58
Pavlovec R. in Pavšič J.
Zoophycos (Annelida, Polychaeta) v podsabotinskih -.pilasteh zahodne
Slovenije .............. '........63
Zoophycos (Annelida, Polychaeta) in the Strata of Podsabotin in
Western Slovenia............65-
Mlakar I. in Drovenik M.
Strukturne in genetske posebnosti idrijskega rudišča.......67
Structural and Genetic Particularities of the Idrija Mercury Ore Deposit 112
Hanirla M.
Statistical Evaluation of Exploration of Gold Placers in Adola Area
(Southern Ethiopia)...................127
Statistična ocena raziskav zlaton-osnih naplavin na območju Adole
(Južna Etiopija).....................152
Lapajne J.
Orientacijsko vrednotenje »stopničastih-« refrakcijskih diagramov . . .	155
Approximate Solution Method for Velocity Reversals.......15&
Omaljev V.
Prospekcija radioaktivnih kamenin v Sloveniji..........161
Radiometric Prospecting in Slovenia..............184
Hinterlechner-Ravnik A.
Pohorske metamorfne kamenine...............18T
The Metamorphic Rocks of Pohorje..............217
Faninger E.
Plagioklazi v triadnih predoiminah na Slovenskem........227
Plagioklase in den triadischen Ergussgesteinen Sloweniens.....231
POROČILA IN OBVESTILA
Pavlovec R.
O delu inštituta za paleontologijo SAZU 1950 do 1970 ..............235.
Activities of the Institute for Paleontology with the Slovenian Academy
of Sciences and Arts in Ljubljana.............244
Nove knjige.........................247
Sodelavcem GEOLOGIJE...................25L
GEOLOGIJA
GEOLOGICAL
TRANSACTIONS
AND REPORTS
RAZPRAVE IN POROČILA
Ljubljana • Letnik 1971 • 14. knjiga • Volume 14.
Pleistocen Kranjskega, Sorskega in Ljubljanskega
polja
Ljubo Žlebnik
S 7 slikami med tekstom in 5 v prilogi
Vsebina
Kratka vsebina........................5
Uvod............................6
Pregled dosedanjega dela....................6
Geološki opis........................7
Predkvartarne plasti.....................7
Pleistocenske usedline....................9
Pleistocenski zasipi med Kranjem in Podnartom........10
Pleistocenski zasipi med Podnartom in Radovljico........21
Pleistocenski zasipi na Kranjskem in Sorskem polju.......26
Pleistocenski zasipi na južnem in jugovzhodnem obrobju Kranjskega
in Sorskega polja.............,.....33
Pleistocenski zasipi v Skaručenski kotlini ter na podolju med Šmarno
goro in Smledniškim hribom...............36
Pleistocenski zasipi na Ljubljanskem polju..........38
Povzetek..........................44
Pleistocene Deposits of the Kranj, Sora, and Ljubljana Fields......47
Literatura..........................50
Kratka vsebina
Po programu raziskav za oskrbo Ljubljane s pitno vodo sem v letih 1963
do 1967 geološko kartiral vodonosne pleistocenske plasti na Kranjskem
in Sorškem polju, v Skaručenski kotlini, na Ljubljanskem polju ter pre-
gledno tudi na območju med Radovljic» in Kranjem. Poskusil sem dognati
petek zasipavanja Ljubljanske kotline v pleistocenu in zasipe podrobneje
stratigraf&ko razvrstiti. Pri raziskavah sem se opiral na podatke številnih
vrtin. Uporabil sem tudi rezultate geoelektričnih meritev vzdolž desnega
brega Save med Mednim in Tomačevim.
Po sestavi prodnikov, preperelih vrhnjih delih zasipov in po oblikovi-
tosti njihove terciarne podlage sem ugotovil, da tako imenovani starejši
zasip ni enoten, ampak sestoji iz treh samostojnih zasipov, ki so nastali
v fazah akumulacije v ledenih dobah. Zasipi so povečini že sprijeti v kon-
5
glomerat, zato sem jih poimenoval kot starejši, srednji in mlajši konglo-
meratni zasip. Sledi prodni zasip, ki leži povečini na konglomeratnih za-
sipih. Na območju med Radovljico in Kranjem je mogoče sklepati na
medsebojno zvezo konglomeratnih in prodnih zasipov z ledeniškim nasi-
pavanjem. Gre torej za zaporedje štirih pleistocenskih zasipov, ki ustrezajo
štirim ledenim dobam: giinški, mindelski, riški in würmski.
Pri geološkem kartiranju posameznih starejših zasipov sem imel težave
zaradi maloštevilnih izdankov konglomerata, ki je povečini prekrit z de-
belo plastjo rjave peščene in prodnate ghne. Na Sorskem polju ležita
prodni in konglomeratni zasip ponekod na isti nadmorski višini ter sta
prekrita z rjavo peščeno in prodnato ghno. Zato ju je težko ločiti. Zanesljiv
znak za razhkovanje so prodniki v njunih preperinskih gUnah. V prepe-
rini prodnega zasipa prevladujejo apneni prodniki, preperina konglo-
meratnega zasipa pa vsebuje povečini preperele porfirske prodnike, apne-
nih pa v njej sploh ni.
Poseben problem je iskanje medsebojne zveze posameznih konglome-
ratnih zasipov na osrednjem delu Kranjskega in Sorškega polja z zasipi
na njunem obrobju. Sele nadaljnje raziskave, predvsem vrtanje, bodo po-
stopno razjasnile to zvezo, ki so jo prekiniH tektonski procesi v pleistocenu.
Uvod
V	letih 1963 do 1967 je Geološki zavod po naročilu Mestnega vodovoda
v Ljubljani raziskal Kranjsko in Sorsko polje, Skaručensko kothno ter
Ljubljansko polje. Naloga zavoda je bila, ugotoviti razprostranjenost in
debehno prodnih in konglomeratnih plasti, ki so povečini dobro prepustne,
vsebujejo vehke kohčine podtalne vode in s tem nudijo ugodno možnost
za oskrbo Ljubljane s pitno vodo.
Raziskave so obsegale geološko kartiranje pleistocenskih sedimentov,
vrtanje in geoelekLrično sondiranje.
Pregled dosedanjega dela
Med prvimi raziskovalci pleistocenskih naplavin na Kranjskem in Sor-
škem polju, v Skaručenski kotlini ter na Ljubljanskem polju sta bila
W e n t z e 1 (1901 in 1922) in Lucerna (1906). Nekoliko pozneje je opisal
terase in morene v porečju Save Brückner (1909). Po njegovem mišlje-
nju je savski ledenik segal na višku zadnje poledenitve vzhodno od Ra-
dovljice do črte Ledevnica—Bratranca, kjer je odložil čelne morene. Proti
vzhodu prehajajo čelne morene v prodno teraso. Moren starejših polede-
nitev ni našel, piač pa je dognal vzhodno od Radovljice nad prodno teraso
še tri starejše, konglomeratne terase, ki so nastale v starejših ledenih
dobah, riški, mindelski in giinški. Prodne in konglomeratne terase je
mogoče slediti od Radovljice do Medvod.
V	pleistocenu sose po Brückner ju menjavale faze akumulacije —
v ledenih dobah, in erozije — v medledenih dobah.
Nasprotno od Brücknerja je ločil Ampferer (1917) samo dva
zasipa: mlajši prodni in starejši, konglomeratni zasip. Prodni zasip naj
6
bi izviral iz zadnje medledene dobe, starejši zasip pa morda celo iz pred-
gladala. Debelino starejšega zasipa je ocenil na prek 200 m.
Rakovec (1930) je menil, da je pod eluvialno ilovico na Dobravah
konglomerat, ki sestavlja celotno Kranjsko' in Sorško' polje. Prod mlajšega
zasipa pa naj bi se bil ohranil le v savski soteski. Leta 1932 je Rakovec
poročal o geološki sestavi Ljubljanskega polja in Barja na podlagi vrtin
in vodnjakov.
Morfološko je opisal terase Save in njenih pritokov Ilešič (1935).
Pridružil se je A m pf er er j eve m u mnenju, da so na Gorenjskem te-
rase samo dveh zasipov, starejšega in mlajšega.
Leta 1940 je Rakovec v produ Kranjskega in Sorškega polja razli-
koval vršaja Save in Kokre, ki ju loči savska soteska. Savski vršaj se raz-
prostira na Sorškem polju, vendar je segal prvotno na Kranjsko^ polje,
kjer je bil pozneje prekrit s kokrškim vršajem.
Dobrave nad ravnino Kranjskega in Sorškega polja so erozijski osa-
melci, prekriti z ilovico in kosi konglomerata.
Na območju lokacije za pregrado hidroelektrarne Mavčiče so leta 1952
izvrtali 10 vrtin, ki so pokazale, da leži pod konglomeratom terciarni
peščenjak v globini 20 do 50 m pod gladino Save. Površje terdamih plasti
je valovito in nagnjeno proti toku Save.
Leta 1955 je Rakovec nadrobno obdelal geološke razmere na Ljub-
ljanskem polju in Barju v Geološki zgodovini Ljubljanskih tal. Vrhnje
prodne plasti na Ljubljanskem polju je prištel würmu, spodaj ležeče
prodne in konglomeratne plasti pa mlajšemu zasipu.
Pavlovec, Drobne in Sercelj (1960) so raziskali glinaste plasti
v Lokarjih pri Vodicah in jih po fosilni favni in flori uvrstili v pleistocen.
Med delom mi je posredoval svoje poročilo S i f r e r (1963), ki je prišel
na podlagi morfoloških opazovanj do podobnih rezultatov kot Brück-
ner. V starejšem zasipu je razlikoval tri samostojne terase in jih je po-
imenoval z IB, IA in I. Terasa IB je najvišja in torej najstarejša, I pa naj-
nižja in najmlajša.
Geološki opis
Predkvartarne plasti
Permokarbonski skrilavec, peščenjak in kremenov konglomerat so za-
stopani predvsem na jugovzhodnem robu raziskanega ozemlja v hribovju
med Bukovico in Mengšem, na južnem vznožju Rašice in Smame gore,
južno od Smlednika, pri Tacnu in Mednem ter na celotnem južnem obrobju
Ljubljanskega polja.
Ozki pasovi grödenskega peščenjaka in skrilavca so na južnem in vzhod-
nem vznožju Rašice, na severnem vznožju Strmca pri Bukovici ter na
vzhodnem in južnem vznožju Smame gore.
Permokarbonski skladi se kažejo tudi v savski strugi in na njenih
bregovih. Vidimo jih pri visečem mostu v Mednem na desnem bregu in
v savski strugi. Okrog 1,5 km nizvodno' od medanskega mostu se zopet
7
pojavijo' v strugi Save pri Brodu in se nadaljujejo v strugi do cestnega
mostu, kjer izginejo pod prodne naplavine. Ponovno pridejo na površje
okrog 400 m nizvodno od mostu ter nato še v znatno večji meri med izli-
vom Gameljščice in železniškim mostom v Črnučah.
Našteti izdanki in vrtine kažejo, da sestoji podlaga pleistocenskih na-
plavin Ljubljanskega polja izključno iz permokarbonskega skrilavca in
peščenjaka.
Od triadnih sedimentov najdemo apnenec na južnem obrobju Sorškega
polja, Rašici in Smarjetni gori, dolomit pa na Šmarni gori, vzhodnem in
severnem obrobju Rašice, Strmcu pri Bukovici in na severnem, obrobju
Kranjskega polja. Psevdoziljski skrilavec ima večji obseg le na zahodnem
obrobju Sorškega polja med Bitnjami in Kranjem ter v Smledniškem
hribu. Na severnem obrobju Kranjskega polja ter na severnem vznožju
Smame gore se pojavlja v obliki pasov med apnencem in dolomitom.
Jurskih plasti na raziskanem ozemlju nisem našel.
Zgornjekredni ploščasti apnenec, skrilavec in peščenjak so ohranjeni
v obliki erozijskega ostanka pri Dobenem, nekohko večje ozemlje pa pre-
krivajo severno od Rašice. Ploščasti apnenec vsebuje po podatkih Sri-
barjeve in Drobneta (1964) značilno zgornjekredno mikrofavno, ki
pa še ni nadrobneje preiskana.
Na Kranjskem in Sorškem polju, v Skaručenski kotlini ter na ozemlju
severozahodno od Kranja leže pleistocenski sedim en ti povečini na terciar-
nih plasteh, ki sestoje iz oligocenskih in miocenskih morskih usedlin. Pli-
ocenske plasti so se ohranile le v obhki visoko ležečih prodnih terasnih
ostankov. Na zahodnem robu Tunjiškega gričevja prekriva nekatere gre-
bene kremenov prod, ki verjetno pripada phocenu. Prav tako' je verjetno
pliocenski tudi kremenov prod in pesek južno od Zgornje Besnice na višini
okrog 500 m, tj. okrog 30 m nad najvišjo pleistocensko konglomeratno
teraso.
Spodnji del oligocenskih plasti sestoji iz konglomerata ali proda. Na
njem leže sivica, pesek, peščenjak in tuf. Erozijske ostanke konglomerata
najdemo na Smledniškem hribu in na vrhovih zahodno od Rašice. Pri
Škofji Loki pa konglomerat prekriva celotno vzhodno obrobje hribovja
med Bitnjami in Skofjo Loko. V ozkem pasu se pojavlja severozahodno
od Most ter severno od Smartnega. Njegovi izdanki so tudi na južnem
obrobju Smledniškega hriba in pri Povodju.
Sivica, pesek, peščenjak in prod nastopajo predvsem v okolici Medvod
ter Goričan in Preske.
Severozahodno od Kranja je ohgocenska sivica ponekod zelo peščena,
drugod pa joi nadomeščata kremenov pesek in peščenjak. V večji meri je
zastopan tudi andezitni tuf. Ohgocenske plasti so razkrite v doHni Save,
v ježah pleistocenskih teras nad sotočjem Tržiške Bistrice in Save, v gra-
pah potokov Zgoša, Peračica in Lešnica, v dolinah Lipnice in Nemiljščice,
na zahodnem robu Vojvodnega boršta ter v grapah, ki režejo Vojvodni
boršt.
Miocenski lapor in peščenjak prihajata na površje v Tunjiškem gri-
čevju, burdigalski pesek in lapor pa v ježi najvišje pleistocenske terase
v Plani gmajni severno od Vodic.
8
Po podatkih vrtanja sestoji podlaga pleistocenskih plasti v osrednjem
delu Skaručenske kotline iz miocenskega laporja, morda pa pripada mio-
cenu tudi pesek, ki je bil ugotovljen v vrtinah pri Šenčurju in Bmikih na
Kranjskem polju.
Terciarne plasti oblikujejo tri sinklinale. Največja se razprostira na
Kranjskem in Sorškem polju kot podaljšek vehke kamniške sinklinale.
Njena os poteka približno od zahoda proti vzhodu in je nagnjena proti
vzhodu. Na zahodnem obrobju Sorškega polja so zastopane najstarejše
oligocenske plasti, v talnini pleistocenskih sedimentov na Sorškem polju
pa so mlajše oligocenske plasti, medtem ko se v Plani gmajni in na za-
hodnem robu Tunjiškega gričevja pojavijo že miocenske usedline.
Manjšo terciarno sinkhnalo predstavlja Skaručenska kothna. Na se-
vernem robu na pobočjih Smledniškega hriba in na južnem robu pri Po-
vod ju je razvit oHgocenski konglomerat, medtem ko sestoji osrednji del
sinklinale po podatkih vrtine S-2 iz miocenskih usedlin.
Severozahodno od Kranja se razprostira precej velika sinklinala oligo-
censkih plasti. Njena os poteka od Bistrice prek Strahinja in Tenetiš proti
vzhodu.
Terciarna sedimentacijska kadunja na tem območju je bila enotna in
se je razprostirala med Rašico, Smamo goro, Skofjo Loko ter Kamniškimi
Alpami. Sele med guban jem v pliccenu, ali pa že v miocenu, so nastale
tri sinklinale. Na Smledniškem hribu in Rašici, ki sta se antikhnalno vzbo-
čila, je erozija odnesla skoro vse terciarne plasti ter razgahla kredne,
triadne in permokarbonske plasti. Guban je se je nadaljevalo še v pleisto-
cenu.
Pleistocenske usedline
Geološko kartiranje in podatki vrtin kažejo, da na Ljubljanskem,
Kranjskem in Sorškem polju ter na ozemlju severozahodno od Kranja
nista razvita le dva rečna zasipa, starejši in mlajši, kot so povečini prika-
zovali doslej. Poleg mlajšega, prodnega zasipa so trije starejši, konglome-
ratni zasipi. Med fazami akumulacije so reke zarezale struge v lastne
zasipe in ponekod še v terciarno podlago.
Sestava konglomeratnih zasipov in terasasto površje njihove terciarne
podlage severozahodno od Kranja kažeta, da gre za samostojne zasipe,
ne pa le za eirozijske terase v enotnem konglomeratnem zasipu. Terciarno
podlago vidimo na več krajih ob vznožjih terasnih jež. Reke so se torej
v vmesnih obdobjih erozije tako' globoko zarezale v terciarno podlago
zasipov, da akumulacija, ki je sledila eroziji, ni več dosegla nivoja terciarne
talnine starejšega zasipa.
Konglomeratne zasipe sem poimenoval kot starejši, srednji in mlajši
konglomeratni zasip. Iste zasipe severozahodno od Kranja ter na južnem
obrobju Kranjskega in Sorškega polja je S i f r e r (1963) označil kot terase
IB, IA in I, najstarejši prodni zasip pa kot teraso II. Njegova označba ne
ustreza, ker spominja na pojmovanje, da gre genetsko za enotni konglo-
meratni zasip I in prodni zasip II, v celoti torej le za dva zasipa. Ce bi upo-
rabili številke za označbe, bi konglomeratne zasipe morali označiti kot I,
11, III, najstarejši prodni zasip pa kot IV.
9
v osrednjem delu Kranjskega in Sorškega polja ter na Ljubljanskem
polju leže zasipi po podatkih vrtanja eden na drugem. Na vrhu je povečini
prodni zasip. Pod njim je nekaj metrov debela plast rjave gline s pre-
perelimi prodniki. Nato sledijo konglomerat in zbit prod mlajšega konglo-
meratnega zasipa ter pod njim oba starejša konglomeratna zasipa. Plasti
rjave ghne s prodniki, ki ločijo posamezne zasipe in predstavljajo nekda-
nje preperelo površje zasipov, so bile ugotovljene le v posameznih vrtinah.
Erozija, ki je sledila zasipanju, je povečini odstranila preperelo površinsko
glinasto plast.
Pleistocenski zasipi med Kranjem in Podnartom
Sotočje Tržiške Bistrice in Save. Južno od Srednje vasi nad Tržiško
Bistrico pripada starejšemu konglomeratnemu zasipu najvišji greben s
koto 488 m. Sestoji iz rjave peščene ghne s preperehmi porfirskimi prod-
niki; konglomerat je viden le na enem kraju.
Terdama podlaga leži na zahodnem in vzhodnem robu grebena že na
koti 480 m. Po tem sklepamo, da je zasip tod zelo' tanek. Na stiku ghnasto
prodnih in terciarnih plasti izvirata dva studenca, ki ponikneta po kratkem
površinskem toku na koti 475 m v srednji konglomeratni zasip.
Srednji konglomeratni zasip predstavljajo precej obsežna terasa južno
od Dolenje vasi nad Tržiško Bistrico (višina 475 m) ter osamelci Britof
(480 m). Tabor (480 m) in greben (kote 480 do 485 m) severno od Tabora.
Osamelci se dvigajo 12 do' 15 m nad široko konglomeratno terasO' med Ko-
vorjem in Srednjo^ vasjo. Sestoje iz trdno sprijetega konglomerata. Pod
njim sem opazil na vznožju Tabora na višini 470 m izdanek terciarnih
plasti. Konglomerat je torej na tem kraju debel le 10 m. Tabor je uvrstil
11 e š i č (1935) v terasni nivo I A.
V srednji konglomeratni zasip je zahodno od Dolenje vasi vrezana še
ena terasa, okrog 15 m nižja. Na njenem zahodnem robu je nad vasjo
Bistrica precej močan kraški izvir, ki je zajet. Voda izvira na koti 450 m
na stiku konglomerata in terdame sivice. Površje zasipa je na višini 475 m;
torej je konglomerat debel 25 m.
Terciarne plasti pod najvišjo konglomeratno teraso južno od Srednje
vasi so na koti 480 m, pod srednjo teraso pa na koti 450 m. Iz tega skle-
pamo, da si je v erozijski fazi po končanem nanašanju najstarejšega kon-
glomeratnega zasipa reka (Tržiška Bistrica ali Sava) vrezala strugo skozi
konglomerat še 30 m globoko v terciarno podlago. Nato je sledilo nasi-
panje srednjega konglomeratnega zasipa.
Približno 12 do 15 m pod površjem srednjega konglomeratnega zasipa
leži mlajši konglomeratni zasip. Predstavlja ga ozka konglomeratna terasa
med Savo in Tržiško Bistrico južno od Dolenje vasi. Površje terase je na
višini 450 m. Na njenem vzhodnem robu nad dohno Tržiške Bistrice so
terciarne plasti vidne na višini 410 m, zasip je torej debel 40 m. V zasip
je vrezana še ena, okrog 5 m nižja terasa (si. 1).
Zahodno od Srednje vasi se razprostira proti severu do Kovorja precej
široka terasa, ki predstavlja mlajši konglomeratni zasip. Njegovo powšje
strmo pade od severa proti jugu od višine 510 m pri Kovorju do 450 m
zahodno od Dolenje vasi. Strmec površja zasipa je 12 %o.
10
Na zahodnem robu terase nad dolino Lešnice vidimo pod konglome-
ratom terdame plasti na višini od 445 m do' 435 m. Konglomeratni zasip
je debel okrog 20 m. Po nagnjenosti površja zasipa sklepam, da ga je od-
ložila Tržiška Bistrica, ki se je občasno izlivala v Savo nekje pri Pod-
nartu. Med Prezrenjem in izlivom Lip nice v Savo je okrog 300 m široka
terasa iz mlajšega konglomeratnega zasipa. Njegovo površje je nagnjeno
od severozahoda (kota 460 m) proti jugovzhodu (kota 450 m) in ga je skoraj
gotovo nanesla Sava.
SI. 1. Geolo.ški presek doline Bistrice pri Dolenji vasi
Fig. 1. Transverse geologic section across Bistrica valley at Dolenja vas
11
Iz mlajšega konglomeratnega zasipa je tudi ozka terasa med Savo in
Tržiško Bistric» južno od Dolenje vasi.
Okrog 10 m pod površjem mlajšega konglomeratnega zasipa leži prodni
zasip. Predstavljata ga ozka terasa vzdolž desnega brega Tržiške Bistrice
med Podtaborom in Bistrico (višina 461 m do 435 m) in terasa z višino
431 m južno od Bistrice. Strmec površja zasipa je 12 %o.
Terciarne plasti so vidne pod p-rodom ob starem cestnem moistu čez
Tržiško- Bistrico na višini okrog 400 m. Prodni zasip je tu debel 35 m.
Ostanek prodnega zasipa je ohranjen v terasi ob cesti Kranj—Jesenice
nad Podnartom. Površje zasipa je na višini okrog 440 m.
Iz dosedanjega opisa vidimo, da prihajajo terciarne plasti na površje
južno od Bistrice na zahodnem robu terase mlajšega konglomeratnega
zasipa na višini 410 m, medtem ko leže pod prodnim zasipom terase s koto
431 m globlje od 390 m. V erozijski fazi, ki je sledila nasipanju mlajšega
konglomeratnega zasipa, si je reka (Sava ali. Tržiška Bistrica) zarezala
svojo strugo skozi konglomerat še vsaj 20 m v terciarno podlago.
Prodni zasip terase s koto 431 m sta lahko nanesli Sava in Bistrica. Se-
verni del terase, ki je nagnjen proti jugu, je verjetno nasula Bistrica,
južnega pa Sava, ki je v dobi akumulacije verjetno tekla po nakelski do-
lini proti Struževemu. Tej domnevi v prid govori podatek, da v savski
soteski od izliva Tržiške Bistrice do Okroglega ni teras mlajšega konglo-
meratnega niti prodnega zasipa.
Ozemlje med Tržiško Bistrico, Savo, Kokro in Rupovščico. Iz najstarej-
šega konglomeratnega zasipa sestoji najvišja terasa na severozahodnem
robu nakelske Dobrave in Vojvodni boršt severno od ceste Naklo—Kokrica.
Najlepšo sliko o sestavi starejšega konglomeratnega zasipa nam nudi
strmo odsekani severoizahodni rob nakelske Dobrave (kota 469 m). Konglo-
merat leži na skoraj ravni terciarni podlagi, ki sestavlja po^bočje Dobrave
nad sotočjem Tržiške Bistrice in Save do' kote 445 m. Koinglomeratni zasip
je debel 25 m. Proti severovzhodu pada površje tega zasipa z izrazito ježo,
visoko okrog 15 m, proti niže ležečemu površju srednjega konglomerat-
nega zasipa. Ustrezna stopnja je izražena tudi v terciarni podlagi, ki se na
severozahodnem pobočju Dobrave nad Tržiško Bistrico spusti od kote
445 m na koto 420 m. Enaka stopnja je tudi na jugozahodnem pobočju
Dobrave nad Savo, kjer se terciarna podlaga strmo spusti s kote 445 m
na koto 410 m.
V strmem južnem in zahodnem profilu starejšega konglomeratnega
zasipa, odrezanega proti Savi in Tržiški Bistrici, vidimo, da v spodnjem
delu prevladuje izredno debel konglomerat. Posamezni porfirski prodniki
dosežejo premer 1 m. Više je prod nekoHko drobne j ši, vendar je še vedno
znatno bolj debel kot recentni prod v savski strugi. Iz sestave prodnikov
sicer ni mogoče sklepati, ali pripada zasip .savski ali bistriški akumulaciji,
vendar bi ga zaradi bližine savske struge bolj verjetno pripisali savskemu
nasipa van ju.
Veliki prodniki v konglomeratu kažejo na to, da je bila transportna
razdalja mnogo krajša (zaradi poledenitve v Radovljiški kotlini), ali pa je
bil strmec mnogo večji in s tem tudi vodna energija (si. 2).
12
SI. 2. Geološki presek vzdolž Dobrave nad Naklim
Fig. 2. Longitudinal geologic section along Dobrava terrace near Naklo
Mnogo večjo površino kot v nakelski Dobravi prekriva starejši konglo-
meratni zasip v Vojvodnem borštu. V ježi terase nekaj sto metrov se-
verno od ceste Naklo—Kokrica so na stiku oligocenske sivice ter peščeno
glinastih in konglomeratnih plasti starejšega konglomeratnega zasipa na
višini 445 m trije izviri, ki poniknejo v srednji konglomeratni zasip na
višini 440 do 430 m. Površina starejšega konglomeratnega zasipa je na robu
terase na višini okrog 455 m, torej je zasip debel le 10 m. Proti severu
njegova debelina narašča.
Površje starejšega konglomeratnega zasipa je severno od Strahinja zelo
strmo, medtem ko je južno od Strahinja skoraj vodoravno. Površje je
močnoi razrezano' po potokih, katerih grape so povečini v terdanii sivici,
medtem ko leži konglomerat le više. Kljub razgibanemu reliefu je mogoče
iz nadmorskih višin planotastih grebenov med potoki ugotoviti, da je
površje zasipa severno od Strahinja nagnjeno za 40 %o proti jugu. Strmec
je torej mnogo večji kot je normalnoi za rečni vršaj. Prodni vršaj Reke
pri Cerkljah ima strmec 26 %o. Naklon prodnega vršaja Tržiške Bistrice
med Zgornjimi Dupljami in Zejami je komaj 10 %o. Nenormalno velik
strmec površja Voj vodnega boršta je torej lahko povzročilo le tektojnsko
delovanje. Terdama podlaga se je po odložitvi starejšega konglomeratnega
zasipa nagnila proti jugu, torej proti Strahinju.
Skoraj vodoravno površje na območju med Strahinjem in MaHm Na-
klim pa kaže, da se je tu terdama podlaga nagnila v nasprotni smeri,
kajti prvotno je bil zasip nedvomno nagnjen proti jugu. Iz naklonov ter-
damih plasti severno od Strahinja ter zahodno od Dolenje vasi je mogoče
sklepati, da imajo terdami skladi na tem območju obliko sinklinale, ka-
tere jedro poteka v smeri severozahod—jugovzhod prek Britofa, 2ej in
Naklega. Sinklinala, ki je nastala v terdarju, se je torej uipogibala še po
odložitvi starejšega konglomeratnega zasipa, morda pa tudi med njegovim
odlaganjem.
Debelina zasipa je na južnem robu nad cesto Naklo—Kokrica majhna,
medtem ko doseže na zahodnem robu Vojvodnega boršta, kjer so pod kon-
glomeratom vidne terdame plasti, do 50 m. Debelina zasipa narašča od
juga poroti severu, kar kaže, da je zasip star vršaj Tržiške Bistrice in Ru-
povšdce, ki je bil najvišji ob izstopu reke iz soteske v ravnino, medtem
ko se je proti jugu vedno bolj nižal.
Zasip je prekrit s peščeno glino s prodniki. Njene debeline nisem mogel
zanesljivo ugotoviti. Konglomeratna podlaga je močno zakrasela, kar do-
kazujejo številne globoke vrtače. Pri Spodnjih Dupljah je znana kraška
jama, ki jo imenujejo Amešova jama. Jamo so izoblikovali podzemeljski
vodni tokovi v konglomeratnih in delno tudi v glinastih plasteh, vloženih
med konglomerat. Glino med konglomeratom pri Zgornjih Dupljah je na
mojo prošnjo preiskal Sercelj in našel v njej le pelodna zrna bora in
smreke, kar kaže po njegovem mnenju na hladnejše podnebje. Popolna
odsotnost peloda terciarnih drevesnih vrst kaže, da spadata glina in na
njej ležeči konglomerat v pleistocen. Konglomerat pod glinasto plastjo
uvrščam zaradi podobnosti s sestavo zgoraj ležečega konglomerata prav
tako v pleistocen. Na tem območju ne poznamo nobenih više ležečih kon-
glomeratnih zasipov. Zato štejem zasip v Voj vodnem borštu v najstarejši
14
plei&tocen. Na podlagi tega lahko nadalje sklepamo, da pripada ves starejši
konglomeratni zasip najstarejšemu pleistocenu.
Ostanki starejšega konglomeratnega zasipa so ohranjeni tudi na sever-
nem obrobju Kranjskega polja med Olševkom in Cešnjevkom. Površje
zasipa je na višinah 468 do 442 m in je nagnjeno proti jugovzhodu. Sta-
rejši avtorji so imeli te terasne ostanke za pliocenske, vendar iz podob-
nosti v sestavi sklepam, da pripadajo istemu zasipu kot Vojvodni boršt.
Terase so pokrite z rjavo peščeno glino, pod ghno pa je na mnogih krajih
SI. 3. Geološki presek nakelske doline
Fig. 3. Transverse geologic section across Naklo valley
15
SI. 4. Geološki presek Okroglo-Polica
Fig. 4. Transverse geologic section Okroglo-Polica
v grapah potokov viden apneni konglomerat. Iz nagnjenosti površja zasipa
sklepam, da ga je nanesla Kokra v najstarejšem pleistocenu.
Pod najvišjo teraso starejšega konglomeratnega zasipa leži 15 do 20 m
niže srednji konglomeratni zasip. Ta sestavlja teraso Dobravo pri Naklem
in široko teraso med Nakhm in Kokrico. Cesta Naklo—Kokrica poteka
v vsej dolžini po tej terasi.
16
Najlepše so razgaljene konglomeratne in prodne plasti tega zasipa v so-
teski Save na jugozahodnem robu nakelske Dobrave (višina 450 do 437 m).
Zasip ne sestoji le iz konglomerata, ampak v spodnjem delu tudi iz zbi-
tega proda s konglomeratnimi vložki, ki leži na terciarni podlagi. Prod
je dokaj čist, saj vsebuje le 5 "/o melja in 17 ®/o peska. Njegova debehna
se povečuje od zahoda proti vzhodu, od 30 do 50 m.
Neposredno' na terciarni podlagi so prodniki zelo debeh, podobno kot
pri starejšem konglomeratnem zasipu. Više postajajo bolj drobni. V zgor-
njem delu zasipa pa nastopa v osrednjem delu Dobrave ponovno konglo^
merat z zelo debehmi prodniki in nezaobljenimi bloki do 1 m v premeru.
Konglomerat ni izrazito plastovit. Površje zasipa je v tem delu zelo strmo
nagnjeno proti vzhodu. Nastanka tega izredno debelozrnatega zasipa si ne
morem prav razlagati. Vsekakor je bila rečna energija v dobi akumulacije
tega zasipa vehko večja od današnje, pa tudi transportna razdalja je bila
mnogo manjša, ker se sicer ne bi mogli ohraniti nezaobljeni bloki.
Med prodniki v konglomeratu tega zasipa je opaziti zaobljene kose
apnenega konglomerata, ki lahko izvirajo le iz starejšega konglemeratnega
zasipa, kajti na tem območju ni podobnih konglomeratov niti v terciarnih
niti v triadnih skladih. Se jasneje dokazuje to trditev konglomeratni blok
z navpično postavljenimi plastmi, ki, sem ga našel v vrtači tik pod ježo
najvišje dobravske terase starejšega konglomeratnega zasipa. Blok leži
v vodoravnih konglomeratnih plasteh srednjega konglomeratnega zasipa
in se je odtrgal od strme stene najvišje terase v dobi akumulacije sred-
njega konglomeratnega zasipa.
Zaobljeni kosi in bloki starejšega konglomerata v srednjem konglome-
ratnem zasipu dokazujejo, da je le-ta samostojna tvorba, ne pa le erozij-
ska terasa v tako imenovanem >vstarejšem zasipu<^.
Razen tega je s tem dokazano, da je bil starejši konglomeratni zasip
že pred akumulacijo srednjega konglomeratnega zasipa spri j et. Konglo-
merat se je torej cementiral v dobi erozije, ko so bile za to ugodne raz-
mere. Sprijemanje proda je vehko intenzivnejše pri višjih temperaturah,
kar dokazujejo najmlajše terase ob Soči, Neretvi in Morači, ki so popol-
noma sprijete. Zato sklepamo, da je erozija delovala v tophh medledenih
dobah. V glacialih cementa ci j a ni bila možna zaradi mrzlega podnebja
in sorazmerno kratke dobe. Večina raziskovalcev pleistocena je namreč
prepričana, da so bile medledene dobe mnogo daljše kot ledene.
Najmlajši prodni zasip, katerega würmska starost je na Sorškem in
Ljubljanskem polju dokazana, še ni spiijet, ker v poledenitveni dobi niso
bih ugodni pogoji za cementacijo, postwürmska doba pa je bila prekratka,
da bi se lahko sprijel.
Terciarna podlaga srednjega konglomeratnega zasipa v nakelski Do-
bravi je na višini 410 do 390 m, pod najvišjo dobravsko teraso pa na
\0šini 445 m. Nenaden padec površja terciarnih plasti pod ježo terase kaže,
da je Sava pred pričetkom nasipanja srednjega konglomeratnega zasipa
poglobila svojo strugo 30 m globoko v terdame plasti, potem ko je pre-
rezala ves starejši konglomeratni zasip. Srednji konglomeratni zasip je bil
odložen severno od starejšega, kar kaže, da se je tok Save premaknil proti
severu, proti nakelski dohni. Terasa na desnem, južnem bregu Save pri
2 — Geologija 14	17
Zgornji Be&nici sestoji iz starejšega konglomeratnega zasipa. Nad njo ni
nobene konglomeratne terase, kar je precej zanesljiv dokaz, da pripada
najstarejšemu konglomeratnemu zasipu.
Srednji konglomeratni zasip med Naklim in Kokrioo strmo pada od
zahoda proti vzhodu. Na zahodnem robu leži njegovo površje na višini
437 m, na vzhodnem robu pri Rupi pa na višini 405 m. Strmec površine
doseže na zahodnem robu 42 %o, kar je popolnoma nenormalno. Tako
vehk strmec je lahkoi nastal le s tektonskim premikanjem. Iz istega vzroka
ima enako velik strmec tudi vzhodni del nakelske Dobrave. Vzhodni del
terase med zaselkom Frančelni in Rupo je normalno nagnjen proti vzhodu
(strmec 10 %o). Smer naklona terase kaže, da je zasip odložila Sava.
Terasa je prekrita s plastjo rjave peščene gline s preperelimi porfir-
skimi prodniki. Na zahodnem robu je glinasta plast debela okrog 3 m.
Konglomerat pod njo je na zahodnem robu terase nad Naklim debel prek
25 m. Točne debeline ni mogoče ugotoviti, ker ni razgaljena terciarna
podlaga. Na vzhodnem robu, ob Rupovščici, je njegova debelina večja od
20 m. Terciama podlaga tudi ob Rupovščici ni nikjer razgaljena.
Terasa je močno zakrasela. Pogostne so vrtače, globoke do 10 m. Vzdolž
ceste Naklo—Kokrica poteka phtva suha dolina. Površinskih tokov, v na-
sprotju z višjo teraso v Vojvodnem borštu, ni opaziti, kajti površje ter-
ciarnih plasti je znatno globlje kot v Vojvodnem borštu.
Pod srednjim konglomeratnim zasipom leži za 10 do 15 m niže mlajši
konglomeratni zasip. Predstavljajo ga ozki terasi pri Strahinju in Malem
Naklem na zahodnem robu Vojvodnega boršta (višina 430 do 420 m), ne-
koliko širša terasa vzhodno od 2ej v nakelski doKni (višina 448 do 436 m),
majhen terasni ostanek pri Malem Naklem (višina 415 m), terasa pri
Okroglem (višina 415 m) ter široka terasa med Polico, Struževim, Kranjem
in Kokro (višina 413 do 398 m) (si. 3).
Pri Malem Naklem je opaziti številne pre vrnjene bloke starejšega
konglomerata med vodoravnimi plastmi nekoliko manj trdno sprijetega
konglomerata mlajšega konglomeratnega zasipa.
Tudi mlajši konglomeratni zasip je povsod prekrit s plastjo rjave pe-
ščene gline s preperelimi prodniki. Za razliko od starejših zasipov je manj
zakrasel; vrtač skoraj ni opaziti.
Terase so povečini normalno^ nagnjene. Terasa zahodno od Britofa ima
strmec 7 %o, terasa med Strahinjem in Žejami 13 %o, planota med Polico in
Kranjem pa 7 do 8 %o. Terasa pri Okroglem ne kaže nobenega strmca
proti jugovzhodu, pač pa je nagnjena proti nakelski dohni. Konglomeratne
plasti so vodoravne, pri Struževem pa so nagnjene pod kotom 20® proti
jugo—jugovzhodu, kar lahko pripisujemo deltasti plastovitosti ali pa tek-
tonskim premikom. Ti so povzročili, da se je terasa, katere površje je
prvotno padalo proti jugovzhodu, nagnila proti severozahodu in severo-
vzhodu. Le na ta način je mogoče razloižiti, da skoraj 2 km dolga terasa
nima nobenega strmca.
V teraso se je v neposredni bližini vasi Okroglo vrezala še ena nižja
erozijska terasa tako na severovzhodni kot tudi na jugozahodni strani.
Tudi v široko teraso med nakelsko dohno, Kranjem in Kokro je vrezana
18
v mlajši konglomeratni zasip izrazita erozijska terasa. Njena ježa poteka
pod Zlatim poljem od doline Save proti dolini Kokre.
Debelino' mlajšega konglomeratnega zasipa je mogoče ugotoviti le pri
Okroglem, kjer v soteski Save na višini 375 m prihajajo na površje ter-
ciarne plasti. Konglomerat je na tem kraju debel 40 m.
Terasa vzhodno' od 2ej je nagnjena proti jugu, iz česar lahko skle-
pamo, da pripada njen konglomerat nanosu Tržiške Bistrice.
Konglomerat terase pri Okroglem je nedvomno odložUa Sava, kajti na
njenem desnem bregu na severnem vznožju Smarjetne gore ni nobenih
konglomeratnih teras. Sava je torej v dobi nasipanja mlajšega konglome-
ratnega zasipa tekla severno od današnje struge. Najverjetneje je tekla
po nakelski dohni; v savski soteski med izhvom Tržiške Bistrice in Okrog-
lim namreč ni niti sledov mlajšega konglomeratnega zasipa.
Na desnem bregu Save sestoje zgornji deli pobočij iz starejšega in sred-
njega konglomeratnega zasipa, ki leži na si vid, in na levem bregu iz enakih
konglomeratnih zasipov. Tržiška Bistrica se je izlivala v Savo^ v dobi nasi-
panja srednjega konglomeratnega zasipa povečini južno' od 2ej, občasno
pa že pri Podnartu. Reka je potem, ko je zasula s prodom vso ravnino
med Dupljami in Lešnioo, pogostoi menjavala svojo strugo. Prodni zasip
prekriva osrednji del nakelske doline ter oba bregova Tržiške Bistrice.
Pri Zejah je njegovo površje 8 m pod površjem mlajšega konglomeratnega
zasipa, pri Struževem pa okrog 20 m.
Prvotno površje prodnega zasipa je ohranjeno na bregu Tržiške Bistrice
(višina prodne terase pri Zg. Dupljah 458 m, južno od 2ej 427 m), v prodni
terasi pri Polici (višina 405 m) ter pri Struževem (višina 395 m) (si. 4).
V prvotni zasip si je Tržiška Bistrica po končanem zasipanju vrezala
strugo, ki je pri Pohd 25 m globoka, pri Struževem pa več kot 30 m. Pri
Polid si je vrezala epigenetsko' dohno v konglomerat mlajšega konglome-
ratnega zasipa, v prodni zasip južno od Police pa si je vrezala še eno
teraso. Pri Struževem opazimo celo dve nižji terasi v prodnem zasipu.
Severozahodno od Naklega p'ostaja struga vedno plitvejša in končno izgine.
Nastanka doline nikakor ni mogoče pripisati kakemu potoku iz Voj-
vodnega boršta, kot domneva S if r er (1963). Po podatkih opazovanj
poniknejo vsi potoki, ki pritečejo od Dupelj in Strahinja, v prodni zasip.
Le ob največjih nalivih teče voda po suhi dolini do Struževega, vendar
le zelo' kratko dobo. Zdi se mi nemogoče, da bi občasni potok vrezal tako
globoko dohno, ki pri Polici seže celo v konglomerat. Razen tega kaže to-
pografska karta 1:25.000, da poteka struga zahodno od Naklega tik pod
nakelsko Dobravo, ne pa iz smeri Strahinja.
Strmec prodnega zasipa, ki sem ga izračunal po ohranjenih ostankih
nekdanjega površja terase, je med Zgornjimi Dupljami in Zejami 10 %o,
med Tržiško Bistrico in Polico 6 %o, med Polico in Struževim pa 7,8 %o.
V prodni zasip je med Zejami in Struževim vrezana precej globoka dolina,
ki ima znatno večji strmec.
Debeline zasipa v nakelski dohni ni mogoče natančno oceniti, ker ni
nikjer razgaljena terdarna podlaga, verjetno je enaka kot na desnem bregu
Bistrice, kjer doseže 35 m. Verjetno leži prodni zasip v vsej nakelski do-
19
lini neposredno, na terciarnih plasteh, kot na desnem bregu Tržiške Bi-
strice.
V fazi erozije po končanem nasipanju mlajšega konglomeratnega za-
sipa se je reka (verjetno Sava) skozi konglomerat zarezala v terciarno
podlago. Kako globoko je segla, ni znano, ker pod prodnim zasipom ni
izdankov terciamih plasti.
Eroziji je sledilo' nasipanje proda v nakelski dolini, vendar prodni zasip
ni segel do nivoja najmlajše konglomeratne terase. Iz gradiva prodnega
zasipa ni mogoče sklepati, ali ga je nasula Sava, ali Tržiška Bistrica, ker
sta si prodna zasipa Tržiške Bistrice in Save zelo podobna.
Pri nadrobnem ogledu velike gramozne jame pri Polici sem opazil, da
v njej prevladuje droben peščen prod, le na vrhu leži 2 m debela plast de-
belejšega proda. Enaka je sestava prodnega zasipa v najvišji savski prodni
terasi pod Ljubnim in pod Brezjami. Zato pripisujem prodni zasip v na-
kelski dolini savskemu nasipanju. Bistriški prod prodnega zasipa, npr. pri
Zejah, je znatno debelejši. Tej domnevi v prid govori tudi dejstvo, da v
savski soteski med izlivom Tržiške Bistrice in Struževim ni opaziti nobe-
nih sledov prodnega zasipa, kot je ugotovil že Ilešič (1935). Približno
1 km nizvodno od izliva Tržiške Bistrice opazimo na strmem levem sav-
skem bregu ozko teraso na koti 400 m; sestoji iz konglomeratnih blokov
in proda. Terasa torej poi svoji nadmorski višini in sestavi pripada nekemu
mlajšemu prodnemu zasipu.
Sava se je pretočila v sedanjo strugo neposredno po končani akumu-
laciji, ko je zastila s prodom vso nake^lsko dolino. Akumulacijski fazi je
sledila erozija, ko so se reke zopet začele zarezovati v svoje lastne napla-
vine. Verjetno je pred pretočitvijo tekla po sedanji savski strugi med Pod-
nartom in Struževim Nemiljščica, ki je oblikovala tudi erozijsko teraso
v konglomeratu pod cerkvijo v Okroglem, katere površje je na koti 405 m.
Na severni strani konglomeratne terase pri Okroglem opazimo na isti
nadmo'rski višini enako teraso, ki jo pripisujemo savski eroziji v fazi
vrezovanja pred akumulacijo prodnega zasipa.
Eden od pritokov Nemiljščice je verjetno pritekel z leve strani v smeri
današnjega spodnjega toka Bistrice. V začetku erozijske faze se je vedno
globlje zadenjsko zarezoval v prodno bariero, dokler se ta ni tako stanjšala,
da si je Sava utrla pot proti sedanji strugi. Tržiška Bistrica se je pretočila
nekoliko pozneje. Ko se je Sava že preusmerila v sedanjo strugo, je Tržiška
Bistrica še vedno tekla po nakelski dolini proti Struževemu, kjer se je
izlivala v Savo. Ta se je začela vrezovati vedno globlje, vendar je bilo
vrezovanje večkrat prekinjeno, zaradi česar je nastalo več teras. Pri
Okroglem leže pod jugozahoidnim robom konglomeratne terase tri prodne
terase. Najvišja leži na višini 395 m, torej 10 m niže kot prodna terasa pri
Polici. Njihov nastanek je pripisati kratkim fazam nasi pan j a v dobi vrezo-
vanja po končani akumulaciji prodnega zasipa. Podobne terase zasledimo
na več krajih ob Savi nad izlivom Tržiške Bistrice, pa tudi pod Kranjem.
Obenem z vrezovanjem Save se je začela zadenjsko zarezovati tudi
Tržiška Bistrica. Zarezovanje je napredovalo od Struževega proti Naklemu
in Zejam. Na ta način si je Tržiška Bistrica v spodnjem delu toka močno
povečala strmec, zato je začela v zgornjem toku nasipa ti, da je izravnala
20
svoj strmec. Zarezovanje je bilo, podobno kot v dolini Save, večkrat pre-
kinjeno, kar kažeta dve izraziti terasi v prodnem zasipu pri Struževem,
medtem ko je pri Polici razvita le ena terasa. To kaže, da se je pri Polici
erozija pojavila z določeno časovno zakasnitvijo (manjka ena erozijska te-
rasa), medtem ko se pri Zejah erozija sploh še ni uveljavila, ampak je reka
še nasipala. Ob nekem zelo visokem stanju, ko se je Bistrica široko razlila
po prodni ravnini med Zejami in Dolenjo vasjo, se je preusmerila proti
današnji strugi po isti poti kot prej Sava.
Pleistocenski zasipi med Podnartom in Radovljico
Pri opisu pleistocenskih zasipov nad Podnartom sem se opiral na lastna
opazovanja, delno pa tudi na izsledke Kuščerja in Šifre rja, kajti
ozemlja nisem nadrobno^ kartiral.
Po Šifrerju (1963) je najstarejši konglomeratni zasip ohranjen le
severno od Save na najvišjih gi-ebenih gričevja nad Tržiško Bistrico in
Zgošo. Po nadmorski višini in po kartiranju uvrščam v ta zasip tudi kon-
glomeratno teraso pri Rovtah (kota 483 m), Poljščico (kota 484 m) ter
Zgornjo Dobravo (kota 500 m).
Sif rer je prištel srednjemu konglomeratnemu zasipu terase pri Ceš-
njici. Spodnjo, Srednjo in Zgornjo Dobravo ter teraso^ nad Ljubnim. Toda
Zgornja Dobrava je ločena od Srednje z izrazito ježo. To kaže, da pripada
starejšemu konglomeratnemu zasipu.
V Radovljiški kothni sta del istega zasipa Lipniška in Brdska planota.
2e Kuščer (1955) je domneval, da pripada Lipniška planota (višina
540 m) višjemu nivoju kot Bratranca (višina 513 m), ki jo je S if rer štel
k najmlajši konglomeratni terasi. Preperele morene na Brdski planoti
je Sifrer uvrstil v riško poledenitveno dobo, za morene na Lipniški
planoti pa je domneval, da so verjetno iste starosti. Prav tako je imel
za riške morene na Bratranci in Ledevnici, čeprav leže znatno niže kot
na Brdski in Lipniški planoti.
Nejasnosti v Sifrerjevih izvajanjih so me spodbudile, da sem si ozemlje
na desnem bregu Save ogledal nadrobneje. Na Brdski in Lipniški planoti
sem našel dva samostojna konglomeratna zasipa, srednjega in mlajšega.
Na srednjem konglomeratnem zasipu leže morene, ki so pokrite z debelo
plastjo rdečkasto rjave ghne, iz katere mole le posamezni porfirski bloki,
ki dosežejo dO' 2 m premera. Imenujem jih hribske morene (po zaselku Na
hribu). Morene so morfološko jasno izražene; na Brdski planoti sestoje iz
njih kopasti griči s kotami 567 m, 552 m in 551 m. Na Lipniški planoti so
hribski morenski nasipi najlepše izraženi v dveh kopastih gričih s koto
540 m, kjer štrle iz preperine številni porfirski bloki. Pod morenami je
na obeh planotah trdno spri j et konglomerat. Nastanek moren si razla-
gamo na ta način, da se je ledenik pai svojem napredovanju povzpel na
prod, ki so ga ledeniški potoki v dobi stagniranja ledenika nasuli pred
čelnimi morenami. Ugovor, da hribske morene morda pripadajo mlajši
poledenitveni dobi, je lahko ovreči, kajti konglomerat in na njem ležeče
morene so odrezani proti niže ležeči terasi mlajšega konglomeratnega za-
21
sipa s strmo ježo, v kateri prihaja na površje tuf. Posebno lepo je to vidno
severno od kote 551 m na Brdski planoti in v ježi terase na južnem robu
Lipniške planote.
Niže ležeči mlajši konglomeratni zasip je na južnem robu Lipniške
planote že popolnoma sprijet, prav tako tudi nad Kolnico. Na severnem
robu terase nad Kolnioo je pri koti 488 m razgaljen v ježi še skoraj nespri-
jet prod, vendar je možno, da pripada prodnemu zasipu in je samo prislo-
njen ob konglomeratni zasip. Povsod drugod sestoji ta terasa iz konglo-
merata, ki pa je nekoliko manj trdno sprijet kot konglomerat višje terase.
Prodniki mlajšega konglomeratnega zasipa v terasi nad Kolnioo so
drobni in slabo zaobljeni. Med drobnozmati konglomerat so na mnogih
krajih vložene plasti z izredno debelimi prodniki ter bloki do 2 m v pre-
meru. V terasi na južnem robu Lipniške planote je konglomerat sicer
precej debel, vendar tako velikih blokov tam ne opazimo. Slaba zaoblje-
nost prodnikov in veliki bloki v konglomeratu kažejo na kratko trans-
portno razdaljo ter bližino- moren, odkoder so ledeniški potoki odnašali
material ter ga že na kratko razdaljo zopet odlagali.
Konglomeratni zasip nad Kolnico je v zvezi z morenskim nasipom, ki
se razprostira med starimi morenami Na hribu in mlajšo moreno na Do-
bravi. Morenski nasip imenujem brdsko moreno (po zaselku Brdo). Zvezo
med teraso in moreno je ugotovil že S i f r e r. Brdska morena je nekoliko
manj preperela kot stare hribske morene na Brdski in Lipniški planoti,
zato so ohranjeni na površju razen porfirskih tudi apneni bloki. V vseku
ob poti od Lancovega proti zaselku Na hribu je morena razgaljena, v njej
pa sem opazil številne apnene oražence.
Površje mlajšega konglomeratnega zasipa pada od kote 520 m nepo-
sredno pod morenskim nasipom do kote 495 m nad Kamno gorico, kjer je
nekohlcoi nižje kot Bratranca (kota 513 m). Vendar moramo upoštevati, da
leži na tej terasi vsaj 10 m debela morena, torej je površje pod njo ležečega
konglomeratnega zasipa na višini okrog 500 m. Iz tega sledi, da so zasipi
nad Kolnioo, na južnem robu Lipniške planote in na Bratranci enaki ne le
po sestavi, temveč tudi po miorfologiji. Nadaljnji sklep, ki sledi iz tega, je,
da pripada više ležeči konglomeratni zasip na Brdski in Lipniški planoti
srednjemu konglomeratnemu zasipu. Ce uvrstimo morene na Bratranci in
brdsko moreno v riško poledenitveno- dobo, tedaj so više ležeče hribske
morene na Brdski in Lipniški planoti mindelske (si. 5).
Mlajši konglomeratni zasip se nadaljuje vzhodno od Bratrance, kjer je
prekrit z moreno, v konglomeratni terasi zahodno od Mošenj in v brez-
janski terasi. Po sti'mem zahodnem delu brezjanske terase je sklepal
S i f r e r na bližino' ledenika.
Na robu terase pri Brezjah so v gramozni jami lepo razgaljene plasti
mlajšega konglomeratnega zasipa. Zgoraj prevladuje zelo debel in že po-
polnoma sprijet konglomerat, spodaj, neposredno na terciarnih plasteh,
pa leži droben in zelo malo sprijet prod.
Na desnem bregu Save je mlajši konglomeratni zasip ohranjen v terasi
pri Prezrenju in v malem terasnem ostanku pri Poljščici, Ta terasa se na-
daljuje v terasi južno od Bistrice. Med Kamno gorico in Prezrenjem ta
zasip na desnem bregu Save ni nikjer ohranjen.
22
Ob brdsko moreno je na Brdski planoti prislonjena würmska morena,
iz katere sestoji Dobrava. Imenujem jo dobravsko-šmidolska morena. Na
levem bregu Save je namreč dobravski moreni ekvivalentna šmidolska
morena. Na površju morene so pogostni apneni in porfirski bloki, v cest-
nem vseku iz zaselka Na hribu v Lancovo pa je morena s številnimi
oražend lepo razkrita. Proti jugovzhodu prehaja v prodni zasip, ki pa je
ohranjen le v neznatnih terasnih ostankih v Lancovski dolini (višina
490 m), prislonjenih ob mlajši konglomeratni zasip.
Na levem savskem bregu so po Kuščer j evem (1955) opisu enake
razmere. Prodni zasip se nadaljuje od šmidolskih moren v prodni terasi
južno od Bratrance (kota 487 m) na drugi breg Zgoše (višina 480 m) in prek
Mošenjskega potoka ob južnem robu brezjanske terase (višina 470 do 463 m)
v ljubensko teraso (višina 451 m). Prodni zasip pod Brezjami in v Ijuben-
ski terasi je zelo droben, prav tako kot v nakelski dohni.
Iz opisa, ki sem ga podal, je vidno, da so srednji in mlajši konglome-
ratni zasip ter prodni zasip v tesni zvezi z ustreznimi morenami. Nikjer pa
niso ohranjene morene, ki bi ustrezale starejšemu konglomeratnemu za-
sipu. Za ostale tri zasipe pa lahko trdimo, da tvorijo z ustreznimi more-
nami gladofluvialne sisteme.
Najmočneje so reke nasipale neposredno pred čelnimi morenami, kjer
se je odlagal ves debelejši material, vendar samo v dobah, ko se je ledenik
topil in so ledeniške reke močno narasle. Verjetno so reke nanesle večji
del zasipov v dobah rahlega umikanja ledenikov, ko so močno narasle in
so odnašale vehke množine materiala iz moren ter ga nato odlagale. V
mrzlejših obdobjih, ko je ledenik napredoval, so reke upadle in nanašale
le drobnejši material, ki so ga odložile že po kratki razdalji. V mlajšem
konglomeratnem zasipu nad Kolnico v neposredni bližini brdske morene
se menjavajo plasti konglomerata iz zelo drobnih slabo zaobljenih prod-
nikov in plasti konglomerata z bloki do 2 m premera. Enako menjavanje
plasti opazimo tudi v Bratranci in celo v nakelski Dobravi, ki je oddaljena
od ustreznih hribskih moren na Lipniški planoti 10 km. Vsekakor je mogla
Sava prenašati do 1 m debele bloke, kakršni so v nakelski Dobravi, le
z zelo veliko vodno< energijo.
Tej domnevi v prid govore tudi razmere v Radovljiški kotlini. Tam leže
morene skoraj povsod na prodnih in konglomeratnih zasipih, kar kaže, da
so le-ti nastah tedaj, ko je ledenik stagniral ali pa se rahlo umikal, nato
pa je ob višku poledenitve prekril pred seboj ležeče prodne naplavine.
Razmere v Radovljiški kothni in nizvodno v savski dolini kažejo, da se
je prod v manjši meri odlagal tudi v interstadialih in v postwürmski dobi.
V Radovljiški kotlini so po Kuščerjevih (1955) ugotovitvah nastale v
enem od würmskih interstadialov deltaste plasti III. terase. V savski dolini
so po Ilešiču (1935) med Radovljico in Kranjem ohranjene številne
postwürmske prodne terase. Nastale so v obdobjih, ko je erozija stagnirala
in je Sava nasula tanke plasti proda.
Verjetno so reke občasno nanašale prod tudi v intergladalnih obdobjih
v presledkih med splošnim poglabljanjem. Debehna prodnih naplavin, ki
so jih reke odložile v teh presledkih, je bila majhna. V gladalni dobi, ko
23
SI. 6. Shematski prikaz razvoja konglomeratnih in prodnih zasipov na Sorškem
polju
Fig. 6. Schematic presentation of the development of the conglomerated and
gravel fills on Sorsko polje
24
25
so reke začele močneje nasipati, so postopno popolnoma prekrile vse
prodne terase, ki so. nastale v fazi erozije; zato niso nikjer vidne.
Nastanek debelih konglomeratnih plasti v Vratih, Kotu in Kranjski
gori, ki jih je Rakovec (1949) uvrstil v zadnji interglacial, še ni po-
jasnjen. Po Rakovcu se je zadnji interglacial začel z erozijo, ki ji je
sledilo nasipanje, nato pa se je pred würmsko poled eni tvijo zopet uvelja-
vila erozija. V akumulacijski fazi med obema erozijskima fazama so bile
v riško-würmskem interglacialu odložene debele plasti proda. Ni pa nujno,
da je bilo nasipanje v tej fazi tako močno v vsej dolini Save. Veliko debe-
hno plasti proda lahko pripisujemo lokalnemu grezanju visokoalpskih
dolin v tej fazi.
Pleistocenski zasipi na Kranjskem in Sorškem polju
Konglomeratne zasipe teras, ki so severozahodno cd Kranja na površju,
prekriva na Kranjskem in Sorškem polju prodni zasip. V osrednjem delu
Kranjskega in Sorškega polja so po podatkih vrtanja vložene med kon-
glomerat in prod plasti rjave peščene gline s preperelimi porfirskimi
prodniki, ki predstavljajo ostanek preperelega površja starejših zasipov.
Najgloblje plasti rjave peščene gline s preperelimi pro^dniki sem zasledil
v vrtini S-24 v Drulovki na višini 274 m, v vrtini S-26 pod Žerjavko na
višini 292 m, v vrtini S-20 severno od Trate na višini 330 m in v vrtini
v Brniku na višini 315 m. Ti podatki kažejo, da se nekdanje površje sta-
rejšega konglomeratnega zasipa dviga od sredine polja proti Zejskemu
hribu in Plani gmajni. Ce predpostavimo, da površje Zejskega hriba vpada
proti severu pod prodni zasip in oba mlajša konglomeratna zasipa ter
se nadaljuje v omenjene glinaste vložke, je v Zerjavki površje starejšega
konglomeratnega zasipa 80 m niže, v Drulovki pa 100 m niže. Za toliko se
je torej pogreznila sredina polja glede na Zejski hrib po odložitvi starejšega
konglomeratnega zasipa.
Jasno sliko o intenzivnosti grezanja na ozemlju med Drulovko in 2ej-
skim hribom bi dobili, če bi na tem območju izvrtali še nekaj vrtin (si. 6).
V dobi akumulacije starejšega konglomeratnega zasipa se je sredina
Sorškega polja enako intenzivno grezala kot njegov rob, kajti v Zejskem
hribu je pri Zejah zasip debel 15 m, pri Jeperci 20 m, v Zerjavki 16 m in
v Drulovki 17 m. Nasprotno pa se zdi., da se je osrednji del Kranjskega
polja močneje grezal kot obrobje, kajti na Plani gmajni je starejši konglo-
meratni zasip v vzhodnem delu debel 10 m, v zahodnem delu prek 10 m,
v vrtini S-28 v Brniku pa 40 m, vendar podatki te vrtine niso povsem
zanesljivi. Večanje debeline zasipa pa lahko pripišemo tudi načinu odla-
ganja proda v kokrškem vršaju, ki je bil v severnem delu ob iztoku reke
iz ozke doline gotovo debelejši kot v južnem delu.
Terciarna podlaga pleistocenskih plasti leži v sredini Kranjskega in
Sorškega polja zelo globoko. Največjo globino doseže na Sorškem polju,
kjer so bile terciarne plasti ugotovljene v vrtini S-24 pri Drulovki na višini
257 m in v vrtini S-19 na Meji na višini 261 m. Osrednja kotanja na Sor-
skem polju se nadaljuje na Kranjsko polje, kjer je nekoliko plitvejša.
V vrtini S-32 pri Šenčurju je terciama podlaga na višini 300 m, v vrtini
S-27 v Vogljah na 394 m, v vrtini S-28 pri Brniku pa na 275 m. Robovi
26
kotanje se precej strmo dvigajo proti zahodu, severu in jugu. Skupna de-
behna pleistocenskih plasti v osrednjem delu kotanje skoraj povsod pre-
sega 100 m.
Ko sta se Sava in Kokra zaradi splošnega dviganja ozemlja zarezali
v starejši konglomeratni zasip, je akumulaciji starejšega konglomeratnega
zasipa sledila erozija. Zaradi upogibanja sinklinale, v kateri je bil odložen
starejši konglomeratni zasip na Kranjskem in Sorškem polju, se je nagnilo
površje zasipa proti sredini polja. Površje Zejskega hriba in najvišje terase
v Plani gmajni pa kljub temu ne moremo enostavno podaljšati v ghnaste
vložke na sredini polja, kajti terasi sta na severozahodu, oziroma severo-
vzhodu omejeni z izrazito ježo. To kaže, da so tod potekale v erozijski
fazi dokaj globoke struge rek, ki jih lahko zasledujemo le na robovih
najvišjih teras, medtem ko njihovega nadaljevanja proti sredini polja ne
moremo zanesljivo ugotoviti. Stare rečne struge v osrednjem delu polja
bi bilo iskati na krajih, kjer v vrtinah ni bilo glinasto prodne plasti, ki
predstavlja preperelo površje zasipa. V erozijski fazi je namreč reka na
krajih, kjer je vrezovala svorjo strugo, to plast odnesla.
Na Kranjskem in Sorškem polju verjetno pripadajo srednjemu konglo-
meratnem zasipu konglomeratne in prodne plasti med najnižjim glinasto
prodnim vložkom in naslednjim višjim. Na Sorškem polju bi bilo mogoče
uvrstiti v ta zasip prodne in konglomeratne plasti v vrtini S-23 v globini
od 56 do 95 m, v vrtini S-20 pa od 13 do 32 m. Površje zasipa je torej
v vrtini S-23 na višini 316 m in v vrtini S-20 na 359 m, medtem ko' je pri
Goirenji vasi zasip ohranjen na površju na višini 360 m. Navedeni podatki
kažejo, da se je površje zasipa po njegovi odložitvi nagnilo proti sredini
polja podobno kot pri starejšem konglomeratnem zasipu, kjer sta ga po-
zneje prekrila mlajši konglomeratni in prodni zasip.
Na Kranjskem polju razmere niso popolnoma jasne. Prodni vršaj Kokre
prekriva ves mlajši konglomeratni zasip in leži na severnem robu Plane
gmajne neposredno na obeh starejših konglomeratnih zasipih. Zato je in-
terpretacija razvoja pleistocenskih plasti na tem območju problematična,
kajti mlajši prodni pokrov prekriva stik med mlajšim in srednjim kon-
glomeratnim zasipom. Po analogiji z razmerami na Sorškem polje skle-
pamo, da vpada srednji konglomeratni zasip Plane gmajne proti severu
P'od mlajši konglomeratni zasip. Ta ga je prekril potem ko se je površje
srednjega konglomeratnega zasipa zaradi tektonskega delovanja nekoliko
nagnilo proti severu (si. 7).
V	vrtinah S-28 v Brniku, S-32 v S^enčurju in S-27 v Vogljah je bilo
ugotovljenih po več glinastO' prodnih plasti. Zgornje prodne in ghnaste
plasti, do globine 10 do 15 m pod površjem, sem uvrstil v prodni zasip;
prod med glinastimi plastmi je namreč tu povsem nesprijet, medtem ko so
v globlje ležečih prodnih plasteh pogostni konglomeratni vložki.
V	vrtinah S-27, S-32 in V-I/48 (na aerodromu v Brniku) se v globljih
plasteh pojavlja le ena izrazita plast gline s prodniki, zato ni mogoče
zanesljivo ugotoviti, če so razviti vsi trije konglomeratni zasipi. Vsekakor
pa lahko- uvrstimo v srednji konglomeratni zasip konglomeratne in prodne
plasti neposredno pod glinasto prodno plastjo, ki leži v vrtini S-27 v glo-
bini 41 m, v vrtini S-28 pa 21 m pod površjem.
27
SI. 7. Shematski prikaz razvoja konglomeratnih in prodnih zasipov na Kranjskem
polju in Plani gmajni
Fig. 7. Schematic presentation of the development of the conglomerated and
gravel fills on Kranjsko polje and Plana gmajna
Površje srednjega konglomeratnega zasipa je na severnem robu Plane
gmajne na višini 363 do- 368 m, v vrtini V-1, 48 na višini 362 m, v vrtini
S-32 371 m, medtem ko je v vrtini S-27 zelo globoko, na višini 328 m.
Površje srednjega konglomeratnega zasipa se po teh podatkih sodeč
skoraj vodoravno nadaljuje iz Plane gmajne proti severu, kjer ga pre-
krivata mlajši konglomeratni in prodni zasip. Le proti severozahodu v
smeri Vogelj je nekoliko strmeje nagnjeno.
Na rjavi peščeni glini s porf irskimi prodniki preperelega površja sred-
njega konglomeratnega zasipa leži mlajši konglomeratni zasip. Ta je na
Kranjskem polju in v osrednjem delu Sorškega polja prekrit s prodnim
zasipom, le v zaho'dnem delu Sorškega polja v Smrekovi in Veliki Do-
bravi ter vzdolž Save med Prašami, Zejami in Svetjem se dviga nad
prodni zasip. Proti severu vpada mlajši konglomeratni zasip Velike Do-
brave pod prodni vršaj Save. Zasip pada proti jugovzhodu od višine 365
do 355 m. Strmec zasipa je 5 %o. V skrajnem severnem delu je površje po-
polnoma ravno in vpada pod prodni zasip. Po podatkih vrtin S-20 in S-18
je na površju 2,3 do 3,1 m debela plast rjave peščene ghne, pod njo pa
se menjavajo prodne in konglomeratne plasti. Mlajšemu konglomerat-
nemu zasipu prištevam le prodne in konglomeratne plasti do najvišjega
glinasto prodnega vložka, ki leži v vrtini S-20 v globini 13 m.
Istemu zasipu pripada tudi terasa na ozemlju med Prašami, Mavči-
čami, Mošami, Podrečo, Zejami in Svetjem. Terasa se dviga do 5 m nad
prodni zasip, proti severu pa vpada pod njega. Terasa je namreč med
Mavčičami in Prašami rahlo nagnjena proti severu in je zato razumljivo,
da jo pri Prašah prekriva prodni zasip, ki je močno nagnjen proti jugu
(strmec 6%o). Pri Mavčičah je površje prodnega zasipa okrog 3 m niže od
konglomeratne terase, prav tako tudi pri Podreči, medtem ko je višinska
razlika pri Zejah 5 m. Od Mavčič proti Podreči je mlajši konglomeratni
zasip strmeje nagnjen (strmec 6 %o), zato je višinska razlika med konglo-
meratnim in prodnim zasipom konstantna. Med Podrečo in Svetjem ni
opaziti nobenega strmca površja, kar kaže, da se je nagnilo proti severu,
oziroma se je južni rob dvignil. V skladu z dvignjenim južnim robom se
poveča višinska razlika med prodnim in konglomeratnim zasipom na
5 m. V prid teze o nagibanju konglomeratnega zasipa govorijo tudi rahlo
proti severu nagnjene konglomeratne plasti pri smledniškem mostu, ki
leže na terciarni sivici. Zasip prekriva rjava peščena glina, debela 2 do 3 m.
Debelina zasipa je znana le na južnem robu med Zejami in Svetjem,
kjer se nad Savoi in Soro kaže terciarna sivica. Debelina niha od 15 do
24m. V osrednjem in severnem delu terase ni podatkov o debehni tega
zasipa, ker v savski soteski nisem zasledil nobenih glinasto prodnih vložkov
med konglomeratnimi plastmi, po katerih bi mogel sklepati na njegovo
debelino. Verjetno so bili ti vložki zaradi erozije pred nasipanjem mlaj-
šega konglomeratnega zasipa odneseni.
V osrednjem in severnem delu Sorškega polja ter na Kranjskem
polju severno od Plane gmajne je mlajši konglomeratni zasip prekrit
z največ 10 m debelo plastjo proda. Prodni zasip je debelejši le v fosilni
savski strugi, ki pofbeka od Drulovke proti Jeperci, in verjetno v stari
kokrški strugi, katere potek ni točno znan (si. 8).
29
Iz podatkov vrtanja vidimo, da je pod prodnim zasipom povsod, razen
v fosilnih strugah, ohranjeno preperelo ghnasto površje mlajšega konglo-
meratnega zaisipa. Preperina pa je tanjša kot v Vehki in Smrekovi Dobravi,
kjer mlajši konglomeratni zasip ni prekrit s prodom. Stanjšanje vrhnje
glinaste plasti je mogoče razlagati z rahlo bočno erozijo, med katero je
reka odnesla del preperele plasti, potem ko je zapolnila s prodom staro
strugo in se na široko razlila po polju. Sele na to, nekoliko erodirano
površje, je odložila prod.
Severno od Meje in na Kranjskem polju leži prodni zasip na nestanj-
šani glinasti plasti, ki prekriva mlajši konglomeratni zasip. Razlog za
to je iskati v zelo položnem površju reliefa na tem območju. Ko se je reka
razhla iz ozke in strmo nagnjene dohne nad Kranjem, je le odlagala in
si sčasoma nasula dokaj strm vršaj.
Po končanem nasipanju mlajšega konglomeratnega zasipa sta začeh
Sava in Kokra močno erodirati. Na Sorškem polju si je v tej dobi Sava
vrezala v konglomerat 35 do 40 m globoko strugo, ki je potekala, kot je
pokazalo vrtanje od Drulovke prek vrtin S-24, S-23, S-15 in nato med
Senico in Jeperco do Sore. Južno od Jeperce in Senice je erozija odstranila
ves konglomerat starejših zasipov in je stara struga vrezana v terciarne
plasti.
Na Kranjskem polju je bilo mogoče ugotoviti zasuto staro strugo, ki
jo je verjetno izdolbla Kokra, le pri Dragočajni, njenega nadaljevanja proti
severu in jugu pa ne poznamo zanesljivo. Vsekakor je možno, da je stara
struga, Kokre potekala v bližini današnje savske struge proti Primsko^
vemu, kjer se kanjon Kokre precej razširi in na levem bregu ni več opa-
ziti konglomerata, ampak le prodni nanos.
Vrezovanje je bilo posledica splošnega dviganja ozemlja, ki pa je bilo
zelo neenakomerno. Na Kranjskem in Sorškem polju se je najbolj dvigalo
obrobje, verjetno zaradi sinkhnalnega upogibanja terciarnih in na njih
ležečih pleistocenskih plasti. Dokaz za taka tektonska premikanja je de-
formirano površje mlajšega konglomeratnega zasipa.
Vrezovanju je sledilo zasipanje, ki ga je povzročilo bodisi stagniranje
v dviganju, rahlo grezanje ozemlja ah pa poledenitev. V dobi zasipanja so
reke zapolnile stare struge, se nato na široko razlile in odložile obsežne
vršaje.
Največji obseg zavzemajo naplavine prodnega zasipa na Kranjskem in
Sorškem polju v starih vršajih Save in Kokre. Po podatkih vrtin skle-
pamo, da je prodni zasip na Sorškem polju povečini tanek in prekriva
preperelo površje mlajšega konglomeratnega zasipa. Prodni zasip pa je
znatno debelejši v stari savski strugi, ki si jo je Sava vrezala v ero'zijski
fazi po končani akumulaciji mlajšega konglomeratnega zasipa. Med Je-
perco in Senico, kjer leži ta zasip neposredno na terciarnih plasteh, je
debel do 38 m. V vrtini S-14 pri Senid. leži pod prodom 3,3 m debela
plast šote, ki ji S e r c e 1 j po sestavi peloda pripisuje interglacialno ah
interstadialno starost, najverjetneje pa pripada zadnjemu interglacialu,
ker ne vsebuje nobenih starejših elementov. Pod šoto leži okrog 3 m debela
plast peska z neapnenim prodom, pod njim pa sivica. Prod nad šoto je
vsekakor mlajši od zadnjega intergladala, torej je würmske starosti (si. 9).
30
v osrednjem delu Sorškega polja v stari zasuti savski strugi ni mogoče
v vrtinah vedno zanesljivo ločiti prodnega od starejših zasipov, ki pove-
čini niso sprijeti. Edina opora za razlikovanje je značilna siva barva p'rod-
nega zasipa, medtem ko so starejši zasipi svetlo sivi, rumenkasti in ru-
menkasto rjavi. Razen tega vsebuje prod starejših zasipov pogostne vložke
konglomerata, pa tudi prod je zelo močno zbit, kar se je pokazalo^ v po-
časnejšem napredku vrtanja.
Po podatkih vrtine S-24 pri Drulovki je prodni zasip debel 42 m, seveda
če je bila meja s konglomeratnim zasipom pravilno določena.
Stara zasuta savska struga poteka po podatkih vrtin in kartiranja od
Drulovke, kjer je široka le nekaj sto metrov, prek vrtin S-24, S-23, S-15
proti Jeperci in Senici, kjer se razširi na 1200 m. V vrtini S-19 na Meji je
bilo zgoraj 6 m proda, pod njim pa je bil konglomerat. Stara struga torej
poteka bodisi med cesto in to vrtino, ali pa med vrtino S-19 in Prašami.
Bolj verjetno je, da poteka vzhodno od vrtine S-19, kajti podaljšana os
stare struge od Drulovke prek vrtin S-24 in S-23 poteka 200 m vzhodno
od vrtine S-19. Približno 200 m od vrtine S-16 proti Jeperci je v gramozni
jami opaziti na strani, ki je obrnjena pTOti cesti, konglomerat že okrog
2 m pod površjem, medtem ko sestoji nasprotna stena gramoznice le iz
proda do dna 6 m globoke jame. Gramozna jama je torej izkopana v desni
breg stare zasute savske struge.
Ko je Sava popolnoma zasula svojo strugo, se je na širokoi razlila po
polju in odložila prodni vršaj na tektonsko že nek olik o- premaknjen mlajši
konglomeratni zasip. Prodne naplavine niso bile odložene samo v smeri
Jeperce, ampak tudi piroti Skofji Loki, kjer doseže prod debelino 10 m. Tu
leži prod na glinastih plasteh zahodnega obrobja polja.
Na severnem in južnem obrobju Sorškega polja leži prodni zasip niže
kot mlajši konglomeratni zasip, medtem ko ga v osrednjem delu polja
prekriva. Ta pojav si je mogoče razlagati le z upogibanjem mlajšega kon-
glomeratnega zasipa proti sredini ter z relativnim dviganjem obrobja in
grezanjem osrednjega dela. Zasip se je upognil v erozijski fazi po kon-
čanem zasipavanju, ko se je celotno ozemlje dvigalo.
Povprečen strmec vršaja je 4 %o, torej je enak kot med PoHco in Šmart-
nim pri Kranju.
Na Kranjskem polju stare struge Kokre ni mogoče zanesljivo, slediti.
Le pri Dragočajni sem našel na levem savskem bregu, ki je sicer zgrajen
iz konglomerata, ozko, s prodom zapolnjeno strugo. Njeno dno leži nekaj
metrov nad rečnoi gladino. Skoraj gotovo je ta stara struga nekdanja
struga Kokre, ki poteka od tod verjetno v neposredni bližini sedanje sav-
ske struge proti Primskovemu, kjer se verjetno stara struga stika z da-
našnjo. Južno in severno od Primskovega sestoji ves levi kokrški breg
iz konglomerata, zato lahkoi leži vtok v staro strugo le na tem kraju,
kjer na levem bregu ni opaziti konglomerata.
Prodni zasip prekriva na Kranjskem polju v obliki vršaja preperelo
površje mlajšega konglomeratnega zasipa, vendar so po podatkih vrtanja
že v prodni zasip vložene številne glinaste plasti. Prodnega zasipa tudi tu
ne moremoi zanesljivo ločiti od konglomeratnega, ker tudi ta povečini še
31
ni sprijet, vendar so v njem pogostni konglomeratni vložki. Debelina
prodnega zasipa ni velika, največ 15 m.
Vršaj je bil nasut, kot na Sorškem polju, šele potem, ko je Kokra zasula
svojo staro strugo do vrha in se razlila po polju. Ker se je površje konglo-
meratnih zasipov močno nagnilo proti sredini polja, leži prodni vršaj z juž-
nim in jugovzhodnim robom neposredno na srednjem in celo starejšem
konglomeratnem zasipu.
Občasno je Kokra prodrla po eni izmed šte\alnih zdaj suhih dohn
v Plani gmajni v Skaručensko: kotlino, kjer je odložila prod na nekoliko
pogreznjen mlajši konglomeratni zasip. Debehna prodnega zasipa po po-
datkih gramoznic ne presega 4 m.
V vzhodnem delu polja je izrazit vršaj Reke. Nasut je bil verjetno
istočasno kot kokrški vršaj, ki sega na vzhodu le do Brnika. Med Brnikom
in Mengeškim poljem ne opazimo prodnih naplavin, kar kaže, da v to
smer Kokra tudi občasno ni več prodrla, verjetno zaradi močnega zasi-
panja Reke, ki je Kokro odrivala proti zahodu. Po pKxiatkih vodnjakov
v Lahovčah in Nasovičah tam prevladuje »grumpež-« z vložki proda in
konglomerata.
Strmec kokrškega vršaja je v zgornjem delu 12 %o, pod Šenčurjem pa
9 %o. Prodni vršaj Reke je mnogo bolj strm, saj doseže 26 %o.
Od Sorškega polja sledimo prodni zasip proti Ljubljanskemu polju,
kjer prekriva mlajši konglomeratni zasip enako kot na Kranjskem in Sor-
škem polju. Pri Pimičah je površje zasipa na višinah 340 do 333 m. Niz-
vodno od tod je ohranjen prodni zasip na desnem bregu Save pri Med-
nem, kjer leži na višini 324 m, pri Stanežičah na višini 323 m, pri Vižmar-
jih pa se zasip zelo razširi in prekriva velik del Ljubljanskega polja.
Po končani akumulaciji prodnega zasipa so reke začele vrezovati svoje
sedanje struge. Ker je bilo vrezovanje večkrat prekinjeno, so nastale
neposredno ob rečnih dohnah akumulacijske in erozijske terase.
Najbolj izrazita in največja je erozijska terasa med Šmartnim pri
Kranju in Prašami. Široka je 500 m do 1 km in leži 3 doi 4 m niže od površja
Sorškega polja. Zarezana je povečini v prod, v bhžini soteske Save pa tudi
v konglomerat. Južno od Praš terasa izgine.
Enaka široka terasa je tudi na levem bregu Save med Prebačevim in
Mošami. Njena ježa poteka jugozahodno- od Voklega prek ceste Voklo—
Trboje, kjer jo sestavlja prod, nato pa se priključi na konglomeratni za-
hodni rob Plane gmajne, ki predstavlja mejo med srednjim in mlajšim
konglomeratnim zasipom. Površje terase leži okrog 4 m niže kot površje
prodnega zasipa na desnem bregu Save na Sorškem polju. Severno od
Trboj je terasa na nadmorski višini 362 m, na zgornjem robu ježe pri
Jami pa je površje prodnega zasipa na koti 366 m, razlika je torej 4 m.
Terasa je nastala z vrezovanjem Save, ki je pri, Prašah prešla na levi breg
in tekla mimo Trboj in Moš proti Dragočajni. Od današnje struge jo je
ločila konglomeratna bariera mlajšega konglomeratnega zasipa, ki se pri
Mošah dviga okrog 5 m nad teraso.
Fazi bočne erozije, v kateri je nastala ta terasa, je sledila faza navpične
erozije, ko si je Sava vrezala današnjo epigenetsko dolino med Drulovko
in Medvodami.
32
VZDOLŽNI GEOLOŠKI PRESEK KRANJ- SENICA
LONGITUDINAL GEOLOGIC SECTION KRANJ -SENICA
LEGENDA NA SL.8
EXPLANATION IN "THE FIG.8
Južno od Moš je še ena erozijska terasa, ki je okrog 3 m nižja in jo
moremo pripisati le savski eroziji. Na vzhodu jo loči od mlajšega konglo-
meratnega zasipa okrog 5 m visoka ježa, v kateri vidimo ponekod kon-
glomerat.
Se nižje in mlajše terase, ki jih prekriva povečini tanka plast proda,
so pri Bregu, Prašah, Trbojah in pri. Zbiljah.
Severozahodno od Kranja so se nižje terase ohranile pri Okroglem,
kjer jih prekriva prod, kar kaže, da je v presledkih med erozijo Sava tudi
akumulirala.
Pleistocenski zasipi na južnem in jugovzhodnem obrobju Kranjskega in
Sorškega polja
Na južnem in jugovzhodnem obrobju Kranjskega in Sorškega polja
imajo konglomeratni zasipi obliko teras, podobno kot severozahodno od
Kranja. Obirobje se je močneje dvigalo kot osrednji del polja ter se obenem
nagnilo proti severu, zato so se tu ohranili konglomeratni zasipi v obliki
teras, ki vpadajo- proti severu pod prodni zasip.
Na južnem obrobju Kranjskega in Sorškega polja je ohranjen starejši
konglomeratni zasip v osrednjem delu Plane gmajne, v Zejskem hribu,
v konglomeratni terasi pri Komendi in Gori. Konglomeratni terasi sta
ostanek starega kokrškega vršaja.
Površje starejšega konglomeratnega zasipa je v Plani gmajni na višini
365 do 370 m in je vodoravno ali celo rahlo nagnjeno proti severozahodu.
Na Tragarici je zasip prerezan s precej široko grapo, kjer prihaja na
površje terciarni peščenjak na nadmorski višini 355 do 360 m. Prav tako
so vidni terciarni skladi v ježi na severnem robu terase in v dolini potoka
severno od Lokarij na nadmorski višini okrog 355 m.
Konglomerat prihaja na površje le na nekaj krajih na južnem in sever-
nem robu terase, ki sestoji povečini le iz p>eščene gline s porfirskimi
prodniki, ker je konglomerat že popolnoma preperel. Osrednji del terase
v okolici kraja Na Tragarici sestoji iz glinastih plasti, kar dokazujejo po-
polnoma ravno površje brez vrtač in številni izviri na severnem robu
terase, ki nato- poniknejo v konglomerat niže ležečega srednjega konglo-
meratnega zasipa. V tem delu Plane gmajne ni bila doslej izvrtana še
nobena vrtina, zato mi ni uspeloi dobiti vzorcev pleistocenske gline, ki bi
jih mogel na podlagi pelodnih analiz natančneje stratigrafsko uvrstiti.
Po svoji legi je starejša od gline iz Lokarij, ki jo je S e r c e 1 j po pelodnih
analizah uvrstil v zgornji del starejšega ali spodnji del mlajšega pleisto-
cena. Vrh Plane gmajne moramo torej vsekakor uvrstiti v starejši pleisto-
cen. Ker sta južno od najvišje terase v Plani gmajni razviti še dve nižji
konglomeratni terasi, jo uvrščam prav tako kot Vojvodni boršt in druge
najvišje terase nad Kranjem v najstarejši pleistocen, tj. v starejši kon-
glomeratni zasip.
Debelina zasipa v vzhodnem delu Plane gmajne ne presega 10 m, med-
tem ko v zahodnem delu ni znana. Verjetno je zasip v tem delu znatno
debelejši, kar kaže, da se je ozemlje v dobi akumulacije neenakomerno
grezalo, in sicer najbolj v severozahodnem delu. Možno je tudi, da je bilo
že terciarno površje pred odložitvijo zasipa močno razrezano.
3 — Geologija 14	33
stari konglomeratni zasip v zahodnem delu Plane gmajne je nanos
Save ali Kokre. V vsakem primeru bi moralo biti njegovo površje na-
gnjeno proti vzhodu ali jugu. Iz specialke 1:25.000 pa vidimo, da je skoraj
vodoravno, kar je mogoče pripisati le tektonskim premikom pio odložitvi
zasipa, pri katerem se je Plana gmajna nagnila proti severozahodu.
Plana gmajna in Zejski hrib ležita na južnem krilu kamniško-tuhinjske
sinklinale. Premiki pleistocenskih teras kažejo, da se je sinklinalno guba-
nje nadaljevalo še v kvartarju.
V erozijskih fazah se je celotna sinklinala dvigala, vendar zaradi ne-
prestanega upogibanja močneje na robovih kot v sredini.
Na taka premikanja kažejo tudi odnosi med starejšim ter srednjim
konglomeratnim zasipom na severozahodnem robu Plane gmajne. Proti
severozahodu postaja namreč višinska razlika med njunim površjem vse
manjša in končno- izgine. Zato ju ni mogoče točno razmejiti. Razlago za ta
pojav je iskati v tektonskih premikih, ko sta se terciarna podlaga in z
njo vred starejši konglomeratni zasip pred pričetkom akumulacije sred-
njega konglomeratnega zasipa nagnila proti severu in postala veliko bolj
položna. Ko se je končala akumulacija srednjega konglomeratnega za-
sipa, ki je bil normalno nagnjen proti jugu, je ta prekril severozahodni
rob starejšega konglomeratnega zasipa, jugovzhodno od tod pa je zaradi
večjega naklona že prišel pod starejši konglomeratni zasip.
Dviganje južnega krila terciarne sinklinale, oziroma njeno- upogibanje,
je bilO' močnejše na zahodu; kajti le tako si je mogoče razložiti, da je
površje starejšega konglomeratnega zasipa v Zejskem hribu, ki leži okrog
4 km južneje kot Plana gmajna, na isti nadmorski višini (okrog 370 m).
Pod Zejskim hribom leži terciama podlaga na višini 355 m, medtem
ko je njegovo površje na višini 370 m. Zasip je torej debel 15 m. Zasip
je globoko preperel in močno zakrasel, saj so nekatere vrtače globoke
10 m. Konglomerat prihaja na površje le v spodnjem delu ježe terase.
Zasip je prekrit z debelo plastjo rjave peščene gline s prodniki.
Zelo- pomemben je ostanek starejšega konglomeratnega zasipa pri Ver-
jah na južnem pobočju hriba s koto 433 m. Konglomerat leži na terciarni
sivici na višini 365 m, medtem ko je površje zasipa na višini 370 m,
torej na isti višini kot v Plani gmajni in Zejskem hribu, čeprav leži juž-
neje od O'beh. Dviganje je bilo torej pri Verjah močnejše kot v Zejskem
hribu in Plani gmajni.
Starejšemu konglomeratnemu zasipu pripadata tudi terasi pri Ko-
mendi (višina 358 m) in pri Gori (višina 360 m). Dvigata se okrog 10 m
nad srednji konglomeratni zasip. Konglomerat je debel le okrog 10 m,
pod njim so vidne v ježi terase terciarne plasti.
Morda pripadata istemu zasipu tudi osamelca pri Lahovčah (kota 364 m)
in Goričica (kota 356 m), vendar ni izključeno, da sestojita le iz terciarnih
plasti.
Pribhžno 5 do 10 m pod najvišjo teraso v Plani gmajni leži srednji
konglomeratni zasip; iz njega sestoji večji del Plane gmajne severno in
južno od najvišje terase.
Srednji konglomeratni zasip sega povečini na terciarno talnino sta-
rejšega konglomeratnega zasipa in jo prekriva. V osrednjem in vzhodnem
34
delu Plane gmajne, kjer se je starejši konglomeratni zasip dvignil, je bila
gladina reke, ki je tekla v končni fazi nasipanja srednjega konglomerat-
nega zasipa ob robu najvišje terase, nižja od površja te terase; zato je ni
mogla zasuti.
Na severnem robu najvišje terase v Plani gmajni srednji konglome-
ratni zasip ne sega na terdamo talnino starejšega konglomeratnega zasipa.
Terdarne plasti so- vidne v najnižjem delu ježe terase.
Površje srednjega konglomeratnega zasipa južnoi od najvišje terase
v Plani gmajni je skoraj vodoravno in leži na višini 364 do 360 m. Severno
od najvišje terase pa je nagnjeno proti jugovzhodu. Njegov strmec je tu
5 do 7 %o.
Srednji konglomeratni zasip je prekrit z debelo plastjo rjave peščene
ghne s preperehmi porfirskimi prodniki. Preperina je po podatkih vrtin
debela do 10 m.
Zahodni in severni del terase sestoji iz konglomerata in je močno za-
krasel. Pogostne so vrtače do 10 m globine in globoke suhe dohne. Ves
jugovzhodni del Plane gmajne sestoji po podatkih kartiranja in vrtine
S-4 iz ghn z vložki konglomerata.
Ser cel j (1960) je uvrstil gline iz Lokarij v hladno obdobje zgor-
njega dela starejšega ah spodnjega dela mlajšega pleistocena. Pa p p in
za njim Pavlovec (1960) sta na podlagi številnih mehkužcev ugoto-
vila, da so ghne pleistocenske. Razen pri Lokarjih so razvite enake ghne
tudi v Plani gmajni, torej ni razloga, da bi jih imeh za mlajše, kar je
domneval Sifrer. Anahze peloda v vzorcih ghne iz vrtine S-4 na robu
Plane gmajne kažejo po Serceljevem mnenju morda na riško ledeno- dobo
ah pa še na kako starejše obdobje,
Terdama podlaga srednjega konglomeratnega zasipa je na Plani gmajni
v vrtini S-4 na višini 310,5 m, medtem ko je pod starejšim konglomerat-
nim zasipom na višini 355 do 360 m, V erozijski fazi pred akumuladjo
srednjega konglomeratnega zasipa so se torej reke zarezale skozi starejši
konglomeratni zasip še 45 do 50 m globoko v terciarno podlago,
Ghnasto površje srednjega konglomeratnega zasipa so razrezah potoki.
Del terase, ki sestoji iz konglomerata, ima rahel strmec proti jugu oziroma
jugovzhodu, vendar ga točno ni mogoče ugotoviti, ker je površje- zelo- va-
lovito zaradi številnih vrtač in suhih dolin. Južni rob Plane gmajne je med
Lokarji in Valburgo popolnoma raven, čeprav sestoji delno iz konglo-
merata. Prvotno je bil zasip- verjetno nagnjen proti vzhodu; o-b tektonskem
delovanju pa se je nagnil v nasprotno smer in p-ostal vodoraven. Pri nagi-
banju zasipa ter pod njim ležečih terdamih plasti so se plastične ghne
v Lokarjih, kjer je bilo nagibanje najmočnejše, lokalno nagubale, kar je
lepo vidno v ghnokopu pri Lokarjih.
Na južnem robu Sorškega polja se dviga pri Gorenji vasi okrog 5 m nad
najnižjo konglomeratno teraso majhen terasni osamelec, ki sestoji iz sred-
njega konglomeratnega zasipa. Na južnem robu so v železniškem vseku
vidne terdame plasti. Konglomerat je debel le do 15 m.
Južni rob Plane gmajne je odrezan proti niže ležeči suhi dolini z ježo,,
visoko okrog 20 m. Suha do-hna poteka od Valburge prek Vodic p-roti
Mostam. Sestoji iz konglomeratnih in prodnih plasti. Njena terdarna pod-
35
laga je po podatkih vrtanja okrog 20 m niže kot na južnem robu Plane
gmajne v vrtini S-4.
Sestava zasipa je v vrtinah S-3 in S-4 različna, kar vidimo iz geološkega
preseka vzdolž projektirane gorenjske avtomobilske ceste. Suha dolina je
bila po teh podatkih več ali manj na debelo zasuta s prodom, potem ko se
je reka (verjetno Sava) skozi ves srednji konglomeratni zasip zarezala še
okrog 20 m globoko v terciarne plasti.
Zaradi pogrezanja severnega in severozahodnega dela Plane gmajne
je mlajši konglomeratni zasip tu prekril srednjega. Na južnem robu Plane
gmajne, kjer se je v erozijski fazi ozemlje močno dvignilo, zasipanje ni
doseglo površja srednjega konglomeratnega zasipa, ampak se je končalo
okrog 20 m podi njim.
Na jugozahodnem robu Plane gmajne, pri Dragočajni, je meja med
srednjim in mlajšim konglomeratnim zasipom zabrisana. Reka, ki se je
v erozijski fazi med akumulacijo srednjega in mlajšega konglomeratnega
zasipa zarezala v zahodni rob Plane gmajne, je v naslednji akumulacijski
fazi zasula svojo strugo prav do roba. Lep dokaz, da se na zahodnem robu
Plane gmajne stikata dva različna zasipa, čeprav med njima ni višinskih
razlik, nam nudijo vrtine na Sorškem polju in S-29 na robu Plane gmajne.
V vrtini S-29 je vrhnja plast rjave peščene gline s prodniki debela prek
10 m, medtem ko je bila preperina v vrtinah na Sorškem polju debela naj-
več 4 m. Preperela plast je torej v Plani gmajni več kot dvakrat debelejša,
kar kaže, da je površje zasipa preperevalo znatno dlje in je torej tudi
zasip, ki ga preperina sestavlja, znatno starejši.
Južno od Sorškega polja je ohranjen mlajši konglomeratni zasip le v
obliki neznatnega konglomeratnega ostanka pri Spodnjih Pirničah. Površje
konglomerata je na nadmorski višini 338 m in sestoji iz tanke preperine.
Debelina konglomerata pa ne presega 5 m.
Opisani konglomeratni ostanek je zanimiv zaradi tega, ker kaže, da je
Sava v času akumulacije mlajšega konglomeratnega zasipa tekla vsaj za-
časno prek medanskih vrat proti Ljubljanskemu polju ali pa med Smamo
goro in Smledniškim hribom proti Skaručni.
V erozijski fazi, ki je sledila akumulaciji mlajšega konglomeratnega
zasipa, sta Kokra in Sava izdelali globoki dolini na Sorškem polju in za-
hodnem robu Kranjskega polja, ki sta ju v naslednjem, akumulacijskem
obdobju zasuli s prodom. Na južnem robu Sorškega polja, kjer se je mlajši
koinglomeratni zasip dvignil, prodni zasip ni dosegel roba tega zasipa,
ampak je ostal okrog 5 m niže. Na južnem robu Kranjskega polja je Kokra
v zadnji fazi nasipavanja prodnega zasipa občasno prodrla po prodnem
vršaju prek Plane gmajne po eni številnih grap v Skaručensko kotlino,
kjer je odložila okrog 4 m debelo plast proda med Vodicami in Skaručno.
Pleistocenski zasipi v Skaručenski kotlini ter na podolju med Šmarno
goro in Smledniškim hribom
Večji del S-karučenske kotline prekriva mlajši konglomeratni zasip. Ta
leži v podaljšku suhe doline, ki poteka od Valburge proti Vodicam. V osred-
njem delu polja med Vodicami, Bukovico in Skaručno je mlajši konglome-
ratni zasip prekrit s kokrškim prodnim zasipom, debelim okrog 4 m.
36
v suhi dohni med Valburgo, Vodicami in Mostami je mlajši konglo-
meratni zasip zelo položno- nagnjen proti vzhodu, v Skaručenski kotlini pa
proti jugu. Strmec površja je manjši od 2 %o. Vrhnji del zasipa sestoji iz
plasti rjave peščene ghne s prodniki, debele 5 do 6 m, torej nekoliko več
kot na Sorškem polju. Terciarna podlaga je nagnjena proti vzhodu in
jugu, torej proti sredini Skaručenske kothne. V vrtini S-10 so terdame
plasti na višini 318,4 m, v S-9 v Zapogah na 296,4 m, v S-3 pod 290,4 m, v
S-8 v Mostah na 271 m, v S-7 pri Bukovici na 254,4 m in v S-2 v sredini
Skaručenske kothne na 236,2 m.
Debehna zasipa je najmanjša v zahodnem delu suhe doline, v vrtini
S-10 33 m, v vrtini S-9 pa 43 m. V vrtini S-8 v vzhodnem delu suhe dohne
ob izstopu na Mengeško polje pa doseže 58 m. V vrtini S-9 je vložena med
prod in konglomerat ghnasto prodna plast v globini 37 m, v S-8 v globini
36 m in v S-2 v globini 27,3 m. Spodnji del proda in konglomerata pod
ghnasto prodno plastjo morda pripada že srednjemu konglomeratnemu
zasipu.
V	vrtini S-3 na prehodu iz suhe doline v Skaručensko kothno je vrh-
nja ghnasta in ghnasto prodna plast debela 13,3 m, pod njo pa je še več gh-
nasto prodnih vložkov. Taka sestava sedimentov kaže, da je reka v fazi
nasipanja mlajšega konglomeratnega zasipa le občasno vdrla v Skaru-
čensko kothno in prek Povod j a proti Ljubljanskemu polju. Ko- tod reka ni
nasipala, je na površju nastala debelejša ah tanjša plast glinaste preperine.
Dokaz, da je reka tekla v času nasipanja tega zasipa prek Povodja proti
Ljubljanskemu polju, je ostanek konglomeratnega zasipa na levem bregu
Gameljšdce pri Povodju. Konglomerat leži na karbonskem skrilavcu, po-
vršje konglomeratne terase je na višini okrog 335 m, torej 4 m više kot pri
cerkvi v Skaručni.
Površje Skaručenske kothne je rahlo- upognjeno proti sredini; na jugu
pri skaručenski cerkvi leži na koti 331 m, na odcepu proti Polju na koti
325 m, severno od to-d pod Repnjami pa na koti 333 m. Zaradi te upognje-
nosti zasipa imamo tudi omenjeno konglomeratno teraso pri Povodju za
ostanek mlajšega konglomeratnega zasipa.
V	Skaručenski kothni je po podatkih vrtine S-2 znatno več glinastih
in ghnasto prodnih vložkov kot na Kranjskem in Sorškem polju; zato tod
ni mogoče zanesljivo razhkovati posameznih zasip-ov. Razen vložkov rjave
peščene ghne s prep-erelimi prodniki nastopajo tudi plasti rjave ghne z
apnenim prodom, ki verjetno niso nastale pri preperevanju zasipa, ah pa
je bilo p-reperevanje zelo kratkotrajno. Vsekakor je mogoče po analogiji
z razmerami na Kranjskem in Sorškem polju sklepati, da sta v osrednjem
delu kothne o-hranjena p-od mlajšim konglomeratnim zasipom oba starejša
konglomeratna zasipa. Debehna vseh konglomeratnih zasipov doseže v
vrtini S-2 87,9 m.
V	podolju med Smledniškim hribom in Šmarno goro sta na južnih po-
bočjih Smledniškega hriba dve izraziti terasi, medtem ko predstavlja
osrednji del podolja najnižjo teraso.
Površje najvišje terase leži na višini okrog 370 m in je skoraj ravno.
Okrog 15 m niže leži naslednja terasa, ki je prav tako ravna. Najnižja te-
37
rasa je rahlo nagnjena proti vzhodu. Njeno površje pada od višine 340 m
na zahodu do 330 m na vzhodu, kjer prehaja v Skaručensko kotlino.
Vse tri terase sestoje iz rjave in sive gline z vložki konglomerata, ki
so v najnižji terasi bolj pogostni.
Najvišja terasa se razprostira od konglomeratne terase pri Verjah
skoiraj do Repen j. V skrajnem zahodnem delu sestoji iz apn enega kon-
glomerata, ki leži neposredno na sivici. Osrednji in vzhodni del terase sta
glinasta. Pod glino vidimo na več krajih v globokih grapah oKgocenski
konglomerat. Debelina zasipa doseže 20 m. Teraso pri Verjah sem po vi-
šini uvrstil v starejši konglomeratni zasip, ki mu pripadajo verjetno tudi
glinaste plasti, najvišje terase na južnem pobočju Smledniškega hriba.
Naslednja terasa sestoji iz sive gline z redkimi vložki konglomerata.
Na videz je glina zelo podobna glini v Lokarjih, ki sem jo uvrstil v sred-
nji konglomeratni zasip. Vzorci gline niso vsebovali peloda. Debelina gli-
naste plasti ni znana, ker niso terciarne plasti razkrite niti v najglobljih
grapah.
Osrednji del podolja predstavlja najnižjo teraso, ki se nadaljuje v Ska-
ručensko kothno'. Kot je znano, pripada zgornji del pleistocenskih plasti
v kotlini mlajšemu konglomeratnemu zasipu, zato uvrščam v ta zasip tudi
glinaste plasti v osrednjem delu podolja. Med glinastimi plastmi so dokaj
pogostne leče apnenega konglomerata.
Na zahodnem obrobju podolja je ohranjen pri Spodnjih Pirničah osta-
nek konglomeratne terase na višini 338 m. Konglomerat leži na triadnem
apnencu. Terase sestoje večidel iz ghne. To kaže na močvirsko in jezersko
sedimentacijo. Le na zahodnem robu podolja, pri Pirničah in Verjah, in na
A/zhodnem, pri Skaručni, so rečne naplavine. V podolje sta občasno prodrli
Sava in Kokra, kar dokazujejo vložki apnenega konglomerata.
Pleistocenski zasipi na Ljubljanskem polju
Podobno kot na Kranjskem in Sorškem polju leže tudi na Ljubljan-
skem polju pleistocenski zasipi eden na drugem. Na vrhu je prodni zasip,
pod njim pa leže starejši pleistocenski konglomeratni zasipi.
Na jugozahodu in jugu segajo pleistocenske savske naplavine do vznož-
ja Medanskega in Šentviškega hriba, do Pržanja in Kosez, dalje do Rožnika
in prek Tivolija do Gradu ter nato do vznožja Golovca in Kašeljskega
hriba.
Na severu sega pleistocenski prod do roba visoke terase, ki poteka od
Mednega prek Vižmarij, Kleč, Ježice, Tomačevega, Hrastja in Zadobrove
do Gradišča pri Zalogu. Pod robom visoke pleistocenske terase leži holo-
censka terasa, ki poteka vzdolž Save v 0,5 do 2 km širokem pasu od Med-
nega do Zaloga. Višinska razlika med visoko teraso in nizko holocensko
teraso se zmanjša od Mednega do Zaloga od 15 m do 8 m.
Na severnem robu sta v visoko^ pleistocensko teraso vrezani 1 do 2 nižji
erozijski terasi. Višinska razlika med površji visoke terase in erozijskih
teras je 2 do 10 m. Največja je na severnem robu pri Mednem (okrog 10 m),
najmanjša pa pri Tomaoevem in Zadobrovi (2 do 5 m).
Na južnem robu polja je Ljubljanica med Mostami in Kašljem vrezala
v visoko pleistocensko- teraso Save 1 do 2 nižji erozijski terasi. Pri Mostah
38
je višinska razlika med visoko pleistocensko teraso in Ljubljaničino ero-
zijsko- teraso okrog 5 m, pri Zavogljah in Zgornjem Kašlju pa 8 do 9 m.
Višinska razlika se nizvodno veča. Obratno se višinska razlika med nizko
holocensko- teraso- ob Savi in površjem pleistocenske terase nizvodno
manjša. To razliko je povzročila Ljubljanica, ki je zadenjsko zarezovala
svoje erozijske terase od izliva v Savo navzgor; pri tem je sledila vre-
zovanju Save.
Podatki številnih geotehničnih vrtin na ožjem mestnem obm-očju Ljub-
ljane kažejo-, da sestoji visoka pleistocenska terasa na vrhu iz tanke
plasti humusa, nato pa iz dokaj čistega peščenega proda. Prevladujejo
prodniki apnenca, znatno manj je porfirskih in peščenih prodnikov. Prod-
na plast je debela 4 do 13 m. V vrtini L 8 v bližini Tovarne dekorativnih
tkanin v Dravljah je debehna 5,8 m, v pivovarni Union (L 9) 10 m, pri pod-
vozu na Celovški cesti (Lil) 7,5—8,5 m, pri vodarni vKlečah (L 7) okrog
7 m, pri podvozu na Titovi cesti (L 10) 7 m, v Dimičevi ulici (L 12) 10,5 m, ob
Domžalski cesti (L 13) 9,5 m, pri toplarni (L 14) 7,5 m do 8 m, v Savskem
naselju (L 15) okrog 4 m, v vodnjaku nove kurilnice (L 16) 7 m, pri silosu
v Zalogu (L 17) okrog 5 m ter v vrtinah L 18, L 19 in L 20 pri Zadobrovi
11,5 do 13 m.
Vrhnja p-rodna plast visoke pleistocenske terase je bila po ugotovitvah
Rak ovca (1932 in 1955) odložena v würmski poledenitveni dobi. Isto
velja tudi za prodni zasip na Kranjskem in Sorškem polju, ki ga prek
prodnih teras pri Pimičah, Vikerčah in Mednem sledimo na Ljubljansko
polje. V nasprotju s Sorskim in Kranjskim poljem pa na Ljubljanskem
polju ni bilo mogoče ugotoviti globoko zarezane stare savske struge, zasute
s pro-dom. Verjetno je bila matno phtvejša kot na Sorškem polju.
Pod prodnim zasipom leži po p-odatkih vrtin povečini plast rjave ghne
in ghne s preperehmi pro-dniki, ki predstavlja preperelo vrhnjo plast
mlajšega konglomeratnega zasipa. Po analogiji z razmerami na Kranjskem
in Sorškem polju je glinasta preperina nastala v topli medle-deni dobi, ver-
jetno v riško-würmski. Konglomerat in prod, ki ležita pod glino, sta ekvi-
valent mlajšega konglomeratnega zasipa na Kranjskem in Sorškem polju.
Glina se pod pr-o-dnim zasipo-m razprostira na zahodnem in jugozahod-
nem obrobju polja med vznožjem Šentviškega hriba, Zapužami, Kosezami
ter vznožjem Rožnika in Gradu do Ljubljanice na jugu, na severovzhodu
pa približno do črte: Železnica od Šentvida do razcepa s kamniško progo,
pivovarna Union, podvoz na Titovi cesti in štajerska proga do toplarne. Na
desnem bregu Ljubljanice ghne povečini ni.
V osrednjem delu polja nastopa rjava glina, oziroma ghna s prodniki
povečini v obliki večjih leč. Ponekod leži prodni zasip ne-posredno na
konglo-meratu. V Klečah je bila glina p-od prodom ugotovljena v vodnjakih
1 do 8, 13 in 14, v drugih pa ne. Prav tako je bila ugotovljena v Savskem
naselju in v Dimičevi ulici.
Med Zapužami in Kosezami prehaja proti zahodu rjava preperinska
glina v jezersko ghno. Še dalje proti zahodu izgine tudi vrhnja prodna
plast, kar kaže, da Sava v najmlajši ledeni dobi ni več prodrla skozi ožino
med Šentviškim hribom in Rožnikom proti Barju.
39
Meja med barsko glino in glinastim meljem Ljubljanice ter savskimi
mlajšepleistocenskimi prodnimi naplavinami med Rožnikom in Gradom
ni zanesljivo ugotovljena. Po dosedanjih podatkih poteka prek Tivolija in
Trga revolucije do vznožja Gradu. Barski sedimenti segajo še dalje proti
vzhodu do Cankarjeve, Dalmatinove in Komenskega ulice ter Ambrože-
vega trga, kjer so prekriti s savskim prodom, debelim 4 do 5 m. Vrtine
na Trgu revolucije (L 23), Ferantovem vrtu (L 22) in na Glincah (L 24)
kažejo, da je pod barskimi plastmi v globini 10 do 20 m pod površjem
savski prod in konglomerat.
Rjava glina, o-ziroma glina s preperelimi prodniki, ki, leži pod. vrhnjim
prodnim nanosom, je na Ljubljanskem polju ponekod tanka, drugod pa
doseže vehko debelino. Med Šentvidom in Šiško je debela 1,1 do 10 m.
V vrtinah L 29 in L 30 na območju soseske SS-8^1 v Dravljah med Celov-
ško in Vodnikovo cesto je de^bela 7 do- 10 m, v vrtini L 8 v bližini Tovarne
dekorativnih tkanin pa le 0,5 m, v pivovarni Union (L 9) 4,5 m, pri podvozu
na Celovški cesti (Lil) 7,5 m, pri hotelu Lev 6,5 m, v posameznih vod-
njakih v Klečah okrog 2 m, v Dimičevi tilici (L 12) 1,5 m, v vrtini L 10 na
Titovi cesti celo 9,5 m, v vrtini pri toplarni (L 14) 3,5 do 5,5 m, v vodnjaku
nove kurilnice v Mostah (L 16) 2 m, prav toliko pa tudi v vrtini L 17
pri, silosu v Zalogu.
SI. 10. Geološki presek vodarne v Klečah
Fig. 10. Transverse geologic section across the wells of the Ljubljana water
supply at Kleče
40
Pod glino, oziroma glinastim prodom, sledita konglomerat in peščen
prod s tankimi vložki konglomerata, ki pripadata mlajšemu konglomerat-
nemu zasipu. Sestava globlje ležečih plasti je slabo znana, ker soi le redke
vrtine segle skozi vse pleistocenske naplavine do permokarbonske podlage.
V osrednjem delu polja so globlje le vrtine ob železniški progi pri
Tovarni dekorativnih tkanin (L 8) in v okolici vodarne v Klečah. Vrtina
L 8 v bližini Tovarne dekorativnih tkanin kaže, da nastopa v globini 7 m
pod 0,5 m debelo plastjo prodnate gline prod s tankimi vložki konglomerata,
ki ga lahko po analogiji z razmerami na Sorškem polju uvrstimo v mlajši
konglomeratni zasip. V globini 14 m je še ena, 4 m debela plast rjave
gline s preperelimi prodniki, ki verjetno predstavlja preperino srednjega
konglomeratnega zasipa. Ta plast je nastala v toplem obdobju po kon-
čani akumulaciji srednjega konglomeratnega zasipa. Ko je Sava začela
akumulirati, je začela odlagati naplavine mlajšega konglomeratnega zasipa
neposredno na preperinsko plast srednjega konglomeratnega zasipa. V
večji globini y tej vrtini ni več glinastih vložkov, kar pa še ne pomeni, da
41
na Ljubljanskem polju niso bile odložene naplavine starejšega konglo-
meraitnega zasipa. Glinaste in glinasto prodne preperinske plasti, ki ločijo
posamezne zasipe, so bile namreč povečini pred pričetkom akumulacije
posameznih zasipov erodirane.
V	vrtinah na lokacijah vodnjakov št. 8, 9, 10 in 11 v Klečah so bili ugo-
tovljeni glinasti vložki še v večjih globinah. Dokaj izrazita sta ghnasta
vložka v globini 35 do 37 m in 54 do 56,5 m, ki verjetno prav tako predstav-
ljata preperelo površje nekdanjih zasipov (si. 10).
V	vrtinah L 6 ob Komenskega ulici, L 5 na Navju, L13 ob Dom-
žalski cesti, L 14 pri toplarni in L 16 pri novi kurilnici je bila le ena gli-
nasta plast neposredno pod vrhnjim prodnim zasipom. V večji globini ni
bilo' več ghnastih vložkov, kar je mogoče pojasniti z rečno erozijo. Sava je
namreč pred pričetkom odlaganja prodnih naplavin v fazah akumulacije
odnesla vrhnjo preperelo plast starejših naplavin.
Ghnaste plasti so- bile ugotovljene tudi v vrtinah L 18, L 19 in L 20
v bližini Zadobrove. V eni od vrtin so bile tri tanke plasti gline s pre-
perehmi prodniki v globini 11 do 12 m, 15 do 16 m ter 25,5 do 27 m.
V globini 31 do 36 m pa so prevrtali šoto in barsko ghno.
Mlajši konglomeratni zasip se kaže na površju predvsem v strugah
Ljubljanice in Save. V strugi Save smo ga zasledili pri Tomačevem in
v večjem obsegu pri Jaršah, kjer se je Sava zarezala v visoko pleistocensko
teraso.
Ob strugi in v strugi Ljubljanice vidimo konglomerat na več krajih.
Prvi izdanki so že pri tovarni Zima nad Fužinami, nato pa v večjem obsegu
pri jezu v Fužinah. Največji obseg zavzema mlajši konglomeratni zasip
med Vevčami in Zgornjim Kašljem, kjer poteka nekdanja struga Ljub-
ljanice. Verjetno si je Ljubljanica to strugo^ vrezala v najmlajšem pleisto-
cenu ah holocenu, ko se je začela zarezovati v lastne prodne naplavine
tudi Sava.
Podatki o debelini pleistocenskih plasti in o globini do permokarbon-
ske podlage so' dokaj nepopolni. Nekohko bolj preiskano je ozemlje med
Mednim in Ježico, kjer je bilo izvrtanih 8 vrtin do podlage. Poleg vrtanja
je bilo izvedeno tudi geoelektrično sondiranje. Vse te preiskave kažejo, da
je debelina prodnih plasti neposredno na desnem bregu Save zelo majhna,
ponekod pa je ta breg zarezan v permokarbonske plasti. Pri medanskem
visečem mostu, nad Brodom, pribhžno 400 m nizvodno od tacenskega
mostu ter med izhvom Gameljščice in železniškim mostom na Ježici je
savska struga zarezana v permokarbonske plasti, ki povečini sestavljajo
tudi desni in levi breg.
Geoelektrične preiskave kažejo, da so prodne plasti na desnem bregu
Save na krajih, kjer njena struga ni zarezana v permokarbonske plasti,
debele 5 do 15 m.
Permokarbonska podlaga vpada od Save proti Vižmarjem in Klečam
zelo strmo. Pri črpališču v Vižmarjih je že globlje kot 55 m, tj. niže od
kote 257 m. Med Mednim in Klečami so po podatkih geoelektričnih pre-
iskav vrezani v permokarbonsko podlago trije globoki jarki. Eden poteka
od vrtine L 1 v gramoznici v Stanežičah prek vrtine L 2 proti črpališču
42
v Vižmarjih, drugi od L 27 prav tako proti črpališču v Vižmarjih in vod-
njakom v Klečah ter se združi s prvim jarkom. Tretji jarek, ki je nekohko
plitvejši, poteka od vrtine L 28 proti vrtinam L 4 in L 7 v Klečah. Razum-
ljivo je, da je debelina pleistocenskih naplavin, ki zapolnjujejo te globoke
jarke, znatno večja kot na ostalem ozemlju (si. 11). Prav tako se debelina
teh naplavin veča od Save proti Klečam, kjer doseže po podatkih vrtin
L 8 in L 4 debelino 96 do 101 m. Permokarbonska podlaga je na širšem
območju vodarne v Klečah na koti 209 m do približno 205 m.
Na osrednjem delu Ljubljanskega polja med vodarno v Klečah, Poljem
in Zadobrovo' soi podatki o skupni debelini prodnega zasipa in konglome-
ratnih zasipov ter o globini permokarbonske podlage zelo nepopolni.
Vrtina L10 pri podvozu na Titovi cesti, globoka 60 m, še ni dosegla
podlage, in L 5 na Navju, ki je bila enako globoka, tudi ne. Do permo-
karbonske podlage sta segli le vrtini L 6 ob Komenskega ulici, ki je dosegla
permokarbonske plasti v globini 45 m na koti 251 m, in vrtina L 13 ob
Domžalski cesti, ki je zadela na podlago v globini 48,5 m na koti 239. Vod-
njaki v Hrastju so. globoki 45 m in ne segajo do permokarbonske podlage.
Vrtine L 18, L 19 in L 20 pri Spodnji Zadobrovi so zadele na permokar-
bonsko podlago na koti 238,5 do 240 m. Pleistocenske prodne in glinaste
naplavine so debele 34 do 41,5 m.
Vrtina L 21 pri zaloškem mostu čez Ljubljanico kaže, da je podlaga
zelo plitvo, na koti 261,6 m. Prod je debel le 8,4 m.
Vsi navedeni podatki kažejo, da se globoka kotanja Ljubljanskega
polja pri Zadobrovi že dviga. Kje je njen najgloblji del, zaenkrat ni
mogoče reči. Vsekakor moremo- pričakovati največjo globino v osrednjem
delu polja med vodarno v Klečah in Zgornjo Zadobrovo.
Zelo zanimive so vrtine na ožjem mestnem območju, ki kažejo, da je
med Rožnikom in Gradom v podlagi globel, zasuta zgoraj z barskimi
sedimenti, spodaj pa s savskim prodom. Vrtina L 22 na Ferantovem vrtu
še v globini 40 m ni zadela na permokarbonske plasti, prav tako ne
vrtini L 25 v Beethovnovi ulici in L 26 v Dalmatinovi. uHci, ki sta bili
globoki 26,2 m, oziroma 25,5 m. Globel se nadaljuje čez Vič v barjansko
udorino', ki doseže po podatkih geoelektričnih preiskav pri Dolgem mostu
globino prek 200 m. Približno 500 m zahodno od Dolgega mostu je bila
izvrtana vrtina L 3, ki je v globini 67 m ostala v savskem produ.
Med Rožnikom in Šentviškim hribom ter Podutikom in Vičem &o
geološke razmere nejasne, ker doslej tod ni bila izvrtana nobena globlja
vrtina. Ni izključeno, da je na tem območju podobna globel kot med Rož-
nikom in Gradom. Tej domnevi v prid govori dejstvo, da so pri vseh glob-
ljih vrtinah na Viču zadeli v večji globini na savski prod. Tega je nanesla
Sava v dobi, ko je tekla skozi ožino med Šentviškim hribom in Rožnikom
vzporedno z Glinščico skozi Vič ter skozi ožino med Rožnikom in Gradom
nazaj na Ljubljansko polje. V podkrepitev naši domnevi naj navedemo,
da vodnjak v Tovarni dekorativnih tkanin v Dravljah v globini 63 m še ni
dosegel permokarbonske podlage. Prav tako je permokarbonska podlaga
po podatkih vrtin L 29 in L 30 v soseski SS-8 'l v Dravljah med Vodnikovo
in Celovško cesto globlje od 30 m.
43
Povzetek
Po programu raziskovalnih del za razširitev ljubljanskega vodovoda
sem v letih 1963 do 1967 geološko kartiral Ljubljansko polje, Kranjsko
polje in Sorško polje ter delno tudi ozemlje severozahodno od Kranja proti
Radovljici. Kartiranje so dopolnile številne vrtine.
Rezultati raziskav kažejo, da na Ljubljanskem polju ter na Kranjskem
in Sorškem polju kot tudi na ozemlju severozahodno od Kranja nista raz-
vita samo dva rečna zasipa, starejši in mlajši, kot so povečini prikazovali
d'CKslej. Poleg mlajšega, prodnega zasipa, so razviti trije starejši, konglo-
meratni rečni zasipi.
Nadrobna raziskava sestave konglomeratnih zasipov in površja nji-
hove terciarne podlage me je prepričala, da gre za samostojne zasipe, ne
pa za erozijske terase v enotnem konglomeratnem zasipu. V mlajših
konglomeratnih zasipih so zaobljeni kosi in bloki konglomerata starejših
zasipov. V površju terciarne podlage opazimo i>od ježami teras izrazit skok,
kar potrjuje, da so reke med akumulacijo posameznih konglomeratnih
zasipov močno erodirale in se skozi lastne zasipe zarezale še globoko
v terciarno podlago. V ježah nekaterih konglomeratnih teras so v spod-
njem delu razgaljene terciarne plasti, kar kaže, da zasipanje, ki je sledilo
eroziji, ni več doseglo nivoja terciarne talnine starejšega zasipa.
Konglomeratne zasipe sem poimenoval kot starejši, srednji in mlajši
konglomeratni zasip, ki jih predstavljajo severozahodno' od Kranja in na
južnem obrobju Kranjskega in Sorškega polja starejša, srednja in mlajša
konglomeratna terasa.
V osrednjem delu Kranjskega in Sorškega polja kot tudi na Ljubljan-
skem polju leže zasipi eden na drugem. Na vrhu je povečini prodni zasip.
Pod njim leži nekaj metrov debela plast rjave ghne s preperehmi prod-
niki ter natO' konglomerat in zbit prod mlajšega konglomeratnega zasipa.
Sledita oba starejša konglomeratna zasipa. Plasti rjave ghne s prodniki,
ki predstavljajo nekdanje preperelo površje zasipov, so bile ugotovljene
le v nekaterih vrtinah. Erozija, ki je sledila zasipanju, je povečini pre-
perelo površinsko glinasto plast odstranila.
Pleistocenski zasipi leže na severnem in južnem obrobju Kranjskega
in Sorškega polja ter na ozemlju med Radovljico in Kranjem v terasah
eden nad drugim, proti sredini polja pa vpada j o eden pod drugega. Na
obrobju polja leži terasa najstarejšega zasipa najvišje, v osrednjem delu
polja pa najgloblje. Višinska razlika je okrog 100 m, medtem ko' se pri
mlajših zasipih zmanjšuje. Deformacije površja zasipov so nastale zaradi
tektonskih premikov, ki so se začeh v terdarju in so se nadaljevah v plei-
stocenu. Na Kranjskem in Sorškem polju se je v pleistocenu upogibala ter-
ciarna sinkhnala, z njo vred pa tudi pleistocenske plasti. Razen upogi-
banja se je celotno ozemlje tudi dvigalo, vendar je bilo- dviganje večkrat
prekinjeno. V fazah dviganja so- reke zarezovale, v fazah mirovanja pa
nasipavale. Stari zasip se je v osrednjem delu Kranjskega in Sorškega
fx>lja zaradi upogibanja sinklinale v fazi dviganja pogreznil glede na
obrobje; zato ga je v fazi mirovanja, tj. akumulacije, naslednji, mlajši
zasip popolnoma prekril. Na obrobju polja je postalo površje starega za-
44
sipa zaradi upogibanja bolj strmo; zato ga naslednji, mlajši zasip, ki je tudi
imel normalen strmec, ni več dosegel.
V nasprotju s Kranjskim in Sorškim poljem na obrobju Ljubljanskega
polja niso ohranjeni starejši pleistocenski zasipi v obliki teras, ampak
leže po podatkih vrtin eden na drugem. Le na severozahodnem obrobju
Barja je v viški terasi ohranjen staropleistocenski konglomerat kot
podlaga glinastih plasti. Večji del Ljubljanskega polja, z izjemo- oizemlja
neposredno vzdolž Save in Ljubljanice, predstavlja visoko pleistocensko
prodno teraso. Prodni zasip, ki prekriva terasio, je debel po podatkih
■v'rtin 4 do 13 m. Pod njim sledi mlajši konglomeratni zasip, sestavljen iz
konglomerata in proda. Oba zasipa loči plast gline s preperelimi porfirskimi
prodniki, ki predstavljajo preperelo površje mlajšega konglomeratnega za-
sipa. Glina s preperelimi prodniki ni ohranjena nepretrgano na vsem
polju, ampak leži ponekod prodni zasip neposredno na konglomeratu
mlajšega konglomeratnega zasipa. Vzrok temu je iskati v rečni eroziji v
obdobju neposredno pred akumulacijo prodnega zasipa.
Pod mlajšim konglomeratnim zasipom leže še starejši pleistocenski
konglomeratni zasipi, vendar točnejša razčlenitev ni mogoča, ker je bilo
premalo globokih vrtin. Skupna debelina pleistocenskih prodnih in kon-
glomeratnih naplavin je v osrednjem delu polja pri vodami v Klečah
96 do 101 m. Na severozahodnem in sevemem obrobju pri Mednem in Viž-
marjih ter na vzhodnem obrobju pri Zalogu je debelina pleistocenskih
plasti sorazmerno majhna (5 do 15 m) in počasi narašča proti sredini
polja. Nasprotno pa so pleistocenske naplavine zelo debele na jugozahod-
nem in južnem robu polja med Šentviškim hribom. Rožnikom in Golov-
cem ; dcisežejo 45 do 60 m in celo več.
Dosedanje raziskave ne zadostujejo, da bi bilo mogoče razjasniti potek
nasi pan ja pleistocenskih naplavin na Ljubljanskem polju. Njihovi re-
zultati kažejo, da so se pleistocenske plasti odložile v tolikšni debelini
predvsem zaradi močnega grezanja polja, medtem ko je velike razlike
v debelini pleistocenskih naplavin v severozahodnem in južnem delu
polja pripisati erozijskemu preoblikovanju permokarbonske podlage. Polje
se ni grezalo' enakomerno kot enotna udorina; s prelomi je namreč raz-
deljeno v več grud, ki so se pogreznile v različno globino. Točen potek
prelomov na Ljubljanskem polju še ni znan.
Polje se je grezalo predvsem v ledenih dobah. Takrat so reke odlagale
vehke množine proda, ki so ga odnašale iz morenskih nasipov. Povečini
apneni konglomerat v podlagi viške terase, savski prod in konglomerat
pod barjanskimi glinastimi sedimenti pri Dolgem mostu ter zahodno od
Dravelj dokazujejo, da je Sava tekla po Ljubljanskem polju že v starej-
šem pleistocenu. Ostanki mlajšega konglomeratnega zasipa v terasah pri
Spodnjih Pimičah in pri Povodju kažejo, da je Sava v riški ledeni dobi
prodrla na vzhodni del Ljubljanskega polja.
Srednji in mlajši konglomeratni zasip in prodni zasip na Ljubljanskem
polju ter Kranjskem in Sorškem polju so v zvezi z ustreznimi morenami
v Radovljiški kotlini. Na Lipniški in Brdski planoti prekrivajo srednji
konglomeratni zasip preperele morene. Odložil jih je ledenik na višku
45
poledenitve, ko se je iz svoje kotanje povzpel na prod, ki so ga nanesli
ledeniški potoki neposredno pod čelnimi morenami.
Na Brdski in Lipniški planoti je siednji konglomeratni zasip odrezan
proti mlajšemu konglomeratnemu zasipu z visoko ježo, kjer izdan ja por-
firski tuf. To dokazuje, da sta višku poledenitve sledila umikanje ledenika
in erozija; reka je prerezala moreno in konglomeratni zasip ter načela
tufsko podlago. Eroziji je sledila akumulacija mlajšega konglomeratnega
zasipa. V terasi pri Kolnici sestoji zasip iz slabo zaobljenega proda in
velikih blokov, kar dokazuje, da je bil nanesen v neposredno bližino čel-
nih moren. V terasi Bratranci na levem bregu Save pa leže na mlajšem
konglomeratnem zasipu morene. Prodni zasip je na levem bregu Save
v neposredni zvezi s šmidolsko moreno, kar je dokazal že K u š č er (1955).
Najstarejše morene, ki bi bile v z\'-ezi s starejšim konglomeratnim
zasipom, niso nikjer ohranjene.
Iz vsega navedenega sledi, da izvirajo zasipi iz ledenih dob, ko so
ledeniške reke odnašale material iz čelnih moren in ga odlagale vzdolž
vsega toka od konca ledenika navzdol. Zaradi vehki čelnih in talnih
moren, ki so jih ledeniki na debelo nasuli v rečnih dolinah, se je močno
povečal začetni strmec ledeniških rek in s tem njihova energija; zato so
odnašale velike množine materiala. Ko so ledeniki zapolnili rečne dohne,
so močno skrajšali rečne tokove. V konglomeratnih zasipih pri Naklem
niso redki prodniki in nezaobljeni bloki do 1 m v premeru, kakršnih
v recentnem nanosu Save ni.
Prodniki in bloki starejšega konglomerata v mlajših konglomeratnih
zasipih in v prodnem zasipu kažejo, da je bil vsak starejši, zasip že pred
pričetkom akumulacije mlajšega sprijet. Prod se je cemen tiral v fazah
erozije, ko se je gladina podtalne vode zaradi vrezovanja rek znižala in je
bil omogočen dostop zraka v porozni prodni zasip. Sprijemanje proda je
dolgotrajen proces, ki ga pospešuje višja temperatura. Oba pogoja sta
bila lahko izpolnjena v interglaciahh, ko je bila temperatura višja, razen
tega pa so bih interglaciah mnogO' da Ijši kot glaciah. Prodni zasip, za ka-
terega je dokazano, da je bil 0'dložen v würmu, je še sipek, kajti toplejše
postglacialno obdobje, ki se je začelo po daunskem umikalnem stadiju,
je bilo prekratko, da bi se prod sprijel.
Stratigrafska uvrstitev zasipov je zaradi pomanjkanja rasthnskih in
živalskih ostankov nezanesljiva. Prodni zasip je nedvomno- würmske sta-
rosti, kajti v vrtini S-14 v Senici leže pod prodom organske ghne. V njih
je našel S er cel j pelod, ki dokazuje zadnji interglacial ali pa kak
würmski interstadial.
V Lokarjih sestoji srednji konglomeratni zasip večidel iz ghne. V njej je
našel S e r c e 1 j pelod, ki kaže na hladnejše obdobje zgornjega dela spod-
njega pleistocena ali pa spodnjega dela zgornjega pleistocena.
Zaporedje štirih zasipov v Ljubljanski kothni ustreza štirim ledenim
dobam, günški, mindelski, riški in würmski; günSke morene niso nikjer
več ohranjene. V ledenih dobah so- reke nanašale, v medledenih pa so se
vrezale v že sprijet prod starega zasipa in še globlje v terciarno podlago.
V dobi akumulacije so zasule svoje stare struge. Na obrobju Kranjskega in
Sorškega polja, kjer se je ozemlje v erozijski fazi dvignilo in nagnilo- proti
46
osrednjemu delu polja, mlajši zasip ni več dosegel starejšega; zato so se
izoblikovale terase. V osrednjem delu Kranjskega in Sorškega polja ter na
Ljubljanskem polju, kjer se je ozemlje pogreznilo, so reke najprej zasule
svoje stare struge do vrha, nato pa so se razlile po polju in prekrile starejše
zasipe.
Pleistocene Deposits of the Kranj, Sora, and
Ljubljana Fields
Ljubo Zlebnik
The Kranj, Sora, and Ljubljana fields, as well as the area between
Kranj and Radovljica towns, have been geologically mapped diuing the
years 1963—1967. The mapping was supplemented by numerous explora-
tory bores. These investigations aimed at the increasing the water supply
of the Ljubljana town.
In the region mentioned above there are not only two fluvial fills, one
older, the other younger, as generally described up to now. Besides the
younger gravel fill there exist three older conglomerated fluvial fills.
Detailed investigation lead to the conclusion that the conglomerated fills
are independent and don't be explained as erosional terraces of a single
conglomerated fill. In younger oonglomerated fills rounded cobbles as well
as boulders of conglomerate from the older fills are found. Below the oon-
glomerated terrace scarps the Tertiary bedrock is step-like incised. These
geomorphologic features prove a strong erosion during the accixmulation
of the different conglomerated fills. In the places where the Tertiary
beds crop out is shown that the younger fxUing following the erosion did
not reach the bottom of the older fill.
In further text the oonglomerated fills will be called older, inter-
mediate, and younger oonglomerated fills. Northwest of Kranj and on
the southern borders of the Kranj and Sora fields they are represented by
the older, intermediate, and younger conglomerated terraces.
In the central part of the Kranj—Sora field, as well as in the Ljubljana
field, the fills occur in normal position. On the top lie the gravel fill as
the youngest formation. It is underlain by a bed of brown clay, with weat-
hered pebbles. The thickness of the clay amounts to- a few meters. Next
appear conglomerate and compacted gravel of the younger oonglomerated
fill, and then both the intermediate and older conglomerated fills. The
brown clay with pebbles, representing the surface layer of the fills, was
discovered only in a part of the bores. The erosion which followed the
filhng, carried away the weathered surface bed in most places.
On the northern and southern borders of the Kranj and Sora fields,
and between Kranj and Radovljica, a flight of terraces can be seen in
reverse order. The lowest is the youngest gravel fill terrace, the highest
is the oldest oonglomerated terrace. The difference in height of the oldest
conglomerated fill at the border and in the centres of the fields amounts
to about 100 meters. The reasons for deformations forming a synclinal
47
valley were tectonlcal movements, starting in Tertiary and continuing in
Pleistocene. Besides downfolding, the region was intermittently uplifted.
During the lifting period the streams incised in their vaUey fill, during the
sinking periods they built up the fill. In the phases of regional uplifting,
the older fill in the central part of the Kranj and Sora fields was sinking
with respect to the border parts, due to downfolding of the synclinal
valley. Therefore it was here completely cov^ered by younger fill. On the
borders of the fields, the dip of the older fill increased due to folding,
therefore it could not be reached by the younger fiU having a normal dip.
On the borders of the Ljubljana field, the older Pleistocene fiUs are not
preserved as terraces, but they overlie each other. Only on the north-
western border of the Barje in the Vič terrace the old Pleistocene con-
glomerated fill is underlaying the clayey beds. The main part of the
Ljubljana field, with exception of the banks of the Sava and Ljubljanica
rivers, represents a Pleistocene gravel terrace. The thickness of the gravel
fill varies between 4 and 13 meters. It is underlain by the younger con-
glomerated fill. Between both fills, a layer of clay with porphyric pebbles
occur in, some parts of the field, in others it is missing due to erosion
immediately before the gravelfiU accumulation.
The younger conglomerated fill is underlain by older conglomerated
fills. Due to the scarcity of bores, a more exact differentiation in age is
not p'ossible, here. The total thickness of Pleistocene gravel and conglo-
merated fills near the pumping station Kleče amounts 101 meters, and
' decreases in eastern direction towards Zalog, as well as in northern direc-
tion towards Medno and Vižmarje to only about 5 to 15 meters. The Plei-
stocene beds in southern and southwestern direction between the Šentvid,
Rožnik and Gk>lovec hills are still of considerable thickness between 45
and 60 meters.
Investigations carried out up to now are not sufficient to explain the
process of deposition of Pleistocene fills in the Ljubljana field. They still
show, that the considerable thickness of the Pleistocene fills is due to
sinking of the field. The differences in thickness in the northwestern and
southern parts of the field, however, are probably due to not uniform
sinking of the Permocarbonian basement, divided by faults in downthrown
blocks. The exact position of the faults in the field itself has not yet been
determined.
The field was downthrown mainly during glacial epoch, when large
amounts of moraine deposits were carried to the fields. The limestone
conglomerate of the Vič terrace, the Sava gravel and the conglomerate
below the clayey sediments of the Barje near Dolgi Most and western of
Dravlje show, that the Sava stream was flowing through the Ljubljana
field already in older Pleistocene. Remnants of the younger conglomer-
ated fih in the terraces at Spodnje Pirniče and Povodje show, that in the
Riss glaciaition the Sava found her way into the eastern part of the Ljub-
ljana field.
The intermediate and younger conglomerated fills, and the gravel
fill of the Ljubljana, Kranj, and Sora fields are connected with correspond-
ing moraines in the Radovljica valley. On the Lipnica and Brdo plains
48
the intermediate conglomerated fill is overlain by the weathered moraine
deposits.
On the Brdo and Lipnica plains the intermediate conglomerated fill
is separated from the younger conglomerated fill by a high escarpment,
where porphyrite tuff is outcropping. This proves, that the recession of
the glacier was followed by erosion. The stream has cut through the
moraine and conglomerated fill, and has incised into the underlaying tuff.
The erosion was foUowed by deposition of younger conglomerated fill. In
the terrace near Kolnica the fill consists of subangular gravel and large
boulders, which proves that it was deposited near the frontal moraine.
The younger conglomerated terrace near Bratranca on the left bank of the
Sava, however, is overlain by moraines.
The gravel fill on the left bank of the Sava is directly connected with
the Smidol moraine, as already proven by K u š č e r (1955).
The oldest moraines, which should be related with the older conglom-
erated fiU, are not preserved.
From the aforementioned constatations follows, that the fills were
formed from glacial streams, which deposited material from the frontal
moraines along all their course. Due to the large size of the frontal and
ground moraines, the initial hydraulic gradient of the streams in their
upper course was very high, and because of their increased energy large
quantities of moraine debris were carried away. In the conglomerated
fills near Naklo angular boulders larger than one meter in size are often
encountered, but can not be found in the recent deposits of the Sava river.
Gravels and boulders of older conglomerates in the younger con-
glomerated fihs and gravel fill show, that every older fill has been con-
glomerated before the deposition of the more recent fill. The gravel was
cemented during the erosional phases, when the level of the ground water
table was lowered due to cutting of the streams into their beds, and the-
refore air foimd access into the porous deposits. The cementation of the
gravel is a long process, which is accelerated by higher temperature. Both
conditions were fulfilled in intergladal stages, which were also longer
than the glacial stages. The gravel fill, proven to have been deposited du-
ring the Würm glaciation is stiU unconsohdated, as the warmer postglacial
recessing period which started with the Daun stage, was to short for
cementation of the gravel.
Stratigraphic classification of the fills is not secure, due to- scarcity of
fauna and flora renmants. The gravel fill is undoubtedly of Würm age,
as below the gravel in bore S—14 in Senica it is underlain by organic clay.
In this S e r c e 1 j found pollen, which proves either the last interglacial,
or a certain Würm interstadial stage.
In Lokarje the intermediate conglomerated fill consists mainly of clay.
In this, S e r c e 13 found pollen which indicates a colder period of the
upper part of the Lower Pleistocene, or a lower part of the Upper Pleisto-
cene.
The four fluvial fills in the Ljubljana basin correspond to the four
gladations, Günz, Mindel, Riss, and Würm. The Günz moraines are not
preserved. During gladations the streams deposited gravel, during inter-
4 — Geologija 14	49
glacial stages they cut into the already conglomerated gravel fill, and into
the underlaying Tertiary beds as well. During deposition, the streams fil-
led up their former beds. At the borders of the Kranj and Sora fields,
which were during the erosional phasis upthrown and tilted towards the
central part of the fields, the younger fill did not reach up to the older
one, and therefore terraces were built. In the central part of the Kranj
and Sora field, which was downthrown, the streams filled at first their
beds, and later flooded the field and covered the older fiUs.
Literatura
A m p f e r e r, O., 1917, Über die Saveterrassen in Oberkrain. Jahrb. geol.
R. A., 67, Wien.
Breznik, M., 1967, Študija o preskrbi Doma tiska v Ljubljani s hladilno
vodo. Arhiv »Tehnike-«, Ljubljana.
C a d e ž , N., 1960, Orientacijske geološke razmere na območju Ljubijana-
Šiška. Arhiv HMZ, Ljubljana.
Drobne, F., Tovornik, S., 1961, Obvestilo o raziskavah geoloških po-
gojev za gradnje na območju mesta Ljubljane. Geologija, Ljubljana.
Gantar, J,. 1955, Amešova luknja. Poročila, Acta carsologica, Ljubljana.
Ilešič, S., 1935, Terase na Gorenjski ravnini. Geogr. vestnik, XI, Ljub-
ljana.
Kos s mat, F., 1906, Das Gebiet zwischen dem Karst und Zuge der Juli-
schen Alpen. Jb. geol. R. A., Wien.
K o s s m a t, F., 1910, Erläuterungen zur geologischen Karte BischofLack und
Idria, Wien.
Kos s mat. F., 1916, Die morphologische Entwicklung der Gebirge im
Isonzo und oberen l^vegebiet. Z. Ges. Erdk. Berlin.
K1 e b e 1 s b e r g, R., 1949, Handbuch der Gletscherkunde und GLazialgeo-
logie, Zweiter Band, Wien.
K ü h n e 1, W., 1933, Zur Stratigraphie und Tektonik der Tertiärmulden bei
Kamnik (Stein) in Krain. Prirod. razprave, II, Ljubljana.
Kuščer, D., 1955, Prispevek h glacialni geologiji Radovljiške kotline.
Geologija, 3, Ljubljana.
L u c e r n a, R., 1906, Gletscherspuren in den Steiner Alpen. Geogr. Jahres-
bericht aus Österreich. Jhg. IV, Wien.
M e 1 i k , A., 1930, Bohinjski ledenik, Geogr. vestnik, V—VI, Ljubljana.
N o s a n, T., 1962, Poročilo o hidrogeoloških raziskovalnih delih za dodatno
vodopreskrbo tovarne »Belinka'«. Arhiv Geol. zavoda, Ljubljana.
Pavlovec, R., Drobne, F., Š e r c e 1 j, A., 1960, Nekaj analiz ter pro-
blematika pleistocenskih sedimentov v Lokarjih pri Vodicah. Kamniški zbor-
nik, VI, Ljubljana.
Penck, A., Brückner, E., 1909, Die Alpen im Eiszeitalter, I, III, Leip-
zig.
P1 e m e 1 j, A., 1963, Poročilo o tehničnih podatkih obstoječih vodnjakov
pri stari kurilnici in tovarni dekorativnih tkanin v Ljubljani. Arhiv ZRMK,
Ljubljana.
Radinja, D., 1951, Sava na Ljubljanskem polju. Geogr. vestnik, Ljub-
ljana.
Rakovec, I., 1930, K razvoju osamelcev in hidrografskega omrežja med
Savo in in Kamniško Bistrico-. Geogr. vestnik, 5—6, Ljubljana.
Rakovec, I., 1932, H geologiji Ljubljane in njene okolice. Geogr. vestnik,
Ljubljana.
Rakovec, I., 1940, H geologiji Kranjsko-sorškega polja. Geogr. vestnik,
16, Ljubljana.
50
Rak o ve C, I., 1949, Dolina Vrat v pleistocenski dobi in razvoj Peričnika.
Geogr. vestnik, XX—XXI, Ljubljana.
R a k o v e c , I., 1955, G^loška zgodovina ljubljanskih tal. Ljubljana.
Rakove C, I., 1956, Razvoj pleistocena na Slovenskem. Zbornik: Prvi
jugosl. geol. kongres, Ljubljana.
R u p n i k , V., 1948, Tehnično poročilo hidrološke raziskave podtalnice Ljub-
ljanskega polja in okolice. Diplomsko delo, Ljubljana.
S mre ker. O., 1888, Projekt für das Wasserwerk Laibach, Erläuterungs-
bericht, Laibach.
Sketelj, J., 1963, Preskrba s hladilno vodo za Trg revolucije. Arhiv. Inst.
za zdravstveno hidrotehniko, Ljubljana.
S t u r, D., 1888, Zur Wasserversorgungs-Frage der Landeshauptstadt Lai-
bach.
Sifrer, M., 1961, Porečje Kamniške Bistrice v pleistocenu. Razprave IV.
razr. SAZU, 12, Ljubljana.
Sifrer, M., 1963, Kvartarni razvoj Dobrav. Poročilo za Sklad Borisa Ki-
driča, Ljubljana.
Tomšič, 1960, Glavni projekt za vodovod nove kurilnice ŽTP-Ljubljana
v Mostah. Arhiv Industr. biroja, Ljubljana.
Troll, C., 1944, Diluvial-Geologie und Klima. Klimaheft der Geologischen
Rundschau, Bd. 34, Stuttgart.
W e n t z e 1, J., 1901, Ein Beitrag zur Bildungsgeschichte des Thaies der
Neumarktier Fedstritz. Jahresber. d. Staats-Oberrealschule in Laibach, Ljub-
ljana.
We nt zel. J., 1922, Zur Bildungsgeschichte des Laibacher Feldes und Lai-
bacher Moores. Lotos, 70, Prag.
Zibrik, K., 1960, Orientacijsko hidrološko poročilo o obstoječih razmerah
podtalnice na območju Ljubljanskega polja v zvezi z določitvijo lokacije vod-
njaka za potrebe umetnega drsališča v Tivoliju. Arhiv HMZ, Ljubljana.
5t
o sistematskem položaju vrste Keramosphaerina
tergestina Stäche
Rajko Pavlovec
Z 2 slikama med tekstom in 2 tablama slik
Kratka vsebina. Avtor obravnava problem zgomjekredne vrste
Keramosphaerina tergestina*. Na podlagi notranje zgradbe hišice doka-
zuje, da je to nesporno foraminiferna vrsta. Rod Keramosphaerina je za-
radi razlik v zgradbi hišice treba ločiti od rodu Keramosphaera.
Med zanimivimi mikrofosili iz naših krajev je tudi foraminiferna vrsta
Keramosphaerina tergestina. Našel jo je Stäche leta 1873, vendar ji ta-
krat še ni dal imena. Mislil pa je že na nov rod. Pozneje jo je večkrat ome-
njal in tudi podrobneje opisal. Čeprav je vrsta Keramosphaerina terge-
stina v nekaterih delih zgornjekrednih plasti pogosta, je po Stacheju
dolgo niso podrobneje preiskovali Leta 1924 jo je preučeval Silvestri.
V novejšem času pa je šele Devot o (1964) ponovno razpravljal o njeni
sistematski pripadnosti. Domači geologi so vrsto Keramosphaerina terge-
stina samo omen j ah in skušali ugotoviti njen pravi stratigrafski, položaj.
Stäche** je to vrsto prvotno prištel rodu Bradya (Stäche, 1889).
Pozneje je ugotovil, da je pod tem imenom A. Boek že leta 1872 opisal
rod iz skupine Copepoda. Zato je leta 1912 svoj rod Bradya spremenil
v Keramosphaerina in je torej ime Bradya ostalo samo za kopepodno si-
stematsko enoto. Leta 1964 je Devot o dokazoval, da med fosilnim ro-
* Pregledal sem primerke te vrste z roba nanoške planote nad Podnanosom
in iz okolice Postojne. Prve je nabral dr. Stanko Buser, druge mag. Rado
Gospodar ič. Zbruske keramosferin iz okolice Postojne je naredila dr. Ka-
tica Drobne in mi jih prepustila v obdelavo. Vsem imenovanim se za nji-
hovo naklonjenost prisrčno zahvaljujem!
** Originalni Stachejev material sem pregledal v zbirki Geološkega
zavoda na Dunaju. Keramosferine, ki so na slikah 27, 27a, 24 in 25 table VI.
v Abh. Geol. R. A. 13, 1889, je nabral Stäche leta 1872 v železniškem vseku
pri Nabrežini. Primerki, ki jih je S t a c h e uporabil za slikovni material v Jahr-
buch Geol. R. A. 1912, pa so iz Dalmacije (tab. 25, si. 5) in iz Sabotina (tab. 27,
si. 4).
Za naklonjenost, ki sem je bil deležen med obiskom omenjene zbirke na
Dunaju, se prof. dr. R. S i e b e r j u najtopleje zahvaljujem.
53
dom Keramosphaerina in recentnim Keramosphaera, ki ga je leta 1882
opisal Brady, ni nobene razlike. Zato je vrsto Keramosphaerina terge-
stina pripisal rodu Keramosphaera. Istega leta sta Loeblich in Tap-
pan (1964, C 786) naštela rod Keramosphaerina med oblikami, ki so bile
pomotoma pripisane foraminiferam in sta bila mišljenja, da je to »probably
a hydrocoralline«. Pri tem sta očividno sledila Silvestrij u (1924), ki je
vrsto Keramosphaerina tergestina prišteval hidrozojem*.
Silvestri pa ni bil prvi paleontolog, ki je opozoril na podobnost
keramosferinske hišice hidrozojem. 2e Stäche (cf. 1912, 668—669) je
pripomnil, da je Keramosphaerina tergestina podobna hidraktinijskemu
rodu Porosphaera. Leta 1905 (str. 101 do 107) je podrobneje poročal o do-
tedanjih literaturnih podatkih, tudi o tistih, ki omenjajo rod Bradya
(= Keramosphaerina) kot hidrozojsko obhko. Vendar je vrsto Keramo-
sphaerina tergestina še naprej odločno prišteval foraminiferam. Našel je
namreč embrionalno kamrico in opazil tendenco k spiralni zgradbi, ki se
kmalu izgubi v vrstah radialnih kamric.
Skoraj nepravilna, črvičasta razporeditev kamričnih sten je na videz
res nekohko podobna strukturi skeleta mileporid ali stylasterid. Tudi
shka prolokula, ki jo je objavil Stäche (1912, tab. 27, si. 5a), ni najbolj
prepričljiva, zakaj začetek z votlinico, podobno prolokulu, imajo neka-
tere »»hydrokorahne«. Vendar pri hidrozojih ne poznamo spiralnega za-
četka skeletnih delov, kar pa je pogosto pri foraminiferah. Prav tako pri
hidrozojih ni takšnih kamric, kakršne slede prolokulu pri keramosferinski
hišici.
Zelo prepričljivi so prerezi, ki jih je na odličnih slikah prikazal De-
voto (1964, tab. 1—3, si. 1—2). Tu je jasno viden miliohdni začetek hi-
šice, v katerem je približno 10 ali nekaj več kamric. Razporeditev začetnih
kamric lahko primerjamo z nekaterimi rodovi iz skupine mihohd, npr.
z rodom Pyrgo, ki imajo skoraj enako postavljene prve kamrice kot rod
SI. 1. Shematsko prikazan začetni del hišice vrste
Keramosphaerina tergestina Stäche. Po: De-
vot o, 1964
Fig. 1. Schematic section of the initial part of a
test of species Keramosphaerina tergestina Stäche
(According to D e v o t o , 1964)
* Silvestri je na tabli I upodobil primerke iz Kraj ne vasi pri Gorici in
iz okolice Trsta.
54
SI. 2. Shematsko prikazan začetni del hišice recentne vrste Pyrgo sarsi (Schlum-
berger). Po: Loeblich in Tappan, 1964
Fig. 2. Schematic section of the initial part of a test of recent species Pyrgo
sarsi (Schlumberger). (According to Loeblich and Tappan, 1964)
Keramosphaerina (sliki 1 in 2). Devoto (1964, 50—51) je navedel poleg
teh še druge značilnosti (odprtinice za komuniciranje med kamricami,
struktura sten), ki govore za pripadnost vrste Keramosphaerina tergesti-
na foraminiferam.
Iz vsega tega sledi, da je Keramosphaerina tergestina nesporno fora-
miniferna vrsta.
Ostane še vprašanje, aH je pravilna Stachej eva Keramosphaerina
tergestina ali Devotova Keramosphaera tergestina? Podobnost med ro-
dovoma Keramosphaera in Keramosphaerina je opazil že Stäche, ven-
dar je našel razhke v raziporeditvi kamric in v površinski skulpturi (Stä-
che, 1905, 105; 1912, 666—667 in 670). Po njegovem mnenju je to dovolj
za ločitev dveh samostojnih rodov. Površinska struktura hišice pri forami-
niferah sama po sebi sicer ni posebno pomemben taksono-mski znak, ven-
dar je navadno odraz notranje zgradbe. Devoto (1964, 52) pa zanika za
55
s t a C h e j a zelo pomembne razlike v »radialni strukturi-«-« elementov ek-
vatorialnega prereza pri rodu Keramosphaeriiia oziroma »koncentrični
razporeditvi-«-« pri rodu Keramosphaera. Devoto je s pom-očjo opazovanj
v zbruskih oziroma z metodo- »dry peels^< jasno dokazal, da ima Keramo-
sphaerina tergestina v točno orientiranem ekvatorialnem prerezu radial-
no strukturo. Ce pa poteka prerez nekoliko proč od središča, je ta struk-
tura koncentrična (Devoto, 1964, tab. 1, si. 1—4). To pomeni, da so
pregrade med kamricami razporejene v b-o-lj ali manj ravnih radialnih li-
nijah sam.o v orientiranem ekvatorialnem prerezu, medtem ko so v late-
ralnih dehh hišice te pregrade- bolj zavite oziroma se močno zavijajo med
primarnimi in sekundarnimi kamricami.
Ne strinjam pa se z Devotovo (1964, 52) pripombo, da utegneta biti
Keramosphaerina tergestina in Keramosphaera murrayi Brady ista vrsta.
Razlikujeta se že po- velikosti (prva ima premer Dm = 5 do 12 mm, druga
Dm = do 2,5 mm). Z dimo-rfizmo-m teh razhk ne moremo pojasniti, zakaj
pri keramosferinah razhk v vehkosti A in B oblike niso zanesljivo- doka-
zah (cf. Stäche, 1912, 671; Devoto, 1964, 51). Predvsem pa je po-
membna notranja struktura obeh rodov, ki jo dobro vidimo na shkah pri
S t a C h e j u (1912, tab. 27, si. Ib, Id, 5a), D e v o t u (1964, tab. 3, si. 2, 4, 5)
ah Loeblich in Tappanovi (1964, si. 390 — ib). Najbolj opazna je
razlika v obliki in razporeditvi kamric. Za rod Keramosphaera so značilne
sosednje kamrice, ki ne leže niti sup-erponirano niti ne altemirajo pravilno
med seboj (Loeblich in Tappan, 1964, C 501). Pri vrsti Keramo-
sphaerina tergestina pa so kamrice največkrat jasno postavljene druga
nad drugo. Obenem so daljše kot pri rodu Keramosphaera. Končno je tre-
ba poudariti še stratigrafsko razliko, saj je Keramosphaerina tergestina
zgomjekredna, medtem ko- je Keramosphaera murrayi rečentna oblika.
Zanesljivih vmesnih obhk doslej ne poznamo, zakaj terdami vrsti Kera-
mosphaera irregularis Grzybowski in K. densa Mülett bo treba temeljito
pregledati glede na njuno generično pripadnost (Steinhauser,Brön-
nimann in Koehn-Zaninetti, 1969,117).
Po vsem tem trdim, da sta Keramosphaerina in Keramosphaera dva
rodova iz poddružine Keramosphaerinae Brady 1884.
Pred kratkim je bila opisana še ena vrsta iz rodu Keramosphaera, to je
Keramosphaera allobrogensis (Steinhauser, Brönnimann in
Koehn-Zaninetti, 1969). Avtorji te vrste so podrobneje primerjah
vrsti Keramosphaera allobrogensis in K. murrayi pa tudi vrsto Keramo-
sphaerina tergestina (str. 117 do 121). Čeprav prištevajo- vse tri rodu
Keramosphaera, bi bilo po njihovem mnenju treba revidirati celotno
skupino Keramosphaera. Vrsta Keramosphaera allobrogensis naj bi
bila filogenetsko starejša kot Keramosphaerina tergestina, ki se od prve
lod po večji hišid, večjem številu kamric, toda manjši vehkosti kamric,
razporejenih v koncentrične in radialne vrste ter po strukturi, podobni
radialnim stebričkom.
Predvsem pomembno je dejstvo, da Keramosphaera allobrogensis nima
radialne in koncentrične razporeditve kamric, ampak ima povsem nepra-
vilno notranjo strukturo (Steinhaus er, Brönnimann in Koehn-
Zaninetti, 1969, 119). Zato omenjeni avtorji tudi, trdijo (str. 121), da
56
so morfološke razHke med berriasijsko vrsto Keramosphaera allobrogen-
sis in recentno K. murrayi manjše kot med prvo in zgomjekredno vrsto
Keramosphaerina tergestina. To pomeni, da tudi s filogenetskega stališča
upravičeno ohranimo Stachejev samostojni rod Keramosphaerina ne
glede na to, da pri rodu Keramosphaera doslej radialne strukture niso
mogli ugotoviti.
Vprašanje pa je, ali res lahko vrsto Keramosphaera allobrogensis pri-
števamo k rodu Keramosphaera? Notranja, mnogo primi ti vnejša struk-
tura vrste Keramosphaera allobrogensis se po mojem mnenju toliko raz-
likuje od strukture pri vrsti K. murrayi (glej opise pri Steinhauser,
Brönnimann in Koehn-Zaninetti, 1969), da moramo misliti
na nov rod.
Brady je opozoril na sorodnost rodu Keramosphaera z rodom Orbi-
tolites (cf. Stäche, 1905, 105; 1912, 668). O tem sam nisem prepričan,
zakaj embrionalni aparat rodu Orbitolites sestoji iz globulamega nukleo-
konha, ki vključuje več kamric. Nukleokonh je obdan z vencem kamric.
Nadaljnje kamrice so razporejene v altemirajočih vrstah tako, da tvorijo
mrežasto strukturo. Tudi pri orbitohtesu podobnih rodovih kot sta So-
rites in Marginopora so embrio-nalne in lateralne kamrice drugačne kot
pri rodu Keramosphaera ah Keramosphaerina.
Čeprav filogenetska povezanost poddružine Keramosphaerinae z dru-
gimi skupinami še daleč ni dovolj pojasnjena, se mi zdi vseeno bolj ute-
meljeno Stachejevo mišljenje (1912, 679—680), da so Keramosphae-
rinae soTOdne poddružini PeneropTinae. Vendar nimam nobenega
predstavnika družine S o r i t i d a e (iz poddružine Pener op linae in
Meandropsininae) za neposrednega piredhodnika keramosferin,
čeprav srečamo razvoj hišic v smeri od spiralnega (npr, Peneroplis) k vse
bolj cikhčni razporeditvi kamric v zunanjem delu (npr. rodova Vanden-
broeckia in Meandropsina). Ta podobnost pa je bolj v obhki hišice kot
v obliki in razporeditvi kamric ter vmesnih pregrad. Gre torej za zunanjo
podobnost brez nujne filogenetske povezanosti.
V literaturi najdemo o starosti vrste Keramosphaerina tergestina pre-
cej neenotoe podatke. Različni avtorji ugotavljajo to vrsto v plasteh od
conjacija do danija. Pri tem gre včasih samo za razhčno interpretacijo
razčlenitve najmlajše krede oziroma najstarejšega terciarja. Predvsem
mislim tu na danij, ki ga nekateri še prištevajo kredni dobi, medtem ko
ga ima večina za najstarejši del paleocena oziroma paleogena. Tak primer
je Pleničarjeva (1961, 106) stratigrafska interpretacija, pri kateri
postavlja plasti s Keramosphaerina tergestina iz Slovenije v 16. horizont,
to je najnižji danij. Danij pa v celoti prišteva kredni dobi.. Pavlovec
(1963, 494—499) pripisuje plasti neposredno- nad horizontom s Keramo-
sphaerina tergestina že terciarju. To pomeni, da bi bil horizont s Kera-
mosphaerina tergestina (P 1 e n i č a r j e v 16. horizont) najmanj maastrich-
tijske starosti, če ne celo nekoliko starejši. Podobno kot Pleničar pri-
pisuje plastem s Keramosphaerina tergestina danijsko starost tudi Š i k i č
(1956). Med novejšimi podatki je najpomembnejša trditev Buser j a
(1965, 130), da nastopa ta vrsta v zahodnih Dinaridih od campanija do
spodnjega dela maastrichtija. Nekateri avtorji omenjajo vrsto Keramo-
57
sphaerina tergestina v turonijskih plasteh (cf. Polšak, 1963, 423). Tudi
Ivanovi č (1960, 111—112) pripisuje plastem s Keramosphaerina terge-
stina na otoku Pašmanu obdobju od turonija do konca senonija. Devoto
(1960, 52—53 )sicer ne pove povsem jasno, v katerem horizontu je našel
to vrsto na Monte Lepini v Apeninih. V krovnini teh plasti omenja vrsto
Coscinolina liburnica Stäche, ki nastopa pri nas v paleocenskih plasteh.
Se više se na Monte Lepini, začno sedimenti s številnimi alveolinami. To
pomeni, da je takoj nad plastmi s Keramosphaerina tergestina že paleo-
censki horizont.
Keramosphaerina tergestina je torej zgomjekredna vrsta, ki so jo na-
šli na mnogih krajih tudi pri nas (cf. Schubert, 1902; Stäche, 1905;
Montagne, 1941; Sikič, 1956; Sakač, 1958; Polšak, 1959; 1963;
Radoičič, 1960; Ivanovič, 1960; Buser, 1965; Bignot, Cho-
roviczin Dupeuble, 1968). Ni pa izključeno, da so med campanij-
skimi in maastrichtijskimi oblikami razlike v notranji zgradbi, česar se
doslej še ni posrečilo ugotoviti.
The Systematic Position of Species Keramosphae-
rina tergestina Stäche
Rajko Pavlovec
Abstract. The author deals with the problem of Upper Cretaceous
species of Keramosphaerina tergestina Stäche. On the base of the internal
structure of test he maintains that it is undoubtedly a foraminiier species.
Genus Keramosphaerina therefore should be separated from genus Kera-
mosphaera.
In the year 1905 (page 101—107) a detailed report was given by Stä-
che on the relations between the genera Bradya Stäche, Porosphaera
Steinmann, and Keramosphaera Brady. In this report the authors, consi-
dering the genus Bradya (= Keramosphaerina) to be a Hydrozoan, have
been dted too. Although Stäche (1912, 668—669) remarked the simila-
rity of Keramosphaerina tergestina to hydractinian genus Porosphaera,
he continued to place K. tergestina among the foraminifers. As regards
this Stäche pointed out an embrional chamber and a change of the in-
dicated spiral development into- radial chambers.
In the year 1924 Silvestri too ascribed genus Keramosphaerina
to Hydrozoa. Therefore it is natural that Loeblich and Tappan (1964,
C 786) mentioned genus Keramosphaerina among those forms which were
erronously ascribed to foraminifers. They say it is "probably a hydroco-
ralhne."
An unregular, worm-like arrangement of chamber walls is at first sight
similar to the structure of the mileporid or stylasterid skeletons. Also
a picture of proloculus, published by Stäche (1912, tab. 27, fig. 5a) is not
very convincing for a foraminifer. A similar beginning with a cavity as
58
shown by this proloculus could be observed on some "hydrocorallins". But
with the Hydrozoa a spiral beginning of skeleton parts is not known, as
is often the case with foraminifers. The same goes for Hydrozoa, where
no such chambers exist as shown in the initial part of a Keramosphaerina
test.
This problem has been explained by D e v o t o (1964, tab. 1—3, fig. 1—2),
who found a clearly visible miliolid beginnig of the test. In this part there
are only ten or perhaps some more chambers. The arrangement of cham-
bers can be compared to some genera of miholids, which have a nearly
identical arrangement of chambers as Keramosphaerina (fig. 1 and 2). De-
voto mentioned also some other characteristics (perforation for communi-
cation among chambers, the structure of the walls), which support a
classification of Keramosphaerina tergestina to foraminifers.
Thus it could be concluded that Keramosphaerina undoubtedly belongs
to foraminifers.
It is still to be determined whether S t a c h e's Keramosphaerina ter-
gestina or Devot o's Keramosphaera tergestina is the right one. Simi-
larity between Keramosphaera and Keramosphaerina had been noticed
already by Stäche, although he found differences in arrangement of
chambers and in the surface sculpture (Stäche, 1905, 105; 1912, 666—
667 and 670). In his oppinion this is sufficient for a distinction between
the two independent genera. The surface structure of tests of foramini-
fers is. by itself no(t a very important taxonomic sign, nevertheless it
gives an impression of the internal structure. Devoto (1964, 52) denies
the differences between "radial structure" of equatorial section elements
of Keramosphaerina and "concentric arrangement" of Keramosphaera.
By observation of a thin section and by dry peel method he clearly proved
that Keramosphaerina tergestina has a radial structure in a precisely
orientated equatorial section. In the section is off centre, the structure is
concentric (Devoto, 1964, tab. 1, fig. 1—4).
But I cannot agree with Devoto's remark (1964, 52), that Keramo-
sphaerina tergestina and Keramosphaera murrayi Brady is of the same
shape. They differ in size. One should not take dimorphism into account
as differences in size of A and B forms of Keramosphaerina have not yet
been actually proved (cf. Stäche, 1912, 671; Devoto 1964, 51). Most
important is the internal structure of both genera which are clearly di-
stinguishable on Sta che's (1912, tab. 27, fig. lb. Id, 5a), Devot o's
(1964, tab. 3, fig.. 2, 455) or Loeblich's an Tappan's (1964, fig. 390
— lb) figures. Most distinct is the difference in form and arrangement of
chambers. Typical for genus Keramosphaera are the neighbouring cham-
bers which are neither superimposed nor do they regularly alternate
(Loeblich and Tappan, 1964, C 501). The chambers of Keramosphae-
rina tergestina are often placed clearly one above another. They are also
longer in size. Finally the stratigraphie difference must be emphasized as
Keramosphaerina tergestina is an Upper Cretaceous whereas Keramo-
sphaera murrayi is a recent form.
Thus I would maintain that Keramosphaerina and Keramosphaera are
two genera of the Keramosphaerinae Brady 1884 subfamily and
59
that Keramosphaerina tergestina and Keramosphaera murrayi are two
spedes.
Not long ago Keramosphaera allobrogensis has been described (Stein-
hauser, Brönnimann and Koehn-Zaninetti, 1969), which
has not a concentric chamber arrangement but a completely irreigular in-
ternal structure. There is less morphological difference between the Ber-
ryasian spedes Keramosphaera allobrogensis and the recent Keramo-
sphaera murrayi as between the first and the Upper Cretaceous Keramo-
sphaerina tergestina. This means that even from this point of view it is
justified to keep S t a c h e's independent genus Keramosphaerina, espe-
cially £o as so- far no radial structure has been established.
But there is still the question whether spedes "allobrogensis" can be
classified as Keramosphaera. The internal, much more primitive structure
of Keramosphaera allobrogensis differs, according to my oppinion, to such
an extent from the one of the spedes Keramosphaera murrayi that a new
genus is conceivable.
The philogenetic connection of subfamily Keramosphaerina with other
groups has never been clarified suffidently, nevertheless I think, that
S t a c h e's opinion on Keramosphaerina being related to subfamily of
Peneroplinas is justified. Although I do not maintain that any of the re-
presentatives of family Soritidae could be an immediate predeces-
sor of Keramosphaerina, we do encounter a development of tests from
spiral (genus Peneroplis) to progresively cyclic arrangement of chambers
espedally in the outer part (genera Vandenbroeckia and Meandropsina).
But a greater similarity exists in the form of the test as in the form and
arrangement of chambers and intermediate walls. Therefore this simila-
rity has no immediate philogenetic importance.
In different sources rather divergent data about the age of spedes
Keramosphaerina tergestina can be found. Different authors place this
species from Coniadan to Danian.
Literatura
Bignot, G., Chorowicz, J. & Dupeuble, P. A. 1968, Precision
stratigraphiques sur les formations du Cretace superieur et de I'fiocene situees
au nord de Split (Dalmatie, Yougoslavie). C. R. Somm. Seanc. Soc. Geol. Fr.,
186—187. Paris.
B o e c k, A., 1872, De Skandinaviske og arktiske Amphipoder beskrevne af
Axel Boeck. Forh. Vidensk. Selsk. Christian, 46, Christiania, fasc. 192
Brady, H. B. 1882, Notes on Keramosphaera, a new type of porcellaneous
Foraminifera. Ann. Mag. Nat. Hist, ser. 5, 10, 242—245, pi. 13. London.
Buser, S., 1965, Starost plasti s Keramosphaerina (Bradya) tergestina
(Stäche) v slovenskih Dinaridih. Geologija, 8, 130—134, si. 1—3. Ljubljana.
C i ta, M. B., 1965, Jurassic, Cretaceous and Tertiary Microfacies from the
Southern Alps (Northern Italy). Internat. Sed. Petr. Ser., 8, 1—100, pi. 1—117.
Leiden.
Devoto, G., 1964, II passaggio Cretaceo-Paleocene nei Monti Lepini e il
problema relativo a Keramosphaera tergestina (Foraminifera). Geol. Romana,
3 ,49—63. Roma.
60
I v a n o v i č , A., 1960, Nova nalazišta keramosferina u Dalmaciji i njihovo
stratigrafsko značenje. Geol. vjesnik, 13, 109—113. Zagreb.
Loeblich, A. R. in Tappan, H., 1964, Protista 2 (Moore: Treatise
on Invertebrate Paleontology, C). I—XXXI + 1—900. Kansas.
Montagne, D. G., 1941, Geologie und Palaeontologie der Umgebung von
Sestanovac, Dalmatien. 1—93, Taf. 1—8, 3 priloge. Utrecht.
Pavlovec, R., 1963, Stratigrafski razvoj starejšega paleogena v južno-
zahodni Sloveniji. Razprave SAZU, IV. razr., 7, 419—556, 1 priloga. Ljubljana.
Pleničar, M., 1961, Stratigrafslu razvoj krednih plasti na južnem Pri-
morskem in Notranjskem. Geologija, 6, 22—145, si. 1—16, 5 prilog. Ljubljana.
Polšak, A., 1959, Rudisti i neki drugi fosili okolice Vrpolja i Perkoviča
u Dalmaciji. Geol. vjesnik, 12, 53—76, tab. 1—7. Zagreb.
Polšak, A., 1963, Stratigrafija krednih naslaga područja Plitvičkih je-
zera i Ličke Plješevice. Geol. vjesnik, 15, 411—434, tab. 1—4. Zagreb.
Radoičič, R., 1960, Mikrofacije krede i starijeg tercijara spoljnih Dina-
rida Jugoslavije. Paleont. jug. Dinarida, A, 4, 1—172. Titograd.
Schubert, R. J., 1902, Der geologische Bau des Inselzuges Morter, Ver-
gada, Pašman und der die begleitenden Scoglien auf Blatt 30, Zone XIII (Za-
ravecchia-Stretto). Verh. geol. RA., 196—203. Wien.
Silvestri, A., 1924, Sulla Bradya tergestina Stäche. Riv. Ital. Pal., 30,
17—26, tav. 1. Pavia.
Stäche, G., 1873, Neue Petrefaktenkunde aus Istrien. Verh. geol. RA.,
147—149. Wien.
Stäche, G., 1889, Die Liburnische Stufe und deren Grenz-Horizonte. —
Abh. geol. R. A., 13, 1—170, Taf. 1—8, geol. karta. Wien.
Stäche, G., 1905, Ältere und neue Beobachtungen über die Gattung Bradya
Stäche in Bezug auf ihr Verhältnis zu den Gattungen Porosphaera Steinmann
und Keramosphaera Brady und auf ihre Verbreitung in den Karstgebieten des
österreichischen Küstenlandes und Dalmatiens. Verh. geol. RA., 100—113. Wien.
Stäche, G., 1912, Über Rhipidionina St. und Rhapydionina St., zwei neu-
benannte Miliolidentypen der unteren Grenzstufe des küstenländischen Paläo-
gens und die Keramosphärinen der oberen Karstkreide. — Jb. Geol. RA., 62,
659—684, Taf. 26—27. Wien.
Steinhauser, N., Brönnimann, P. in Koehn-Zaninetti, L.,
1969: Keramosphaera allobrogensis, n. sp., from the upper Berriasian of the Jura
Mountains and the subalpine region. — Archives sc., 22, 105—124, pi. 1—4.
Gendve.
Si kič. D., 1956, Nova nalazišta danijena u Dalmaciji. — Geol. vjesnik,
8—9, 137—140, tab. 1. Zagreb.
61
Zoophycos (Annelida, Polychaeta) v podsabotinskih
plasteh zahodne Slovenije
Rajko Pavlovec in Jemej Pavšič
Z 2 slikama v prilogi
V nekaterih dehh današnje južnozahodne Slovenije so se v zgornji
kredi in v paleocenu usedah rdeči, vijohčno rdeči in sivi peščeni laporji.
Geologi so jih navadno imenovali scaglia. Drobnetova in Pavlo-
vec (1969, 28) sta zaradi razlik s tipičnoi scaglio predlagala zanje ime pod-
sabotinske p'lasti po vasi Podsabotin v Goriških brdih. Ti sedimenti vse-
bujejo številne planktonske in nekohko redkejše bentonske foraminifere.
Ostankov makrofavne je v podsabotinskih plasteh malo.
Med najpogostejšimi ostanki makrofavne v teh sedimentih je Zoophycos,
ki spada med ihnofosile, to je takšne organizme, od katerih so se ohra-
nili samo njihovi sledovi. Ta, dolgo časa problematični fosil, je prvi omenil
leta 1828 Brongniart (cf. Plička, 1958, 836) in ga imenoval Fucoi-
des circinnatus. Ker je Zoophycos v sedimentu podoben vehkemu listu
(glej sliki lab), je razumljivo, da ga je Brongniart imel za rasthnski
ostanek. Enako je mishl leta 1851 tudi Massalongo, ki mu je prvi dal
ime Zoophycos in ga prištel morskim algam. Poznejši raziskovalci so dah
temu ihnofosilu več imen, med katerimi Taonurus ah, Spirophyton ne-
kateri še danes uporabljajo. Vendar je prioritetno ime Zoophycos (cf.
Haas in drugi, 1962).
Leta 1955 je L e ss e r t i s s e u r začel mishti na razred mnogoščetincev
Polychaeta. To so pozneje paleontologi še bolj potrdili. Zanimivo je, da sta
Plička (1968) in Bischoff (1968) ločeno prišla do- zelo podobnih
sklepov. Zoophycos sta podrobno preučevala in rekonstruirala žival, ki naj
bi piustila te sledove:. Po teh izvajanjih danes torej lahko zanesljivo pri-
števamo Zoophycos anehdom (classis Polychaeta) in sicer družini S a b e 1 -
1 i d a e (cevkarji).
Zoophycos v podsabotinskih plasteh ni vezan na določen stratigrafski
horizont. Pojavlja se tako v laporjih iz spodnjega maastrichtija (pri Kož-
bani v Goriških brdih) ter iz maastrichtija in paleo(^na (pri Podsabotinu
v Goriških brdih). V plasteh z zoofikusom pri Kožbani je bila ugotovljena
naslednja mikrofavna:
Dorothia pupa Reuss
Dorothia oxycona Reuss
63
Glohotruncana area Cushman
Globotruncana contusa contusa Cushman
Glohotruncana stuarti Lapparent
Globotruncana elevata elevata Brotzen
Gyroidina sp.
Heterohelix globulosa Ehrenberg
Heterohelix striata Ehrenberg
Pseudotextularia elegans Rzehak
Spiroplectammina dentata Alth
Planoglobulina sp.
V	istih plasteh je bila najdena tudi školjka Inoceramus sp.
V	podsabotinskih plasteh dosežejo ostanki zoofikosa premer 60 cm ali
celo nekohko več. To ne preseneča, zakaj E11 e n o r (1970, 71) omenja do
85 cm vehke primerke. V sredini je Zoophycos nekohko dvignjen. Tam
je bila osrednja cev. Okrog nje so sledovi tipalk, ki so raztegnjene v smeri
plasti in so ena najpomembnejših značilnosti pri ugotavljanju posameznih
vrst. Zoophycos iz Goriških brd je okrogel in po tem spominja na vrsto
Zoophycos massalongi Plička. Ima tudi za to vrsto značilno cepitev tipalk
(cf. Plička, 1968, 846). Precej podobna vrsta Zoophycos circinnatus
(Brcngniart) ima zunanji rob valovit, sicer pa je pri nekoliko slabše
ohranjenih primerkih razhke pri cepitvi tipalk težko ugotoviti. Zato se
sprašujemo, ah so kriteriji za ločitev vrst pri ihnofosilih sploh dovolj za-
nesljivi? O tem je razpravljal tudi Bischoff (1968, 1441). Glede na to,
da najdemo samo sledove nekdanjih organizmov, v mnogih primerih dolo-
čanje vrst ah podvrst nima nobene taksonomske ali praktične vrednosti.
V	nekaterih dehh podsabotinskih plasti je Zoophycos zelo pogost, med-
tem ko ga drugod sploh ni. V horizontih, kjer smo ga našh, je navadno
več primerkov drug poleg drugega. To je razumljivo, če vemo, da so živeli
v phtvem morju in v kolonijah (Plička, 1968, 847). Zoophycos potem-
takem dokazuje, da so podsabotinske plasti sediment phtvejšega morja.
Pri nas poleg zoofikosa nismo našli drugih bioghfov (npr. Bullium), ki
jih zelo pogosto omenjajo skupaj z njim. Nadalje ima vrsta avtorjev
Zoophycos za značilen fosil flišnih sedimentov (cf. Gomez de Llare-
na, 1954, 16—18; Sei lach er, 1955, 217; Müller, 1963, 654; Dimi-
trijevič in drugi, 1967). Spet drugi so našli Zoophycos v apnencih in
peščenjakih (Seilacher, 1955, 223), v menihtnih plasteh (Durko-
vič, 1959) ali v zelo različnih sedimentih (Plička, 1966). Podsabotin-
ske plasti vsekakor ne kažejo značilnosti flišnih kamenin. Pri Podsabotinu
znaša npr. njihova debelina nekaj sto metrov, vendar v večjem delu ka-
žejo na mirno sedimentacijo laporjev, v katerih ni sledov blatnih tokov ali
plastovitosti s prestopno zrnavostjo. Potemtakem ihnofosila Zoophycos ne
moremo šteti med značilno fhšno favno.
Zoophycos prav tako ni omejen na krajše geološko obdobje. E11 e n o r
(1970) ga opiisuje iz devonskih sedimentov, medtem ko so najpogostejše
najdbe iz krednih in paleogenskih obdobij (cf. Götzinger, 1951, 227,
232—233; Bischoff, 1968, 1439). Pri nas smo ga našh tako v zgornje-
krednih kakor tudi v paleocenskih plasteh.
64
SI. 1. Zoophycos v podsabotinskih plasteh pri Kožbani v Goriških Brdih, spodnji
maastrichtij
Fig. 1. Zoophycos in the Podsabotin strata near Kožbana in Goriška Brda,
Lower Maastrichtian
a povečano — enlarged 1,7 X
b povečano — enlarged 7,5 X
GEOLOGIJA 14
Pavlovec in Pavšič: Zoophycos
Zoophycos (Annelida, Polychaeta) in the Strata of
Podsabotin in Western Slovenia
Rajko Pavlovec and Jernej Pavšič
In the Upper Cretaceous and Paleocene red, violet-red and grey marls
of Western Slovenia (Western Yugoslavia) which are called the Podsabotin
strata the remains of Zoophycos have been found (Fig. lab). Generally
there are more of thesie ihnofo&sils together and this points to life in
colonies. It mostly resembles the species Zoophycos massalongi Phčka, and
considering some signs also the species Zoophycos circinnatus (Brongniart).
But we are of the opinion that establishing of species with ihnofossils
has no taxonomical and practical value.
In Lower Maastrichtian strata near Kožbana in the Hills of Gorica
(Goriška Brda) rich microfauna (see page 63—64) appears together with
the Zoophycos. The remains of the shell Inoceramus sp. can also be found
there. In the Paleocene marls of the Hills of Gorica numerous globoro-
tahas, globigerinas and some other microforaminifers appear together
with the Zoophycos.
The Podsabotin strata do not show characteristics of Flysch sediments,
therefore Zoophycos is not a typical Flysch fossil although it is often
found just in Flysch sediments.
Literatura
Bischoff, B. 1968, Zoophycos, a Polychaete Annelid, Eocene of Greece.
Journal PaleontoL, 42, 1439—1443, pi. 179—180. Menasha, Wisconsin.
Dimitrijevic, M. N., Dimitrijevic, D. Min Radoševič, D.
1967, Sedimentne teksture u turbiditima. Zavod geol. geofiz. istraž., pos. izdanja
16,1—70. Beograd.
Drobne, K. in Pavlovec, R. 1969, Les facies Paleocenes en Slovenie.
III. simpozij Dinar, asoc., 27—33. Zagreb.
Durkovič, T. 1959, Vyskut problematika »Zoophycus-« v menilitovych
vrstvach. Geol. prace, zprävy 15, 151—154, tab. 3. Bratislava.
El len or, D. W., 1970, The Occurrence of the Trace Fossil Zoophycos in
the Middle Devonian of Northeastern New South Wales, Australia. Palaeogeogr.,
Palaeoclimat., PalaeoecoL, 7, 69—78. Amsterdam.
Gomez de Llarena, J. 1954, Observaciones geologicas en el flysch
cretacico-numulitico de Guipuzcoa. I. Mon. Inst. »•'■Lucas Mallada« Invest. Geol.,
13, 1—98, lam. 1—61. Madrid.
Götzinger, G. 1951, Neue Funde von Fossilien und Lebensspuren und
die zonare Gliederung des Wienerwaldflysches. — Jb. geol. B. A., 94 (Festband),
223—272, Taf. 23—31. Wien.
Hass, W. H., Häntzschel, W., Fischer, D. W., Howel, B. F.,
R h o d e s , F. H. T., Müller, K. J. in M o o r e , R. C. 1962, Conodonts,
conoidal shells of uncertain affinities, worms, trace fossils and problematica.
Treatise on invertebrate paleontology. Part W, Miscellanea. — I—XXV + W
144—259. Lawrence, Kansas.
5 — Geologija 14	65
Lessertisseur, J. 1955, Traces d'activite animale et leur signification
paleobiologique. Mem. Soc. gšol. France, 74, N. s. 34, 1—150, pi. 1—11. Paris.
Müller, A. H. 1963, Lehrbuch der Paläozoologie, II. — Invertebraten, 3:
ArthroE>oda 2 — Stomochorda. — 1—698. Jena.
Plička, M. 1966, Sedimentologicky prispevek k poznani puvodu otisku
»■Zoophycos^<. — Cas. min. geol., 11, 423—430. Praha.
Plička, M. 1968, Zoophycos, and a proposed Classification of Sabellid
Worms. Journal Paleontol., 42, 836—849, pl. 107—108. Menasha, Wisconsin.
Seilacher, A. 1955, Die geologische Bedeutung fossiler Lebensspuren.
Zeitschr. deutsch, geol. Ges., 105, 214—227, Taf. 7—8. Hannover.
66
Strukturne in genetske posebnosti idrijskega
rudišča
Ivan Mlakar in Matija Drovenik
Z 2 slikama med tekstom in z 28 tablami slik v prilogi
Vsebina
Kratka vsebina.......................67
Uvod...........................68
Geološka zgradba rudišča...................68
Dosedanje raziskave orudenja.................69
Značilnosti orudenja v paleozojskih in triadnih skladih........71
Karbonski glinasti skrilavec in peščenjak............71
Grödenski peščenjak....................74
Zgornjei>ermski dolomit...................75
Spodnjeskitski dolomit...................78
Spodnjeskitski sljudnati skrilavec, meljevec in oolitni apnenec ....	80
Zgomjeskitski dolomit...................83
Zgornjeskitski laporasti apnenec in apnenec...........87
Anizični dolomit......................87
Langobardski bazalni peščenjak................88
Langobardski konglomerat..................90
Langobardski apneni peščenjak in apnenec............91
Skrilavec in p>eščenjak skonca................91
Langobardski tufit, tuf in radiolarit z rožencem..........100
Cordevolski dolomit in apnenec................103
Nastanek rudišča......................103
Besedilo k slikam na tablah 5 do 28................112
Explanation of Plates 5—28...................112
Structural and genetic Particularities of the Idrija Mercury Ore Deposit .	120
Literatura.........................124
Kratka vsebina
Idrijska ruda strukturno in genetsko ni enotna.
V zgomjepaleozojskih, skitskih in anizičnih skladih je živosrebma
ruda epigenetska. Hidrotermalne raztopine so sledile srednjetriadnim pre-
lomom in razpokam, ki so sekali plasti bolj ali manj pod pravim kotom
(tabla 4, si. B). Cinabarit je izpolnjeval razpoke in pore, ali pa nadome-
ščal karbonatne kamenine in vezivo klastičnih kamenin.
67
Medtem ko je v zgornjepaleozojskih skladih cinabarit povečini v ve-
zivu, ga je v langobardBkem peščenjaku največ v močno kaohniziranih pla-
gioklazovih zmih in htoloških drobcih ter le malo v vezivu. Ruda lango-
bard&kih skladov je večidel singenetska.
Cinabarit se je odlagal v dveh fazah. V prvi so bile orudene zgomje-
paleozojske, skitske in anizične plasti ter tuf v neposredni krovnini ani-
zičnih plasti. Tuf je bil kmalu nato dezintegriran. Orudeni plagioklazi in
drobci tufa pa so bih preneseni v nastajajoči bazalni langobardski pešče-
njak. Da so bili v prvi fazi orudeni starejši skladi, dokazujejo oirudeni
prodniki zgornjeskitskega dolomita v langobardskem konglomeratu.
Druga faza orudenenja sovpada z nastajanjem plasti skonca ter tufa
in tuf i ta v njihovi krovnini. V tej fazi so raztopine najprej dodatno oru-
dile zgomjepaleozojske, skitske in anizične plasti in pirinesle rudo v lango-
bardski konglomerat. Nato so se izlile na morsko dno kot termalni vrelci.
Ob nekaterih vrelcih je precipitiral cinabarit in nastale so konkordantne
plasti jeklenke. Ob drugih vrelcih se je usedal tudi opal.
KLalni tokovi so nato prenašah nekonsohdiran opaLsko-dnabaritni se-
diment in ga na drugih krajih zopet odlagali. Tako so v plasteh skonca
nastale jetrenka in opekovka, ter plastovita in koralna ruda.
Singenetska ruda dokazuje nastanek idrijskega rudišča v langobard-
ski podstopnji. •
Obe vrsti rude sta v glavnem tudi prostorsko ločeni. Epigenetska se
nahaja v spodnjem — jugovzhodnem delu rudišča, ki ga grade mlajše pa-
leozojske ter spodnjetriadne in srednjetriadne plasti. V zgornjem — seve-
rozahodnem delu rudišča pa nahajamo- epigenetsko rudo v anizičnem do-
lomitu in langobardskem konglomeratu, medtem ko vsebujejo bazalni
langobardski peščenjak, plasti skonca in tufit v njihovi krovnini singenet-
sko rudo. Oba dela rudišča loči srednjetriadni prelom.
Uvod
Malo je rudnikov, kjer bi odkopavah rudo nepretrgoma skoraj 500 let.
Eden izmed njih je Idrija, kjer so našli živo srebro že leta 1490 (M o h o -
rič, 1960). Najprej soi na površju odkopavaU karbonski skrilavec s sa-
morodnim živim srebrom na območju današnje cerkve sv. Trojice. Z jam-
skimi deh so začeh leta 1500 okrog 300 m jugovzhodno od tod (K r o p a č ,
1912), Izkopali so Antonijev rov, ki se je ohranil do danes. Skrilavec s sa-
morodnim živim srebrom so pridobivali nad nivojem tega rova do po-
vršja. Ta del rudišča imenujemo Pront. Bogato cinabaritno rudo pa so
našh na dan sv. Ahaca, 22. junija 1508. Verjetno &o v plasteh skonca zadeli
na rudno telo Kropač-Ziljska, ki jih je vodilo v globino in proti jugovzho-
du. Danes se nahajajo najgloblji odkopi na 15. obzorju, ki leži 363 m pod
Antonijevim rovom.
Geološka zgradba rudišča
Na podlagi jamskega kartiranja v zadnjih desetih letih smo nadrobno
razčlenili rudonosne paleozojske in triadne plasti (Mlakar, 1959, 1967).
Zgomjepaleozojske starosti so čmi glinasti skrilavec, kremenov peščenjak
68
ter sivi in črni zgoimjepermski dolomit. Srednjetriadni skladi leže na pa-
leozojskih brez koitne diskordance. Za sedimentacijo skladov skitske stop-
nje triade je značilno menjavanje karbonatnih in drobnoklastičnih used-
lin. V spodnjem delu skitskih plasti najdemo dolomit, peščeni dolomit,
skrilavec in meljevec z lečami oohtnega apnenca, v zgornjem pa dolomit,
peščeni skrilavec, lapomi apnenec in apnenec. V anizično stopnjo uvrščamo
le dolomit. Njegova debelina je bila v srednjetriadni erozijski fazi zelo okr-
njena, ponekod je bil celo povsem erodiran. Fassanskih plasti doslej pale-
ontološko nismo dokazali. Langobardske plasti ladinske stopnje leže z ba-
zalnim peščenjakom ali konglomeratom diskordantno na anizičnih in
ponekod celo na skitskih kameninah. Na konglomeratu leži ponekod ap-
neni peščenjak in apnenec, navadno pa črni bituminozni skrilavec in pe-
ščenjak skonca. Langobardske plasti se končajo s tufitom, tufom in radio-
laritom z rožencem. Najmlajši triadni kamenini orudenega bloka sta cor-
devolski dolomit in apnenec.
Prva pomembna tektonska faza je bila v srednji triadi. Radialno pre-
mikanje blokov je spremljala magmatska dejavnost v obliki geosinkhnal-
nega-inicialnega vulkanizma. Takrat so skrepenele številne predomine,
med njim felzitporfir (Kossmat, 1910), porfir in porfirit (Rakovec,
1946), kremenov keratofir in mandljasti diabaz (Duhovnik in Str-
mole, 1970), ki jih najdemo okrog 13 km severozahodno od Idrije.
Mnogo intenzivnejša staroterciama tektonika je nato močno zabrisala
posledice srednjetriadne tektonske faze. Staroterciama krovna zgradba
idrijskega ozemlja, ki smo jo razčlenili v štiri pokrove, je končni stadij de-
formacije velike polegle gube (Mlakar, 1964, 1969). Avtohtono podlago
grade kredne plasti in eocenski skladi v normalni superpoziciji (tabla 1).
Prvi pokrov sestoji iz krednih kamenin v pravilni legi. Zgomjetriadne
plasti v inverznem stratigrafskem zaporedju grade drugi pokrov. V tret-
jem pokrovu leže paleozojske in triadne plasti v normalni in inverzni
superpoziciji. Pri zgradbi četrtega pa sodelujejo vse plasti od mlajšega pa-
leozoika do eocenskih skladov v pravilni stratigrafski legi.
V zadnjem stadiju alpske orogeneze je bila krovna zgradba prerezana
še s sistemom dinarsko usmerjenih prelomov s horizontalnimi desnimi
premiki blokov vehkosti do 2,5 km (M 1 a k a r , 1964, 1969).
Rudišče se nahaja v drugem delu tretjega pokrova (tabla 1). Od talnine
ga loči narivna ploskev prvega dela tretjega pokrova, proti krovnini pa
ga omejuje narivna ploskev četrtega pokrova. Na severovzhodu ga je
odrezal idrijski prelom, na jugozahodu pa prelom Zala. Spodnji del ini-
dišča grade paleozojske ter spodnjetriadne in srednjetriadne plasti, ki leže
subvertikalno ali inverzno, le na območju Talnine normalno. Nasprotno,
pa najdemo v zgornjem delu jame anizične, cordevolske in predvsem lan-
gobardske kamenine. Obe strukturi, ki smo ju označih kot spodnjo in zgor-
njo zgradbo rudišča, loči srednjetriadni prelom (Mlakar, 1967).
Dosedanje raziskave orudenja
Pomembne podatke o rudnih in jalovih minerahh je objavil S c h r a u f
(1891). Svojo mineraloško^petrografsko študijo je posvetil metacinabaritu
in njegovi paragenezi. Obravnaval pa je še cinabarit, samorodno živo
69'
srebro, pirit, epsomit, melanterit, sadro, halotrihit, kremen, dolomit, kal-
cit in fluorit ter nove minerale tuesit (kaolinit), barit in siderolit. Posebno
zanimiv je njegov sklep, da vsebuje ruda več generacij cinabarita. J an d a
(1892) je določil idrijalin, Pilz (1915) je našel sfalerit, Berce (1958)
pilolit, Colbertaldo in Slavikova (1981) pa markazit in auripig-
ment. V odsevni svetlobi je začel raziskovati živosrebrno rudo Berce
(1958). Mikroskopske raziskave sta nadaljevala Colbertaldo in Sla-
vikova (1961) in podala starostno zaporednje važnejših mineralov.
Idrijska rudna struktura ni enotna. Zato je razumljivo, da so jo že
v prejšnjem stoletju različno- razlagali. Ker pa posamezni raziskovalci niso
poznali celotnega rudišča, so svoja opazovanja v določenih delih jame
posploševali. Tako so nastale različne interpretacije rudne strukture. Po
Karstenu gre za enotno debelo žilo, po Zepharevichu za žilje,
medtem ko je Tschebull pripisal celotnemu rudišču obliko prave pla-
sti (Meier , 1868).
Meier (1868) je prvi opozoril na razliko v načinu pojavljanja rude
v obeh idrijskih jamah. V severozahodnem delu rudišča je rudo označil
kot plastovito, v jugovzhodnem pa kot žilaste impregnacije. PoKropaču
(1912) vsebujejo plasti skonca (v severozahodnem delu rudišča) plastovite
obogatitve, medtem ko ima cinabarit v dolomitu (prevladuje v osrednjem
in jugovzhodnem delu rudišča) obhko žilja ah pa zapolnjuje razpoke. Na
stiku različnih kamenin so- ponekod nastale cinabaritne žile; HgS najdemo
tudi v njihovi razpokani krovnini in talnini. Tako naj bi bih nastali obe
»strmi plošči-« v jugovzhodnem delu rudišča, ki ju omenja Sehr auf.
Danes domnevamo, da gre za metasomatsko orudeni, leči oolitnega ap-
nenca.
Nadrobno je prikazal razhke v geološki zgradbi in orudenju obeh jam
Pilz (1915). V njegovi razpravi najdemo več detajlnih geoloških profilov
in kart posameznih delov rudišča. Berce (1958) je podal obhke in splošne
lastnosti rudnih impregnacij od 1. do 13. obzorja. Opozoril je na pomemb-
nost neprepustnih vložkov, pod katerimi so zaradi nadomeščanja prikame-
nine nastale pomembne koncentracije cinabarita. Po njegovem mišljenju
je kristaliziral cinabarit tudi v tektonsko porušenih kameninah. Plastovita
ruda v skonci pa naj bi bila nastala s selektivno- metasomatozo. Nasprotno
je našel v anizičnem dolomitu in v^^erfenskih plasteh cinabarit v zrnih,
žihcah in lečah ter v vezivu breče.
Glede starosti idrijskega rudišča se mišljenja geologov zelo razhajajo.
Izmed starejših raziskovalcev so Gröger (1876), S ehr auf (1891) in
Kropač (1912) zagovarjali triadno starost, Pilz (1915) posttriadno, Li-
poid (1874), Ni ki tin (1934) in Schneiderhöhn (1941) terciarno
in S t ur (1872) celo pleistocensko. Zanimiva je Kosmatova (1911)
razlaga. Menil je, da je prvotno živosrebrno rudišče nastalo v bhžini tri-
adnih eruptivnih žil in da je z njimi v genetski zvezi. Sele ob p-osteocenskih
premikih naj bi bile termalne vode prinesle rudne minerale iz prvotnega
nahajališča v sedanje. Na podoben način naj bi bili nastah tudi svinče-
vo-cinkovi, rudišči Rabelj in Bleiberg. Kossmat je torej že več deset-
letij pred Schneiderhöhnom računal z možnostjo regeneracije ru-
dišč. V novejšem času sta Berce (1958) in Mlakar (1967) dokazovala
70
triadno starost idrijskega rudišča, Colbertaldo in Slavikova
(1961) pa terciarno.
V zveri z genezo rudišča naj poudarimo veliko vertikalno razprostra-
njenost orudenih horizontov. Raziskave zadnjih let so pokazale, da se
nahaja živosrebma ruda v vseh horizontih mlajšega paleozoika ter spod-
nje in srednje triade. Zgomjetriadne, kredne in eocenske plasti pa so
jalove.
Geološki profil rudišča (tabla 1) kaže mlajšepaleozojske, triadne, kred-
ne in terciarne plasti. Z upoštevanjem jurskih skladov 10 km jugozahodno
od Idrije znaša celotna debelina geosinklinalnih usedlin na idrijskem
območju okrog 5500 m (tabla 2). V spodnjem delu se v intervalu okrog
1000 m menjavajo karbonatne in klastične usedline. Od tega odpade na
rudonosne plasti okrog 800 m. V zgornjem delu pa prevladujejo karbo-
natne usedline, ki so^ mlajše od karnijske stopnje.
Struktura in kvaliteta rude se v posameznih plasteh spreminjata. O
razvrstitAÄ rude in njeni kvaliteti po horizontih pa najdemo v dosedanji
literaturi sorazmerno malo podatkov.
Da bi prikazali razlike v vertikalni razporeditvi rude, smo izračunali
koeficient rudonosnosti, ki ga podajamo z izrazi zelo nizek, nizek, visok in
zelo visok. Razmerje med koeficientom rudonosnosti za posamezne plasti
kaže tabla 2.
Poleg tega navajamo stopnjo orudenja, tj. kvaliteto rude. Ločimo siro-
mašno rudo z manj kakor 1 "/o Hg, bogato rudo z 1 "/o do 10 "/o Hg ter zelo
bogato rudo, ki vsebuje več kakor 10 ®/o Hg. Položaj rudnih teles v strati-
grafsko-htološki lestvici označujemo z arabskimi številkami, ki rastejo
od zgomjepaleozojskih plasti do cordevolskih. Številkam smo dodali črke,
ki pomenijo razvrstitev rudnih teles v različnih nivojih.
Značilnosti orudenja v paleozojskih in triadnih skladih
Karbonski glinasti skrilavec in peščenjak
Črni glinasti skrilavec z lečami peščenjaka je brez dvoma najstarejša
kamenina na idrijskem prostoru. Doslej so ga uvrščali v karbon, vendar
nimamo dokazov, ah gre za karbonske ali permske plasti. V tej razpra\a
se bomo držali dosedanje stratigrafske uvrstitve. Kamenini sestojita iz
zrnc kremena, kalcedona, plagioklazov, epidota in sljud ter iz glinasto
kremenovega veziva. Poleg tega vsebujeta drobce antracita in pirit, ki
tvori »orudene bakterije<< s premeri 5 do 20 mikronov in nekoliko večja
idiomorfna zma. >vOrudene bakterije-« predstavljajo ponekod klice, ob
katerih so kristahzirali piritovi idioblasti. Oba različka pirita sta verjetno
nastala med diagenezo.
Karbonski skrilavec in peščenjak sta orudena predvsem tam, kjer sta
v neposrednem stiku z b'Ogatimi rudnimi telesi v triadnih kameninah.
Obsežna orudena cona v krovnini langobardskih skladov seže od šestega
obzorja do površja na območju rudnih teles Logar, Frančiška, Kropač-
Ziljska, Pront in drugih. V talnini bogato orudenih skitskih plasti (tabh
1 in 2; oznaka la) na jugozahodnem obrobju rudišča se nahaja druga oru-
dena cona v karbonskih kameninah.
71
Koeficient rudonosnosti karbonskih plasti je nizek. Siromašna ruda
vsebuje cinabarit in samorodno živo srebro. Cinabaritu pripadajo pred-
vsem drobne nepravilne impregnacije in luske (tabla 10, si. 1), ki so vzpo-
redne s plastovitostjo, ter oprhi po ploskvah skrilavosti. Tu in tam zasle-
dimo do 200 mikronov velika zrnca cinabarita z rombičnimi preseki. Ta
zmca vsebujejo drobne vključke mineralov veziva, zato soidimo, da gre za
idioblaste cinabarita. Večkrat opazimo tudi diskordantne in konkordant-
ne cinabaritne in dnabarltno kremenove žihce s simetrično zgradbo-; v
srednjem delu najdemo cinabarit, v obrobnem pa kremen. Ob stiku s ci-
nabaritom so kreme-nova zmca razločno idiomorfna. Tu in tam so v žihcah
celo lepo razviti kristalčki kremena s premeri do 0,6 mm, ki pa so navadno
kataklastični; v razpokah zasledimo cinabarit. Samorodno živo srebro je
v teh skladih bolj pogostno kakor cinabarit, zato so nekoč imenovah oru-
deni skrilavec tudi srebmi skrilavec. Kapljice samorodnega živega srebra
nahajamo po ploskvah skrilavosti in v razpokah. Njihov premer se giblje
od nekaj deset mikronov do 4 mm, prevladujejo pa kapljice, ki merijo
okrog 0,5 mm; pri odkopavanju zelo rade »beže-«^ iz skrilavca. Kohčini ci-
nabarita in samorodnega živega srebra se močno povečata v piritnih go-
moljih in lečah ter v njihovi nep-osredni bhžini. Orudene piritne gomolje
in leče v karbonskih skladih omenjajo številni raziskovalci Idrije, vendar
sta jih mikroskopsko raziskala šele Colbertaldo in Slavikova
(1961). Poleg pirita in samorodnega živega srebra sta našla cinabarit in
markazit. Po pahčastih presekih nekaterih piritnih zm sta sklepala, da je
nastal del pirita pri nadomeščanju barita.
Mikroskopsko smo raziskah številne piritne gomolje in leče. V njih
prevladuje pirit, ki mu pripada 40 "/o do 90 "/o. Po kohčini slede cinabarit,
markazit in samorodno živo srebro. Poleg tega opazimo še organsko snov,
kremen in včasih kalcit.
Po nastanku ločimo dve vrsti gomoljev in leč. Prevladujejo gomolji in
leče, v katerih je nastal pirit v glavnem pri nadomeščanju rasthnskih
drobcev (tabla 5, si. 1). Na pohrani površini opazimo že na oko razhčno
orientirana pahčasta piritna zrna s premeri do 3 X 15 mm. Pod mikrosko-
pom imajo ta zrna večkrat vlaknato- strukturo in kažejo razpoke, ki so
vzporedne z daljšo stranico preseka, ah pa so nanjo pravokotne. Številna
zma so zdrobljena, njihovi deh pa premaknjeni (tabla 10, si. 2.). Ob robo-
vih se cepijo v posame23ia piritna vlakna, ki merijo povprečno 5 X 80 mi-
kronov. Ta vlakna tvorijo osnovo, v kateri, leže večja piritna zrna. Pirit
s pahčastimi preseki torej ne predstavlja psevdomorfoze po- bari tu, kakor
sta domnevala Colbertaldo in Slavikova (1961), temveč gre za
nadomeščanje rasthnskih drobcev. Pbnekod je nadomestil rastlinske
drobce tudi markazit; v enem izmed raziskanih gomoljev pripadajo pirit-
nim psevdomorfozam srednji deli, markazitnim pa obodni. Oba minera-
la sta verjetno nastala v času zgodnje diageneze: v nevtralnem do slabo
kislem okolju markazit, v slabo alkahiem pa pirit (F air bridge, 1967).
Gomolji in leče vsebujejo pogosto črno organsko snov, ki je pod mikro-
skopom v odsevni svetlobi siva z rjavim odtenkom. Čeprav so posamezna
zmca vehka le okrog 10 mikronov, je njihov odsevni pleohroizem razlo-
čen. Pri navzkrižnih nikohh so efekti aniz-otropnosti lepo opazni; barve so
72
svetlo rjavkasto rumene. Po optičnih podatkih se ta organska snov močno
približuje idrijalinu. Cinabarit zasledimo v nepravilnih poljih in žilicah.
Pogosto nadomešča pirit, poleg tega pa se vrašča tudi v organsko snov, ki
je starejša. V žihcah ga spremljata kremen in kalcit. Samorodno živo
srebro nastopa predvsem v razpokah in porah.
Druga vrsta gomoljev in leč vsebuje piritna zmca z izometričnimi,
delno idiomorfnimi, delno ksenomorfnimi preseki. Tudi te tvorbe so ver-
jetno nastale v zgodnji diagenezi; pirit je kristaliziral. V srednjem delu
tovrstnih gomoljev in leč oipazimo navadno idiomorfna zrnca pirita s pre-
seki po kocki, ki jim pripada 70 do 90 "/o opazovane površine; zmca so
vehka 20 do 70 mikronov. Proti obodu se število pdritnih zmc navadno
zmanjšuje, njihovi preseki so nekoliko manjši in pogosto nepravilni. Tu
in tam opazimo manjša polja piritnih psevdomorfoz po rastlinskih ostan-
kih. V nekaterih gomoljih smo našli cinabarit. Ponekod gre le za sledove,
drugod pa je živosrebmi sulfid do take mere nadomestil pirit, da gre za
cinabaritno-piritne gomolje in leče (tabla 5, si. 2.). V slednjem primeru
vsebujejo izometrična cinabaritna polja le še vključke pirita (tabla 10,
si. 3). Organske snovi vsebujejo gomolji in leče malo, kapljice samorodnega
živega srebra pa opazimo le ob stiku s prikamenino (tabla 5, si. 2).
Meja med pdritnimi gomolji in lečami ter prikamenino je ponekod zelo
razločna, drugod pa ne. V večini primerov se kohčina piritnih zrnc proti
prikamenini zmanjšuje. Mineralna sestava piritnih gomoljev in leč ter
njihov postopen prehod v prikamenino dokazujeta, da te tvorbe ne izvi-
rajo iz fragmentov peščenjaka, ki naj bi bili dobih subsferično obhko pri
kotrljanju (Colbertaldo in Slavikova, 1961), temveč so nastale
diagenetsko. Zaradi medplastovnega trenja so se piritni gomolji in leče
ponekod izluščih iz matične kamenine in se tudi premikali. Pri, tem so se
zdrobili.
Med 9. in 10. obzorjem severozahodnega dela rudišča leži v karbonskih
plasteh blok anizičnega dolomita in langobardskega konglomerata (tabh 1
in 4, oznaka K). V njem so še pred nekaj desetletji odkopavali rudno telo
Karoh, ki je imelo lečasto obliko s površinami nekaj m^ do 200 m^ in je
vsebovalo bogato cinabaritno rudo, ponekod celo jeklenko. V zbirkah so
se oihranüi kosi rude, ki jo imenujemo po rudnem telesu »karoh ruda-<-c.
Za »karoli mdo« je značilna velika količina pirita, ki se giblje v mejah
50 ®/o do 90 "/o. Skupki železovega sulfida so povečini okrogli ah ledvičasti
in kovinskega sijaja. Merijo nekaj mm do 1 dm. Sestoje v glavnem iz kse-
nomorfnih in idiomorfnih piritnih zrnc, vsebujejo pa tudi jalovinske mi-
nerale. Vehkost in gostota piritnih zmc se postopoma spreminjata od sre-
dine proti robu. Zato imajO' skupki koncentrično zgradbo. Verjetno gre za
sulfidne konkredje, ki so nastale diagenetsko. Konkrecije obdaja drobno-
zmato vezivo, v katerem prevladujejo minerah glin, najdemo^ pa tudi kre-
men in seridt. Poleg tega vsebuje vezivo lepo razvite kocke pirita s pre-
meri 0,5 mm do 10 mm, ki, leže posamezno aH pa se zraščajo. Kocke so
mlajše od konkrecij, nastale pa so verjetno tudi v času diageneze.
Raziskani vzord »karoH rude-« vsebujejo več odstotkov živega srebra."
Večji del dnabarita najdemo ob stiku piritnih konkredj in kock z drobno-
zmatim vezivom. Cinabarit tvori nepravilna polja, ki so navadno brez tu-
73
jih vključkov, kažejo pa sledove tektonskih deformacij. Poleg tega zapol-
njuje cinabarit pogosto tudi razpoke v piritnih konkrecijah in kockah
(tabla 11, si. 1). Spremlja ga kremen, ki obroblja tudi cinabaritna polja
v vezivu in drobce pirita.
Deh rudišča, kjer so nekoč odkopavali rudno telo Karoli, sedaj niso
dostopni. Zato nam manjkajo podatki za razlago njegovega nastanka.
Vendar domnevamo, da izvira pirit iz karbonskih skladov. Živosrebma
ruda je seveda mlajša.
Grödenski peščenjak
Klastične grödenske usedline sosijske stopnje so v Idriji dolgo veljale
za jalove. Pred nekaj leti pa so našh tudi v teh skladih živosrebrno rudo.
Gre za manjša rudna telesa (table 1, 2, 3, slika E; oznaka 2a). Pomembno
je rudno telo Logar nad 4. obzorjem tik ob južni strani osrednjega jezika
karbonskega glinastega skrilavca (tabla 3, slika E). Cinabaritne impreg-
nacije v grödenskem peščenjaku nahajamo nad 6. obzorjem v rudnem
telesu Kreda. Na severovzhodnem obrobju rudišča, in sicer na 2., 10. in 13.
obzorju, pa smo našh več siromašnih mdnih teles. Omenimo naj le rudno
telo Grübler na 13. obzorju.
Mikroskopsko smo nadrobno raziskali rudo iz rudnih teles Logar, Kre-
da in Grübler. Omdeni peščenjak rudnega telesa Logar ima enostavno
mineralno sestavo. V njem prevladujejo krem eno va zrna, ki kažejo pove-
čini valovito- potemnitev in merijo 150 do 250 mikronov. Njihovi preseki
so navadno izometrični. Večkrat opazimo avtigeni rob, ki je nastal pri
diagenetski in epigenetski rasti kremenovih zrn. Poleg tega zasledimo še
zrna kvarcita, kaoliniziranega ortoklaza, rutila, magnetita in muskovita.
Vezivo, sestoji iz mineralov glin, zrnc kremena in karbonatov, hstičev se-
ricita in neprozomih mineralov; pripada mu 50 "/o opazovane površine.
V odsevni svetlobi ločimo pirit in cinabarit; prvemu pripadata 2 dru-
gemu pa približno 4 ®/o površine. Oba sulfida sta v rudi dokaj enakomerno
razvrščena. Idiomorfna in ksenomorfna piritna zrna merijo do 500 mikro-
nov in so pogosto razpokana; nastala so verjetno v času diageneze. Šte-
vilna piritna zma obdaja avtigeni kremen. Cinabarit je nadomestil pred-
vsem vezivo. Zatoi vsebuje pogosto vključke mineralov glin, kremena,
sericita in pirita (tabla 11, si. 2). Njegova polja merijo nekaj mikronov do
0,85 mm in so povečini ksenomorfna, le tu in tam zasledimo polje s pra-
vilnim presekom (tabla 11, si. 2); v takšnem primeru gre za idioblast. Pri
kristalizadji je obdal HgS tudi številna detritična kremen ova zma in jih
delno nadomestil. To dokazujejo zobčaste meje kremena in zajede cina-
barita, ki jih lepo vidimo v presevni svetlobi (tabla 11, sl.3). V nekaterih
primerih se avtigeni kremenov rob s pravilnimi kristah vrašča v cinaba-
ritno polje; ob stiku kremenovega zma in avtigenega robu smo zasledili
drobne vključke jalovinskih mineralov, veziva in cinabarita. Lepo razvita
kremenova zma smo našli nadalje v kremenovo-cinabaritnih žilicah, ki
so med seboj vzporedne in se navadno javljajo v skupinah. Cinabarit kaže
pri navzkrižnih nikohh progasto strukturo; ploščata sulfidna zrna so na-
vadno- pravokotna na stene žihc. Najbogatejša ruda leži neposredno ob
74
stiku z langobardskim bazalnim peščenjakom. Z oddaljevanjem od tega
stika se zmanjšuje količina cinabarita. Zato je prehod bogate rude v jalov
peščenjak postopen (tabla 3, slika E).
Vzorec orudenega grödenskega peščenjaka iz rudnega telesa Kreda vse-
buje 1 HgS. Največ ga je v vezivu med kremenovimi zrni, kjer nado-
mešča predvsem zrnca karbonatov. Cinabaritna polja imajo nepravilne
preseke in merijo 50 do 100 mikronov. Nekatera cinabaritna polja in piritna
zrnca obrašča avtigeni kremen. Tu in tam zasledimo tanke cinabaritne in
kalcitne žilice. Kalcitne žilice sečejo cinabaritna polja, torej so mlajše. Nismo
pa mogli ugotoviti starostnega razmerja med cinabaritnimi in kalcitnimi
žilicami. V bogato orudenem peščenjaku z območja rudnih teles Logar in
Kreda najdemo v porah in razpokah pogosto kapljice samorodnega živega
srebra.
V rudnem telesu Grübler ima kremenov peščenjak večidel karbonatno
vezivo. Dolomit in kalcit sta pri diagenetskih in epigenetskih procesih
delno nadomestila kremenova zrnca, ki imajo zaradi tega pogosto zobčaste
robove. Grödenski peščenjak vsebuje nadalje tanke pole in leče meljevca,
ki SO' prav tako orudene. Ruda iz rudnega telesa Grübler ima manj pirita
kakor ruda iz rudnega telesa Logar, pa tudi preseki njegovih zrnc so manj-
.ši; v sledovih smo našli markazit. Cinabaritna zrna so različno- velika in
neenakomerno raztresena. Zrnca s premeri nekaj mikronov slede stiku
med karbonatnimi zrni ter karb«onatnimi in kremenovimi zrni. Pri moč-
nejši metaso-matozi so nastala zrna s premeri 30 do 150 mikronov, ki se
tu in tam združujejo, tako da opazimo pod mikroskopom večja polja s šte-
vilnimi karbonatnimi in kremenovimi zrni (tabla 12, si. 1). Največja cina-
baritna polja dosežejo 5 mm^ in so- brez jalovinskih vključkov. Menimo,
da je kristaliziral cinabarit v porah peščenjaka. Za ta polja je značilna pri
navzkrižnih nikolih p-rogasta struktura.
Meljevec v rudnem telesu Grübler sestoji iz kremenovih zrnc in kar-
bonatno-glinastega veziva. Tanke cinabaritne impregnacije imajo v njem
nepravilne preseke, vendar opazimo tu in tam zrna cinabarita z rombič-
nimi preseki (tabla 12, si. 2), ki merijo povprečno 100 mikronov. V me-
Ijevcu so karbonatna zrna precej manjša in nimajo idiomorfnih presekov.
Zato sodimo, da ne gre za psevdomorfozo cinabarita po dolomitu in kal-
citu, temveč za idioblaste cinabarita. To potrjujejo številni vključki kre-
mena in karbonatov, ki jih je zajel cinabarit med rastjo.
Zgornjepermski dolomit
Kossmat (1911), Kropač (1912) in Berce (1958) so šteli ves do-
lomit v idrijski jami v srednjo triado. Mlakar (1957, 1959) je ugotovil,
da pripada del teh plasti zgornjemu permu.
Najstarejši zgornjepermski stratigrafski člen je sivi jedrnati plastovit i
dolomit s skrilavimi vložki. Plasti so debele 5 do 30 cm, le tu in tam 1 m.
Pod mikroskopom vidimo, da ima kamenina drobnozrnato strukturo. Kse-
nomorfna in hipidiomorfna zmca dolomita merijo povprečno le 10 mikro-
nov. V manjši količini zasledimo okrog 50 mikronov velika detritična
zrnca kremena, podrejeno- pa tudi zrnca pirita s premeri 10 do 20 mikro-
75
nov. Piritna zrnca so enakomerno razvrščena; sodimo, da so nastala dia-
genetsko. Skrilavi, nekoliko sljudnati vložki dosežejo debelino 5 cm. Poleg
dolomita in sljude vsebujejo ti vložki tudi minerale glin in kremen, ki mu
pripada okrog 8 "/o. Skupna debelina sivega dolomita s skrilavimi vložki
je 10 do 15 m.
Mlajši zgomjepermski horizont sestoji iz črnega dolomita. Na stiku se
menjavajo plasti sivega in črnega različka v debehni okrog 10 m. V črnem
različku merijo- zrna dolomita povprečno 30 mikronov in kažejo večkrat
idiomorfne preseke. Zaradi, drobno razpršene organske snovi so nekoliko
motna. Kamenina vsebuje nadalje detritična zrnca kremena in diagenet-
ska zrnca pirita; v porah zasledimo črno organsko snov. Tekstura kame-
nine je jedra, ponekod brečasta. Plasti črnega dolomita merijo 5 do- 25 cm.
Tu in tam vsebujejo skrilave vložke s kremenom in minerali glin. V lito-
loški lestvici mu pripada okrog 35 m.
Oba razhčka zgoimjepermskega dolomita sta orudena in ju sekajo tan-
ke bele dolomitne žilice. Večkrat najdemo tudi majhne geode, zapolnjene
s pravilno razvitimi belimi dolomitnimi kristalčki. Poudariti moramo, da
smo našh dolomitne žihce tako v jalovem, kakor tudi v orudenem dolo-
mitu. Koeficient rudonosnosti je med največjimi v rudišču (tabla 2). Rud-
na telesa se razprostirajo od drugega do trinajstega obzorja. Leže v treh
nivojih: v bhžini stika z grödenskim peščenjakom (rudno telo Grübler,
tabh 1 in 2, oznaka 3a), v intervalu, kjer se menjavata sivi in črni dolo-
mit (oznaka 3b), ter ob kontaktu s spodnjeskitskim dolomitom (rudno telo
Portorož, oznaka 3c).
Rudna telesa so ploščata, široka nekaj 10 m, na obzorjih pa imajo- po-
vršino več stO' ah celo več tisoč m^. Vertikalna razsežnost rudnih teles po-
gosta preseže 100 m. Na več krajih, predvsem na območju intenzivne tri-
adne tektonike, je oruden ves zgomjepermski dolomit. Ruda je povečini
siromašna. Obogatitve najdemo le vzdolž rudonosnih prelomov in razpok
ter na presečiščih razpok. Nekatere razpoke so zapolnjene celo z jeklenko.
Skrilavi vložki v dolomitu imajo pogosto vlogo lokalnih ekranov. Vmesni
deh so jalovi, ah pa vsebujejo sledove cinabarita v tankih razpokah.
Pod mikroskopom smo raziskah bogato rudo iz rudnega telesa Kiessel
na 10. obzorju, siromašno mdo iz rudnih teles Strelska na 11. obzorju in
Uršič na 4. obzorju ter jeklenko iz rudnega telesa Urban na 6. obzorju.
V sivem dolomitu rudnega telesa Kiessel so nastale pri tektonskih pre-
mikih številne razpoke in pore. V njih je kristahziral najprej dolomit, po-
nekod tudi kalcit, oba navadno v lepo- razvitih kristalčkih. Iz raztopin se
je izločal nato kremen. Rastel je v razpokah in porah, pa tudi metasomat-
sko v kamenini. Ta kremen se razhkuje od detritičnega po pravilnih pre-
sekih in po vključkih dolomita, ki jih je zajel pri rasti Prisotnost hidro-
termalnega kremena govori za slabšo silifikacijo. Sledil mu je cinabarit.
Odlagal se je predvsem v razpokah in porah (tabla 12, si. 3) ter nadomeščal
kristale dolomita in kalcita, poleg tega se je vraščal v drobnozmati dolo-
mit. Metasomatsko rast cinabarita v drobnozmatem dolomitu dokazujejo
vključki dolomita, kremena in pirita v njegovih poljih. Omeniti pa mo-
ramo, da v nekaterih, predvsem večjih cinabaritnih poljih ni rukakršnih
vključkov. Zato sodimo, da je HgS kristaliziral v porah. Prav za ta polja
76
je pri navzkrižnih nikolih značilna progasta struktura. V številnih geodah
najdemo poleg kristalčkov dolomita in kalcita tudi lepo razvite kristalčke
cinabarita, ki dosežejo nekaj mm.
V	rudi iz rudnega telesa Strelska je največ cinabarita ob meji tankih
belih dolomitnih žilic in črnega drobnozmatega dolomita. Dolomitne ži-
lice so verjetno nastale prej kot ruda pri epigenetskem premeščanju do-
lomita iz kamenine v razpoke. V čcisu orudenja so imele njihove meje
vlogo dovodnih poti. Cinabarit se je vraščal v žilice tako, da je sledil stiku
med posameznimi zrni dolomita. V drobnozrnatem črnem dolomitu za-
sledimo malo cinabaritnih impregnacij, ki navadno ne presežejo 300 mi-
kronov. Večidel gre za zapolnitev drobnih por, le tu in tam vidimo, da je
dolomit tudi nadomeščen. Hidrotermalnega kremena v tej rudi nismo
našH.
Siromašno rudo iz rudnega telesa Uršič preprezajo dolomitne, cinaba-
ritno-dolomitne in cinabaritne žilice. Za dolomitne žilice velja isto kot
v rudi rudnega telesa Strelska. Sečejo jih tako cinabaritno-dolomitne, ka-
kor tudi cinabaritne žilice. Starostnega razmerja med slednjima nismo
uspeli dognati. V črnem dolomitu, ki obdaja žilice s cinabaritom, najdemo
tu in tam dirobne impregnacije HgS; njihovo število in tudi njihov premer
pa se z oddaljevanjem od žilic zmanjšuje. Po nekaj milimetrih izginejo
tudi najbolj drobne impregnacije.
V	rudnem telesu Urban smo našU v breči sivega dolomita nepravilno
lečoi jeklenke. Mikro^opska raziskava je pokazala, da v njej prevladuje
cinabarit (približno 60 <>/»), ki ga spremljata kremen in pirit. Struktura te
rude spominja na porfiroidno strukturo magmatskih kamenin. V jeklenki
najdemo živosrebrni sulfid v dveh oblikah. Manjši del cinabarita sestoji
iz zrn z rombičnimi, pravokotnimi in kvadratnimi preseki, ki merijo 70 do
200 mikronov (tabla 13, si. 1) in vsebujejo ponekod drobne vključke kre-
mena in pirita. Razvrščena so enakomerno v drobnozmati osnovi, v kateri
prevladujeta cinabarit in kremen. Pri močnejši povečavi opazimo v osnovi
psevdomirmekitsko zraščanje cinabarita in kremena ter ozek kremenov
rob, ki obdaja izometrična zma cinabarita. Kremenova zmca robu so
napram cinabaritu povečini razločno idiomorfna (tabla 13, si. 2). Njihove
meje so povsem ravne, kar dokazuje, da cinabarit tega kremena ni nado-
meščal.
V	vezivu dolomitne breče, ki obdaja jeklenko, smo našli v kalcitni
osnovi idiomorfna zma kalcita s premeri okrog 100 mikronov. Ponekod
se s karbonatnimi zmci zrašča kremen, ki obdaja tudi večja kalcitna zrna.
Tu in tam je kalcit delno nadomeščen s cinabaritom. Upoštevajoč takšno
strukturno razmerje med kalcitom, kremenom in cinabaritom sodimo, da
je nastala jeklenka pri večkratnem nadomeščanju. Kalcitno lečo s »porfi-
roidno« strukturo je najprej delno nadomestil kremen, ki je zrastel z drob-
nozmatim kalcitom. Nato je bil preostali kalcit povsem nadomeščen s ci-
nabaritom, pri čemer je nastala v številnih primerih psevdomorfoza cina-
barita po kalcitu. T^e je razložiti nastanek idiomorfnih zmc kremenovih
robov. Ce bi bila kremenova zmca prisotna že takrat, ko je kristaliziral
cinabarit, bi prišlo- do najedanja. Njihove meje pa so ravne, zato sodimo,
da so mlajša kot cinabarit.
77
Zaradi tektonskih premikov se je cinabarit jeklenke ob dolomitni breči
deformiral in nato rekristaliziral. To lepo vidimo v ozkem pasu ob stiku
jeklenke z breoo. Pri navzkrižnih nikolih opazimo značilno strukturo »svin-
čevega repa«. Cinabaritna zrnca soi enako- vehka, merijo povprečno le
15 mikronov, imajo bolj ali manj eliptične preseke in so optično podobno
orientirana.
V vezivu dolomitne breče prevladujejo karbonati, najdemo pa še mi-
nerale ghn, kremen, pirit, markazit in cinabarit. Zivosrebrni sulfid tvori
nepravilne impregnacije s premeri nekaj mikronov do- 1 mm. Večja polja
kažejo pri navzkrižnih nikolih progasto' strukturo. Drobne impregnacije
cinabarita opazimo tudi, v dolomitnih kosih; živosrebmi sulfid je tu za-
polnil pore. Brečo sečejo karbonatno-kremenove žihce, ki vsebujejo po-
nekod tudi cinabarit in organsko snov.
Spodnjeskitski dolomit
Izmed vseh stratigrafskih horizontov idrijskega rudišča je spodnje-
skitski dolomit najdebelejši. Njegove plasti dosežejo 170 m in leže subver-
tikalno. Razprostirajo se od drugega medobzorja do najnižjih obzorij
osrednjega dela rudišča (tabla 1). Tudi temu dolomitu so do leta 1957 pri-
pisovali anizično starost.
Spodnji del tega stratigrafskega horizonta (pribhžno 10 do 15 m) sestoji
iz sivega zrnatega dolomita s stilolitsko teksturo. Stilolitske površine so
med seboj oddaljene 1 mm do več centimetrov. Kamenina vsebuje v manjši
kohčini kremen in sericit. Više se ritmično menjavata sivi zrnati dolomit
in peščeni dolomit. Njune plasti so debele nekaj decimetrov do več metrov.
V peščenem dolomitu prevladujejo zmca dolomita s premerom okrog 40
mikronov, najdemo pa še zmca kremena, kalcedona, turmahna in sericita
ter majhna polja mineralov glin. Najbolj pogostni klastični komponenti, sta
kremen in sericit. Kremen je dokaj enakomemo razvrščen in mu pri-
pada povprečno 25 ®/o. Sericit j-e v nekaterih plasteh peščenega doloanita
pogosten, v dmgih pa zelo redek. V majhni količini najdemo tudi zmca
diagenetskega pirita s premeri okrog 20 mikronov. Do-lomitni razvoj spod-
njeskitskih skladov se konča s svetlo sivim enakomerno zrnatim dolomi-
tom, ki mu pripada v litološki lestvici okrog 32 m. Po-d mikroskopom ima
ta kamenina razločno mozaično strukturo. V njej prevladujejo zmca dolo-
mita, ki imajo pogosto hipidio-mo-rfne in celo idiomofne preseke ter merijo
100 do 150 mikronov. Opazimo še kalcit, v majhni kohčini detritični kre-
men in diagenetski pirit.
Spodnjeskitski dolomit je prepreden z belimi dolomitnimi žilicami in
vsebuje pogosto majhne geode, ki so delno ah povsem zapolnjene z be-
limi kristalčki dolomita. V mlajšem dolomitnem nivoju najdemo v raz-
pokah in geodah večkrat organske snovi, med njimi tudi idrijahn.
Koeficient rudonosnosti je nizek (tabla 2). Rudna telesa vsebujejo zelo
bogato, bogato in siromašno rudo v razhčnih nivojih spodnjekitskega
dolomita. Najbolj pogostna so v različkih, ki so brez klasti,čnih komponent
ali jih vsebujejo v majhnih kohčinah. Rudna telesa so povečini ploščata
in imajo na obzorjih površine nekaj 10 do več 1000 m^. Skoraj vsa so sub-
vertikalna. Nekatera se raztezajo po višini celo več 100 m.
78
Velika rudonosna cona se nahaja okrog 50 m nad zgomjepermskimi
skladi pod prvo debelejšo plastjo peščenega dolomita. V njej so rudna
telesa Rop, Dolomitne plošče in nekatera druga (table 1, 2 in 3, shka A;
oznaka 4 a). V litološki lestvici slede nato rudna telesa manjšega pomena.
Živosrebrno rudo najdemo vedno le na severovzhodni strani peščeno-
dolomitnih plasti, torej pod plastmi, ki so predstavljale v času orudenja
nepropustne ekrane. Najbogatejšo rudo, ponekod celo jeklenko, najdemo
ob srednjetriadnih prelomih in razpokah, posebno v neposredni bhžini
njihovih presečišč s plastmi peščenega dolomita. Prelomi in razpoke sekajo
dolomit in peščeni dolomit skoraj pravokotno na plasto-vitost. Z oddalje-
vanjem od rudonosnih prelomov, razpok in neprepustnih plasti se koli-
čina cinabarita zmanjšuje (tabla 3, shka A).
O pomenu neprepustnih plasti, za nastanek rudnih teles v idrijskem
rudišču nas prepričajo telesa v spodnjeskitskem dolomitu tik ob nje-
govem stiku s krovninskim sljudnatim skrilavcem. Ob tem stiku je dolomit
oruden v širini nekaj metrov doi več 10 m (table 1, 2 in 3, shka A; oznaka
4 b). Neposredno ob stiku se nahaja zelo bogata ruda, ki nato postopno
prehaja v bogato rudo. Sledi siromašna ruda, ki meji na jalov dolomit.
Bogato in zelo bogatoi rudo- najdemo še v triadnih prelomih in sistemih
razpok bolj ali manj pravokotno na stik s sljudnatim skrilavcem (tabla 3,
shka A). V takšni legi so številna rudna telesa, med njimi Joško, Močnik
in Pravica.
Mikroskopsko smo raziskali bogato rudo iz rudnega telesa Uršič ter
jeklenko iz rudnih teles Rop- in Kiessel.
V dolomitu iz rudnega telesa Uršič na 4. obzorju tvori cinabarit tanke
žihce, ki se nepravilno prepletajo, poleg tega mu pripadajo številne im-
pregnacije, ki so enakomernoi razvrščene in merijo povprečno 30 mikronov.
Impregnacije so nastale v glavnem tako, da je kristahziral cinabarit v po-
rah kamenine, delno pa pri nadomeščanju karbonatnih zrnc.
Na območju rudnega telesa Rop na 13. obzorju je bil spodnjeskitski
dolomit najprej sihfidran; hidrotermalni kremen je zastopan s pribhžno
15 "/o. Nato je kristahziral cinabarit in nadomeščal karbonatno kamenino.
Tako je nastala ponekod jeklenka, ki vsebuje najmanj 70®/o cinabarita,
poleg tega pa dolomit, kremen, kalcit ter v sledovih diagenetski pirit in
organsko snov. Na prelomu je ta ruda jekleno siva.
Večji del cinabarita nahajamo v poljih z okroglimi, ehptičnimi in led-
vičastimi preseki, ki merijo okrog 200 mikronov. Nekatera so razvrščena
tako, da dajo videz smrekove vejice. Pri navzkrižnih nikolih vidimo, da
sestoje ta polja iz zmc s premeri 1 do 15 mikronov. Imajo razhčno zgradbo.
Najbolj pogostna soi polja z radialno in pahljačasto- strukturo. Druga so
izrazito koncentrična, srednji deli takšnih polj sestoje iz zmc s premeri
okrog 2 mikronov, v obrobnih prevladujejo- zmca s premeri 5 do 15 mi-
kronov, ah pa obratno. Oblika cinabaritnih polj, velikost zmc in njihova
razvrstitev dokazujejo, da je precipitiral HgS iz koloidnih raztopin, pozneje
pa je sulfidni gel prekristaliziral. Nekatera polja so obdana s hipidiomorf-
nimi in idiomorfnimi cinabaritnimi zmi s premerom okrog 50 mikronov.
Verjetno gre za mlajšo generacijo cinabarita, ki je kristalizirala iz ionskih
raztopin. V obdaj a jočem dolomitu tvori, cinabarit drobne idioblaste, zapol-
79
njuje razpoke in pore ter se vrašča med karbonatna zrnca v obliki inter-
grainulamega filma.
V	rudnem telesu Kiessel na 13. obzorju zapolnjuje jeklenka več centi-
metrov široko razpoko v orudenem peščenem dolomitu. Tudi v tem raz-
ličku močno prevladuje cinabarit, ki je nastal iz koloidnih raztopin. Nje-
gova polja so nepravilna, okrogla in eliptična (tabla 13, si. 3) s premerom
0,1 do 0,2 mm in sestoje iz zelo drobnih ksenomorfnih zrnc. Pri navzkriž-
nih nikolih so nekatera pahljačasta, druga koncentrična. Podobno kakor
v jeklenki iz rudnega telesa Rop so tudi ta polja pogosto obdana z mlaj-
šimi zrni cinabarita, ki so nastala iz ionskih raztopin in so večja ter pra-
vilno razvita. Podobnega nastanka so cinabaritna zrna z izometričnimi,
večkrat hipidiomorfnimi preseki, združena v nize, ki se mrežasto preple-
tajo. Tu in tam vsebujejo cinabaritni nizi tudi zmca pirita in markazita.
Cinabaritna polja in nize obdajata dva razhčka organske snovi. Prevladuje
svetlo zeleni idrijahn z nizko odsevno sposobnostjo, razločnim pleohroiz-
mom ter svetlo mmenimi in rumenkasto zelenimi notranjimi refleksi.
V	manjši kohčini se kaže tudi črni razhček, ki ima sicer podobno odsevno
sposobnost kakor idrijahn, vendar je izotropen in brez notranjih refleksov.
V	ghnasto peščeni poh, s katero meji jeklenka na peščeni dolomit, so
pogostna idiomorfna zmca cinabarita s premeri 10 do 50 mikronov (tabla
14, si. 1). V tem primeru ne gre za psevdomorfozo po karbonatnih zrnih,
temveč za sulfidne idioblaste. Poleg tega najdemo v obdajajočem pešče-
nem dolomitu drobne cinabaritne impregnacije z nepravilnimi preseki.
Njihovo število- se postopno zmanjšuje, tako da opazimo nekaj centimetrov
od jeklenke le še redke zelo drobne impregnacije HgS.
Spodnjeskitski sljudnati skrilavec, meljevec in oolitni apnenec
V	stratigrafsko-htološki lestvici sledi spodnjeskitskemu dolomitu precej
bolj pestro, pribhžno 120 m debelo zaporedje plasti sljudnatega skrilavca,
meljevca in oohtnega apnenca. Te kamenine so razširjene v osrednjem in
jugovzhodnem delu rudišča.
Zaporedje skrilavca, meljevca in oolitnega apnenca se večkrat ponavlja.
V	spodnjem delu se menjavata sivkasto zeleni sljudnati skrilavec in me-
ljevec. V srednjem delu vsebuje skrilavec najprej posamezne pole in leče
oohtnega apnenca. Nato je apnenca vedno več, skrilavec pa izgine. Zapo-
redje se konča s sivim oolitnim apnencem z behmi kaldtnimi žihcami, ki
ga ostro omejuje krovninski sivkasto zeleni skrilavec naslednjega zapo-
redja.
V	idrijskem mdišču najdemo vsaj 6 horizontov oohtnega apnenca. V
spodnjem delu klastično-karbonatnega razvoja spodnjeskitskih skladov
so horizonti oohtnega apnenca tanjši, v zgornjem pa debelejši. Leče ooht-
nega apnenca so debele 1 m do 10 m, po smeri pa jim sledimo več deset in
celo nekaj sto metrov. Najmlajši oolitni horizont v bazi zgomjeskitskih
plasti je najdebelejši. Na oko ločimo v kamenini oolite in vezivo. Oohti
merijo navadno 0,5 mm do 1 mm (Berce, 1958). Jedro in lupine so iz
kalcita, tanka opna med lupinami pa sestoji iz mineralov ghn. V vezivu
prevladujejo ksenomorfna zrnca kalcita, ki merijo povprečno ponekod
80
70 mikronov, drugod 200 mikronov. Opazimo še idiomorfna zrnca dolo-
mita, naj edena zrnca detritičnega kremena, minerale glin, sericit in drobna
zrnca diagenetskega pirita. Ponekod oolitna struktura ni opazna. Morda
je izginila pri diagenetski rekristalizaciji apnenca, ali pa kamenina že
prvotno- ni vse-bovala oolito-v.
Meljevec sestoji iz zrnc kremena in sij ude ter veziva, v katerem pre-
vladuje drobnozmati kalcit. Tudi v skrilavcu je kremen najpog-oetejša
klastična komponenta. Našli pa smo še rutil, magnetit, antracit in zrnca
pirita. Zmca kremena so se pri diagenetskih in epigenetskih procesih
zraščala ter vraščala v vezivo. Tu in tam opazimo pravilne preseke, ki so
nastah p-ri avtigeni rasti robu.
Koeficient rudonosnosti zgornjega dela spodnjeskitskih skladov je zelo
nizek. Zivosrebmo rudo najdemo v vseh treh htoloških členih, vendar
štejemo oolitni apnenec (tabli 1 in 2; oznaka 5 a) med najm-očneje orudene
stratigrafske nivoje idrijskega rudišča. Vsebuje povečini bogato in zelo
bogato rudo-.
Za nastanek rude v oolitnem apnencu veljajo iste zakonitosti kakor
za spodnjeskitski dolomit. Bogata ruda se nahaja ob rudonosnih razpokah,
ki sekajo apnenec bolj ali manj pravokotno, najbogatejša pa tam, kjer
razpoke zadenejo na skrilavec. Značilno je, da je oruden povsod le južni
rob leče oo-htnega apnenca, medtem ko je severovzhodni rob navadno
jalov (tabla 3, shka B).
Lečasto razvit oolitni apnenec in manj prepustni skrilavec sta povzro-
čila ploščato- obliko tega tipa rudnih teles, ki stoje navadno subvertikalno
(tabla 1) in se raztezajo po višini ponekod celo pi'ek 100 m. Na obzorjih jih
odkopavamo v dolžini več 10 m. Rudo najdemo v razhčnih nivojih oolit-
nega apnenca. Vendar velja pravilo, da je najbolj orudena prva, tj. spod-
nja leča, ki leži okrog 50 m nad stikom s spodnjeskitskim dolomitom.
V teh skladih izkoriščamo rudna telesa Ruda, Lamberg, Zore, Metacina-
barit in druga.
V oohtnem apnencu je cinabarit najbolj pogosten rudni mineral. Na-
domešča karbonatno kamenino, poleg tega pa zapolnjuje razpoke in pore,
kjer ga večkrat spremljajo beli kristalčki kalcita. Tudi kapljice samorod-
nega živega srebra niso redke. Pred nekaj leti smo našh v oohtnem
apnencu posamezna zrnca in konkrecije me-tacinabarita. Krovninski skri-
lavec vsebuje drobne impregnacije in tanke žihce cinabarita, pa tudi šte-
vilne kapljice samorodnega živega srebra. Meljevec je oruden le malokje.
Na oko opazimo v njem samo drobne cinabaritne impregnacije.
Primer značilne bogate rude iz leče oohtnega apnenca predstavlja
vzorec iz rudnega telesa Zore na 9 .obzorju. Karbonatna kamenina vsebuje
poleg kalcita idiomorfna zmca dolomita, nekaj odstotkov kremena in
zmca diagenetskega pirita. Večji del kremena je hidrotermalnega izvora.
Njegova hipidiomorfna in idiomorfna zma ter nepravilna polja se vraščajo
med karbonatna zma; ponekod vsebuje vključke kalcita in dolomita.
Cinabarit zapolnjuje razpoke in lasnice, ki so najpogostejše o-b tankih gh-
nastih polah s sericito-m in detritičnim kremenom, veže drobce apnenca
ter kamenino tudi nadomešča. Pripada mu 6 "/o površine. Cinabaritu pri-
padajo tudi številne impregnacije s premeri 10 do 500 mikronov, raz-
6 — Geologija 14	81
vrščene ob stikih med karbonatnimi zrni. Poleg tega zapolnjuje cinabarit
drobne pore. Poudariti moramo, da imajo zrna cinabarita pogosto idio-
morfne preseke v obliki romba, pravokotnika, trapeza in trikotnika
(tabla 14, si. 2). V sulfidnih zrnih skoraj ni opaziti kalcita, vedno pa naj-
demo v njih idiomorfna zmca dolomita. To dokazuje, da je cinabarit pri
kristalizadji sorazmerno lahko nadomeščal kalcit, zelo težko pa dolomit.
Kaldtna zmca so ksenomorfna in precej manjša od sulfidnih. Zato me-
nimo, da pravilno razvita dnabaritna zma ne predstavljajo psevdomorfoz
po kaldtu, temveč idioblaste. Idiomorfna zrna dnabarita v oohtnem
apnencu (rudno telo Ruda) in zgomjeskitskem dolomitu (rudno telo Filipič)
sta našla tudi Colbertaldo in Slavikova (1961). Zapisala sta,
da gre za popolno psevdomorfozo dnabarita po kaldtu. Toda fotografije,
ki jih prilagata, nas ne prepiričajo o pravilnosti njime domneve. Posebej
velja to za sliko 1 na tabh 2, kjer so zmca karbonata razločno ksenomorfna
in precej manjša od zmc dnabarita. Bolj verjetno se nam zdi, da gre tudi
v tem primeru za idioblaste cinabarita.
Na rudnoi telo Zore so pri mlajših tektonskih premikih delovah pri-
tiski. Ob razpokah, zlepljenih s dnabaritom, je prišlo do ponovnih pre-
mikov. Cinabarit je bil zdrobljen, nato pa je rekristahziral. Tako so nastali
pasovi drobnozrnatega cinabarita, ki imajo strukturo »svinčevega repa«.
Pri močnejšem nadomeščanju je nastala v led oohtnega apnenca je-
klenka. Tak primer predstavlja vzorec rude iz rudnega telesa Ruda 1 na
6. obzorju, ki vsebuje vsaj 70HgS. Cinabarit najdemo v poljih s pra-
vilnimi in nepravilnimi preseki, ki se med seboj pogosto dotikajo. Živo-
srebmi sulfid je pri kristahzadji intenzivno nadomeščal kaldt in mu sledil
večkrat tudi vzdolž dvojdčnih lamel (tabla 14, si. 3). Poleg tega je nado-
meščal nekoliko starejši pirit (tabla 15, si. 1), ki je nastal najbolj verjetno
iz hidrotermalnih raztopin. Cinabarit vsebuje pogosto vključke dolomita,
včasih zrnca detritičnega kremena in mineralov glin, tu in tam tudi
zmca sericita. Jeklenko je zajela mlajša tektonika. Cinabaritna zmca so
bila pri tem deformirana in zdrobljena. Zato opazimo pri navzkrižnih
nikohh pogosto milonitsko strukturo. Deli jeklenke, kjer je HgS rekrista-
liziral, pa kažejo strukturo »svinčevega repa«. Poleg cinabarita je rekri-
stahziral tudi kalcit. Številna zma kaldta kažejo namreč lepo razvite
ravne dvojdčne lamele, ki so nastale najbolj verjetno šele po drobljenju
rude.
Iz rudnega telesa Ruda 1 hranimo v zbirki tudi vzorec iz razpoke na
12. obzorju. Na steni razpoke je kristahziral najprej zelo drobnozmati
cinabarit, ki so ga nato prekrih kalcitovi kristalčki s prizmatskim habitu-
som; ti dosežejo kvečjemu 3 mm. Na kristalčkih kaldta leže 0,5 do 2 mm
veliki skupki dnabarita v obhki polkrogle s priraščenimi majhnimi kri-
stalčki metadnabarita. Tu in tam opazimo tudi skupke metadnabarita
v obhki polkrogle, ki merijo- 1 mm do 4 mm. Pod binokulamim mikrosko-
pom lodmo na teh skupkih posamezna zrna in dvojčke, katerih kristalne
ploskve sestoje iz vicinalnih ploskvic; najizrazitejše so ploskve rombskega
dodekaedra. Kristalografsko in kemično je raziskal podobne tvorbe iz
idrijskega rudišča že Schrauf (1891). Njegove raziskave smo sedaj do-
polnili z opazovanjem pod mdnim mikroskopom. Ugotovili, smo, da sestoje
82
manjši skupki le iz metacinabarita, v večjih pa se temu mineralu pri-
družuje še cinabarit. Tako smo našh v jedru večjega skupka zrnca meta-
cinabarita s premeri, 50 do 150 mikronov. Na jedru se je izločil cinabarit,
ki tvori 50 do 250 mikronov debelo lupino. Cinabarit je nadomeščal zrna
metacinabarita in se vraščal ob njihovih stikih. V primerjavi z metacina-
baritnimi zrni so cinabaritna zelo majhna, saj merijo povprečno komaj
5 mikronov; njihovi preseki so ksenomorfni. Na cinabaritni lupini je kri-
stahziral ponovno metacinabarit. Njegova zma, ki leže neposredno na ci-
nabaritu, merijo le okrog 50 mikronov in imajo izometrične preseke. Na-
vzven njihova vehkost raste in doseže v perifernih dehh celo 0,6 mm. Za
ta zrna so značilne dvojčične lamele.
V primerjavi s cinabaritom predstavlja metacinabarit v rudi oohtnega
apnenca le mineraloško redkost.
Zgornjeskitski dolomit
Pestro zaporedje sljudnatega skrilavca, meljevca in oohtnega apnenca
prekriva dolomit, ki so mu vseskozi pripisovah anizično starost. Na pod-
lagi superpozicije plasti smo p-rišli do sklepa (Mlakar, 1957, 1959), da
gre za zgomjeskitski dolomit. V rudišču ga najdemo predvsem na južnem
in jugovzhodnem obrobju. Njegove plasti so debele 1 dm do 1 m. Kamenina
ima masivno teksturo, pod mikroskopom pa mozaično strukturo. Dolo-
mi tna zma so idiomorfna, hipidiomorfna in ksenomorfna ter merijo 40
do 80 mikronov. Poleg dolomita najdemo še ksenomorfna zmca kalcita,
najedena detritična zrnca kremena (okrog 2,5 ^/o) in zmca diagenetskega
pirita. Med dolomitnimi plastmi opazimo tu in tam nekaj milimetrov de-
bele vložke črnega glinastega skrilavca. V zgornjem delu teh skladov,
okrog 15 m pod stikom z zgornjeskitskimi skrilavo-lapornatimi plastmi,
smo našh na več krajih približno 1 m debelo plast peščenega dolomita
s kremenovimi in muskovitnimi zrni. Razpoke in pore v zgomjeskitskem
dolomitu so ponekod zapolnjene z organsko snovjo.
Berce (1958) je popisal iz idrijskega rudišča piloht in podal njegovo
kemično sestavo. Ta mineral se nahaja v zgomjeskitskem dolomitu. Daje
videz sive kože, debele do 1 mm, ki sestoji iz tankih razhčno orientiranih
kristalnih vlaken.
Koeficient rudonosnosti je visok, stopnja orudenja pa se giblje v ob-
močju bogate mde (tabla 2). Orudenih razpok je precej manj kakor v spod-
njeskitskem dolomitu. Rudna telesa so vezana na stik z zgomjeskitskim
lapornim apnencem (npr. rudno telo št. 11; tabla 2; oznaka 6b), ah pa jih
najdemo- pod srednjetriadno tektonsko erozijsko diskordancoi (tabli 1 in 2,
oznaka 6c in tabla 3, shka C). Langobardske plasti imajo pri tem vlogo
ekrana. V takšnem položaju se nahajajo rudna telesa Mayer, Talnina in
druga. Manj rudnih teles je ob stiku s spodnjeskitskim skrilavcem in
colitnim apnencem. Najdemo jih v delu jame, imenovanem Talnina (npr.
Kreda in Filipič; tabli 1 in 2, ozn,aka 6a). Pri odkopavanju smo ugotovili,
da se nahaja najbogatejša ruda povsod neposredno ob neprepustni plasti
ali tik pod srednjetriadno tektonsko erozijsko diskordanco. Rudna telesa
83
so široka nekaj 10 m, dolga nad 100 m, medtem ko sežejo po vertikali več
10 do 100 m.
Bogata ruda je nastala navadno tako, da je bil dolomit delno nado-
meščen s cinabaritom. V njej najdemo cinabaritne žilice pa tudi tanke
kalcitne in kalcitno-kremenove žilice, ki vsebujejo pogosto živosrebmi
sulfid. V geodah opazimo tu in tam lepo razvite kiistalčke cinabarita
s ploščatim habitusom, ki dosežejo velikost 5 mm. Ti kristalčki sede po-
gosto na romboedrih kalcita in dolomita. Bogata ruda vsebuje večkrat
kapljice samorodnega živega srebra, našli pa smo tudi metacinabarit.
Pod mikroskopom smo raziskali bogato in siromašno rudo iz rudnega
telesa Kreda na 7. obzorju ter bogato rudo iz nadkopa Ruda 1.
Bogata ruda iz rudnega telesa Kreda je brečasta. V razpokah zdrobljene
kamenine so kristalizirala najprej zrna dolomita, ki imajo pogosto idio-
morfne preseke in merijo povprečno 150 mikronov. Nato se je izločal
cinabarit; kot vezivo je kristaliziral v razpokah, poleg tega je metasomat-
sko nadomeščal karbonatno prikamenino-. Neposredno ob razpokah je do-
lomit skoraj 60 "/o nadomeščen z živosrebrnim sulfidom. V cinabaritnih
poljih leže nepravilni ostanki dolomitnih zm z najedenimi zobčastimi me-
jami (tabla 15, si. 2). Vstran se količina cinabarita naglo zmanjšuje. Rudni
mineral tvori tanke opne, ki slede stiku med posameznimi dolomitnimi
zrni (tabla 15, si. 3), le tu in tam opazimo nekoliko večja polja, ki so zra-
stla ob stiku dolomitnih zm. Z večjo oddaljenostjo od razpok je cinabarita
vedno manj. Kamenina sicer še vsebuje zrnca rudnega minerala, toda ta
so zelo drobna (tabla 16, si. 1). Končno najdemo v dolomitu le še posa-
mezne neenakomerne impregnacije cinabarita.
Za siromašno rudo je značilna žilna in impregnacijska tekstura. Temno
sivi dolomit sečejo namreč tanke karbonatne in karbonatno-kremenove
žihce, ki vsebujejo v manjši količini tudi cinabarit in idrijahn. V žihcah
je najprej kristahziral dolomit ah kalcit. Iz raztopin se je izločal nato pred-
vsem v srednjih delih kremen in se vraščal med zrna karbonata. Tu in
tam opazimo tudi idiomorfne preseke kremena. Pore v žihcah je ponekod
zapolnil idrijalin. V paragenezi je najmlajši cinabarit, ki sledi stikom med
jalovinskimi zmi. Siromašna ruda vsebuje tudi impregnacije cinabarita,
ki so večje kakor cinabaritna zrnca v žilicah. Gre za živosrebmi sulfid
v porah dolomita (tabla 16, si. 2). Karbonatna zma so napram rudnemu
mineralu idiomorfna; njihovi robovi niso najedeni. To dokazuje, da cina-
barit ni nadomeščal prikamenine.
V nadkopu Ruda 1 smo našli med 7. in 9. obzorjem orudeno dolomitno
brečo. Cinabarit je povečini v vezivu breče, poleg tega pa v kcsih in drob-
cih dolomita. Drobci so s sulfidom enakomerno impregnirani, kosi pa vse-
bujejo v obrobnem delu več cinabaritnih impregnacij kakor v sredini.
Številne kose sečejo tudi tanke žihce rudnega minerala. V vezivu breče
nahajamo poleg cinabarita še kalcit, dolomit, pirit in bari t. Najprej sta
kristahzirala oba karbonata, ki obrobljata dolomitne kose in drobce, nato
barit, sledil je pirit in naposled cinabarit. Omeniti moramo, da smo našli
barit le v tem vzorcu idrijske rude. Njegovi beli ploščati kristalčki imajo
premer do 8 mm. V porah med ploščicami barita se je odložil cinabarit,
zato sodimo, da je rudni mineral mlajši od sulfata.
84
Orudeno brečo iz nadkopa Ruda 1 sečejo številne razpoke. Stene raz-
pok prekriva povečini kalcit, najdemo pa tudi cinabarit in sadro ter izje-
moma metacinabarit. Cinabarit tvori navadno tanke prevleke, le tu in
tam smo našli posamezne večje kristalčke, ki imajo lepo razvite ploskve
romboedra s številnimi vicinalnimi ploskvicami. Meta cinabaritu pripadajo
zrnca s premeri 0,05 do 1,5 mm. S pomočjo binokularnega mikroskopa smo
ločili ploskvice rombskega dodekaedra z vicinalnimi ploskvicami in plo-
skvice kocke. Večja zma nastopajo včasih posamezno, manjša pa se zdru-
žujejo v poDcrogle in ledvičaste skupke s premerom do 9 mm (tabla 6, si. 1).
Skupki sestoje le iz metacinabarita ali pa iz metacinabarita in cinabarita.
Metacinabaritni skupki vsebujejo v srednjem delu manjša zmca, ki
se navzven večajo. Periferna zrna imajo podolgovate preseke in so večja.
Zato imajo metacinabaritni skupki radialno strukturo. Metacinabarit ima
SI. 1. Lupinasta zgradba metacinabaritno-cinabaritnega skupka. Vzorec iz
nadkopa Ruda 1. 50 X
1 cinabarit, 2 metacinabarit
Fig. 1. Metacinnabar-cinnabar aggregate showing shelly structure. Specimen
taken from raise Ruda 1. 50 X
1 Cinnabar, 2 Metacinnabar
85
nekoliko slabšo odsevno sposobnost kakor cinabarit in je pri navzkrižnih
nikohh slabo anizotropen. Številna zma kažejo enostavne široke dvojdčne
lamele.
V sredini metacinabiaritno-dnabaritnih skupkov je navadno zelo drob-
nozmat dnabarit, ki ga obdaja metacinabarit. V enem izmed skupkov smo
našli lupinasto zgradbo (si. 1 med tekstom). Prvotno metadnabaritno jedro
je skoraj povsem nadomestil cinabarit; preostala so le posamezna korodira-
na zma metadnabarita. Jedro je nato obdal cinabarit, ki ga vidimo v zelo
drobnih, toda enako vehkih zrnih. Ta cinabarit je precipitiral verjetno iz
koloidnih raztopin in je pozneje prekristaliziral. Kristahzadjo- iz koloidnih
raztopin dokazujejo tudi trije manjši agregati cinabarita v levem spodnjem
delu shke, ki ima znadlno strukturo prekristaliziranega sulfidnega gela. Na
drobnozmatem dnabaritu so zrasla večja zmca HgS, obdana s tanko lupino
metadnabarita. Sledi lupina zelo drobnozrnatega dnabarita. Tudi ta je
nastal iz koloidnih raztopin, nato pa je prekristahziral. Obdajajo- ga večja
zrna dnabarita, ki so- radialno razvrščena. Periferni del skupka sestoji iz
metadnabarita, ki kaže pravilne kristalne obhke.
Oba živosrebma sulfida spremljajo kristalčki kalcita s prizmatskim
habitusom, veliki 4 mm. Kaldt je delno starejši, delno mlajši od obeh
sulfidov. Na kristalčkih cinabarita in metadnabarita je zrasla ponekod
tudi sadra.
S sedanjimi raziskavami smo našli v jami metacinabarit le v orudenem
oolitnem apnencu na 10. in 12. obzorju (npr. v rudnem telesu Ruda) in
v orudenem zgomjeskitskem dolomitu iz nadkopa Ruda. Zato smo pre-
gledali tudi živosrebrno rudo z metacinabiaritom, kakršno so odkopavah
pred več desetletji, in vzorce hranimo v zbirki geološkega odseka fakultete
za naravoslovje in tehnologijo. Ti vzorci izvirajo iz spodnjih obzorij, ven-
dar njihova točna lokacija ni znana. V vseh primerih opazujemo na stenah
razpok cinabarit, metacinabarit in prizmatsko razvit kaldt, ponekod tudi
kristalčke sadre. Povečini gre za polkroglaste in ledvičaste skupke, raz-
tresene brez reda, ah razvrščene ob starejših razpokah, kakor je to po-
pisal že Schrauf (1891). Tu in tam najdemo na prevleki iz kaldtnih
kristalčkov zelo drobnozmat metacinabarit, ki daje videz jekleno sivega
prahu. Metacinabarit prekrivajo mlajši kristalčki kaldta, na katerih leže
zrnca dnabarita.
Razvoj metacinabaritnih kristalčkov v rudi s 6. obzorja je navedel
Schrauf a (1891) na misel, da gre za dve vrsti skupkov. Prvi ne kažejo
lepo razvitih kristalnih ploskev in naj bi bih nastah pri reakdji HaS s kap-
ljicami samorodnega živega srebra; žveplov vodik naj bi se bil sprostil
pri razpadanju organskih snovi. Drugi imajo na periferiji lepo razvite
kristalčke, v sredini, pa so »amorfni« in naj bi bih nastali tako-, da so na
kroglici samorodnega živega srebra, spremenjeni v meta dnabarit, krista-
lizirah iz raztopin. Na podlagi sedanjih raziskav sodimo, da je nastal me-
tacinabarit le pri kristalizadji iz raztopin. Polkroglaste in ledvičaste obhke
skupkov so nastale ponekod zaradi sočasne rasti večjega števila zraščenih
metacinabaritnih zrnc, drugod zaradi zaporedne kristahzadje metadna-
barita in cinabarita, pri čemer se je izločal cinabarit iz koloidnih raztopin,
nato- pa je prekristahziral. Velikost metadnabaritnih zrnc v perifernem
86
delu skupkov in razvoj njihovih ploskev sta odvisna le od časa njihovega
nastajanja: čim počasneje so kristalizirali, tem večji kristalčki so nastali
in tem lepše so njihove ploskve. Tako smo našli večje skupke s prav majh-
nimi kristalnimi ploskvami, pa tudi majhne skupke z lepo razvitimi plo-
skvami. Več lupin cinabarita in metacinabarita v istem skupku dokazuje,
da so vladah v določenih dehh rudišča večkrat ugodni pogoji za nastanek
enega ah drugega minerala.
Zgornjeskitski laporasti apnenec in apnenec
Skitske plasti se končajo z alternacijo temno sivega laporastega apnen-
ca in apnenca. Posamezne plasti so debele nekaj cm do 1 m. Med zgornje-
skitskim dolomitom in laporastim apnencem je ponekod razvit še sivkasto
zeleni peščeni skrilavec, debel le nekaj metrov (tabla 2). Celotna debelina
teh skladov znaša pribhžno 40 m. Nahajamo jih predvsem na jugovzhod-
nem obrobju rudišča.
Apnenec je drobnokristalast. Poleg kalcita vsebuje še okrog 10 "/o de-
tritičnega kremena, nekaj sljude in minerale glin. V laporastem apnencu,
predvsem pa v peščenem skrilavcu, se poveča kohčina klastičnih kompo-
nent, kalcita je pa manj.
Zgornjeskitski laporasti apnenec in apnenec spadata v idrijskem ru-
dišču med najslabše oirudene stratigrafske horizonte. Koeficient rudono-
snosti je zelo nizek, stopnja orudenja pa se giblje v območju siromašne
rude (tabla 2; oznaka 7a). Danes te rude ne odkopavamo.
Edini rudni material je cinabarit. Kristahziral je v tankih razpokah in
lasnicah bodisi sam, bodisi skupaj s kalcitom, ki tvori bele kristalčke. Ob
orudenih razpokah in lasnicah opazimo tudi drobne cinabaritne impre-
gnacije.
Anizični dolomit
Od vseh dolomitov pripada anizičnemu v idrijskem rudišču morda le
5"/». Najdemo ga samo na severni strani osrednjega jezika karbonskega
skrilavca (tabla 1) in v jugovzhodnem delu rudišča.
Kamenina je svetlo siva in siva ter ima včasih rumenkast odtenek.
Pod mikroskopom vidimo, da sestoji iz 30 do 50 mikronov velikih kseno-
morfnih, hipidiomorfnih in idiomorfnih zmc dolomita, maloštevilnih kse-
nomorfnih zrnc kalcita, posameznih zmc detritičnega kremena in drobnih
kristalčkov diagenetskega pirita s premeri pod 30 mikroni. Dolomit je
precej drobljiv. Pogosto ga sečejo tanke bele dolomitne žihce, v razpokah
in gnezdih pa zasledimo organsko snov.
Koeficient orudenja je visok. Na odkopih prevladuje siromašna ruda,
ki prehaja ponekod v bogato. Tu in tam opazimo tudi žile jeklenke. Cina-
baritna rudna telesa so vezana za srednjetriadno tektonsko erozijsko dis-
kordanco, ob kateri so razvrščena v nizih. Najbogatejšo rudoi najdemo
pod langobardskim bazalnim peščenjakom. Z oddaljevanjem od kontakta
se količina cinabarita naglo zmanjšuje (table 1, 2 in 3, slika D; oznaka 8a).
Rudna telesa so ploščata; njihova dolžina več 10 krat preseže širino. Od-
87
ko'pavamo jih v poljih Gugler (tabla 3, slika D), Smit, Vsi sveti in še v ne-
katerih drugih.
Mikroskopsko smo raziskali siromašno rudo in jeklenko iz rudnega
telesa Smit. V siromašni rudi se nahaja večji del cinabarita v tankih do-
lomitnih žihcah, ki so med seboj vzporedne, ali pa se sečejo- pod različnimi
koti. Pri kristalizadji dolomit ni povsem zapolnil razpok, temveč so ostale
drobne pore, v katerih imajo karbonatna zrna pravilne preseke. V žihcah
je sledil dolomitu ponekod najprej kremen, nato pa je kristahziral cina-
barit ter zapolnil preostale pore (tabla 16, si. 3). Nekaj dnabarita najdemo
tudi v porah prikamenine ob stikih med karbonatnimi zrni. Lepo razvite
kristalčke s premeri več milimetrov pa smo našli v dolomitni breči. Ti
kristalčki predstavljajo zelo verjetno mlajšo- generacijo dnabarita.
Zelo drobnozrnata jedra jeklenka gradi nekaj cm debelo žilo, ki seče
orudeni dolomit. Na svežem prelomu je jekleno siva z rd-edm odtenkom.
Pod mikroskopom opazimo pogosto koloidalne strukture, ki dokazujejo,
da je nastal večji del cinabarita iz koloidnih raztopin. V jeklenki namreč
prevladujejo dnabaritna polja z okroglimi, ehptičnimi in le-dvičastimi
preseki, ki se pogosto združujejo. Zanje je znadlna lupinasta zgradba
(tabla 17, si. 1). Gel HgS je pozneje prekristahziral; nastala so zmca, ki
imajo v sredini polj navadno bolj ali manj izornetrične preseke, sicer pa
so radialno razvrščena. Zato opazimo pri navzkrižnih nikohh radialno in
pahljačasto- strukturo. Med lupinasto zgrajenimi dnabaritnimi polji naj-
demo poleg slabo anizotropne organske snovi tudi mlajšo generadjo ci-
nabarita (tabla 17, si. 2), ki je kristahzirala iz ionskih raztopin. Zma tega
razhčka merijo v povprečju 70 mikronov. Zaradi tektonskih premikov so
nekatera okrogla, ehptična in ledvičasta cinabaritna polja zdrobljena, ci-
nabarit, ki jih veže, pa kaže valovito p-otemnitev.
Ob žili jeklenke zasledimo številne impregnacije dnabarita in slabo
anizotropno organsko snov. Tu in tam sečejo orudeni dolomit tudi tanke
žihce dnabarita, ki jih niso prizadeli tektonski premiki. Cinabarit v teh
žihcah predstavlja verjetno- najmlajšo^ generacijo.
Langobardski bazalni peščenjak
Na anizičnem dolomitu leže diskordantno usedline ladinske stopnje.
Prično se s peščenjakom, ki so- ga prejšnji raziskovalci uvrščah v werfen
(npr. Kossmat, 1911, Kropač, 1912), ah h grödenskim skladom
(Berce, 1958). Na podlagi litološkega zaporedja pa smo prišli do' sklepa
(Mlakar, 1967), da spada v langobardsko podstopnjo. Nahajamo ga le
v zgornji zgradbi rudišča. Debel je največ 10 m, vendar ni po-vso-d razvit.
Po petrografskih raziskavah B e r c e t a (1953, 1958) in podatkih Mla-
karja (1967) sestoji bazalni peščenjak iz zrnc kalcedona in kremena,
v manjši kohčini tudi iz zrnc karbonatov, pirita in seridta ter v sledovih
iz drkona. Peščenjak sekajo žihce kalcedona in kaolinita.
To klastično usedhno smo ponovno raziskah. V njej nismo našli kal-
cedo-na, temveč precejšnje kolidne kaolinita, ki sm-o ga röntgensko doka-
zah. V presevni svetlobi so optične lastnosti kaolinita zelo podobne lastno-
stim kalcedona, zato menimo, da so prejšnji raziskovald zamenjali kaolinit
s kalcedonom. Poleg tega smo našli še karbonatizirana in kaoHnizirana
zrnca plagioklazov in biotita, zrnca apatita ter fluorit.
V	petrografskem pogledu gre za heterogene plasti, ki sestoje iz me-
ljevca, kremenovega peščenjaka, kaolinitnega peščenjaka in verjetno tudi
tufita. Mineralna sestava teh skladov se bistveno razhkuje od sestave
skitskih in grödenskih klastičnih usedhn. Nadrobno jo bomo popisali v po-
sebni razpravi.
Koeficient orudenja langobardskega bazalnega peščenjaka je zelo nizek.
Rudna telesa so- majhna in nepravilna, včasih lečasta (tabli 1 in 2; ozna-
ka 9a). Najdemo jih predvsem tam, kjer meji bazalni peščenjak vzdolž
srednjetriadnega preloma na grödenske plasti. Sedaj odkopavamo orudeni
bazalni peščenjak v rudnih telesih Logar (tabla 3, si. E) in Brus. Ruda je
bogata.
V	rudi iz rudnega telesa Logar nad 4. obzorjem in v rudi vzdolž sred-
njetriadnega preloma (na 3. obzorju za Golobom) vidimo na oko šte-
vilna opekasto rdeča zma s premeri O(krog 0,7 mm. Pri opazovanju v pre-
sevni svetlobi smo se prepričali, da gre za plagioklaze, ki so bili skoraj
povsem nadomeščeni z minerali glin. Prevladuje kaohnit, manj pogostna
zrnca z višjimi interferenčnimi barvami pa utegnejo pripadati ilhtu. Tu
in tam smo našh celo- ostanke nespremenjenih plagioklazov z lepo razvi-
timi dvojčičnimi lamelami. Kao-hnizirani plagioklazi vsebujejo- drobna ne-
prozo-ma zrnca. V odsevni svetlobi se opekasto rdeča zrna niti po trdoti
niti po odsevnosti ne razlikujejo od veziva. Toda pri večjih povečavah
opazimo v njih drobne impregnacije cinabarita. Zelo- številni so tudi sub-
mikroskopski vključki cinabarita. O tem se prepričamo, če vključimo- anah-
zator. V spremenjenih plagio-klazovih zrnih se namreč zasvetijo brezšte-
vilni rdeči notranji refleksi, ki so navadno enakomerno razvrščeni. V ne-
katerih primerih so refleksi posebno močni v črtah, ki so med seboj
vzporedne, ah pa se sekajo pod topim kotom; gre za razko-lne razpoke
plagio-klazov, zap-olnje-ne s cinabaritom.
Poleg spremenjenih in orudenih zm plagioklazov smo našh tudi spre-
menjene drobce tufa in predornine (?) ter nekaj zrn kremena. Nekateri
htoidni drobci vsebujejo nepravilne impregnacije pirita s premeri okrog
20 mikronov, pa tudi tanke piritne žilice, ki se ponekod mrežasto preple-
tajo. V drobcih smo o-pazovah tudi zelo drobne impregnacije cinabarita.
Nekatera zrna spremenjenih in orudenih plagioklazov ter htoidne drobce
obrašča kremenov rob.
V	vezivu smo ločih zanesljivo le minerale ghn, pirit, cinabarit in kre-
men. Piritu pripadajo idiomorfna in ksenomorfna zrnca s premeri nekaj
mikronov do 0,5 mm. Posamezna večja zrna so zdrobljena. Številna piritna
zma obrašča kremen (tabla 17, si. 3), tu in tam je železov sulfid nadome-
ščen s cinabaritom. Redka nepravilna polja cinabarita v vezivu imajo
premere do 400 mikronov. Ta po-lja vsebujejo zelo redko vključke mine-
ralov jalovine, zato sodimo, da so nastala pri zapolnitvi por. Le tu in tam
opazimo- v njih ksenomorfne ostanke pirita. Značilno- je, da so cinabaritna
polja obdana s kremenom (tabla 17, si. 3), ki se pogosto prstasto vrašča
v vezivo-, napram cinabaritu pa je razločno idiomorfen (tabla 18, si. 1).
89
Orudeni peščenjak vsebuje ponekod tudi kratke vzporedne cinabarit-
no-kremenove žilice. Cinabarit se nahaja v sredini žihc, kremen pa v ob-
lobnih dehh. Tudi v žihcah je kremen napram dnabaritu povečini idio-
mqrfen.
Langobardski konglomerat
V stratigrafskem zaporedju sledi konglomerat, ki ga najdemo v zgornji
zgradbi rudišča. Kossmat (1899, 1911), Kropač (1912) in Berce
(1958) so menih, da gre za dolomitno brečo anizične stopnje. Toda z rovi
in globinskim vrtanjem smo našh na več krajih v talnini tega konglome-
rata bazalni langobardski peščenjak, v krovnini pa skrilavec in peščenjak
skonca. Spričo tega uvrščamo konglomerat v langobardsko podstopnjo.
Kamenina je siva in sestoji iz prodnikov z razhčno stopnjo zaobljenosti
in iz veziva. Najpogostejši so prodniki rumenkasto sivega dolomita ani-
zične starosti. Ostah sestoje iz temno sivega zrnatega zgomjeskitskega
dolomita, nekateri pa iz zgomjeskitskega apnenca. Njihov premer se gib-
lje od 1 cm do 5 cm, vendar dosežejo nekateri celo 20 cm. V vezivu pre-
vladujejo karbonatna zrnca, najdemo pa še detritična zma kremena in
minerale ghn. Tu in tam vsebuje konglomerat pole drobnozrnatega sivka-
sto zelenega peščenjaka z dolomitnimi prodniki in skrilave vložke. Ti
skladi so debeh nekaj metrov do 70 m, vendar ponekod niso razviti.
Konglomerat spada med najbolj enakomerno orudene horizonte idrij-
skega rudišča. Ponekod je oruden v vsej debehni, drugod je ruda le ob
bazalnem peščenjaku, npr. rudno telo Logar (tabla 3, si. E; oznaka lOa),
ali pa ob skrilavcu in peščenjaku skonca (tabla 2, oznaka lOb). Koeficient
orudenja je med najvišjimi v rudišču. V primerjavi z doslej opisanimi
skladi imajo ekrani za lokahzadjo rude neprimerno manjšo- vlogo.
Rudna telesa vsebujejo povečini bogato rudo. Na obzorjih imajo izo-
metrične (npr. rudno telo Logar) ah podolgovate preseke (rudna telesa
Blaj, Frančiška, Auersperg in dr.) s površinami celo nad 1000 m^; po ver-
tikah se razprostirajo na več obzorjih. Ruda vsebuje veddel dnabarit,
toda v razpokah, ki sekajo bogata mdna telesa, najdemo- tudi kapljice
samorodnega živega srebra. Piritu in markazitu pripadajoi le majhne ko-
hdne.
Makroskopsko smo primerjali vzorce rude iz razhčnih rudnih teles in
jih nato raziskali tudi pod mikroskopom. Našh smo, da nastopajo rudni
minerah povsod na zelo podoben nadn. Največ dnabarita je v vezivu,
kjer zapoilnjuje pore in nadomešča karbonatna zma. Njegove impregna-
dje merijo navadno 50 do 200 mikronov. Poleg tega zapolnjuje cinabarit
razpoke in lasnice, ki sekajo tako prodnike, kakor tudi vezivo. Na prese-
kih vidimo, da gre za tanke cinabaritne in dnabaritno-dolomitne žilice,
dolge nekaj cm, široke pa 10 do 500 mikronov. Drobne cinabaritne impre-
gnadje opazimo le o-b debelejših žihcah, pa tudi te po 1 do- 1,5 mm izginejo.
Končno moramo omeniti cinabarit ob stiku prodnikov z vezivom.
Pirit in markazit nikjer ne tvorita žihc, ki bi sekale kamenino. Njuna
bolj ah manj idiomorfna zma s premeri 10 mikronov do 5 mm nastopaj-o
le v vezivu, in sicer posamezno, v nizih in skupkih. Oba sulfida sta nastala
verjetno v času diageneze.
90
Posebnost predstavljajo orudeni prodniki zgornjeskitskega dolomita,
ki vsebuje impregnacije cinabarita in se po temno rdeči barvi jasno raz-
likujejo od drugih prodnikov (tabla 7, si. 1). Pod mikroskopom vidimo, da
so cinabaritne impregnacije zelo enakomerno razvrščene (tabla 18, si. 2),
merijo pa 30 do' 80 mikronov. Ctnabarit je kristahziral v porah dolomita,
poleg tega je karbonatno kameninoi tudi nadomeščal. Stevihia zrna cina-
barita kažejo bolj ah manj idiomorfne preseke (tabla 18, si. 3) in vsebujejo
korodirane vključke dolomita. Opazovani prodniki so- vsebovah okrog 6 "/o
HgS. V enem vzorcu smo našh dva orudena prodnika, ki sta merila 2 in
7 cm, medtem ko so bih vsi drugi prodniki jalovi. Tudi v vezivu konglo-
merata smo zasledih le redke drobne cinabaritne impregnacije. Omeniti
pa moramo, da se je širil živosrebrni sulfid iz obeh orudenih prodnikov
vzdolž lasnic v vezivo in sosednje jalove prodnike; po nekaj cm smo opa-
žih le še sledove cinabarita.
Langobardski apneni peščenjak in apnenec
Temno sivi apneni peščenjak, debel nekaj metrov, najdemo na konglo-
meratu v južnem bloku, tj. na južni strani osrednjega jezika karbonskega
skrilavca. Sivi jedrnati apnenec, razvit v obhki leč, pa se nahaja na
območju Talnine (tabla 3, shka C). Medsebojno lego teh plasti smo pri-
kazah na tabh 4, si. A.
V apnenem peščenjaku doslej nismo našli rude. V apnencu pa zapol-
njuje cinabarit le tu in tam drobne pore in tanke razpoke skupaj z belim
kalcitom. Rudo najdemo- v apnencu le neposredno nad orudenim lango-
bardskim konglomeratom.
Koeficient orudenja langobardskega apnenca je med najnižjimi v ru-
dišču, ruda pa je siromašna.
Skrilavec in peščenjak skonca
V okohci Idrije sta razvita dva litološko podobna horizonta skonca
(Mlakar, 1967), ki imata v zaporedju langobardskih skladov razhčno
lego. Ločimo spodnji in zgornji horizont. V rudišču je razvit le zgornji
horizont, ki prekriva langobardski konglomerat, ponekod tudi langobard-
ski peščenjak s karbonatnim vezivom in temno sivi apnenec (tabla 2 in
tabla 4). Ta horizont je debel navadno 10 do 45 m, na območju Talnine pa
le nekaj metrov ah pa ga sploh ni. Zgornji horizont skonca je petrološko
med najbolj zanimivimi htološkimi členi. V njegovem spodnjem delu je
pogostejši skrilavec, v zgornjem pa peščenjak (tabla 4, si. A). Berce
(1958) je našel v njem tudi tufske vložke.
Črni skrilavec z antracitnim sijajem sestoji večidel iz mineralov ghn
in organskih snovi, zato ga uvrščamo med ghnaste bituminozne skrilavce.
Organska snov je drobno- razpršena, zato je kamenina v zbrusku slabo
prozoma ah celo neprozorna. Prepoznamo le nekohko večja zrnca kre-
mena, včasih drobce plagio-klazov in lističe sericita, po-gosteje pa radiola-
rije, zrnca kalcedona in iglice spongij. Ponekod so radiolarije tako števil-
ne, da prehaja kamenina že v bituminozni radio-larit. Radiolarije imajo
91
navadno okrogle, včasih nekohko eliptične preseke, sestoje pa iz kalce-
dona (tabla 19, si. 1). Na podlagi oblike presekov in sestave jih uvrščamo
v rod Spumellaria (Müller, 1958). Številne radiolarije vsebujejo drob-
ne neprozorne vključke s preseki po kocki, ki ustrezajo piritu, in temno
rjavo snov. Schroeckinger (1877) je našel v razpokah glinastega
bituminoznega skrilavca poleg dolomitnih kristalčkov tudi 0,5 mm debele
skorje fluorita. Sedanje raziskave so pokazale, da so številne razpoke
zapolnjene z razločno- anizotropno organsko snovjo, najbolj verjetno- idri-
jalinom, ki ga spremlja kremen. Fluorita nismo našli.
V	temno sivem in črnem drobnozrnatem bituminoznem peščenjaku
prevladujejo zrnca kremena. Nekatera so lepo zaobljena in potemnjujejo
valovito, druga so le slabo o-brušena in kažejo pravilno p-otemnitev. Šte-
vilna so nadalje zrna plagioklazov, ki imajo večinoma ravne mejne plo-
skve in ostre robove. Po C o 1 b e r t a 1 d u in S 1 a v i k o v i (1961) pripa-
dajo oligoklaz-andezinu. Prevladujejo sveža plagioklazova zrna z lepo
1'azvitimi dvojčičnimi lamelami, nekatera pa so delno kaolinizirana in
karbonatizirana. Omeniti m-oramo še zma kalcedona in kaolinita, ki se-
stoje iz 1 do 5 mikronov velikih zrnc, zma turmahna, rutila in epidota,
lističe sericita, zdrobljene iglice spongij ter drobce radiolarij in antracita.
V	vezivu ločimo minerale glin, organsko- snov, zrnca pirita in karbonate.
V	enem izmed zgornjih nivojev peščenjaka se nahaja o-kro-g 0,5 m debela
plast z brahiopodom, ki ga je uvrstil Bittner v rod Discina (tabla 4,
shka A).
Rudno- bogastvo plasti skonca so poznali že v začetku rudarjenja v
Idriji. Po starejših in novejših podatkih sodimo, da je koeficient rudonos-
nosti skonca daleč najvišji v idrijskem rudišču. Rudna telesa zajemajo
skoraj celotno debehno horizonta (tabli 1 in 2; oznaka IIa). Njegov zgornji
del je močneje oruden kot spodnji (tabla 3, si. F in tabla 4, si. A). Rudna
telesa, dolga več 10 do 100 m, se vrste v nizih, ki so ločeni s krajšimi jalo-
vimi conami. Večji del rudnih teles leži nad 4. obzorjem; le na območju
jaška Inzaghi sežejo v ozkem pasu do 9. obzorja.
V	primerjavi z rudo iz drugih htoloških enot je ruda iz skonce bolj
raznovrstna. Bogata in zelo bogata ruda sta zastopani z jetrenko, opekov-
ko, plastovito rudo, jeklenko in koralno rudo. Najp-omembnejši rudni
mineral je povsod cinabarit. Siromašna mda nima posebnih imen; lahko
je slabo- orudeni glinasti bituminozni skrilavec, bituminozni radiolarit ah
bituminozni peščenjak. Cinabarit se nahaja tudi v antracitu.
V	srednjem in zgornjem nivoju orudenih plasti skonce najdem-o povsod
kapljice samorodnega živega srebra.
Jetrenka je najbolj pogostna bogata ruda. Vsebuje do 65 ®/o Hg.
Gre za orudeni ghnasti bituminozni skrilavec in za orudeni bituminozni
radiolarit. Pri tektonskih premikih se je ruda drobila in luščila v ploščice
ter nepravilne, pogosto kot pest vehke leče. Ploščice in leče so zaradi med-
plastovnih premikov drsele druga o-b drugi. Njihove drsne ploskve pre-
krivajo razmaz bitumena in tanke opne cinabarita, zato se svetijo- v jetrno
rdeči barvi; odtod ime jetrenka. Drsne ploskve pogosto kažejo- med seboj
vzporedne tanke raze. Na svežem prelomu je jetrenka motno čma z rah-
hm rdečim odtenkom.
92
Pod mikroskopom vidimo, da je večji del cinabarita v kalcedonovih
zrnih in radiolarijah (tabla 19, si. 2). Kaloedonova zrna imajo nepravilne
preseke s premerom 20 do 200 mikronov. Vsebujejo drobne vključke ci,-
nabarita, ki merijo 1 do 10 mikronov. Pri navzkrižnih nikohh kažejo kal-
cedonova zrna s dnabaritnimi vključki rdeče notranje reflekse po vsej
površini, V radiolarijah je cinabarit ponekod le v lupini, drugje sledi or-
ganski strukturi. To je vzrok, da leže suKidni vključki v koncentričnih
krogih, ali pa zapolnjuje cinabarit notranji del mikrofosila, kjer je bila
prvotno plazma (tabla 19, si. 3).
Kremenova zrna so povedni brez cinabarita. Zelo redko- najdemo ci-
nabarit v njegovih razpokah. Colbertaldo in Slavikova (1961)
sicer navajata, da vsebujejo zaobljena kremenova zrna iz skonce impre-
gnadje cinabarita, kar naj bi dokazovala tudi slika 3 na tabh 2. Na sliki
res vidimo dve zrni z okroglim presekom, ki vsebujeta vključke cinaba-
rita. Sodeč po obhki njunega robu in razvrstitvi cinabaritnih vključkov, pa
menimo, da gre za orudeni radiolariji.
V vezivu orudenega glinastega bituminoznega skrilavca in bituminoz-
nega radiolarita ni opaziti dnabarita. Zasledimo le zmca pirita in pone-
kod markazita s premeri okrog 30 mikronov; nekatera zmca so kseno-
morfna, druga razločno- idiomorfna. Tu in tam se lepo ohranjene »oru-
dene bakterije« združujejo v kolonije.
Jetrenko sečejo v raznih smereh starejše in mlajše razpoke. Starejše
so zapolnjene z organsko- snovjoi, najbolj verjetno idrijalinom, poleg tega
s cinabaritom, kremenom in redko s kaldtom. Tako so nastale žihce,
široke 10 do 200 mikronov in dolge do 5 cm. Med njimi so najbolj po-
gostne žilice s dna bari to-m in idrijahno-m, nekatere pa so zapolnjene s ci-
nabaritom in kremenom ah z vsemi tremi komponentami. Zihii dnabarit
ima pogosto progasto strukturo, ki je posebno razločna pri navzkrižnih
nikohh.
Struktura žilic je različna celo v istem kosu rude. Nekatere so sime-
trične, v sredini je idrijahn in ob robovih cinabarit, ah pa v sredini cina-
barit in ob robovih kremen; drugje je v sredini idrijahn, sledi cinabarit
in nato kremen. Najdemo še nesimetrične in brečaste žihce. Po razvrstit\d
sestavin v simetričnih in nesimetričnih žihcah bi lahko prišli do napač-
nega sklepa, da je idrijahn najmlajši in kremen najstarejši. Prav brečaste
žihce pa nam nudijo prepričljiv dokaz, da je najstarejši idrijahn, sledil
mu je cinabarit in kot najmlajši kremen. Večkrat namreč opazimo, da
veže kremen tako idrijalinove kakor tudi cinabaritne drobce. Omenimo
naj še, da se vrašča v simetriaiih in nesimetričnih žihcah kremen med
cinabaritna zma. Pri tem kaže pogosto pravilne oblike.
Mlajše razpoke sečejoi poleg omenjenih žilic še orudeni skrilavec in
radiolarit. Edini mineral, ki ga zasledimo v teh razpokah, je samorodno
živo srebro.
Prehod jetrenke v jalovo prikamenino je zvezen. Bogata ruda vsebuje
proti skrilavcu in radiolaritu vse manj opekasto rdečih zrnc. Zato se rdeči
odtenek na prelomu postopoma izgubi, na drsnih ploskvah pa so cinaba-
ritne opne vse redkejše in tanjše. Barvo jeter zamenja temno siva ali čma
barva.
93
Opekovka. V slabo orudenem glinastem bitumlnoznem skrilavcu,
bituminoznem radiolaritu, peščenjaku pa tudi v jetrenki, se ponekod
v Zgornjem delu skonce močno poveča količina kalcedonovih zrn z večjimi
preseki. Kalcedonova zrna vsebujejo zelo pogosto cinabaritne impregna-
cije s premeri 1 do 30 mikronov, le redko tudi več (tabla 20, si. 1). Kohčina
orudenih kalcedonovih zm je tohkšna, da se med seboj pogosto dotikajo.
Poleg tega se jim večkrat pridružujejo orudene radiolarije in zato je gli-
nastega bituminoznega veziva zelo malo. Makroskopsko je takšna ruda
opekasto rdeča; odtod ime.
Kremenova in plagioklazova zma, ki dopolnjujejo mineralno sestavo
opekovke, so brez cinabaritnih vključkov, čeprav leže neposredno ob oru-
denih kalcedonovih zmih. Izjemoma najdemo cinabarit le v razpokah
kremena ah plagioklazov.
Opekasto rdečo cinabaritno- rudo najdemo v ko-nkordantnih polah in
manjših lečah. Njene meje s siromašno rudo in jetrenko- so navadno ostre.
Kjer je bila opekovka pri tektonskih premikih zdrobljena, nahajamo ci-
nabarit tudi v vezivu med o-rudenimi kalcedonovimi zrni. Poleg tega je
kristahziral cinabarit v porah, redkeje pa tudi v tankih žilicah, kjer
ga pogosto spremlja kremen. Cinabarit je v srednjih delih žihc, kremen
pa ob robovih. Pri večji povečavi opazimo, da je kremen ob stiku s cina-
baritom pogosto idiomorfen.
Jeklenka. Tiidi v skonci predstavlja jeklenka najbogatejši razhček
živosrebme rude. Leži v konkordantnih plasteh (tabla 4, si. A), debelih do
0,5 m in v manjših konkordantnih lečah. Ta vrsta rude je zelo drobno-
zmata in se po-d udarcem kladiva rada drobi. Proti jalovemu talninske-
mu in krovninskemu skrilavcu in peščenjaku je -ostro omejena. Na svežem
prelomu in na drsnih ploskvah je svetlo jekleno siva do temno jekleno
siva z rdečim odtenkom. Jekleno siva barva je posebno izrazita na pob-
ranih ploskvah. Številni vzorci vsebujejo čme nabrane tanke pole ali
luske.
Starejši raziskovalci, med njimi Schrauf (1891) in Kropač (1912)
so zapisah, da vsebuje jeklenka večje količine bitumena. Verjetno so imeli
pri tem v mishh prav razhčke iz skonce. V številnih vzorcih smo namreč
našh le pomembne kohčine cinabarita in organsko snov; dnabaritu pri-
pada na opazovanih poliranih površinah 30 ®/o do 90 ®/o, s kemično analizo
pa smo ugotovili, da vsebuje jeklenka iz skonce do 79 V» Hg. V svetlo jek-
leno sivem razhčku prevladuje cinabarit, temni razhček pa vsebuje tudi
znatne kohčine organske snovi. Verjetno gre za brezstrukturni sapropelit,
vendar bi bila potrebna za točno dolodtev nadrobna kemična raziskava.
Tudi črne pole in luske so iz iste snovi.
Cinabarit je predpitiral povečini iz koloidnih raztopin. Prevladujejo
vziord z natečno in ledvičasto obhko, ki imajo lupinasto — bolj ah manj
koncentrično zgradbo (tabla 20, si. 2). Nekatere lupine sestoje le iz dna-
barita, v drugih pa se pridružuje dnabaritu tudi organska snov, zaradi
katere imajo lupine slabšo odsevno sposobnost. Posamezne lupine sestoje
le iz organskih snovi, v dmgih pa najdemo tudi pirit (tabla 20, si. 3), ki
je nastal bolj ah manj sočasno s dnabaritom. Polja živosrebmega sulfida
s kolomorfno stmkturo merijo navadno 40 do 250 mikronov. V jeklenki
94
so razvrščena dokaj enakomerno, obdaja pa jih organska snov, ki vsebuje
tu pa tam »orudene bakterije«, drobna zrnca kremena in včasih sericit.
Pri navzkrižnih nikolih vidimo, da je prvotni gel HgS prekristaliziral. Ci-
nabaritna polja sestoje namreč iz 1 do 10 mikronov velikih zrnc, ki so
ponekod nepravilno raztresena, drugod pa radialno razvrščena. Pod mi-
kroskopom se pojavi temni križ, ki pri vrtenju mizice zadrži svojo obliko.
Kolomorfna jeklenka predstavlja v skonci najbogatejšo rudo.
Z živim srebrom manj bogati so različki, ki vsebujejo zelo drobna zrna
rudnega minerala s premerom nekaj mikronov (tabla 21, si. 1). Pri večji
povečavi vidimo, da leže sulfidna zrnca v sapropehtu. Njihova koncentra-
cija se pravokotno na plast spreminja. Ponekod jim pripada 60 do 85 "/o
opazovane površine, drugod 30 "/o do 60 "/o, izjemoma tudi manj.
Pogosito opazimo tanke pole in drobne leče sapropelita, ki so povsem
jalove, ah pa vsebujejo le nekaj odstotkov zelo drobnozmatega cinabarita.
Pole in leče sapropelita so navadno konkordantno vložene v bogate dele
jeklenke (tabla 7, si. 2). Nabranost jeklenke dokazuje, da je morala biti
ruda v času tektonskih premikov polplastična. Poleg HgS najdemo v sa-
propehtu še zmca kremena, hstiče sericita, »orudene bakterije-« in drobce
mikrofosilov. Živosrebrni sulfid je neenakomemo razpršen, tvori pa tudi
tanke nabrane opne (tabla 21, si. 2). Meja med jeklenko, v kateri prevla-
dujejo zmca cinabarita, ter polami in lečami sapropehta z manjšo kohčino
sulfidnih zrnc ah brez njih, je ponekod ostra, drugod zabrisana. Tu in tam
opazimo postopen prehod jeklenke z drobnimi cinabaritnimi zrni v jeklen-
ko, kjer imajo cinabaritna polja kolomorfno strukturo.
Skoraj v vseh vzorcih smo našh precej velika idiomorfna zma cina-
barita, ki imajo ponekod rombične preseke. Drugod, npr. v rudnem telesu
Turniš, pa imajo paličaste preseke, ki govore za prizmatski habitus s priz-
mo (1010) kot najbolj razvito ploskvijo (tabla 21, si. 3). Zrna merijo pove-
čini 50 do 200 mikronov, dosežejo pa celo 0,6 mm. Pogosto vsebujejo
vključke organske snovi in klastičnih komponent, zato menimo, da gre za
idioblaste.
Jeklenko ter slabo oruden in jalov sapropeht sečejo pogosto cinabarit-
ne žilice, debele 20 mikronov do 3 mm (tabla 7, si. 2, tabla 21, si. 1 in si. 2).
V nekaterih vzorcih imajo žihce isto- smer, v drugih pa se sistemi žilic
sečejo pod različnimi koti. Sodimo, da je cinabarit zapolnil razpoke in
lasnice, ki so nastajale in se odpirale pri občasnih tektonskih premikih.
Mlajše žihce so širše kot starejše, ki so ob mlajših premaknjene. Pri na-
vzkrižnih nikohh vidimo v žihcah rekristahzirano strukturo. Cinabaritne
žihce pogosto sečejo idioblaste (tabla 21, si. 3) in je s tem njihovo starostno
razmerje jasno dokazano.
Jeklenko sečejo tudi redke dnabaritno-kremenove in dnabaritno-kre-
menovo- kalcitne žihce (tabla 7, si. 2), ki merijo včasih tudi več mm. V ci-
nabaritno-kremenovih žihcah je verjetno najprej kristahziral cinabarit in
nato kremen, v dnabaritno-kremenovo-kaldtnih pa najprej kalcit, nato
cinabarit in na koncu kremen.
Tektonsko zdrobljena jeklenka z večjo kohčino sapropehta ima drsne
ploskve prekrite z razmazom organske snovi in številnimi tankimi opnami
cinabarita. Ruda izgubi znadbio jekleno sivo barvo in je jetmo rdeča. Zato
95
sio takšni vzorci na oko zelo podobni jetrenki. Ce upoštevamo barvo rude
(Kropač, 1912), ali jakost O'rudenja (Pilz, 1915), jih moramo res tako ime-
novati. Pod mikroskopom seveda vidimo, da gre za siromašno' jeklenko
z drobno razpršenim cinabaritom v sapropelitu.
Koralna ruda. V idrijskem rudišču leži koralna ruda le v zgor-
njem delu horizonta skonce (tabla 4, si. A). Gre za konkordantne leče
orudenega bituminoznega peščenjaka z lupinami brahiopoda Discina. V
literaturi nismo mogli zaslediti, kdaj je ta ruda dobila ime koralna ruda.
Verjetno so prvotno domnevah, da predstavljajo brahiopodne lupine
ostanke koral. Tudi pozneje se je staro ime obdržalo navzlic Bittner-
j e v i ugotovitvi, da gre za brahiopoda. Nekoč je vsebovala koralna ruda
1 do lOVo Hgf (Kropač, 1912). V rudnem telesu Hangend nad 7. obzor-
jem pa smo sedaj našh do povprečno 40 ®/o Hg.
V	rudi prepoznamo' najprej lupine brahiopodov (tabla 8, si. 1), ki jih
je ponekod tohko, da gre za lumakele, drugod pa jih je le malo. V neka-
terih kosih rude so enakomerno razvrščene. Lupine so tu in tam prevle-
čene s cinabaritno opno', ki prekriva večkrat tudi njihove odtise v pešče-
njaku. Orudeni peščenjak vsebuje še drobna opekasto rdeča zmca, včasih
cinabaritne impregnacije in žihce, ki sečejo tudi lupine brahiopoda. Zelo
pogosta komponenta je FeS2. Njegova količina se giblje med 5 in 10 "/o,
doseže pa v nekaterih dehh plasti tudi 20 do 40'•/a. V prejšnjem stoletju
so se nadrobno ukvarjah s kemično sestavo te rude. Vendar ne zato, ker
je vsebovala živo srebro; v njej so našh namreč znatne kohčine forsforje-
vih spojin. Po zapiskih Petere (1847) naj bi bil že B e r t h i e r ugotovil
fosforjeve in fluorove spojine v koralni rudi. Nato- sta rudo analizirala
Kletzinsky in Jahn (1870). Končno ji je določil kemično sestavo
tudi J an d a (1897).
Koralna ruda je bila deležna tolikšne pozornosti predvsem zato, ker
vsebuje fosfor, Avstro-Ogrska pa ni imela fosfatnih nahajališč. Vendar
zamisel o uporabi koralne rude za proizvodnjo superfosfata ni bila ures-
ničena zaradi premajhnih zalog. Po letu 1900 pa je začela prihajati v ved-
no večjih kohčinah dobra fosfatna ruda iz Severne Afrike in Amerike.
Po kemični analizi je sodil Kletzinsky, da vsebuje koralna ruda
železov apatit. To je do sedaj edina razlaga, v kakšni mineralni obhki naj
bi nastO'pala fosfor in fluor. Poznejših raziskovalcev to- vprašanje ni zani-
malo. Discina gradi lupino iz kalcijevega fosfata in ne iz kalcijevega kar-
bonata (Ramovš, 1969). Pomanjkanje karbonatov v usedlini dokazu-
jejo tudi petrološke raziskave; v skrilavcu in peščenjaku smo našli zelo
malo karbonatov.
V	presevni svetlobi vidimo, da sestoje lupine brahiopoda iz vzporednih
plasti. Nekatere so prozome in svetlo do temno rjave, druge so neprozorne.
Prozorne plasti imajo večji lomni kohčnik kot kanadski balzam. Pri na-
vzkrižnih nikohh opazimo«, da je snov izotropna. Vsi ti podatki dokazujejo,
da sestoji lupina brahiopoda Discina iz kolofona 3 Cas (P04)2. n Ca (CO3,
P'2,0) (H20)x. v odsevni svetlobi opazimo med posameznimi plastmi lu-
pine pogosto tanko opno- organske snovi.
Prve podatke o rudnomikroskopskih raziskavah koralne rude zasle-
dimo šele pri Colbertaldu in Slavikovi (1961). Ugotovila sta ci-
96
Rudni lelesi 9op(is) in Joško(ib) ns 12.obzorju
Rop Ha) and Joiko (iib) ofe bodiei on the 12th level
Rudno teto Ruda(5a) nad 12.obzorjem
Ruda ore body (Sa) above the 12 th level
Rudno telo Talnina (6c) nad S.obzorjem
Talnina ore body (6c) above the 6 th level
Rudno telo Gugler (Ba in Ks) nad 2. obzorjem
Cugler ore body da and 10a) above the 2nd level
Rudno telo Logar (2a,9a in 10a) nad ^.obzorjem
Logar ore body(2a,9a and lOa) above the i th level
Rudno telo Kropai (IIa in 12a) nad l.obzorjem
Kropac ore body (IIa and 12a)above 1st level
Tabla 3 - Plate 3
GEOLOŠKE KARTE NEKATERIH ZNAČILNIH RUDNIH TELES
GEOLOGIC MAPS OF SOME TYPICAL ORE BODIES
Legenda na Tablah 2 in < -Legend in Plates 2 and U
nabarit predvsem v tankih razpokah, ki sečejo tako peščenjak kakor tudi
lupine brahiopoda. Iz razpok naj bi se bil živosrebrni sulfid vrival v lupine
ob stiku med plastmi. Istočasno naj bi bil cinabarit nadomeščal zrnca
kremena in zapolnjeval pore peščenjaka.
Podobno- kot v drugih rudah skonce tudi v koralni rudi nismo našh
prelomov in razpok. Značilno za vse raziskane vzorce je, da najdemo
največ cinabarita v lupinah Discine in v njihovi neposredni bhžini. Cina-
barit je v nekaterih lupinah nadomestil posamezne plasti, ki so zaradi tega
nekohko svetlejše (tabla 22, si. 1). Pri navzkrižnih nikohh kažejo te plasti
rdečkasto rjave notranje reflekse razhčne jakosti. To dokazuje, da je
kohčina cinabarita v posameznih plasteh različna. Na shki 2 (tabla 22) se
kažejo plasti s cinabaritom kot razhčno svetle proge.
Številne lupine so razpokane, vendar se razpoke navadno ne nadalju-
jejo v peščenjak (tabla 23, si. 1). To- kaže tudi tabla 4, ki sta jo obja,vila
Colbertaldo in Slavikova (1961). Nastale so pri tektonskih premikih, ki
pa niso močneje deformirah koralne rude. Starejše razpoke so zapolnjene
s cinabaritom (tabla 23, si. 2), včasih kremenom in organsko snovjo, izje-
moma tudi s kalcito-m, mlajše pa so prazne. V nekaterih lupinah opazimo
neposredno ob razpo-ki cinabaritne opne, ki slede stiku med posameznimi
plastmi (tabla 23, si. 1). Vprašanje je, ah so prinesle cinabarit raztopine
vzdolž razpoke (ki ni zapolnjena s cinabaritom!), ah pa je bil mobiliziran
iz drugih delov lupine. Pogosto najdem-o živosrebrni sulfid tudi ob stiku
lupine in peščenjaka, posebno na njenem konkavnem in konveksnem delu.
V koralni rudi nismo uspeh najti cinabarita v kremeno-vih zrnih, pač
pa v kalce-donovih ter v radio-larijah in spikulah spongij. V vezivu pešče-
njaka smo našli cinabaritna polja s premeri 50 do 250 mikronov, ki imajo
včasih celo hipidiomorfne obhke in leže vzporedno s plastovitostjo. Neka-
tera so nastala verjetno pri zapolnjevanju por, druga pri metasomatskih
procesih, kar dokazujejo številni vključki mineralov jalovine in FeS2. V
bogatejšem razhčku koralne rude najdemo tudi cinabaritne žihce, ki se-
čejo peščenjak in lupine brahiopoda; spremljata ju kremen in organska
snov.
Koralna ruda vsebuje pogosto pirit in markazit. Pirit smo našh v ne-
katerih lupinah brahiopoda. Njegova zmca z okroghmi preseki so raz-
vrščena dokaj enakomerno, ah pa leže v nizih, vzporednih s plastmi.
Večji del pirita je v vezivu peščenjaka. Tu so najprej nastala drobna okrog-
la piritna zrnca z lupinasto zgradbo, za katera je značilna nekohko slabša
odsevna sposobnost, in »orudene bakterije«. Pozneje je okrogla zrnca in
»orudene bakterije« obrastel pirit z običajno odsevno sposobnostjo. Tako
so nastala nekohko večja, toda nepravilna piritna polja. V nekaterih
vzorcih je markazita prav toliko kot pirita, v drugih pa ga je manj. Naj-
demo ga v idiomorfnih zmih s pahčastimi preseki, ah pa v drobnih kon-
krecijah. V sredini konkrecij opazimo drobna ksenomorfna zrnca marka-
zita, robovi pa sestoje iz večjih idiomorfnih zmc, ki so radialno razvrščena.
Zelo redko najdemo markazit tudi v perifernih dehh piritnih polj.
Plastovita ruda. V plasteh skonce je Berce (1958) našel vložke
peščenjaka s cinabaritnim vezivom, ki so jih ločili slabo orudeni ah celo
jalovi vložki, debeh 0,2 doi 2 in več centimetrov. Do orudenja po plasteh
7 — Geologija 14	97
naj bi bilo prišlo zaradi selektivne metasomatoze karbonatnega veziva
s cinabaritom. To vrsto rude je imenoval plastovita ruda.
S sedanjimi raziskavami nismo našli plastovite rude, v kateri bi bil
cinabarit metasomatsko nadomestil karbonatno vezivo. Večkrat pia smo
naleteli na rudo s plastovito teksturo. Takšne teksture imajo nekatere
plasti orudenega peščenjaka in glinastega skrilavca v zgornjem delu skon-
ce, posebno v bližini njenega stika s krovninskimi plastmi. Rudo grade
svetlo rdeče do sivkasto rdeče konkordantne pole, ki merijo 5 mm do 2 cm.
Z njimi se zaporedoma menjavajo temno sive in črne pole peščenjaka ter
glinastega skrilavca. V peščenjaku je prehod med polami razhčne barve
zvezen, v skrilavcu pa so rdeče pole povečini ostro omejene.
Z mikroskopsko raziskavo^ smo ugotovili, da povzročajo rdečo barvo
kalcedonsko-cinabaritna zrna, ki se niti po vehkosti niti po obhki ne raz-
likujejo od podobnih zrnc v jetrenki in opekovki. Edina razlika je v tem,
da vsebujejo kalcedonsko-dnabaritna zrna v plastoviti rudi nekohko več
drobnih piritnih zmc. V manjši kohčini zasledimo tudi orudene radiola-
rije. Tu in tam opazujemo- cinabaritna zrna, ki bi utegnila nastati pri
popolnem nadomeščanju kalcita ah kakega drugega karbonata. Kohčina
tega cinabarita pa je v primerjavi s kohčino cinabarita v kalcedonovih
zrnih takoi majhna, da izključujemo možnost nastanka plastovite rude
zaradi selektivne metasomatoze. Odtenek rdeče barve je odvisen le od
koncentracije kalcedonsko-cinabaritnih zmc. Svetlo rdeče pole jih vse-
bujejo več, sivkasto rdeče pa manj.
Plastovita ruda vsebuje pogosto dro'bce pirita, včasih markazita, ka-
dar gre za orudeni ghnasti skrilavec pa tudi lepo razvite »orudene bakte-
rije^< (tabla 23, si. 3), ki so tu in tam delno nadomeščene s cinabaritom
(tabla 24, si. 1). Drobci pirita imajo ravne meje in ostre robove (tabla 24,
si. 2), njihovi premeri pa se spreminjajo od nekaj mikronov do 0,7 mm.
Pri večji povečavi opazimo- v drobcih ozke lamele (tabla 24, si. 3), kakršnih
v piritu iz drugih htoloških členov idrijskega mdišča nismo našh. Neka-
teri drobci, kažejo le e-no lamelo, drugi dve, med seboj bolj ali manj pra-
vokotni, ali celo tri, ki se sečejo p-od kotom približno 60®. Lamele so torej
vzp-oredne ploskvam kocke. Njihov nastanek nam zaenkrat ni jasen, do-
mnevamo pa, da so nastale pri skeletasti rasti piritnih zm. Drobci pirita
nastopajo v p-olah kalcedo-nsko-cinabaritnih zm, ah pa grade lastne pole;
slednje vsebujejo 10 do 70 FeS2, v manjši kohčini pa včasih tudi kalce-
donsko-cinabaritna zrna. »Orudene bakterije« in drobce pirita obdaja
p-ogosto avtigeni kremen (tabla 23, si. 3).
Na o-ko in piod mikrosko-pom vidimo v nekaterih po-lah neposredno pod
tufitom plastovitost s postopno zmavostjo. V sp-odnjem delu pole leže
večja, v zgornjem pa manjša zma. Druge orudene pole so drobno- na-
brane, kar je posledica polzenja rudnega sedimenta. Tu in tam opazimo
prečno plastovitost in medformacijsko diskordanco. Piritne p-ole z več
kakor 50 "/o sulfidnih drobcev kažejo o-blike, ki so nastale skoraj gotovo
pri p-ogrezanju v času zgodnje diageneze. Zelo. lep primer smo našh v pla-
stoviti rudi rudnega telesa Kropač na 2. medobzorju neposredno o-b stiku
plasti skonca s krovninskimi plastmi. SI. 1 na tabh 9 ponazoruje, kako so
se piritne pole vgreznile v mulj. Na krajih, kjer je vseboval mulj več vode
98
in je bil zato lažji, se je zaradi pritiska dvignil ter spodnjo piritno polo
celo prebil. Druge piritne pole so le nabrane. Kalcedonsko-cinabaritne pole
pa ne kažejo deformacij, ki bi nastale zai-adi vgrezanja. Ista slika
kaže tudi dve razpoki, ob katerih je prišlo do manjših premikov. Ti
dve razp'oki sta zapolnjeni s cinabaritom in kremenom kakor druge v pla-
stoviti rudi. Cinabarit nahajamo v srednjem delu žihce (tabla 25, si. 1),
kremen pa ob robovih. Pri večji povečavi vidimo, da je kremen proti dna-
baritu večkrat razločno' idiomorfen (tabla 25, si. 2). Mineralno sestavo
dnabaritno-kremenovih žihc dopolnjuje pogosto organska snov. V odprtih,
mlajših razpokah in lasnicah najdemo le kapljice samorodnega živega
srebra.
Piritne pole niso vezane le na plastovito rudo. Pogosto jih najdemo
v črnem bituminoznem skrilavcu, kjer merijo navadno 1 mm do 1,3 cm.
Tudi v teh polah nastopa pirit v drobcih; njihovi premeri so 10 do 40mi-
kronov. Zmca so torej precej manjša kakor v plastoviti cinabaritni rudi.
Večji drobci kažejo- pogostO' tanke lamele. V polah najdemo tu in tam
tudi kalcedonska in kalcedonsko-cinabaritna zrna z nepravilnimi, včasih
tudi okroglimi preseki (tabla 25, si. 3). Cinabaritni vključki so zelo drobni
in jih spremljajo prav tako drobni vključki kremena. Plastovitost s po-
stopno zrnavostjo je tudi po-d mikroskopom komaj opazna. Zato- pa naj-
demo večkrat nabrane piritne pole, ki leže med ravnimi polami (tabla 8,
si. 2). V nekaterih dehh skrilavca nastopajo piritne pole posamezno,
v drugih se združujejo- v snope, tako da najdemo v kosu, debelem kot
pest, 5 do-10 pol.
V obdajajoče-m skrilavcu leže osamljena idiomorfna piritna zrna brez
lamel in »orudene biakterije<^, ki so povečini razvrščene po plastovitosti.
Ponekod je rabila »orudena bakterija« kot jedro za idiomorfno piritno
zrno.
Orudeni antracit. V srednjem in zgornjem delu horizonta skonca
(tabla 4. si. A) so tudi antradtne leče, ki merijo običajno- nekaj milimetrov
do več decimetrov. Antradt ima steklen sijaj, črno- razo in ško-ljkast pre-
lom. Večkrat vsebuje tanke drc-bnozrnate motne proge in nepravilne
vključke z rdečkastim -o-dtenko-m. Po- Jan di (1892) vsebuje 13 Vo pepela.
Pod rudnim mikroskopom ima relativno močno- odsevno- sposobnost,
vendar je slabo anizotropen. Prevladuje karbonizirani ksilem, ki kaže
ponekod sploščene, med seboj vzporedne lumene cehc. Lumeni so večkrat
zapolnjeni s cinabaritom, ki tv-ori v antradtu drobne impregnacije (ta-
bla 26, si. 1), ah pa zapolnjuje razpoke in lasnice.
Motne proge in vključki sestoje iz karboniziranega humusnega de-
tritusa, ki vsebuje tudi zmca kremena, plagioklazov, kalcedona in pirita,
lističe sericita in drobce brahiop-odnih lupin. Značilno je, da najdem-o cina-
baritne impregnacije le v kalcedo-nskih zmih (tabla 26, si. 2) in v lupinah
brahio'p'cd'ov. Humusni detritus z anorganskimi komponentami, sedaj spre-
menjen v antracit, je tvoril prvotno konkordantne pole in leče. Pozneje
je bil zaradi tektonskih premikov vgneten med drobce in kose ksilema.
Siromašna ruda. Poleg razhčnih vrst bogate rude odkopavamo
v skond tudi siromašno rudo, ki vsebuje manj kakor 1 °/o Hg. Najpogosteje
najdemo siromašno rudo tam, kjer prehaja jetrenka ah plastovita ruda
99
v jalov bituminozni skrilavec in peščenjak. Poleg tega pa gradi ta ruda
samostojne konkordantne plasti in leče, V obeh primerih jo ločimo od
bogate rude makroskopskoi po tem, da vsebuje neprimerno manj opekasto
rdečih zmc in redke tanke cinabaritne žihce. Zivosrebrnemu sulfidu se
pridružuje ponekod kremen, dmgod organska snov. Drsne ploskve kažejo
le tu in tam tanke cinabaritne opne.
Pod mikroskopom smo ugotovili, da se nahaja večji del cinabarita
v kalcedonsko-cinabaritnih zmih in v radiolarijah. Zrna so ponekod raz-
tresena, drugod zbrana v tankih polah (tabla 26, si. 3) in lečah; večja zrna
leže navadno vzporedno s plastovitostjo. Tu in tam smo našli v peščenjaku
drobne impregnacije cinabarita. Nekatere so brez kakršnihkoh vključkov;
živosrebrni sulfid je enostavno- zapolnil nepravilne pore. Druge impregna-
cije vsebujejo vključke jalovih mineralov in so verjetno nastale pri meta-
somatskih procesih.
Piritu pripada v siromašni rudi le nekaj odstotkov. Večkrat najdemo
»orudene bakterije-«, ki so tu in tam zdrobljene in leže v kamenini le 0,5
do 1 mikron velika enako- razvita piritna zrnca. Poleg tega opazimo tudi
bolj ah manj idiomorfna piritna zrnca s premeri, ki navadno- ne presežejo
50 mikronov.
Langobardski tufit, tuf in radiolarit z rožencem
Najmlajše langobardske plasti so piroklastične in kalcedonske sedi-
mentne kamenine. Leže konkordantno na skladih skonca ter dosežejo de-
behno do 80 m.
Neposredno- na čmem skrilavcu skonca nahajamo plasti tufita, ki vse-
bujejo pole tufa, radiolarita ter sivega in črnega roženca. Sivi, sivkasto
zeleni in zeleni tufit je navadno- drobnozmat. Sestoji iz drobcev kremena,
plagioklazov, zmc kalcedona in hstičev seridta. V vezivu opazimo drobna
zrnca kalcedona in pirit, redka zrna karbonatov, klorit in ilht (?). Str-
moletova je določila s pomočjo faznega kontrasta v enem izmed raz-
iskanih vzorcev tudi nekaj odstotkov montmorillonita in v sledovih haUoy-
sit. Sivi srednjezrnati tuf sestoji večidel iz plagioklazov in kremena.
V srednjem in zgornjem delu teh skladov se poveča kohčina radio-
larita. Kamenina je siva in sivkasto- zelena, zelo drobnozrnata ter v pri-
merjavi s piroklastičnimi kameninami precej bolj jedra. V njej prevla-
dujejejo radiolarije (tabla 27, si. 1) iz kalcedona, tu in tam opazimo zmca
kremena in plagioklazov ter hstiče seridta. V vezivu prevladujejo drobna
zmca kalcedona, opazimo pa še minerale ghn in zrnca karbonatov. Radio-
larit vsebuje tudi nekaj odstotkov pirita; gre za zelo drobna idiomorfna
zmca, ki imajoi izometrične preseke in so enakomemo razvrščena.
Kropač (1912) navaja J an dine podatke o kemični sestavi, naj-
mlajših langobardskih plasti s 1. in 4. obzorja severozahodnega dela ter
s 6. obzorja jugovzhodnega dela jame. Navzlic nepopolnim anahzam so-
dimo, da ustrezajo manjše vrednosti kremenice ter večje vrednosti gh-
nice in karbonatov verjetno tufitu, večje vrednosti kremenice ter manjše
vrednosti ghnice in karb-onatov pa radiolaritu.
100
Rudna telesa se nahajajo le v spodnjem delu teh skladov (tabla 1, 2, 3,
slika F in tabla 4; oznaka 12 a), vendar ne povsod. V danes dostopnih dehh
rudišča smo jih našh samo nad 2. obzorjem. Koeficient orudenja je zaradi
tega zelo nizek. Poudariti pa moramo, da gre povečini za bogato rudo.
Tufit vsebuje rudo le na krajih, kjer so orudene tudi talninske plasti
skonca. Navadno odkopavamo v istem rudnem telesu rudo iz skonce in
iz tufita. Takšen primer nam nudijo rudna telesa Kropač (tabla 3, slika
F), Ziljska in Viler. Podobno kakor v skonci tudi v tufitu orudenje ni ve-
zano na prelome in razpoke, temveč gre za dva konkordantna rudonosna
SI. 2. Živosrebrna ruda iz rudnega telesa Kropač kaže plastovitost s postopno
zrnavostjo. % naravne velikosti
1 tufit, 2 cinabaritno-kalcedonska zrna, 3 cinabaritno-kremenova žilica
Fig. 2. Mercury ore from Kropač ore body showing graded bedding. V2 natural
size
1 Tuffite, 2 Cinnabar-chalcedony grains, 3 Cinnabar-quartz veinlet
101
horizonta (tabla 4, si. A). Prvi se nahaja ob stiku s plastmi skonca in
doseže debelino 1,5 m. Ta vsebuje bogato rudo. Posebno močne koncentra-
cije HgS najdemo neposredno nad skonco. Približno 0,5 do 1,5 m nad
prvim se nahaja drugi rudonosni horizont, ki doseže debehno pol metra,
in vsebuje siromašno rudo.
V	spodnjem rudonosnem horizon tu ima živosrebrna ruda izrazito pla-
stovito teksturo. Tufit vsebuje namreč številne opekasto rdeče, sivkasto
rdeče in zelenkasto rdeče konkordantne rudne pole, debele 1 mm do 5 cm
(tabla 9, si. 2).
Največ živosrebmega sulfida najdemo v kalcedonovih zrnih. Ta so ope-
kasto rdeča, imajo navadno podolgovat presek, merijo 10 mikronov do
8 mm in so koncentrirana po plastovitosti. V nekaterih polah najdemo^ le
sorazmerno majhna, bolj ah manj enako- vehka cinabaritno-kalcedonska
zrna, druge pa vsebujejo zrna razhčnih vehkosti, ki so razvrščena tako,
da se kaže plastovitost s postopno zmavostjo (si. 2 med tekstom).
Bai-va rudnih pol je podobno kakor v plastoviti rudi skonce odvisna
od števila cinabaritno-kalcedonskih zm. Tufitne pole, v katerih ta zrna pre-
vladujejo, so opekasto rdeče; v tem primeru gre za opekovko. V sivkasto
rdečih in zelenkasto rdečih polah pa je več piroklastičnih in klastičnih kom-
ponent.
Vključki cinabarita so vpršeni v kalcedonovih zmih dokaj enakomemo
ter merijo povečini 1 do 10 mikronov (tabla 27, si. 2). Zaradi sulfidnih
vključkov imajo kalcedonova zrna pri navzkrižnih nikohh značilne rdeče
notranje reflekse. Poleg cinabarita najdemo v teh zrnih le še drobne
vključke pirita. Po sestavi se torej kalcedonsko-cinabaritna zrna iz tufita
ne razlikujejo od podobnih zrn iz skonce.
V	nasprotju s kalcedonovimi, so- kremenova in plagioklazova zma brez
cinabaritnih in piritnih vključkov. Zanimivo je, da smo našh številna
kremenova in plagioklazova zrna celo obdana s kalcedonom, ki vsebujejo
cinabarit (tabla 27, si. 3). Toda tudi v takšnih primerih so klastična in
piroklastična zma jalova. Omenih smo, da vsebuje tufit nekaj karbonatnih
zrn, vendar nismo opazili, da bi bila ta zma nadomeščena s cinabaritom.
Prav tako smo zastonj iskali polja cinabarita v vezivu.
Kalcedonsko-cinabaritnim zrnom se pogosto pridružujejo orudene ra-
diolarije, včasih tudi orudene ighce spongij. V nekaterih polah so orudene
radiolarije celo pogostejše kakor kalcedonsko-cinabaritna zma (tabla 28,
si. 1). Radiolarije vsebujejo različne kohčine cinabarita. V nekaterih za-
sledimo le posamezne vključke, drugod pa je cinabarita več kakor kalce-
d-onskega skeleta. Pri večji povečavi vidimo, da so razvrščeni vključki živo-
srebmega sulfida po struktiori mikrofosilov (tabla 28, si. 2).
Nekaj cinabarita se nahaja tudi v tankih cinabaritno-kremenovih in
cinabaritnih žihcah, ki so bolj ali manj pravokotne na plastovitost. Naj-
demo jih v orudenih polah, tu in tam pa se iz pol širijo tudi v jalove
plasti. Cinabaritno-kreme-no-ve žihce so navadno simetrične. V sredini je
cinabarit (tabla 28, si. 3), ki kaže pri navzkrižnih nikohh zelo pogosto
progasto strukturo. Ploščata zmca rudnega minerala so v p-osameznih
žihcah med seboj vzp'oredna, vendar je njihova lega v razhčnih žihcah
različna. Obrobni deli žilic pripadajo kremenu, ki sledi večkrat tudi stiku
102
med ploščatimi zrni cinabarita. V zdrobljenih dnabaritno-kremenovih in
cinabaritnih žihcah ter v razpokah opazimo pogosto samorodno živo srebro.
Ruda zgornjega horizonta je rdečkasto zelena. Kalcedonsko-cinabaritna
zma so v povprečju manjša kakor v spodnjem horizontu; njihov premer
le redko preseže 250 mikronov. Zato- je plastovitost s postopno zrnavostjo
opazna le ponekod; plastovita tekstura je manj razločna. Cinabaritno-
kremenove žihce so zelo tanke in redke. Samorodnega živega srebra je
malo. Proti jalovi krovnini in talnini se kohčina kalcedonsko-dnabaritnih
zrnc postopoma zmanjšuje. Zaradi tega je prehod siromašne mde v pri-
kamenino postopen.
V	jalovem tufitu med obema rudonosnima horizontoma najdemo po-
nekod do 3 cm debelo konkordantno piritno-markazi,tno polo, ki je tu
in tam nabrana in pretrgana. V srednjem delu te pole prevladujejo- drobna
izometrična zma pirita s premeri okrog 15 mikronov, v zgomjem in spod-
njem pa markazit. Zma markazita so ob piritu zelo drobna in kseno-
morfna, proti tufitu pa so vedno večja in imajo pravilnejše preseke. Ob
robovih pole najdemo povprečno 0,7 mm vehka zrna s paličastimi preseki.
Na krajih, kjer je prišlo do medplastovnih premikov, so obrobna zma mar-
kazita zdrobljena, njihovi drobd pa leže v obdaj ajočem jih tufitu.
Cordevolski dolomit in apnenec
V	mlečno belem zrnatem dolomitu (tabli 1 in 2; oznaka 13 a) in črnem
plastovitem apnencu cordevolske starosti (tabli 1 in 2; oznaka 14 a) po-
znamo siromašno dnabaritno orudenje kot zapolnitev razpok le v Anto-
nijevem rovu. Javlja se v komaj nekaj metrov široki coni tik pod karbon-
skim skrilavcem (Mlakar, 1967, si. 5).
Cordevolske plasti so v idrijskem rudišču najmlajši omdeni stratigraf-
ski horizont. Koefident mdonosnosti teh skladov je zelo nizek.
Nastanek rudišča
Sedanje raziskave potrjujejo mišljenje G r ö g e r j a (1876), S c h r a u -
fa (1891), Kropača (1912), Berceta (1958) in Mlakarja (1967),
da je rudišče triadne starosti. Se več, uspelo nam je dokazati, da je nastalo
rudišče v srednji triadi, in sicer v langobardski podstopnji. Upoštevajoč
položaj in debehno' zgornjepaleozojskih in triadnih skladov v času nasta-
janja rudišča pridemo do- sklepa, da je bila njegova prvotna višina okrog
600 m (tabla 4 B). Bercetova cenitev te višine na 100 do 150 m je vsekakor
prenizka.
V mdišču Stemboat Springs (Nevada) sega dnabarit le do globine 18 m,
v rudišču Sulphur Bank (Kalifomija) pa največ do globine 100 m (White,
1967). Dmgod so ugotovih, pomembnejšo vertikalno razsežnost živosrebme
rude. V Nikitovki (SSSR) znaša 1800 m do 2000 m (BoTšakov in drugi,
1969) v nekaterih Hg-Sb mdišdh Južne Ferganije (SSSR) pa 1500 do
2500 m (Fed or čuk, 1964). Idrija je torej po prvotni višini omdenja
nekje v sredini.
103
v načinu orudenja so posebno očitne razlike med zgornjepaleozojskimi,
skitskimi in anizičnimi plastmi z ene, ter langobardskimi plastmi z druge
strani.
Poglejmo najprej pri kakšnih pogojih so nastah živosrebrni minerali
v zgornjepaleozojskih, skitskih in anizičnih plasteh. Makroskopske in mi-
kroskopske raziskave kažejo, da je zapolnil cinabarit pore v zgornjepa-
leozojskih klastičnih usedhnah, predvsem pa razpoke in pore v triadnih
karbonatnih kameninah. Poudariti moramo, da je nastal del živosrebmega
sulfida pri metasomatskih procesih. To dokazuje, da je kristahziral cina-
barit iz hidrotermalnih raztopin. Tako so razlagah njegov nastanek v ce-
lotnem rudišču Meier (1868), Schrauf (1891), Berce (1958) idr.
Zivoi srebro je bilo prineseno najbolj verjetno v obhki HgS22~. Na to kažejo
raziskave Krauskopfa (1951) in Tunella (1970). Tudi prisotnost
kalcita, dolomita in ponekod kremena dokazuje kristahzacijo- HgS iz
hidroterm.
V omenjenih plasteh nismo našh kaolinita, dikita, ilhta in mont-
morillonita, ki so indikatorji slabo kislih in nevtralnih raztopin (White,
1967), medtem ko predstavlja barit mineraloško redkost. Zato sklepamo,
da je kristahziral cinabarit iz alkalnih raztopin. To potrjuje tudi nado-
meščanje kremenovih zmc s cinabaritom.
Hidrotermalnih sprememb, ki bi vsaj pribhžno označevale temperaturo
nastanka, nismo opažih. Prav tako nismo našli mineralov, ki bi rabih kot
geološki termometri. Značilno pa je, da apnenec v rudišču ni prekristali-
ziral, kar dokazuje sorazmemo- nizke temperature hidrotermalnih raztopin.
Upoštevajoč laboratorijske raziskave ameriških in sovjetskih geologov so-
dimo, da so nastah prvotni živosrebrni minerali pri temperaturi 100® do
200» (Dickson in Tuneli 1959; Tuneli, 1970; Fedorčuk idr.,
1963 in M er lič, 1963).
Samorodno živo- srebro najdem^o v glavnem v treh območjih rudišča
(tabla 1). V njegovem spodnjem in srednjem delu nastopa samorodno živo
srebro ponekod v spodnjeskitskem skrilavcu in v lečah oohtnega apnenca.
V srednjem nivoju mdišča je pogostno samorodno živo srebro v območju
Talnine v karbonskem in spodnjeskitskem skrilavcu, grödenskem pešče-
njaku in ponekod v gomjeskitskem dolomitu. V zgornjih dehh mdišča je
mnogo- samorodnega živega srebra v plasteh skonca, spodnjem delu tufita
in tufa, ponekod v bogato orudenem langobardskem konglomeratu, pred-
vsem pa v karbonskem ghnastem skrilavcu.
O nastanku samorodnega živega srebra v Idriji so- pisali Schrauf
(1891), Kropač (1912) in Berce (1958). Novejših podatkov nimamo,
ker ustrezne raziskave še niso- končane. Zaenkrat se lahko opiramo le na
lego rudnih teles s samorodnim živim srebrom in v manjši meri na odnose
z dmgimi minerah. Vendar so ti podatki premalo zanesljivi, da bi mogli
reči več kot to-, da je samorodno živo' srebro ponekod primarnega, drugod
sekundarnega nastanka.
Glede metacinabarita so mikroskopske raziskave pokazale, da je po-
nekod res mlajši od cinabarita, kar je trdil že Schrauf (1891). Vendar
smo našh primere, ko je metacinabarit starejši in se nahaja v sredini
skupka, ki ga obdaja cinabarit. Še več, našli smo celo vzorce, v katerih
104
si izmenoma slede lupine metadnabarita in dnabarita. Nekatere lupine
cinabarita sestoje iz zelo drobnih zrnc, ki so nastala pri prekristahzaciji
sulfidnega gela. Vse to dokazuje, da so- se pogoji nastanka omenjenih skup-
kov naglo' spreminjali. Zato je bolj verjetno, da so nastale te tvorbe iz
hidrotermalnih raztopin; pri višji temperaturi je kristahziral metacina-
barit, pri nižji, delno tudi iz zasičenih raztopin, pa je precipitiral dnabarit.
Iz razloženega povzamemo, da so prinašale živo srebro v rudišče so-
razmerno nizkotemperaturne raztopine. Prihajale so najprej skozi kar-
bonski skrilavec z lečami peščenjaka (tabla 4, si. B). Ti kamenini zaradi
petrografske sestave v večji globini nista bili dovzetni za orudenje. Sele
nekaj 100 m pod nekdanjim površjem so bili vzdolž tektonskega stika
s triadnimi plastmi ugodnejši pogoji za nastanek rude tudi v teh skladih.
Skrilavec je vseboval diagenetska zrna, predvsem pa leče in gomolje pirita.
Večji del cinabarita je nastal prav pri nadomeščanju pirita. To dokazu-
jejo dnabaritno-piritni gomolji in leče ter korodirani vključki pirita v
cinabaritnih poljih. Najbogatejša živosrebma ruda je bila v piritnem telesu
Karoh, ki je vsebovala celo jeklenko.
Tudi grödenski peščenjak ni ustrezal za nastanek mde. Oruden je le
ob srednjetriadnih prelomih (rudno telo Logar), kjer je bil zelo zdrobljen
in močneje porozen. Menimo, da je začel kristahzirati dnabarit najprej
v razpokah in porah, nato pa je nadomeščal tudi drobnozrnato vezivo, ki
je vsebovalo ponekod več karbonatov pa tudi pirit. Raztopine so bile v
spodnjem delu rudišča, npr. v območju rudnega telesa Grübler, kemično
dokaj aktivne. To sklepamo po nadomeščanju kremena s dnabaritom,
česar v zgomjem delu rudišča ni opaziti.
V zgornjepermskem dolomitu so bili ugodnejši pogoji za nastanek
živosrebme mde. Kamenina je büa nekohko porozna že zaradi diagenetske
dolomitizadje, poleg tega pa je bila pri tektonskih premikih močneje
zdrobljena. Upoštevati moramo nadalje, da so karbonatno kamenino hi-
drotermalne raztopine tudi laže nadomeščale. Zelo verjetno je imela tudi
bituminozna primes kamenine za odlaganje HgS pomembno vlogo. Plo-
ščata mdna telesa so nastala v glavnem vzdolž litoloških kontaktov, skri-
lavi vložki pa so predstavljali lokalne ekrane. V sivem in črnem dolo-
mitu so nastale karbonatne žihce že pred orudenjem. Seveda sta kristali-
zirala dolomit in kaldt tudi iz hidrotermalnih raztopin. V manjši kohdni
jima je sledil kremen, ki je povzročil ponekod tudi slabšo sihfikadjo. V
paragenezi je najmlajši dnabarit. Skupaj z dolomitom in kaldtom je za-
polnil razpoke in pore, poleg tega pa je karbonatno kamenino tudi na-
domeščal. Jeklenko najdemo v žilah in nepravilnih lečah, ki so nastale pri
metasomatozi.
Hidrotermalne raztopine so nato prehajale vzdolž prelomov in razpok
v spodnjeskitski dolomit, ki so ga prizadeli tektonski premiki v enaki meri
kot zgornjepermskega. Vendar je vseboval spodnjeskitski dolomit precej
več klastičnih komponent, zato metasomatski procesi niso bili tako uspešni.
Bolj ali manj ploščata rudna telesa so nastala v glavnem pod peščeno-
dolomitnimi plastmi in pod krovninskim sljudnatim skrilavcem. Najboga-
tejšo rudo predstavlja jeklenka, za katero so znadhie gelske strukture.
Nastala je tako, da je predpitiral cinabarit iz koloidnih raztopin predvsem
105
v razpokah, ali pa je HgS nadomeščal prikamenino. Pogosto jo spremljajo
organske snovi, med njimi tudi idrijalin.
Za heterogeno' zaporedje sljudnatega skrilavca, meljevca in leč ooht-
nega apnenca je značilen zelo nizek koeficient rudonosnosti. Razumljivo
je, da se v skrilavcu in meljevcu metasomatski procesi niso mogh razviti.
Cinabarit najdemo zavoljo tega le tu in tam v tankih žilicah in drobnih
impregnacijah. Zelo ugodni pogoji za rudo pa so bili v lečah oolitnega
apnenca. Bogato in zelo' bogato rudo z jeklenko najdemo v zgornjem
delu posameznih leč oolitnega apnenca, in sicer ob srednjetriadnih prelo-
mih in razpokah, ter pod krovninskim skrilavcem. Največji del cinabarita
je nastal pri metasomatskih procesih. Najdemo ga v nepravilnih poljih, v
idioblastih ter v vezivu rudne breče in v žilicah. Spremljata ga kalcit in
kremen. V bogatih rudnih telesih opazimo celo kapljice samorodnega
živega srebra in metacinabarit.
Tudi v zgornjeskitskem dolomitu so bili ugodni pogoji za nastanek
rude. Hidrotermalne raztopine so sledile prelomom in razpokam ter odla-
gale HgS pod manj prepustnimi plastmi ali pod srednjetriadno tektonsko-
erozijsko diskordanco. Tako so nastala številna ploščata rudna telesa.
Kjer je bil dolomit pod manj prepustno plastjo močno razpokan, ima bo-
gata ruda brečasto teksturo; cinabarit je delno nadomestil karbonatno
kamenino ter povezal orudene kose kot vezivo. Siromašna ruda je nastala
brez intenzivnejše metasomatoze, jalovinski in rudni minerali so enostavno
zapolnili razpoke, lasnice in pore v karbonatni kamenini. Iz hidrotermalnih
raztopin sta najprej kristalizirala dolomit in kalcit, nato ponekod še pirit
in barit. Živosrebrni minerali so v paragenezi najmlajši. Močno prevladuje
cinabarit, spremlja ga ponekod samorodno živo srebro, drugod pa v sle-
dovih metacinabarit.
Hidrotermalne raztopine niso mogle reagirati z zgornjeskitskim lapor-
nim apnencem in apnencem zaradi precejšnje količine klastičnih kompo-
nent. Cinabarit, ki ga spremlja kalcit, je kristaliziral le tu in tam v tankih
razp>okah in v drobnih porah.
Anizični dolomit so rudonosne hidrotermalne raztopine na številnih
krajih prepojile. Lega rudnih teles je bila pogojena s piisotnostjo manj
prepustnih ekranov in z gostoto razpok. V bogati rudi je dober del karbo-
natne kamenine nadomeščen s cinabaritom, v siromašni rudi pa najdemo
Živosrebrni sulfid v porah in tankih žilicah, kjer ga spremljajo jalovinski
minerali. V paragenezi je najstarejši dolomit, ponekod mu je sledil kremen,
najmlajši pa je cinabarit. Tu in tam opazimo žile jeklenke, v katerih kaže
cinabarit gelske strukture. Jeklenkoi spremlja zelo pogosto organska snov.
Raziskava rudnih teles v zgornjepaleozojskih, skitskih in anizičnih
skladih je pokazala, da je živosrebrna ruda epigenetska. Hidrotermalne
raztopine so sledile srednjetrladnim prelomom in razpokam, ki so sekali
plasti bolj ali manj pod pravim kotom (tabla 4, si. B). Cinabarit je zapol-
njeval razpoke in pore, ali pa nadomeščal karbonatne kamenine in vezivo
klastičnih kameaiin. Pomembne koncentracije živosrebmega sulfida so na-
stale predvsem tam, kjer so bile karbonatne kamenine močneje zdrobljene
in prekrite z manj prepustnimi plastmi. Te plasti so imele vlogo ekranov.
106
Poglejmo sedaj, kako je nastala ruda v langobardskih skladih. Po na-
činu pojavljanja cinabarita in pirita se orudeni bazalni langobardski pe-
ščenjak bistveno razhkuje od karbonskega in grödenskega peščenjaka. V
zgornjepaleozojskih peščenjakih smo našli največ cinabarita v vezivu.
Orudeni langobardski peščenjak pa vsebuje večji del cinabarita v močno
kaoliniziranih plagioklazovih zmih in v litoloških drobcih ter le prav malo
v vezivu. Prav tako smo- opazovali v starejših peščenjakih pirit le v vezivu,
v langobardskem pieščenjaku pa ga najdemo tudi v litoidnih drobcih. Pri
tem moramo poudariti, da hidrotermalne raztopine niso povzročile moč-
nejših sprememb v glinencih karboriskega in grödenskega peščenjaka. Zato
dvomimo, da soi nastale tako intenzivne spremembe plagioklazovih zrn
langobardskega peščenjaka v zvezi z orudenjem. Ce nadalje upoštevamo,
da najdemo spremenjena plagioklazova zrna tako v orudenem kakor tudi
v jalovem peščenjaku, pridemo do sklepa, da so bila plagioklazova zma
spremenjena preden so- se sedim en tirala. Vprašanje pa je, kdaj sta nastala
sulfida.
Glede pirita je odgovor nedvoumen. Impregnacije in žilice v litoidnih
drobcih ter večja idiomorfna zrna v vezivu dokazujejo različen izvor tega
minerala. Del pirita je bil skupaj z litoidnimi drobci prinesen v usedhno,
drugi del pa je kristahziral v njej pri diagenetskih procesih.
Teže je pojasniti nastanek cinabarita. Ce bi bil kristahziral iz hidro-
termalnih raztopin, bi ga bilo več v poroznem vezivu kakor v zrnih in
drobcih. Poleg tega v orudenih plagioklazovih zmih in litoidnih drobcih
nismo našh karbonatov. Malo verjetno je, da bi bih karbonati povsem
nadomeščeni s cinabaritom. Zato dopuščamo možnost, da karbonatov v teh
plagioklazovih zrnih in v litoidnih drobcih sploh ni bilo.
Vse to nas navaja na misel, da so bili plagioklazi orudeni, preden so
se sedimentirali. Domnevamo, da so bih orudeni plagioklazi in litoidni
drobci prineseni v sedimentacijski bazen obenem z drugim erozijskim
materialom langobardskih plasti. V prid takšne domneve lahko navedemo,
da predstavlja bazalni peščenjak marsikje neposredno krovnino bogatih
rudnih koncentracij v zgomjeskitskem (tabla 3, si. C) in anizičnem dolo-
mitu (tabla 3, si. D), vendar sam ni oruden.
Plagioklazova zrna in drobci tufa v bazalnem langobardskem pešče-
njaku so prvi, dokaz geosinklinalnega vulkanizma srednje triade, ki je dal
diabaze, keratofir je, porfirite in porfir je ter njihove piroklastične ka-
menine.
Čeprav hidrotermalne raztopine niso reagirale z langobardskim bazal-
nim peščenjakom, so morale prehajati skozenj, kajti konglomerat, ki leži
na njem, uvrščamo med najbolj enakomemo orudene sklade. Poleg tega
moramo opozoriti na številna rudna telesa v konglomeratu neposredno
nad peščenjakom. Orudenje je zajelo predvsem tiste dele konglomerata,
ki so bili močneje razpokani. Zato najdemo cinabarit v tankih žihcah,
večidel pa v vezivu, kjer zapolnjuje pore in nadomešča karbonate. Po-
sebnost predstavljajo orudeni prodniki zgomjeskitskega dolomita. Dej-
stvo, da smo našli le malo tovrstnih prodnikov, ne zmanjšuje njihovega
pomena pri razlagi nastanka idrijskega rudišča. Ti prodniki ne leže v
zdrobljenih conah, po katerih bi bile utegnile prihajati rudne raztopine,
107
poleg tega se po mineralni sestavi in poroznosti ne razlikujejo od drugih
dolomitnih prodnikov. Zato ni razloga, da bi bile nastale številne impre-
gnacije cinabarita v nekaterih prodnikih zaradi selektivne metasomatoze
ali njihove močnejše poroznosti. Bolj verjetno- je, da so vsebovali prodniki
živosrebrni sulfid že pred sedimentacijo. Iz te domneve pa izhaja, da je
bil zgornjeskitski dolomit oruden že pred nastankom langobardskega kon-
glomerata. Erozija je v času njegove sedimentadje zajela tako jalov kakor
tudi orudeni dolomit.
Vse kaže, da so- prehajale hidrotermalne raztopine skozi konglomerat
tudi v nastajajoče plasti skonca ter se nato izlivale na morsko dno v obliki
termalnih vrelcev. Nenadna pojava številnih radiolarij v teh plasteh kaže
na povečano količino kremenice v morski vodi. Dopuščamo možnost, da je
prihajala s podmorskimi vulkanskimi e-kshalacij ami ali erupcijami, bolj
verjetno pa so jo- prinašali termalni vrelci.
Plasti skonca ne vsebujejo žil in žilic, kakršne smo opazovali v skitskih
in anizičnih plasteh, poleg tega pa smo našli tudi zelo malo dnabarita, ki
bi utegnil nastati pri hidrotermalnih metasomatskih procesih. V teh pla-
steh odkopavamo rudo, kakršne v starejših plasteh nismo našH, npr. je-
trenko, opekovko, plastovitoi in koralno rudo. Jeklenka pa ima v starejših
plasteh obliko žil, medtem ko tvori v skonci konkordantne plasti in leče.
Zaradi spremenjenih fizikalno-kemičnih pogojev je precipitiral živo-
srebrni sulfid v obliki zelo drobnih kosmičev in se usedal sočasno z organ-
sko snovjo in anorganskimi klastičnimi komponentami. Ponekod se je
nakopidl cinabarit v takšnih količinah, da so nastale plasti gela HgS. Ta
je pozneje sicer kristahziral, vendar kaže jeklenka pogosto še sedaj gelske
strukture. Drugod nahajamo živosrebrni sulfid v zelo- drobnih zrnih, ka-
terih koncentradja se pravokotno- na plast spreminja.
Jetrenka, opekovka, plastovita in koralna ruda so nastale drugače
kakor jeklenka. Pri razlagi njihovega nastanka moramo upoštevati, da se
nahaja večji del cinabarita v zmih kalcedona in le manjši v fosilih (v
radiolarijah in spikulah spongij), medtem ko so kremenova in plagiokla-
zova zma jalova. Najbolj verjetno se nam zdi, da je ob podmorskih ter-
malnih vreldh predpitiral poleg dnabarita tudi opal, ki je bil kasneje
spremenjen v kalcedo-n. Opal in dnabarit se odlagata ob nekaterih ter-
malnih vrelcih Kahfornije tudi danes (White, 1967). Cinabarit je tvoril
v opialu drobne impregnadje, poleg tega pa .se je izločal tudi v skeletih od-
mrlih mikroorganizmov. V opalsko-dnabaritni sediment so se usedala še
zrnca kremena in plagioklazov, ki so prišla v morje p-ri vulkanskih erup-
djah, delno pa predstavljajo skupaj z muskovitom klastične komponente.
Tektonsko-vulkanska dejavnost je povzrodla polzenje usedhn in kalne
tokove, ki so mehansko dezintegrirah nekonsohdirani rudni sediment ter
prenašah opalsko-cinabaritna zrna, orudene organizme, zrnca kremena in
plagioklazov večkrat obdana z opalom in cinabaritom. Tako so prišla rudna
zrna v glinasto-bituminozno usedlino, iz katere je nastala jetrenka.
V nekaterih polah in lečah so se rudna zrnca nakopičila; zaradi drobno
razpršenega dnabarita v kalcedonovih zmih so te pole in leče bolj ah manj
izrazitoi opekasto rdeče, rudo pa imenujemo opekovko. Drugod se menja-
vajo pole in plasti z razhčnimi kohčinami rudnih zrnc, zato se njihove
108
barve spreminjaijo od svetlo rdeče do sivkasto rdeče, vmes pa leže temno
sive in skoraj čme pole jalovega glinastega skrilavca in peščenjaka. V
takšnih primerih gre za plastovito rudo, ki torej ni nastala zaradi selek-
tivne metasomatoze, kakor je domneval Berce.
Glinasti bituminozni skrilavec in plastovita ruda vrhnjega dela teh
skladov vsebujeta številne piritne pole. V plastoviti rudi se piritne pole
menjavajo s polami, ki vsebujejo kalcedonsko-cinabaritna zma, Pirit naj-
demo praviloma v ostrorobih zrnih in drobcih, ki so razvrščeni v nekaterih
polah po zrnavosti. To dokazuje, da se je pirit sedimentiral. Menimo,
da gre za delce idiomorfnih kristalov, ki so zrastli v času diageneze v ne-
konsolidiranem mulju. Kalni toko^vi so prenašah tudi kristale pirita, jih
drobih ter nato ponekod nakopičih.
Koralno- rudo prepoznamo po- lupinah brahiopodov. Tudi v njej najdemo
pogosto kalcedonsko-cinabaritna zma. Vendar vsebujejo cinabarit tudi
posamezne plasti brahiopodnih lupin. Nikakih dokazov nimamo, da bi bile
prišle rudne raztopine v lupine vzdolž razpok. Poleg tega v vezivu pešče-
njaka ob orudenih lupinah pogosto sploh ni cinabarita. Zavoljo tega so-
dimo, da so bile te lupine orudene v zgodnji diagenezi.
Nekatere rudne plasti in pole kažejo plastovitost s postopno zmavostjo,
dmge prečno plastovitost, medformacijsko diskordanco- ter gube, ki so
riastale pri drsenju nekonsohdiranega rudnega sedimenta. Te sedimentne
strukture dokazujejo bumo sedimentacijsko okolje v času nastajanja skla-
dov skonca.
Omenih smo že, da so nastah v zgodnji diagenezi v teh plasteh idiobla-
sti pirita. Dodati moramo, da so nastale v tem času tudi piritne »omdene
bakterije«. Tudi številne impregnacije pirita v lupinah brahiopodov in v
mikrofosilih so- zgodnjediagenetskega izvora. Podrejeno je kristahziral
markazit. V jeklenki pa so- nastah v tem obdobju zelo verjetno idiomorfni
in hipidiomorfni kristali cinabarita, ki imajo ponekod prizmatski habitus.
Plastovito rudo, kakršno- smo- popisali iz plasti skonca, odkopavamo- tudi
v krovninskem tufitu, ki ga spremljata tuf in radiolarit. V tufitu naha-
jamo namreč dva konkordantna rudonosna horizonta. Prvi leži neposredno
na plasteh skonca, drugi pa le dober meter više. Plastovita tekstura je po-
sebno izrazita v spodnjem horizontu, ki vsebuje številne opekasto rdeče,
sivkasto rdeče in zelenkasto rdeče mdne pole, med katerimi so pole sivega
in zelenega tufita. Malone ves cinabarit tvori drobne vključke v kalcedon-
skih zrnih in impregnacije v mikrofosihh. Pogosto opazujemo plastovitost
zaradi postopne zrnavosti. Poudariti moramo, da najdemo v mdnih polah
zma kremena in plagioklazov, ki so sicer obdana s kalcedonsko cinaba-
ritnim robom, vendar niso orudena. Vse to dokazuje, da je nastala pla-
stovita ruda v tufitu na podoben način kakor v plasteh skonca, tj. kalni
to-kovi so mehansko, dezintegrirali slabo vezan opalsko-cinabaritni sedi-
ment in posamezna zma prenašah v nastajajoči tufit. Ruda langobardskih
skladov je torej večidel singenetska.
Cinabarit se je torej odlagal v dveh fazah, V prvi fazi so bile orudene
zgornjepaleozojske, skitske in anizične plasti ter tuf v neposredni krov-
nini anizičnih plasti. Ta je bil kmalu nato dezintegriran, orudeni plagio-
klazi in omdeni drobci tufa pa so bih prineseni v nastajajoči langobardski
109
bazalni peščenjak. Prvo fazo orudenja dokazujejo prodniki orudenega
zgornjeskitskega dolomita v langobardskem konglomeratu.
Rudonosne hidrotermalne raztopine so ponovno vdirale v rudišče v
času nastajanja plasti skonca ter tufa in tufita v krovnini plasti skonca.
V tej, drugi fazi, so rudne raztopine na svoji poti proti površju dodatno
omdile zgomjepaleozojske, skitske in anizične plasti, poleg tega pa so
povzročile oruden je langobardskega konglomerata. Raztopine so se nato
izlivale kot termalni vrelci na morsko dno. Ob nekaterih vrelcih je preci-
pitiral le cinabarit, pri čemer so nastale konkordantne plasti jeklenke. Ob
drugih vrelcih, ki so se nahajali zelo verjetno v nekohko večjih razdaljah
od prej omenjenih, se je usedal tudi opal. Kalni tokovi so nato dezinte-
grirah nekonsohdiran opalsko-dnabaritni sediment ter prenašali rudna
zma v nastajajoče usedhne. V plasteh skonca je tako nastala jetrenka,
plastovita in koralna ruda, v tufitu pa plastovita ruda.
Singenetska ruda v plasteh skonca in v tufitu dokazuje, da je nastalo
idrijsko rudišče v langobardski po-dstopnji.
Singenetsko' živosrebrnoi rudo navajajo tudi v Almadenu (S a u p e ,
1967;Maucher in Saupe, 1967), v nekaterih turških rudiščih (Holl,
1966), pa tudi v nekaterih avstrijskih nahajališčih (Schulz, 1969, Holl,
1970), kjer se nahaja ruda v staropaleozojskih ter permskih in triadnih
plasteh.
Ko je bilo idrijsko rudišče formirano, so ga prekrile plasti zgornjetriad-
nih, jurskih, krednih in terdamih usedhn. Njihovo skupno debelino- smo
ocenih na okrog 4500 m. Zaradi vedno- debelejšega pokrova mlajših usedhn
sta se v mdišču postopoma povečevala pritisk in temperatura. Zato so se
mobilizirah dnabarit in nekateri jalovinski minerah ter prehajali v raz-
poke, ki so nastale v rudi in prikamenini zaradi pogrezanja usedhn v
globlje dele geosinkhnale.
V	času paroksizma alpske orogeneze je bilo rudišče dvignjeno in z na-
rivnimi ploskvami izrezano- v blok ter s kraja nastanka porinjeno za več
kilometrov v sedanje okolje (Berce, 1958; Mlakar, 1697, 1969). Brez
dvoma se je živosrebrna ruda tudi v tem -obdobju spremenila. Vendar so ti
procesi še premalo preučeni.
V	končni fazi alpske orogeneze je bilo rudišče preoblikovano zaradi
desnih horizontalnih premikov ob dinarskih prelomih. Omdene plasti so
končno prišle v medsebojno lego, kakršno kaže tabla 1, ob prelomih pa
so se drobila in premikala posamezna rudna telesa. Del mdišča je bil vzdolž
idrijskega preloma premaknjen za okrog 2,5 km proti jugovzhodu. (Mla-
kar, 1964). Vzdolž prelomov najdemo celo cinabaritne milonite in po-
nekod rdečo, ghni podobno zmečkanino- cinabaritne rude.
Starote-rciarna tektonika je privedla idrijsko rudišče v leg-o, v kateri
je orudeni blok z vseh strani obdan z neprepustnimi kameninami. Zato
menimo, da je bila v obdobju po staroterciami tektoniki do odpiranja ru-
dišča drkulacija podzemeljske vode omejena. Mineralne komp-onente so
se to-rej v porudni dobi, na novo razvrščale v glavnem do starejšega ter-
darja.
Zaenkrat še premalo- poznamo rudo, da bi mogh ločiti posamezne epi-
genetske generacije cinabarita in jalovinskih mineralov. Menimo, da so
110
zrastli pri epigenetskih procesih robovi kremenovih zrn v grödenskem
peščenjaku. Ti robovi so napram cinabaritu pogosto razločno idiomorfni.
Vendar ne kažejo kcrozije, zato sodimo, da so mlajši od rudnega minerala.
Tudi kremenovo-cinabaritne žilice v karbionskih in grödenskih plasteh so
verjetno nastale po onadenju. Prav tako se je premeščal cinabarit v karbo-
natnih kameninah. Našh smo namreč rudne žilice in večje impregnacije,
ki niso tektonsko deformirane. To govori za posttektonske tvorbe. Epige-
netski procesi so- p'ovzrocili nastanek cinabarita in kremena v vezivu
orudenega langobardskega peščenjaka. V tem peščenjaku so nastale pri
lateralni sekreciji tudi kaolinitne žilice, ki s prvotnim orudenjem nimajo
nikakršne zveze. V plasteh skonca so se pojavile v času epigeneze številne
tanke žilice, ki vsebujejo ponekod le cinabarit, drugod pa se mu pridru-
žujejo organska snov, kremen in redko karbonati. V skrilavcu in peščenja-
ku so nadalje nastale v tem obdobju drobne impregnacije cinabarita, ki
£o pogosto obraščene s kremenom. Prav tako je bil prinesen cinabarit v
razpoke brahiopodnih lupin. Jeklenka iz plasti skonca vsebuje več siste-
mov cinabaritnih žilic; cinabarit je kristahziral po našem mišljenju pri
lateralni sekreciji v različnih časovnih obdobjih. Tudi cinabaritne in kre-
menovo-cinabaritne žihce v rudonosnih horizontih tufita so nastale pri
istem procesu. Kapljice samorodnega živega srebra v bogati rudi skonce
in v rudnih horizontih tufita pa so verjetno produkt oksidacijskih pro-
cesov.
Cordevolske plasti so najmlajši stiatigrafski horizont idrijskega ru-
dišča, ki še vsebuje cinabarit. Vendar smo našli v teh plasteh le tanke
žihce živosrebrnega sulfida samo na enem kraju. Dopuščamo sicer mož-
nost, da je kristahziral cinabarit iz hidrotermalnih raztopin, vendar je
bolj verjetno, da je prišel v te sklade iz bogatejših rudnih teles.
Na koncu še nekaj besed o izvoru živega srebra. Na širšem območju
Idrije se je začela vulkanska dejavnost v langobardski podstopnji. Pirokla-
stične komponente smo namreč našh tako v langobardskem bazalnem pe-
ščenjaku, kakor tudi v plasteh skonca in seveda v tufitu in tufu. Prav
v teh plasteh smo ugoto-vili tudi singenetsko- živosrebrno rudo. Zato so-
dimo, da sta obe fazi orudenja v zvezi s srednjetriadno magmatsko- tek-
tonsko evolucijo.
111
Besedilo k slikam na tablah 5 do 28
Explanation of Plates 5—28
Tabla 5 — Plate 5
SI. 1. Karbonski glinasti skrilavec Ziljska, 1. obzorje. Piritna leča nastala pri
nadomeščanju rastlinskih ostankov s piritom. Naravna velikost.
Fig. 1. Carboniferous shale. Ziljska, ist level. Pyrite lens originated by repla-
cement of plant remnants with pyrite. Natural size.
SI. 2. Karbonski glinasti skrilavec. Ziljska, 1. obzorje. Cinabaritno-piritna leča
s kapljicami samorodnega živega srebra ob levem spodnjem robu (puščice).
V skrilavcu drobne piritne impregnacije. Naravna velikost.
Fig. 2. Carboniferous shale. Ziljska, ist level. Cinnabar-pyrite lens showing
small drops of native mercury in lower left corner (arrows). Note tiny pyrite
impregnations in the shale. Natural size.
Tabla 6 — Plate 6
SI. 1. Zgornjeskitski dolomit. Nadkop Ruda 1 med 7. in 9. obzorjem. Polkroglasti
in ledvičasti metacinabaritni .skupki na steni razpoke, ki jo prekrivajo- drobni
kristalčki kalcita. Naravna velikost.
Fig. 1. Upper Scythian dolomite. Raise Ruda 1 between 7th and 9th level. He-
mispherical and kidney-shaped metacinnabar aggregates on the wall of frac-
ture, covered with small calcite crystals. Natural size.
Tabla 7 — Plate 7
SI. 1. Langobardski sivi konglomerat. Logar, 4. obzorje. Siromašna ruda z ro-
batim orudenim prodnikom iz zgornjeskitskega dolomita (desno). Naravna
velikost.
Fig. 1. Langobardian grey conglomerate. Logar, 4th level. Poor ore containing
mineralized angular pebble of Upper Scythi,an dolomite (right). Natural size.
SI. 2. Langobardske plasti skonca. Tumiš, 1. obzorje. Jeklenka vsebuje konkor-
dantni leči sapropehta (črno) ter cinabaritne 1 in cinabaritno-kremenovo-kal-
citne žilice 2. Naravna velikost.
Fig. 2. Langobardian Skonca beds. Turniš, 1st level. Steel ore with conformable
sapropelite lenses (black). Note cinnabar 1 and cinnabar- quartz- calcite veinlets
2. Natural size.
Tabla 8 — Plate 8
SI. 1. Langobardske plasti skonca. Kropač, nad 1. obzorjem. Bogata koralna
ruda vsebuje lupine brahiopoda Discina. Naravna veUkost.
Fig. 1. Langobardian Skonca beds. Kropač, above ist level. Rich coral ore with
Discina shells. Natural size.
SI. 2. Langobardske plasti skonca. Kropač, 2. medobzorje, plastovita ruda.
Piritne pole; ena je nagubana zaradi polzenja nekonsohdiranega piritnega se-
dimenta. Naravna velikost.
Fig. 2. Langobardian Skonca beds. Kropač, 2nci sublevel, bedded ore. Pyrite
sheets; one is folded due to gliding of unconsolidated pyrite sediment. Natural
size.
Tabla 9 — Plate 9
SI. 1. Langobardske plasti skonca. Kropač, 2. medobzorje, plastovita ruda. Slika
kaže, da so se piritne pole pogrezale v mulj, iz katerega je nastal skrilavec.
Premik plasti ob dveh razpokah je bolj izrazit v cinabaritno kalcedonovih polah.
Naravna velikost.
112
Tabla — Plate 5
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 6
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 7
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 8
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 9
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 10
1
2
3
GEOLOGIJA 14	Mlakar in Drovenik: Idrija
geologija 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 12
1
2
3
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 13
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 14
1
2
3
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 15
1
2
3
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 16
1
2
3
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 17
1
2
3
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 18
1
2
3
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 19
1
2
3
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 20
1
2
3
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 21
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 22
1
2
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 23
1
2
3
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 24
geologija 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 25
1
2
3
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 26
3
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 27
1
2
3
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 28
1
2
3
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Fig. 1. Langobardian Skonca beds. Kropač, 2nd sublevel. Bedded ore showing
load cast structure produced by pirite sheets. Note displacement of cinnabar-
chalcedony sheets along two fractures. Natural size.
SI. 2. Langobardski tufit. Kropač, 2. medobzorje, prvi rudonosni horizont.
Konkordantne rudne pole iz drobnih kalcedonsko-cinabaritnih zrnc. Naravna
velikost.
Fig. 2. Langobardian tuffite. Kropač, 2nd sublevel, 1st ore-bearing horizon. Con-
formable ore sheets composed of small chalcedony-cinnabar grains. Natural size.
Tabla 10 — Plate 10
SI. 1. Karbonski peščenjak. Ziljska, 1. obzorje, siromašna ruda. Cinabaritne
impregnacije in luska vzporedna s plastovitostjo. Odsevna poLarizirana svetloba,
povečava 90 X.
1'ig. 1. Carboniferous sandstone. Ziljska, ist level, poor ore. Cinnabar impregna-
tions and cinnabar scale laying parallel to the bedding planes. Reflected pola-
rized light, 90 X.
SI. 2. Karbonski glinasti skrilavec. Ziljska, 1. obzorje, piritna leča. Pirit tvori
psevdomorfoze po rastlinskih ostankih. Nekatera zrna so zdrobljena in premak-
njena. V porah cinabarit (svetlo sivo). Odsevna polarizirana svetloba, pove-
čava 140 X.
Fig. 2. Carboniferous shale. Ziljska, ist level, pyrite lens. Pyrite pseudomorph
after plant remains. Some grains are crushed and displaced. Note cinnabar in
the pores (light grey). Reflected polarized light, 140 X.
SI. 3. Karbonski glinasti skrilavec. Ziljska, 1. obzorje. Cinabaritno-piritna leča.
Izometrična polja cinabarita s korodiranimi vključki pirita. Odsevna poLarizi-
rana svetloba, pjovečava 140 X.
Fig. 3. Carboniferous shale. Ziljska, ist level. Cinnabar-pyrite lens. I.sometric
cinnabar areas with corroded pyrite inclusions. Reflected polarized light. 140 X.
Tabla 11 — Plate 11
SI. 1. Karbonski skladi (?), Karoli ruda. Razpoke v piritni konkreciji so zajwl-
njene s cinabaritom (svetlo sivo) in kremenom (temno sivo). Odsevna polarizi-
rana svetloba, povečava 58 X.
Fig. 1. Carboniferous strata (?), KaroU ore. Cinnabar (light grey) and quartz
(dark grey) fissure veins in pyrite concretion. Reflected polarized light, 58 X-
SI. 2. Grödenski peščenjak. Logar, 4. obzorje, bogata ruda. Ksenomorfna in
idiomorfna cinabaritna polja v vezivu. Cinabarit vključuje drobna jalovinska
zrnca. Odsevna polarizirana svetloba, povečava 70 X.
Fig. 2. Gröden sandstone. Logar, 4th level, rich ore. Anhedral and euhedral
cinnabar areas in cement. Note tiny gangue inclusions in cinnabar. Reflected
polarized light, 70 X.
SI. 3. Grödenski peščenjak. Logar, 4. obzorje, bogata ruda. Cinabarit (črno) se
zajeda v kremenova zma in jih tudi nadomešča. Presevna polarizirana svet-
loba, povečava 60 X.
Fig. 3. Gröden sandstone. Logar, 4th level, rich ore. Cinnabar (black) corrodes
and replaces quartz grains. Transmitted polarized light, 60 X.
Tabla 12 — Plate 12
SI. 1. Grödenski peščenjak. Vrtina 81/XIII, bogata ruda. Korodirani vključki
karbonatov in kremena v velikem polju cinabarita. Odsevna ix)larizirana svet-
loba, povečava 140 X.
Fig. 1. Gröden sandstone. Borehole 81/XIII, rich ore. Corroded inclusions of
carbonates and quartz in a large cinnabar area. Reflected polarized light, 140 X.
8 — Geologija 14	113
SI. 2. Grödenski meljevec. Vrtina 81/XIII, bogata ruda. Rombični preseki cina-
baritnih idioblastov, ki vsebujejo vključke jalovinskih mineralov. Odsevna po-
larizirana svetloba, povečava 70 X.
Fig. 2. Groden siltstone. Borehole 81/XIII, rich ore. Rhomboidal section of cin-
nabar idioblasts, showing tiny inclusions of gangue. Reflected po-Larized Light
70 X.
SI. 3. Zgornjepermski dolomit. Kiessel, 10. obzorje, bogata ruda. Cinabarit v
razpokah in porah dolomita, ki ga je delno tudi nadomestil. Odsevna polarizi-
rana svetloba, povečava 70 X.
Fig. 3. Upper Permian dolomite. Kiessel, lOth level, rich ore. Cinnabar filling
fissures and pores in dolomite, which is also partially replaced. Reflected po-
larized light, 70 X.
Tabla 13 — Plate 13
SI. 1. Zgornjepermski dolomit. Urban, 6. obzorje, leča jeklenke. Idiomorfna
zrna cinabarita z rombičnimi in kvadratnimi preseki, med katerimi se nahaja
cinabaritno-kremenova osnova. Odsevna polarizirana svetloba, povečava 70 X.
Fig. 1. Upper Permian dolomite. Urban, level, lens of steel ore. Euhedral
cinnabar grains exhibiting rhomboidal and square sections, Laying in the
cinnabar-quartz matrix. Reflected polarized light, 70 X.
SI. 2. Zgornjepermski dolomit. Urban, 6. obzorje, leča jeklenke. Cinabaritni
zrni obdaja kremenov rob (temno sivo). Nekatera kremenova zrna so razločno
idiomorfna. Odsevna p>oLarizirana svetloba, povečava 570 X.
Fig. 2. Upi>er Permian dolomite. Urban, level, lens of steel ore. Cinnabar
grains rimmed by quartz (dark grey). Some quartz grains are distinctiy euhe-
dral. Reflected polarized light, 570 X.
SI. 3. SpodnjesMtski dolomit. Kiessel, 13. obzorje, žiLa jeklenke. Nepravilna
polja cinabarita (levo) in drobni cinabaritni idioblasti (desno). Odsevna polari-
zirana svetLoba, povečava 70 X.
Fig. 3. Lower Scythian dolomite. Kiessel, 13th level, vein of steel ore. Irregu-
larly shaped cinnabar areas Geft) and tiny cinnabar idioblasts (right). Reflected
polarized light, 70 X.
Tabla 14 — Plate 14
SI. 1. Spodnje&kitski dolo-mit. Kiessel, 13. obzorje, žiLa jeklenke. Idioblasti cina-
barita v glinasto peščeni E>oli. Odsevna polarizirana svetioba, povečava 380 X.
Fig. 1. Lower Scythian dolomite. Kiessel, 13th level, vein of steel ore. Cinnabar
idioblasts in the cLayish-sandy sheet. Reflected polarized light, 380 X.
SI. 2. Spodnjeskitski oolitni apnenec. Zore, 9. obzorje, bogata ruda. Idioblasti
cinabarita z dolo-mitnimi vključki. Temno sivi zrni z reliefom pripadata hidro-
termalnemu kremenu. Odsevna polarizirana svetloba, povečava 70 X.
Fig. 2. Lower Scythian oolitic limestone. Zore, 9th level, rich ore. Cinnabar
idioblasts with dolomite inclusions. Hydrothermal quartz represented by dark
grey grains with reUef. RefLected polarized light, 70 X.
SI. 3. Spodnjeskitski oolitni apnenec. Ruda 1, 6. obzorje, jeklenka. Cinabarit
nadomešča kalcit tudi vzdolž dvojčičnih Lamel. Bela zrnca pripadajo piritu.
Odsevna polarizirana svetioba, povečava 140 X.
Fig. 3. Lower Scythian oolitic limestone. Ruda 1, 6th level, steel ore. Calcite
replaced by cinnabar also along twinnig LameLLae. Note fine grains of pyrite
(white). Reflected polarized light, 140 X.
114
Tabla 15 — Plate 15
SI. 1. Spodnjeskitski oolitni apnenec. Ruda 1, 6. obzorje, jeklenka. Cinabarit
nadomešča večje zrno pirita (belo v sredini). Odsevna polarizirana svetloba,
povečava 140 X.
Fig. 1. Lower Scythian oolitic limestone. Ruda 1, 6th level, steel ore. Cinnabar
replacing large pyrite grain (white in center). Reflected p^rized Light, 140 X.
SI. 2. Zgornjeskitski dolomit. Kreda, 7. obzorje, bogata ruda. Korodirana dolo-
mitna zrna v cinabaritu. Odsevna polarizirana svetloba, povečava 140 X.
Fig. 2. Upper Scythian dolomite. Kreda 7th LeveL, rich ore. Cinnabar containing
corroded doLomite grains. Reflected polarized light, 140 X.
SI. 3. Zgomjeskitski dolomit. Kreda, 7. obzorje, bogata ruda. Cinabaritne opne
slede stikom med 2aTii dolomita. Odsevna polarizirana svetloba, povečava 140 X.
Fig. 3. Upper Scythian dolomite. Kreda, 7th level, rich ore. Intergranular films
of cinnabar in dolomite. Reflected polarized light, 140 X.
Tabla 16 — Plate 16
SI. 1. Zgornjeskitski dolomit. Kreda, 7. obzorje, bogata ruda. Zrnca cinabarita
ob mejah dolomitnih zrn. Odsevna polarizirana svetloba, povečava 140 X.
Fig. 1. Upper Scythian dolomite. Kreda, 7th Level, rich ore. Fine-grained cin-
nabar along dolomite grain boundaries. Reflected polarized light, 140 X.
SI. 2. Zgornjeskitski dolomit. Kreda, 7. obzorje, siromašna ruda. Cinabarit za-
polnjuje poro v dolomitu; robovi dolomitnih zrn niso korodirani. Drobna bela
izometrična zrnca pripadajo piritu. Odsevna polarizirana svetloba, povečava
70 X.
Fig. 2. Upper Scythian dolomite. Kreda, 7th level, poor ore. Cinnabar filling
vug in dolomite; note uncorroded edges of dolomite grains. Small isometric
white grains are pyrite. Reflected polarized light, 70 X.
SI. 3. Anizični dolomit. Šmit, 2. obzorje, siromašna ruda. Cinabarit v pori dolo-
mitne žilice. Odsevna EK>larizirana svetloba, povečava 70 X.
Fig. 3. Anisian dolomite. Šmit, 2"^ level, poor ore. Cinnabar filling interstices
in dolomite veinlet. Reflected polarized light, 70 X.
Tabla 17 — Plate 17
SI. 1. Anizični dolomit. Šmit, 2. obzorje. Žila- jeklenke. Cinabaritna polja z
okroglimi in eliptičnimi preseki kažejo lupinasto gelsko stmkturo. Med cina-
baritnimi polji slabo anizotropna organska snov. Odsevna polarizirana svetloba,
povečava 70 X.
Fig. 1. Anisian dolomite. Šmit, 2nd level, vein of steel ore. Round and elliptic
cinnabar areas exhibiting concentrically banded colloform texture. Note weakly
anisotropic organic matter between cinnabar areas. Reflected polarized light,
70 X.
SI. 2. Anizični dolomit. Šmit, 2. obzorje, žila jeklenke. Med cinabaritnimi polji
z Lupinasto zgradbo se nahaja mlajša generacija cinabarita. Odsevna polarizi-
rana svetloba, povečava 140 X.
Fig. 2. Anisian dolomite. Šmit, 2nd level, vein of steel ore. Younger generation
of cinnabar between cinnabar areas with concentrically banded colloform tex-
ture. Reflected polarized Light, 140 X.
SI. 3. Langobardski bazalni peščenjak. Za Golobom, 3. obzorje, bogata ruda.
Kremen (temno sivo) obdaja zrna pirita (levo) in polje cinabarite (desno). Od-
sevna polarizirana svetloba, povečava 140 X.
115
Fig. 3. Langobardian basale sandstone. Behind Golob, 3rd level, rich ore. Pyrite
grains (left) and cinnabar area (right) surrounded by quartz (dark grey). Ref-
lected polarized light, 140 X.
Tabla 18 — Plate 18
SI. 1. Langobardski bazalni peščenjak. Za Golobom, 3. obzorje, bogata ruda.
Detajl iz si. 3 na tabli 17 kaže, da je kremen napram cinabaritu razločno idio-
morfen. Odsevna polarizirana svetloba, povečava 380 X.
Fig. 1. Langobardian basale sandstone. Behind Golob, 3i'd level, rich ore. Detail
from Fig. 3. Plate 17 showing that quartz is distinctly idiomorphic towards cin-
nabar. Reflected polarized light, 380 X.
SI. 2. Langobardski sivi konglomerat. Logar, 4. obzorje, siromašna ruda. Ena-
komerno razvrščene impregnacije cinabarita v prodniku zgornjeskitskega do-
lomita. Od.sevna polarizirana svetloba, povečava 56 X.
Fig. 2. Langobardian grey conglomerate. Logar, 4^^ level, poor ore. Uniformly
distributed cinnabar impregnations in pebble of Upper Scythian dolomite. Ref-
lected polarized light, 56 X.
SI. 3. Langobardski sivi konglomerat. Logar, 4. obzorje, siromašna ruda. Detajl
iz si. 2 kaže idiomorfno zrno cinabarita (večje belo polje) s korodiranimi vključ-
ki dolomita in manjše ksenomorfno polje cinabarita. Odsevna polarizirana svet-
tloba, povečava 450 X.
Fig. 3. Langobardian grey conglomerate. Logar, 4th level, poor ore. Detail from
Fig. 2. showing idiomorphic cinnabar grain (larger white area) with corroded
dolomite inclxisions and smaller xenomorphic cinnabar area. Reflected polari-
zed light, 450 X.
Tabla 19 — Plate 19
SI. 1. Langobardske plasti skonca. Kropač, pod 1. obzorjem, bituminozni radio-
larit. Okrogli preseki radiolarij, ki vsebujejo organsko snov O in pirit P. Pre-
sevna EX)larizirana svetloba, povečava 100 X.
Fig. 1. Langobardian Skonca beds. Kropač, below the l^t level, bituminous ra-
diolarite. Round sections of radiolariae containing organic matter O and pyrite
P. Transmitted polarized light. 100 X.
SI. 2. Langobardske plasti skonca. Kropač, 1. obzorje, jetrenka. Drobne impre-
gnacije cinabarita v radiolarijah in v zrnih kalcedona. Odsevna polarizirana
svetloba, povečava 70 X.
Fig. 2. Langobardian Skonca beds. Kropač, ist level, liver ore. Fine cinnabar
impregnations in radiolariae and chalcedony grains. Reflected polarized light,
70 X.
SI. 3. Langobardske plasti skonca. Kropač, 1. obzorje, jetrenka. Cinabarit zap>ol-
njuje notranji del radiolarij. Odsevna polarizirana svetloba, pvovečava 140 X.
Fig. 3. Langobardian Skonca beds. Kropač, 1st level, liver ore. Cinnabar fil-
ling the radio'larian shells. Reflected polarized light, 140 X.
Tabla 20 — Plate 20
SI. 1. langobardske plasti skonca. Viler, 2. medobzorje, opekovka. Cinabaritne
impregnacije v kalcedonovih zrnih; kremenovo zrno (spodaj sredina) je brez
njih. Odsevna polarizirana svetloba, povečava 140 X.
Fig. 1. Langobardian Skonca beds. Viler, 2nd sublevel, brick ore. Cinnabar im-
pregnations in chalcedony grains; note that quartz grain (lower center) is
devoid of sulfide inclusions. Reflected polarized light, 140 X.
116
SI. 2. Langobardske plasti skonca. Inzaghi, 9. obzorje, jeklenka. Cinabaritna
polja z natečnimi oblikami in koncentrično zgradbo. Temno sivo je organska
snov. Odsevna polarizirana svetloba, povečava 140 X.
Fig. 2. Langobardian Skonca beds. Inzaghi, 9th level, steel ore. Colloform cin-
nabar areas with concentric banding. Dark grey is organic matter. Reflected
polarized light, 140 X.
SI. 3. Langobardske plasti skonca. Tumis, 1. obzorje, jeklenka. Cinabaritno
polje s koncentrično zgradbo vsebuje pirit (belo) in organsko snov (temno sivo).
Ods.evna polarizirana svetloba, povečava 380 X.
Fig. 3. Langobardian Skonca beds. Tumiš, 1st level, steel ore. Cinnabar area
with concentric banding includes pyrite (white) and organic matter (dark grey).
Reflected polarized light, 380 X.
Tabla 21 — Plate 21
SI. 1. Langobardske plasti skonca. Turnis, 1. obzorje, jeklenka. Različno gosta
cinabaritna zrnca v sapropelitu; rudo seče žilica cinabarita. Odsevna polarizi-
rana svetloba, povečava 70 X.
Fig. 1. Langobardian Skonca beds. Turniš 1st level, steel ore. Different concen-
tration of tiny cinnabar grains in sapropelite. Note also cinnabar veinlet. Ref-
lected polarized light, 70 X.
SI. 2. Langobardske plasti skonca. Tumiš, 1. obzorje, jeklenka. Sapropelit z
drobnimi zrni cinabarita in nagubanimi opnami cinabarita sečejo starejše in
mlajše cinabaritne žilice. Odsevna polarizirana svetloba, povečava 140 X.
Fig. 2. Langobardian Skonca beds. Turniš, 1st level, steel ore. Sapropelite con-
taining tiny cinnabar grains and folded cinnabar films cutted by older and
younger cinnabar veinlets. Reflested polarized light, 140 X.
SI. 3. Langobardske plasti skonca. Turniš, 1. obzorje, jeklenka. Idioblasti cina-
barita s prizmatskim habitusom; dva seče cinabaritna žilica. Glej tudi cina-
baritna zrnca in polja z gelsko strukturo. Osnovo predstavlja sapropelit. Odsev-
na polarizirana svetloba, povečava 140 X.
Fig. 3. Langobardian Skonca beds. Tumiš, 1st level, steel ore. Prismatic cin-
nabar idioblasts; two are cutted by cinnabar veinlet. Note tiny cinnabar grains
and areas with colloform texture. Matrix is represented by sapropelite. Reflec-
ted polarized light, 140 X.
Tabla 22 ~ Plate 22
SI. 1. Langobardske plasti skonca. Kropač, nad 1. obzorjem, koralna nida. Ne-
katere plasti brahiopodne lupine je nadomestil cinabarit; zato so svetlejše.
Odsevna polarizirana svetloba, povečava 63 X.
Fig. 1. Langobardian Skonca beds. Kropač, above 1st level, coral ore. Some
layers of Discina shell are replaced with cinnabar and therefore they are brigh-
ter. Reflected polarized light, 63 X.
SI. 2. Isto kot zgoraj, pri navskrižnih nikolih. Plasti s cinabaritom so bele zaradi
notranjih refleksov.
Fig. 2. The same as above, crossed nicols. Layers with cinnabar are white due
to internal reflexes.
Tabla 23 — Plate 23
SI. 1. Langobardske plasti skonca. Kropač, nad 1. obzorjem, koralna ruda. Dve
razpoki sečeta brahiopodno lupino. Cinabarit (bele črtice) sledi stikom med
posameznimi plastmi, kjer najdemo tudi organsko snov (temno sive črtice).
Odsevna polarizirana svetloba, povečava 63 X.
117
Fig. 1. Langobardian Skonca beds. Kropač, above ist level, coral ore. Discina
sliell cutted by two cracks. Cinnabar (white short lines) and organic matter
(dark grey short lines) are localized at the layer boundaries. Reflected polarized
light, 63 X.
SI. 2. Langobardske plasti skonca. Kropač, nad 1. obzorjem, koralna ruda. Sta-
rejše razpoke v brahiopodni lupini so zapolnjene s cinabaritom. Odsevna pola-
rizirana svetloba, povečava 56 X.
Fig. 2. Langobardian Skonca beds. Kropač, above 1st level, coral ore. Older
cracks in Discina shell are filled with cinnabar. Reflected polarized light, 56 X.
SI. 3. Langobardske plasti skonca. Ziljska, 1. obzorje, plastovita ruda. »Orude-
ne bakterije« (beli okrogli preseki) so delno obdane s cinabaritom (puščica) in
kremenom (sivo). Odsevna polarizirana svetloba, povečava 56 X.
Fig. 3. Langobardian Skonca beds. Ziljska, 1st level, bedded ore. "Mineralized
bacteria" (white round section) are partially surrounded by cinnabar (arrow)
and quartz (grey). Reflected F>olarized light, 56 X.
Tabla 24 — Plate 24
SI. 1. Langobardske plasti skonca. Ziljska, 1. obzorje, plastovita ruda. Isto
kot sUka 3 na tabli 23, povečava 450 X. Cinabarit obdaja in nadomešča oru-
dene bakterije.
Fig. 1. Langobardian Skonca beds. Ziljska, 1st level, bedded ore. Same as Fig. 3,
Plate 23, 450 X. Cinnabar surrounds and replaces "mineralized bacteria".
SI. 2. Langobardske plasti skonca. Kropač, 2. medobzorje, plastovita ruda.
Drobci pirita z ostrimi robovi. Odsevna polarizirana svetloba, povečava 70 X.
Fig. 2. Langobardian Skonca beds, Kropač, 2nd sublevel, bedded ore. Pyrite
fragments with sharp borders. Reflected polarized Hght, 70 X.
SI. 3. Langobardske plasti skonca, Kropač, 2. medobzorje, plastovita ruda.
Piritni drobci kažejo o-zke lamele. Odsevna polarizirana svetloba, povečava
380 X.
Fig. 3. Langobardian Skonca beds. Kropač, 2nd sublevel, bedded ore. Pyrite
fragments showing narrow lamellae. Reflected polarized light, 380 X.
Tabla 25 — Plate 25
SI. 1. Langobardske plasti skonca. Kropač, 2. medobzorje, plastovita ruda. Ci-
nabaritno-kremenova žilica: cinabarit v sredini, kremen v obrobnih dehh. Od-
sevna polarizirana svetloba, povečava 70 X.
Fig. 1. Langobardian Skonca beds. Kropač, 2nd sublevel, bedded ore. Cinnabar-
quartz veinlet: cinnabar in the inner part, quartz on the borders. Reflected
polarized light, 70 X.
SI. 2. Detajl zgornje slike. Kremen je napram cinabaritu razločno idiomorfen.
Odsevna polarizirana svetloba, povečava 380 X.
Fig. 2. Detail from the Fig. 1. Quartz is distinctly idiomorphic toward cinnabar.
Reflected polarized light, 380 X.
SI. 3. Langobardske plasti skonca. Ziljska, 1. obzorje, plastovita ruda. Kalce-
donsko-cinabaritna zma z okroglim presekom v drobnozmati piritni poli. Od-
sevna polarizirana svetloba, povečava 70 X.
Fig. 3. Langobardian Skonca beds. Ziljska, 1st level, bedded ore. Chalcedony-
cinnabar grains with round section in fine-grained pyrite sheet. Reflected po-
larized light, 70 X.
Tabla 26 — Plate 26
SI. la. Langobardske plasti skonca. Turniš, 1. obzorje, orudeni antracit. Cina-
barit zapolnjuje deformirane rastlinske celice v antracitu. Odsevna polarizirana
svetloba, povečava 140 X.
118
Fig. la. Langobardian Skonca beds. Tumiš, ist level, mineralized anthracite.
Cinnabar filling deformed plant cells in anthracite. Reflected polarized light,
140 X.
SI. lb. Langobardske plasti skonca. Tumiš, 1. obzorje, orudeni antracit. V an-
tracitu so razpršene zelo drobne cinabaritne impregnacije. Odsevna polarizi-
rana svetloba, povečava 380 X.
Fig. Ib. Langobardian Skonca beds. Turniš, 1st level, mineralized anthracite.
Very fine-grained cinnabar impregnations "peppered" through anthracite. Ref-
lected polarized light, 380 X.
SI. 2. Langobardske plasti skonca. Tumiš, 1. obzorje, omdeni antracit. Antracit
(svetlo siva osnova) vsebuje zma kremena in dve kalcedonsko-cinabaritni zrni
(spodaj levo). Odsevna polarizirana svetloba, povečava 140 X.
Fig. 2. Langobardian Skonca beds. Tumiš, 1st level, mineralized anthracite.
Quartz grains and two chalcedony-cinnabar grains (lower left) in anthracite
(light grey matrix). Reflected polarized light, 140 X.
SI. 3. Langobardske plasti skonca. Kropač, 1. obzorje, siromašna ruda. Kalce-
donsko-cinabaritna zrna in omdene radiolarije v tanki konkordantni poli. Od-
sevna polarizirana svetloba, povečava 63 X.
Fig. 3. Langobardian Skonca beds. Kropač, 1st level, poor ore. Thin conformab-
le sheet with chalcedony-cinnabar grains and mineralized radiolaria. Reflected
polarized light, 63 X.
Tabla 27 — Plate 27
SI. 1. Langobardski skladi. Kropač, 1. obzorje. Radiolarit iz radiolarij z okrog-
limi preseki. Presevna polarizirana svetloba, povečava 40 X.
Fig. 1. Langobardian strata. Kropač, 1st level. Radiolarite composed mainly of
radiolaria with round sections. Transmitted polarized light, 40 X.
SI. 2. Langobardski skladi, tufit. Kropač, 1. obzorje, prvi mdonosni horizont.
Kalcedonsko-cinabaritna zma in kremenovo zrno brez vključkov cinabarita
(spodaj desno). Odsevna polarizirana svetloba, povečava 140 X.
Fig. 2. Langobardian strata, tuffite. Kropač, 1st level, 1st ore-bearing horizon.
Chalcedony-cinnabar grains and quartz grain devoid of sulfide inclusions. Ref-
lected polarized light, 140 X.
SI. 3. Langobardske plasti, tufit. Ejropač, 1. obzorje, prvi rudonosni horizont.
Kremenovo zrno (K) delno- obdano s kalcedonom, ki vsebuje številne drobne
vključke cinabarita. Odsevna polarizirana svetloba, povečava 140 X.
Fig. 3. Langobardian strata, tuffite. Kropač, 1st level, 1st ore-bearing horizon.
Quartz grain K partly surroimded by chalcedony containing numerous tiny
cinnabar inclusions. Reflected polarized light, 140 X.
Tabla 28 — Plate 28
SI. 1. Langobardski skladi, tufit. Kropač, 1. obzorje, prvi rudonosni horizont.
Plastovita ruda vsebuje omdene radiolarije z okroglimi preseki. Odsevna po-
larizirana svetloba, povečava 140 X.
Fig. 1. Langobardian strata, tuffite. Kropač, 1st level, ist ore bearing horizon.
Bedded ore composed of mineralized radiolaria with roxmd sections. Reflected
polarized light, 140 X.
SI. 2. Isto kot zgoraj pri povečavi 380 X. Zelo drobni vključki cinabarita so
razvrščeni po stmkt^lri mikrofosila.
Fig. 2. Detail from the Fig. 1. Note very tiny cinnabar inclusions following the
stmcture of radiolaria. Reflected polarized light, 380 X.
119
SI. 3. Langobardski skladi, tufit. Kropač, 1. ob2sorje, prvi rudonosni horizont.
Cinabaritno-kremenova žilica. Kremen se vrašča v cinabarit. Nad žilico kalce-
donsko-cinabaritna zma. Odsevna polarizirana svetloba, povečava 70 X.
Fig. 3. Langobardian strata, tuffite. Kropač, 1st level, 1st ore-bearing horizon.
Cinnabar-quartz veinlet. Quartz penetrating into cinnabar. Note chalcedony-
cinnabar grains above the veinlet. Reflected jx)larized light, 70 X.
Structural and Genetic Particularities of the Idrija
Mercury Ore Deposit
Ivan Mlakar and Matija Drcwenik
Regarding the ore structure and origin the Idrija ore deposit is not
uniform. Therefore it can be understood that in the previous century it
already was explained in different ways. Various interpretations appeared
because the individual authors did not know the whole deposit and they
generalized their observations made in certain parts of the mine.
Meier (1868) was the first one who drew attention to the various
ore structure in the two Idrija mines. He designated it as bedded impreg-
nations in the north-western part, and as vein-like impregnations in the
south-eastern part of the deposit.
In connection with the origin of the ore deposit the large vertical
extension of the mineralized section should be emphasized first. Mercury
ore occurs in all horizons of the Younger Paleozoic and Lower and Middle
Triassic. The Upper Triassic, Cretaceous and Eocene beds, however, are
barren.
The geologic section of the ore deposit (Plate 1) shows Younger Pa-
leozoic, Triassic, Cretaceous and Tertiary beds. Taking into account the
Jurassic beds 10 km south-west from Idrija the whole thickness of the
geosynclinal sediments of the Idrija area is about 5500 m (Plate 2). In the
lower part carbonaceous and clastic sediments alternate in the interval
of 1000 m. From these about 800 m belong to the ore-bearing beds. In the
upper part, however, carbonaceous sediments prevail which are younger
than Carnian stage.
With regard to the origin of the ore there are differences between the
Upper Paleozoic, Scythian and Anisian beds on one hand and the Lango-
bardian beds on the other. In the first ore-bearing sequence the ore is
epigenetic. The ore bodies are controlled mainly by contacts between
lithostratigraphic units, and the Middle Triassic tectonic-erosional uncon-
formity. In the younger beds the ore ist mostly syngenetic, and conse-
quently the ore bodies are conformably deposited.
Hydrothermal solutions to which the Middle Triassic tectonic gave way,
were coming into the deposit in two phases. The Upper Paleozoic, Scythian
and Anisian beds and tuff overlying them were mineralized in the first
phase. Cinnabar filled up the fissures and the pores and replaced car-
120
bonaceous rocks and cement of clastic rocks. Soon afterwards the tuff
was disintegrated. The mineralized plagioclases and tuff fragments, howe-
ver, were removed in the forming basal Langobardian sandstone. The first
mineralization phase is proved also by the mineralized pebbles of the
Upper Scythian dolomite in the Langobardian conglomerate.
The second phase of mineralization coincides with the deposition of
Skonca beds and tuff and tuffite in their hanging wall. In this phase the
solutions additionally mineralized the Upper Paleozoic, Scythian and
Anisian beds and brought ores into the Langobardian conglomerate. Then
they issued to the sea bottom as thermal springs.
The Skonca beds do not contain veins and veinlets, such as they were
observed in Scythian and Anisian beds, besides very little cinnabar was
also found which might have been formed by metasomatic processes. In
these beds some ore types are mined which do not occur in older beds, e.g.
liver ore, brick ore, bedded ore, and coral ore. The steel ore, however, is
in form of veins in older beds, whereas in Skonca beds it forms conform-
able beds and lenses.
Due to changed physico-chemical conditions mercury sulphide preci-
pitated from hydrothermal solutions in the form of very fine floccules
and sedimented simultaneously with organic matter and anorganic clastic
material. In some places it accumulated in such quantities that beds of
gel were formed. This one crystallized later on, it is true, but very often
the steel ore still shows gel structures. In other places mercury sulfide is
found in very fine grains whose concentration is varying perpendicularly
to the bed.
The liver ore, brick, bedded and coral ores were formed in a different
way than the steel ore. In explaining their origin the fact must be taken
into account that the most of cinnabar is in chalcedony grains, less in
radiolarian remnants and sponge skeletons, whereas the quartz and plagio-
clase grains are barren. It seems most probable that at submarine thermal
springs beside cinnabar also opal precipitated which later on was inverted
to chalcedony. Opal and cinnabar are depositing at some thermal springs
of California even today (White, 1967). Cinnabar formed fine impreg-
nations in opal and beside this it also precipitated in skeletons of
microorganisms. The grains of quartz and plagioclases which came into
the sea at volcanic eruptions also deposited in the opal-cinnabar sediment
and together with muscovite they partially represent clastic material. The
tectonic-volcanic activity caused sliding of deposits and turbidity currents
which mechanically disintegrated the unconsolidated ore sediment and
transported the opal-cinnabar grains, mineralized organisms and quartz
grains often surrounded by opal and cinnabar, into the clayey bituminous
sediment from which the liver ore was formed.
Ore grains accumulated in some sheets and lenses; due to cinnabar
finely dispersed in chalcedony grains these sheets and lenses are more
or less of expressed brick red colour and the ore is called brick ore. In
other places light red to greyish-red sheets and beds including various
quantities of ore grains alternate with dark grey and nearly black sheets
121
of barren clay shale and sandstone. Consequently it is the question of
bedded ore which could not be formed by the selective replacement
as supposed by Berce.
Clayey bituminous shale and bedded ore from the uppermost part of
these beds contain numerous pyrite sheets. The pyrite sheets in the bedded
ore are alternating with sheets containing chalcedony-cinnabar grains.
Pyrite can regularly be found in angular grains and fragments forming
graded bedding in some.sheets. The sedimentary origin of pyrite is proved
by this. We are of opinion that the question is of idiomorphic crystals
grown in the unconsolidated mud during the diagenesis. Turbidity cur-
rents also transported pyrite crystals disintegrating and accumulating
them afterwards.
Coral ore can be recognized by brachiopod shells. Chalcedony-cinnabar
grains are frequently found in it. Cinnabar also occurs in individual layers
of brachiopod sheUs. There are no proofs available that the ore solutions
would have come into the shells along the fissures. Beside this, very often
there is no cinnabar at all in the cement of sandstone at the mineralized
shells. Therefore we suppose that brachiopod shells were mineralized
during the early diagenesis.
Some ore beds and sheets show graded bedding and the others cross
bedding, interformational unconformity and folds originated by sliding
cf ore sediment. These sedimentary structures prove a variable sedimen-
tation environment in the period of formation of Skonca beds.
We have already mentioned that pyrite idioblasts formed in these
beds in the early diagenesis. We must add that the pyrite "mineralized
bacteria" also formed at that time. Numerous pyrite impregnations in the
brachiopod shells and microfossils also are of the early diagenetic origin.
Marcasite crystallized subordinately. In the steel ore idiomorphic or hypi-
diomorphic cinnabar crystals somewhere having prismatic habit were
formed very probably at that time.
The bedded ore such as was described in the Skonca beds is also mined
in the hanging wall tuffite accompanied by tuff and radiolarite. There
are two conformable ore-bearing horizons in tuffite. The first immediately
overlies the Skonca beds and the second is one meter higher. The bedded
texture is especially expressed in the lower horizon containing numerous
brick red, greyish-red and greenish-red ore sheets between which there
are sheets of grey and green tuffite. Almost all cinnabar forms tiny in-
clusions in chalcedony grains and impregnations in microfossils. Graded
bedding is very often observed. It should be emphasized that quartz and
plagioclase grains are to be found in the ore sheets which are surrounded
by a chalcedony-cinnabar rim, it is true, but they are not minerahzed.
All these facts prove that the bedded ore in tuffite originates in a similar
way as in the Skonca beds, i.e. the turbidity currents mechanically dis-
integrated the opal-cinnabar sediment weakly cemented and transported
individual grains into the forming tuffite.
Both kinds of ore are mainly also spatially separeted. The epigenetic
ore occurs in the lower — south-eastern part of the deposit; it is built by
122
Younger Paleozoic, Lower Triassic and Middle Triassic beds. In the upper
— north-western part of the deposit the epigenetic ore is in the Anisian
dolomite and Langobardian conglomerate, whereas the basal Langobardian
sandstone, Skonca beds and tuffite in their hanging wall contain syn-
genetic ore. Both parts are separated by a Middle Triassic fault.
The syngenetic ore in the basal Langobardian sandstone, Skonca beds
and tuffite proves that the Idrija deposit was formed in the Langobardian
substage.
When the Idrija deposit was formed it was covered by the beds of
Upper Triassic, Jurassic, Cretaceous and Tertiary sediments. Their total
thickness was estimated to about 4500 m. Due to thicker and thicker cover
of younger sediments the pressure and temperature were gradually in-
creasing in the deposit. Therefore cinnabar and some gangue minerals
were mobilized and passed over into fissures formed in the ore and wall
rock because of subsidences in deeper parts of the geosyncline.
In the time of the paroxysm of the Alpine orogenesis the ore deposit
was uplifted and cut into a block by nappe planes and pushed for several
kilometers from the place of formation into the present environment
(Berce, 1958; Mlakar, 1969). Undoubtedly the mercury ore was also
changed in this period. These processes, however, have not yet been
studied in detail.
In the final phase of the Alpine orogenesis the ore deposit was trans-
formed because of right handed separation along the Dinaric faults.
Finally, the mineralized beds came into mutual position shown in Plate 1,
but the individual ore bodies were disintegrated and moving along the
faults.
A part of the deposit was moved for about 2,5 km along the Idrija
fault toward south-east (Mlakar, 1964). Even cinnabar mylonites and
cinnabar ore can be found along the faults.
The Old Tertiary tectonic brought the Idrija ore deposit into a position
in which the mineralized block is surrounded by impervious rocks from
all sides. Therefore we are of opinion that in the period after the Old
Tertiary tectonic till the opening of the ore deposit the subterranean
stream circulation was limited. Thus, later on the mineral components
rearranged mainly till the Old Tertiary age.
We do not know the ore enough in order to be able to distinguish
the individual epigenetic generations of cinnabar and gangue minerals.
We are of opinion that quartz grain rims in Gröden sandstone grew up
in epigenetic processes. These rims are often distinctly idiomorphic to-
wards cinnabar. However, they do not show any corrosion and therefore
we suppose them to be younger than the ore mineral. The quartz-cinnabar
veinlets in Carboniferous and Gröden beds probably were also formed
after the mineralization.
Likewise cinnabar was mobilized in carbonaceous rocks. Ore veinlets
and rather large impregnations not tectonically deformed were namely
found. This speaks in favour of posttectonic formations. The epigenetic
processes caused the formation of cinnabar and quartz in the cement of the
123
mineralized Langobardian sandstone. In this sandstone kaolinite veinlets
having no relation with the primary mineralization were also formed due
to lateral secretion. Numerous thin veinlets somewhere containing only
cinnabar and elsewhere joined by organic matter, quartz and rarely car-
bonates, appeared in the Skonca beds at the time of epigenesis. Further,
thin cinnabar impregnations frequently rimmed by quartz were formed
in shale and sandstone at that time. Likewise cinnabar was brought into
fissures of the brachiopod shells. The steel ore of the Skonca beds contains
a system of cinnabar veinlets; in our opinion cinnabar crystallizated dur-
ing the lateral secretion at different time intervals. The cinnabar and
quartz-cinnabar veinlets in the ore-bearing tuffite horizons were also
formed in the same process. The native mercury in the rich ore of Skonca
beds and ore horizons of tuffite, however, probably is product of oxidation
processes.
Cordevol beds are the youngest stratigraphic horizon of the Idrija ore
deposit which still contains cinnabar. In these beds, however, just thin
veinlets of mercury sulfide were found in only one place. The possibility
of cinnabar being crystallized from hydrothermal solutions is admitted,
it is true, but it is more probable that it was mobilized from richer ore
bodies.
Finally, let us add some words on the origin of mercury. The volcanic
activity in the broader Idrija area began in the Langobardian substage.
Pyroclastic components were namely found in basal Langobardian sandstone
and in the Skonca beds as well, and in tuffite and tuff, of course. It was
just in these beds where the syngenetic mercury ore was found. Therefore
we judge that both mineralization phases are in relation with the mag-
matic-tectonic evolution of the Middle Triassic.
Literatura
Barnes, H. L., Bromberger, S. B. in Stemprok, M. 1967, Ore
Solution Chemistry II. Solubility of HgS in Sulfide Solution. Economic Geo-
logy. Vol. 62, No. 7. Lancaster.
Berce, B., 1953, Jamsko kartiranje rudnika živega srebra Idrija. Arhiv
rudnika Idrije in Geološkega zavoda Ljubljana.
Berce, B., 1958, Geologija živosrebmega rudišča Idrija. Geologija 4. Ljub-
ljana.
Berce, B., 1962, The Problem on Structure and Origin of the Hg-Ore-De-
posit Idrija. Rendiconti Soc. Min. Ital. 18. Pavia. (1962a).
Berce, B., 1962, Razčlanjenje trijasa u zapadnoj Sloveniji. Referati V. sa-
vetovanja geologa FNRJ. Beograd (1962b).
Berce, B., 1963, The Formation of the Ore-Deposits in Slovenia. Rendi-
conti Soc. Min. Ital. 19. Pavia.
BoFšakov, P. A., Kirikilica, S. I. in Ol'hovskij, N., Ja, 1969,
O vertikal'nom razmahe i glubine rudootloženija na nikitovskom rtutnom
mestoroždenii. AN SSSR. Geologija rudnih mestoroždenij. Tom XI, no. 4.
Moskva.
Di Colbertaldo, D., — Slavik, S., 1961, II giacimento cinabrifero
di Idria in Jugoslavija. Rendiconti Soc. Min. Ital. 17. Pavia.
124
D i C k s o n , F. W., 1964, Solubility of cinnabar in Nai'S Solutions at 50"—250»
and 1—1 800 bars, with Geologic Applications. Economic Geology, 59. No. 4.
Lancaster.
Dickson, F. W., Tunnel, G., 1959, The Stability Relations of Cinna-
bar and Metacinnabar. Am. Mineralogist 44.
Duhovnik, J., Str mole, D., 1970, Poročilo o petrografski preiskavi
kamenin okolice Šebrelj in Stopnika. Arhiv rudnika Idrija.
Fairbridge, R. W., 1967, Phases of Diagenesis and Autogenesis. Iz zbor-
nika: Diagenesis in Sediments. Amsterdam.
F e d o r č u k , V. P., 1958, K voprosu o genezise samorodnoj rtuti. AN SSSR,
Geohemija 3. Moskva.
F e d o r č u k , V. P., 1964, Metodika poiskav i razvedki skrytogo rtutno-
sur'mjanogo orudenenija. Moskva,
Fedorčuk,V. P., Kostyjeva — Labuncova, E. E., in Maslo-
va, I. N., 1963, K voprosu o genezise o rtutno-sur'mjanyh mestoroždenij. AN
SSSR, Geologija rudnih mestoroždenij. Tom V, no. 2. Moskva.
Gröger, F., 1876, Zum Vorkommen des Quecksilbererzes. Verh. Geol. R. A.
Wien.
Gröger, F., 1879, Der Idrianer Silberschiefer. Verh. Geol. R. A. Wien.
HÖH, R., 1966, Genese und Altersstellung von Vorkommen der Sb—W—Hg
—Formationen in der Türkei und auf Chios/Griechenland. Disertacija, Mün-
chen, 1966.
HÖH, R., 1970, Die Zinnober-Vorkommen im Gebiet der Turracher Höhe
(Nock-Gebiet/Österreich) und das Alter der Eisenhut-Schieferserie. N. Jb. Geol.
Paläont. Mh. Jg. 1970, H. 4. Stuttgart.
Ja h n, E., 1870, Idrianer Korallenerz und Kainit von Kalusz. Verh. Geol.
R. A. Wien.
J a n d a , F., 1892, Einige idrianer Mineralien und Gesteine, österr. Zeitschr.
f. Berg. u. Hütt. Wien.
Kossmat, F., 1898, Die Triasbildung der Umgebung von Idria und Ge-
reuth. Verh. Geol. R. A. Wien.
Kossmat, F., 1899, Über die geologischen Verhältnisse des Bergbauge-
bietes von Idria. Jb. Geol. R. A. Wien.
Kossmat, F., 1911, Geologie des idrianer Quecksilberbergbaues. Jb. Geol.
R. A. Wien.
Kossmat, F., 1913, Die Arbeit von Kropač; Über die Lagerstättenver-
hältnisse des Bergteugebietes von Idria. Verh. Geol. R. A. Wien.
K raus köpf, K. B., 1951, Physical Chemistry of Quicksilver Transporta-
tion in Vein Fluids. Econ. Geology, 46. Vol. 5. Lancaster.
Kropač, J., 1912, Die Lagerstättenverhältnisse des Bergbaugebietes Idria.
Wien.
Lipoid, M. v., 1874, Erläuterungen zur geologischen Karte der Umgebung
von Idria in Krain. Jb. Geol. R. A. Wien.
M a u c h e r, A., S a u p e , F., 1967, Sedimentärer Pyrit aus der Zinnober-
Lagerstätte Almaden. Mineralium Depo&ita. Berlin.
Meier, R., 1868, Über den Quecksilberbergbau zu Idria. Verh. Geol. R. A.
Wien.
M er 1 i č, B. V., 1963, O genezise metadnabarita iz Zakarpat'ja. AN SSSR,
Geologija rudnih mestoroždenij. Tom. V, no. 5. Moskva.
Mlakar, I., 1957, O idrijski stratigrafiji in tektoniki. Diplomsko delo,
Ljubljana.
Mlakar, I., 1959, Geološke razmere idrijskega rudišča in okolice. Geolo-
gija 5. Ljubljana.
Mlakar, 1., 1964, Vloga postrudne tektonike pri iskanju novih orudenih
con na območju Idrije. Rudarsko-metaluršlci zbornik. Ljubljana.
Mlakar, I., 1967, Primerjava spodnje in zgornje zgradbe idrijskega ru-
dišča. Geologija 10. Ljubljana.
Mlakar, I., 1969, Krovna zgradba idrijsko-žirovskega ozemlja. Geologija
12. Ljubljana.
125
M o h o r i č, I., 1960, Rudnik živega srebra v Idriji. Idrija.
Müller, A. H., 1958, Lehrbuch der Paläozoologie. Band II, Teil 1. Jena.
Niki tin, V. V., 1934, Nauk o nahajališčih koristnih izkopnin. Ljubljana.
Patera, Ad. 1847, Chemische Untersuchungen des Korallenerzes von Idria.
Berichte über die Mittheilungen von Freunden der Naturwissenschaften in
Wien von Wilh. Haidinger. Band I. Wien.
Pilz, A., 1915, Das Zinnobervorkommen von Idria Ln Krain unter Berück-
sichtigung neuerer Aufschlüsse. Glückauf. Essen.
Rakovec, I., 1946, Triadni vulkanizem na Slovenskem. Geografski vest-
nik. Ljubljana.
R a m d o h r, P., 1967, Lehrbuch der Mineralogie. Stuttgart.
Ramdohr, P., 1969, The Ore Minerals & their Intergrowts. Pergamon
Press. Oxford.
Ramovš, A., 1969, Poročilo o sestavi lupin v idrijski »koralni« rudi. Po-
ročilo v rokopisu. Ljubljana.
Saupe, F., 1967, Note preUminaire concernant la genese du gisement de
mercur d'Almaden. Mineralium Deposita, 2. Berlin.
Schneiderhöhn, H., 1941, Lehrbuch der Erzlagerstättenkunde. Jena.
Schrauf, A., 1891, Ueber Metacinnabarit von Idria und dessen Parage-
nesis. J. Geol. R. A. Wien.
Schroeckinger, V. J., 1877, Fluorit als neues Mineralvorkommen Ln
dem Quecksilberbergwerke zu Idria. Verh. Geol. R. A. Wien.
Schulz, O., 1969, Schicht- und zeitgebundene paläozoische Zinnober-Ver-
erzung in Stockenboi (Kärnten). Bayerische Akademie der Wissenschaften,
Sonderdruck 9. München.
Stur, D., 1872. Geologische Verhältnisse des Kessels von Idria in Krain.
Verh. Geol. R. A. Wien.
Tunell, G. M., 1970, Mercury. Handbook of Geochemistry, II-2. Berlin.
White, D. E., 1967, Mercury and base-metal Deposits with associated
thermal and mineral Waters. Iz zborrüka: Geochemistry of hydrothermal Ore
Deposits. New York.
126
Statistical Evaluation of Exploration of Gold Pla-
cers in Adola Area (Southern Ethiopia)
Milan Hamrla
with 11 textfigures and 14 tables
Contents
Introduction.........................127
Geology..........................129
Basic geological information.................129
Placers.........................130
Mining ..........................131
Methods applied......................131
Workable reserves.....................131
Estimate of cost and payable tenor limit............132
Exploration.........................133
General.........................133
Statistical characteristics of placers..............133
Comparison of exploration data and mining results........138
Analysis of grid density..................139
Sampling ...........................145
Costs and p>erformance...................150
Conclusions.........................152
Statistična ocena raziskav zlatonosnih naplavin na območju Adole (Južna
Etiopija).........................152
References.........................153
Introduction
The state owned Adola gold mine is situated in Sidamo province in
Southern Ethiopia, some 500 km from Addis Ababa (Fig. 1). It is accessible
by a good all-weather road. The gold-bearing placers occupy the tributary
valleys of the Dawa Parma river. The known placers are confined to- a
shghtly arched elongated zone of about 150 X 20 km, running N—S. The
undulated moderately hiUy country is covered by dense forest in its nor-
thern part, and the southern one is a semiarid shrub and savanna land.
The area is sparsely populated by semi-nomadic cattle-raising Guji tribe.
AUuvial and deluvial gold was apparently discovered in 1936 during
Italian occupation. Since then exploration and exploitation activities were
carried out with varying intensity up to the present day. Many experts
127
came endeavouring to improve the mining and to bring it on an up-to-date
standard. Mechanised mining was introduced in 1956, but the most impor-
tant share in production falls to handwork. The discontinuous exploration
in the recent years and mining of the richest placers by handworkers
decrease rapidly the reserves of gold.
After a break of several years some exploration was done again in the
second half of 1969 and in the first quarter of 1970. Several larger placers
were tested by pitting and drilling. An attempt was made the same time
to assess the characteristics of the placers and other parameters by means
of statisitical techniques as there was a mass of data available. The possi-
bility of comparing exploitation data with those obtained in exploration
was useful in evaluation.
This paper is published with the permission of the Vice Minister of
the Ministry of mines, Addis Ababa.
Geology
Basic geological information
No detailed geological and geomorphological study of the goldbearing
area was ever made. Some information was collected by Jelene (1966
a, b).
The area is built up by pre-Cambrian rocks, the older series of which
is composed of gneisses, seridte-chlorite-amphibohtic schists and quartzi-
tes with emplacements of granites, massive amphibohtes and even ser-
pentinites. It is unconformably overlain by a younger series of meta-oon-
glomerates and quartzites. There are remnants of yoimg flood basalts in
the northern sector of the area (Fig. 1), capping the highest ridges and
belonging to the young Rift valley vdlcanism or even to the Trap series
according to M o h r (1962).
The aUuvial gold-bearing placers are confined to depressions in the
present rehef, representing mainly dry old beds of rivers and streams.
The absence of basaltic rocks in gravel indicates the pre-volcanic age of
the fluvial cycle of erosion. According to Möhr (1962) there is no firm
datum line for the effusions of these lavas, which might even be of Qua-
ternary age. In any case, however, Adola volcanics must be very young.
Two phases are of importance in the development of Adola placers.
The landscape at the end of an erosion cyde, probably a peneplained one,
was abruptly uphfted, and the erosion created valleys in which the gold-
bearing placers accumulated. It must have been one rapid and short event
as there is only one relatively thin gravel bed directly overlying the ba-
sement. After a cahn phase in which clayey overburden accumulated over
gravel, a second uphft lowered again the local base-level of erosion. It
manifests itself by the young and recent erosion. The new drainage pattern
has developed on the old one.
Fig. 1. Drainage pattern and larger placers in part of the Adola area
SI. 1. Dolinska mreža in večja prodišča na območju Adole
9 — Geologija 14	129
Alluvial and deluvial placers originated probably during Quaternary
pluvials. The local movement of the floor has been caused by faulting of
the Rift system, which has continued up to the present times.
The origin of the primary gold is unknown. Angular gravel and local-
ly very coarse nuggets prove that the primary deposits are very near, and
so does the gold-bearing deluvium. The placers extend along the general
trend of the basement. The primary gold may have originated and have
been derived from the following possible sources:
(a)	Hydrothermal quartz veins with sulphides, connected to igneous
activity,
(b)	Lens-hke quartz inclusions in massive amphibohtes, interpreted
tentatively as products of lateral secretion (Jelene, 1966 a, b).
(c)	Mineralization in quartzites,
(d)	Meta-conglomerates as ancient fluviatile deposits.
Gold was found intimately dispersed in quartz pebbles, and fine gold
was found in quartz detritus on slopes as well. Locally abundant black
tourmahne appears in vein quartz. Osmiridium minerals have been found
together with gold in some placers. These facts would rather point to the
primary auriferous quartz veins of hydrothermal origin. The primary
sources may be controlled by a certain feature in the trend of the base-
ment, it being a lithologic unit or a tectonic zone. The primary sources
are not necessarily rich and may not be profitable to wwk. They could be
located by panning detritus on slopes. No such attempt to trace them
working up hill has been made as yet.
Placers
The bulk of the gold is contained in horizontal or low-dipping sheets
of fluvial alluvium laying directly over the bedrock. The placers are com-
posed of bedded gravel and sands of different size. They are covered by
layers of loam and clayey silt. The length of placers is up to several kilo-
meters (Fig. 1), the width up to several hundreds of meters, and the
thickness up to several meters. The gravel-to-overbiu-den ratio ranges
between 1 : 1 to 1 : 20. The original accumulations of aUuvial material
have been locally destroyed by the recent erosion and re-deposited at
a lower level. The southern part of the area has been especially strongly
affected by the intense headward erosion.
In addition, there are deluvial gold-bearing deposits of detritiis on
slopes of the valleys, being covered by the same loamy layer. They are
often in relationship with fluvial alluvium.
The gold-bearing gravel is mainly coarse and unsorted, the pieces
more or less rounded or even angular, depending on the length of trans-
port. It is composed of country rocks, with quartz and amphibohtic varie-
ties prevaihng. Cobbles and boulders are often in headwaters.
The distribution of gold is very irregular. There are rich pay streaks
alternating with poor or even barren zones. Gold tends to accumulate in
the basis of the gravel bed, and it burrows also into the soft schistose bed-
lock. Gold grains are fine, flaky and smooth prevailingly. Bigger irregu-
130
]ar nuggets are found as well. Fragments of quartz often adhere to the
gold. The gold contains some silver. It is about 900 fine in average.
The tenor of gold in gravel ranges between traces to 20 g/cu. m, the
average being in the order of 1 to 2 g/cu. m. Higher average values are
lare. Exceptional erratic values may reach several hundreds of grams.
The "overall tenor" (g/cu. m oall) takes into consideration the thickness
of gravel and overburden together, and is a useful parameter for evalua-
tion. From the exploitation point of view, the tenor can be boosted up by
eliminating ground carrying low values. The ore grade can be varied in
certain hmits in this way, at the same time affecting the volimie of gra-
vel and reserves of metal as weU.
Mining
Methods applied
Hand operations and mechanised operations are apphed in mining.
Handworkers extract the gravel by means of pits or by ground-sluicing.
Pitting is done in a simple way using craw-bars and showels, buckets
being hoisted by hand or by windlass. The workers seek and adhere to
rich pay streaks, excavating the richest, lowest layer of the gravel bed
only. Underground development of unsupported excavations is extremely
limited. Consequently, it is beheved, the recovery cannot be higher than
40 per cent or so.
Groimd-sluicing is apphed where ground is sufficiently inclined and
there is enough current water available. The recovery is more satisfactory
although some fine gold is undoubtedly lost. The handworkers recover
gold by panning, and they seh it to the Mining administration. Assistance
is provided to handworkers in tools and arrangements for water supply.
Mechanised mining has been practised in Shanka and Upper Bore
placers. Overburden and gravel are excavated by draglines, which feed
a washing plant mounted on a pontoon and floating in an artificial water
pond. The recovery in this "wet" method is beheved to range somewhere
between 80 and 90 per cent as some gold is lost by draghne work in muddy
water. In addition, unnecessary excavations deep into the bedrock must
be made in shaUow gravel to ahow sufficient depth of water to float the
pontoon. A land-based fixed or moveable washing plant might serve
better. A higher efficiency and better gold recovery might be anticipated,
and consequently lower production costs in "dry" mechanised method.
The machinery is electricahy powered. A specially built hydroelectric
power plant and a stand-by Diesel power plant are available.
For the future it looks like mechanised "wet" mining wih have to be
graduaUy abandoned, and the weight of exploitation will shift more and
more to "dry" or semi-mechanised methods and to handwork.
Workable reserves
Geological ore reserves as tabulated in different reserves accounts
(Zebre, 1968; Griffith, 1968) are not industrial reserves. The eva-
131
luation of indiistrial reserves, which are exploitable or workable at the
profit, has been difficult. The workable reserves depend mainly on the
c-ost of mining. As exploitation is going on in different placers at the same
time by different methods and costs, the economy of the whole mining
venture interplays the payable tenor limit of individual placers.
The reserves accounts are complicated by not always rehable prospect-
ing results. In addition, some placers have already been partially exploited
by handworkers, and no evidence has been left on the excavated volumes.
In order tew find out the minimum tenor of the ground to insure a
profitable operation, the alternatives of possible extractions and the factors
affecting the cost shall be worked out. Once the tenor to break even is
known, the boundaries of the workable area of a placer can be delineated
and the recoverable reserves calculated. In doing so^ the accuracy of
reserves estimate must be known.
No accurate evaluation of gold reserves for individual placers of Adola
gold field is possible at present. The estimated order of magnitude of total
workable reserves indicates that there will be mining going on for years
to come, especially if new reserves will be discovered in time.
Estimate of cost and payable tenor limit
Referring to the cost of mining tliere are unfortunately very few data
available to- calculate it and to find out the exact value hmits of what
can be extractable at the profit at present. Zebre (1967) attempted to
calculate the working cost per gram of recovered gold. His figures are
shown in Table 1 together with some additional parameters. Estimates
can be made on this single informaition from 1965 and 1967.
Table 1. Working costs per gram of recovered gold and basic parameters
Considering the price of gold E$ 87,50 per Troy ounce (31,1035 g) and
an average fineness of Adola gold 900, the resulting monetary value of
one gram produced gold is E$ 2,53. The corresponding payable tenor limits
in gravel and overall for two mechanised placers and the calculated aver-
age are given in Table 2.
132
Table 2. Payable gold tenor limits in Upper Bore and Shanka placers
Mechanised "wet" mining
Year Upper	Remark
Bore Shanka Average
Tenor in gravel	1965	0,85	Calculated
g/cu.m	1967 0,69 1,08 0,87 ^^"orn Table 1
Tenor overall	0,45
g/cu.m oall	1967 0,153 0,43 0,25
It can be seen from Table 1 and 2 that the mechanised operation in
Upper Bore was profitable (0,62 > 0,153), meanwhile that in Shanka was
worked at a loss (0,37 < 0,43).
Theoretically, the average workable grade in a placer should equal
the payable tenor limit. In practice it must be higher for the recovery
and its limited accuracy as well as the degree of rehability of the reserves
estimate. The margin to be considered depends on the accuracy of data.
However, the minimum workable overall gold tenor for a certain
method apphed under different local conditions is not the same. The
minimum tenor to break even is a variable. Lacking any accurate recent
data on the cost of mining, an average 0,25 g/cu.m overall may be regarded
as the order of magnitude of the workable tenor hmit for the "wet"
draghne mining for the time being.
Exploration
General
Sampling of placers by pitting has been most commonly used in the
past. Square pits with 1 m side were apphed mostly. Banka driU was
introduced early but was rarely used. The organisation and supervision
of exploration was left to the abihty and conscientiousness of prospectors
in charge for work.
Individual washing has been used to recover gold up to the present
day. Some occasional attempts to introduce sluice-boxes and other me-
chanical panners failed. Three exploration stages were practised although
not quite consistently: "scout prospection" was fohowed by occasional
"preliminary prospection" in rows 1 000 m apart, and finally in "close
prospection" the pits were dug in hnes 100 m apart with a spacing of 25 m.
In designating the lines, provision was made for intermediate hnes 50 m
apart.
Statistical characteristics of placers
Mathematical statistics were applied to find out the quantitative expres-
sion of variabihty of placers, expressed by the coefficient of variation of
the gold tenor of gravel in its original state in grams per cubic meter.
The values are given in Table 3 and ref er to data obtained either by pitting
(P) or Banka drilling (BD). The coefficient of variation of gold tenor was
133
computed for the placers hsted in Table 3 either in whole, aU data con-
sidered, or in some cases for workable areas only. By analogy, the results
may be generahzed for the whole Adola area.
Table 3. Variability of gold tenor in gravel
Gold tenor in gravel
>
The coefficient of variation reflects primarily the properties of the
placer, although it can be affected also by other factors such as sampling
method, niimber and quantity of individual samples etc. The values from
Table 3 range between 92 and 200 per cent. Accordingly, the placers belong
to groups of very- and most irregular mineralizations (K r e i t e r, 1968).
For workable parts of placers, with erratic and extremely high values
reduced, an average value of 110 per cent may be characteristic.
It seems that there is no essential difference in variabihty of tenor
between longitudinal and transversal directions in placers.
Table 4. Variability of gravel bed thickness
Thickness of gravel bed
134
The thickness of the gravel bed varies as weh, an average being in
the order of magnitude of about 1 m. The corresponding coefficient of
variation of thickness varies between 50 and 60 per cent. It is given for
some cases in Table 4. The eventual interdependence between the thickness
and the gold tenor of a placer bed was examined for three cases. The
coefficient of correlation shows the hnear relationship between the two
parameters. An average value of about —0,1 was obtained, proving an
extremely weak inverse statistical dependence without any practical
significance.
There might be a correspondence between the tenor and the composi-
tion, and the size of gravel. No evaluations have been made for these
interdependences so far.
The distribution of gold in exploration openings and the variable
thickness of gravel bed are shown for a part of Kelecha placer in Figure
2. The irregular distribution of gold is evident. There are always low-grade
or even barren zones adjoining rich pay streaks as the concentration of
heavy gold in running water was affected by its changing velocity and
transporting power, both extremely variable in shallow streams.
The variability of gold values along the placers is shown for Kelecha
and Lower Bore in Figure 3, the values being the average tenors in indi-
vidual exploration hnes across the placers. The graph iUustrates the
character of variabihty of tenor in Adola placers. The diminishing tendency
downstream is evident. In the case of Kelecha there was a probable lateral
feeding in the headwaters.
The statistical frequency distributions of tenor for Kajemiti, Lower
Bore, Kelecha and Shanka placers are shown in Figure 4. The distribution
curves have an assymetrical, right skewed form, peaking lower than
Fig. 2. Detail from Kelecha, showing variability of gold tenor and thickness
of gravel bed
SI. 2 Izpremenljivost vsebnosti zlata in debeline prodne plasti; detajl iz Keleche
135
Fig. 3. Distribution of gold tenor (mean values of individual lines) along the placers
SI. 3. Porazdelitev vsebnosti zlata (srednje vrednosti posamičnih vrst) vzdolž prodišč
136
Fig. 4. Frequency distribution of gold tenor in gravel in some placers
SI. 4. Pogostnost vsebnosti zlata v nekaterih prodiščih
137
1 g/cu.m. Such a frequency distribution of values is often obtained in
mineral exploration. It rarely conforms to normal or Gaussian distribu-
tion, thus limiting the direct use of statistical formulas in deprndence on
the degree of assymetry. Nevertheless, the fo-rmulas can serve as approxi-
mations to provide rough estimates in search for guidehnes in practical
exploration.
The average values have been calculated as the arithmetic mean.
Although commonly used and easily calculated it is greatly affected by
extreme values. Therefore the extreme values must be appropiriately
reduced in calculations.
Comparison of exploration data and mining results
Errors in mineral exploration are unavoidable. A 100 per cent ac-
curacy of exploration cannot be achieved in practice, and allowances are
made for the rehabihty of reserves accounts.
The recent mining in Adola has rendered possible the comparison of
exploration data with those obtained by exploitation. Shanka and Upper
Bore placers have been mined so- far. The possibility of verifying the
rehabihty of exploration data, however, is hmited as factors such as the
accuracy of samphng methods and recovery in mining are not exactly
known.
The discrepancies between the reserves calculated from the explora-
tion data and those revealed by mining are shown for some cases in
Table 5, the geological relserves estimated on an assumed 90 per cent
recovery in "wet" draghne mining method. Exploration data were ob-
tained by pitting (P) or Banka drilling (BD), both samphng methods
performed in an exploration grid 100 X 25 m.
Table 5. Discrepancy between the reserves calculated from exploration and
mining data
Reserves of gold in kg Discrepancy in per cent
The figures reveal a positive discrepancy between 117 and 169 per
cent for geological reseives with reference to the exploration data, indi-
cating the order of magnitude only. Nevertheless, there has been more
gold mined as sho-wn by exploration. The same sign of error points at
a systematic error in both methods of samphng. The discrepancy of about
160 per cent in Banka drilling is very high.
138
There is no possibihty of oomparison for handworked placers such
as Kajemiti or Demi Denissa because ob unknown and probably extremely
low recovery in the apphed way of extraction.
Analysis of grid density
The above oomparison for the mined-out portions of placers is not
sufficient to judge the adequacy of the apphed exploration grid. In order
to assess its optimum density and the accompanying samphng errors in
Adola placers, statistical considerations were apphed. It must be pointed
out again that the statistical evaluation of an assymetric distribution of
values is not but an approximation, and the figures provide for orientation
values only.
The principal determinants in the choice of a grid density are the
required accuracy, expressed as an allowable error, and the variability of
placer. Additional factors to be respected are the size of placer, the
samphng method and the economy of exploration as well.
The reserves ready for mining are classified as "measured" reserves.
In general, however, an ahowable error of ± 15 to- 20 per cent is com-
monly accepted for the highest category of reserves, regardless the clas-
sification. The resulting error of an estimate is the statistical simi of ah
occurring errors, and shall not be higher than the allowable error.
For the generahy low-grade Adola gold placers the aUowable error
should be in the order of 15 per cent at maximum.
The reserves of gold are calculated of the average tenor and thickness
of the gold-bearing gravel. The mathematical mean (Ma) as a statistical
measure is calculated with an error (p), which depends on the degree of
variabihty (V) and the number of cases (n). It is expressed as a percentage
of the arithmetic mean as shown in the known formulae
The greater the number of samples, oi' the denser the grid, the smaUer
the error and the greater the variabihty, the greater the error. Factor (f)
refers to the probabihty of error. In rough use of the formula it can be
accepted to equal 1. The error determines the accuracy of the arithmetic
mean Ma ± fp.
Theoretical relationship between error (p) and number of samples (n)
is shown in Figure 5 for varioiJs coefficients of variabihty. It can be seen
that by increasing the number of samples the values of error do not
diminish proportionaUy.
The above formula does not consider the dispjosition of samphng points
in a placer. However, a regular grid pattern with uniformly spaced open-
ings is required to provide oorrect information on the whole placer. The
formula is also independent on the size of the placer. Introducing the unit
area for sampling point (Fo), defined as part of the total area (F) of a
139
140
Fig. 5. Relationship between error of the mean and number of samples for
different values of coefficient of variation
SI. 5. Odvisnost napake sredine od števila vzorcev za različne vrednosti koefi-
cienta variacije
If the allowable error is known the unit area can be calculated, deter-
mining the density of the exploration grid. For the same error the unit
areas are in hnear relationship with the total areas. The larger the placer,
the fewer openings are required for the same error, and the more econom-
ical the exploration.
The unit area for a rectangular 100 X 25 m grid commonly used hit-
herto in Adola is 2 500 sq.m. The errors pertaining to the arithmetic mean
tenor in gravel for this and larger unit areas were calculated for several
of the explored Adola placers by omitting the appropriate number of
data, considering spacings 25, 50, 100 and 200 m in lines 100 m apart. The
average values of errors were calculated of 2, 4 and 8 tests correspondingly.
The values are shown in Table 6 together with other data.
The relationship between the standard error of the arithmetic mean
tenor (pi) and the spacing, or the unit area, is given in Table 8. The
figures are approximate average values, preference being given to the
results from workable areas.
141
Table 7. Errors pertaining to the arithmetic mean thickness of gravel bed
Similarly, the error of the mean thickness of the gravel bed has been
calculated for several cases. It is given in Table 7.
The order of magnitude of the standard error of the mean thickness
(pa) for a unit area of about 2 500 sq.m, or a spacing of 25 m, would be
about 4,8 per cent. Supposing that the relationship between this error and
the grid density is in a similar functional depedence as that for the tenor,
the approximate corresponding values are tentatively given in Table 8.
The relationships are shown also graphically in Figure 6.
Table 8. Relationship between standard errors of the arithmetic mean pj and pg
and grid density
Order of magnitude of standard error in per cent
Fig. 6. Relationship between errors pi, P2 and pa and spacing or unit area
SI. 6. Odvisnost napak pi, pa in ps od razdalje oziroma specifične površine
142
The accuracy of reserves estimate is influenced by additional errors
in samphng operations and measurements, which can be embraced together
as the technical error (ps). EiTors are random and systematic. Random
errors may occur in measuring volume, thickness and distance, weighing
the gold, determining areas from the maps etc. (measuring error p,„). In
a sufficiently high number of cases random errors cancel out as they have
alternate signs. Systematic errors may influence the results considerably
more. In conditions of Adola exploration they can arise from the follow-
ing sources:
(a)	Problematic determination of volume of excavated gravel because
of swelling (sweU error ps),
(b)	Uncertainity of volume of recovered Banka samples (volume
error pv),
(c)	Technical shortcommings in samphng because of inaccurate and
P'oor performance of labour (operation error p«-),
(d)	Losses of gold in panning (panning error p,.),
(e)	Confusion in evidence of samples, loss or even theft of gold (care
error pc),
(f)	Errors in calculations (calculation error pc ).
However, the possible sources of errors are objective and subjective
in nature. Means shaU be found how to reduce or ehminate them.
Since the figures of reserves are calculated by multiphcation and addi-
tion of not related values with errors p-ertaining to them, the resulting
error (po) is obtained by addition of squares of partial errors
Introducing the guide-values from Table 8 for three cases of aUowable
error (po) 10, 15 and 20 per cent, the corresponding values of technical
error (pa) are shown in Figure 6.
The relationship between the resulting error (po) and the unit area
or spacing is better iUustrated for foiir cases of technical error (pj) 5, 10,
J 5 and 20 per cent in Figure 7. The values are given also in Table 9.
Table 9. Relationship between resulting error p^ and grid density
A general conclusion can be made, however, that in Adola conditions
with an estimated margin of technical error ±10 per cent the unit area
must be kept at about 2 500 sq.m per samphng point, if an approximate
143
± 10 to 15 per cent degree of reliability of reserves estimate shall be ex-
pected. Provided the margin of technical error will be lowered by improved
quahty of work, the unit area might be enlarged to 5 000 sq.m, especially
in large placers.
Fig. 7. Relationship between resulting error po and spacing or unit area
SI. 7. Odvisnost končne napake po od razdalje oziroma specifične površine
From the point of view of variability of placers there is no need to
adhere to the introduced 1 :4 rectangular exploration grid as the an-
isotropy in placers is not strong. A 50 X 50 m square grid would be well
apphcable. Even better would be a rhomboid grid with hnes 50 m apart
and spacing 50 m, the diagonal 100 m in the longitudinal direction of the
placer as shown in Figure 8. It could have also a uniform spacing of 54 m
between pits, the lines 47 m apart in this case.
Fig. 8. Proposed rhomboid grid
SI. 8. Predlagana romboidna mreža
Exploration in ro-ws, however, has certain advantages in hard-passable
bush country.
In deciding on the grid density the total area of a placer is to be
considered, and the necessary number of samples approximately estabh-
shed. It may be increased or reduced, depending on how the probable
errors would be influenced.
144
Sampling
Pitting and Banka drilling as sampling methods differ essentially in the
quantity of produced samples. In Banka drilhng, the obtained core is
already a direct partial sample of the placer. In pitting, the relatively
large intermediate samples have to be first reduced to partial samples,
introducing so an additional reduction error (pr), which, in turn, is part
of the technical error. As Banka samphng is burdened with errors too
there is no clear advantage in rehabihty for one or another of the methods.
Anyhow, in groundwater-logged and swampy ground Banka drihing is the
only apphcable method. Both methods require good organization and
supervision.
There is a loss of gold in washing the gravel as well, this being another
source of error. The weighing of gold on sensitive analytical balance can
be performed accurately.
Pitting. Pitting is a slow process apphcable in dry, well-standing
ground. Round pits are prefered, the diameter being in the order of 0,7 m.
Working at a piece-rate system, the diggers automatically keep the
diameter at the minimum.
The unit volume of gravel in situ in a 0,7 m diameter pit measures
0,384 cu.m, and about 0,48 cu.m when loosened, its weight nearing a ton.
Such a quantity is to large to be washed by panning as is the established
practice in Adola. For application of sluice-boxes about 4 cu.m of water
would be required per unit volume, a requirement not easily met in mainly
dry Adola vaUeys. In addition, by treating the whole quantity of excavated
gravel, the errors in volume as well as losses in handhng, transport and
washing the gravel are unavoidable. So, the samples must be reduced. In
the past, at Adola, the quantity washed in pitting was 0,1 cu.m, or some-
times even 10 random bateas of gravel (about 0,07 cu.m each) were
washed only.
The minimum required volume (weight) of one partial sample depends
on factors variable within the hmits of a placer. The low tenor and very
irregular distribution of minute gold grains, together with highly chang-
ing size of gravel, would require large samples. On the other hand, the
weight of partial samples shall be kept as low as possible from the point
of view of economy.
The reduced sample shaU represent as closely as possible the tenor
of the excavated gravel from the pit. The intermediate sample cannot be
worked down as in treatment of samples of primary deposits, and there
are no formulae for determining the rehable sample quantity of gold-
bearing placers. It is important to keep the granulometric composition of
leduced samples as unchanged as possible by having the material com-
pletely mixed up. However, the reduction error is lower, the larger the
reduced sample and the higher the number of partial samples. Hawing
this in mind, the excavated gravel shall not be reduced too much, espec-
ially in coarse gravel.
The following p-rocedure has been adopted recently in reducing the
intermediate samples. The excavated gravel is piled up on a clean ground,
10 — Geologija 14	145
thoroughly mixed up and flattened on a 15 em high wooden cross to get
it quartered. A channel is made from the periphery toi the center of each
quarter to fill a standard unit of measurement. It is a trough-hke wooden
box 15,3 cm high, measuring 60 X 30 cm at the top and 60 X 20 cm at the
bottom, its volume being 0,023 cu.m. The gravel in the box is well com-
pacted. Mainly for the sake of easier calculating, and additional sample
is taken to have 5 boxfuls as one partial sample, totalhng 0.1 cu.m of gravel
in a compacted state and weighing about 200 kg.
The volume of samples is problematic because of the swelling of gravel
in loose condition. The gain in volume may be the source of a dangerous
error. It is measured by the ratio of volume of loose gravel against un-
distiu^bed volume (sweU factor). Several tests gave values ranging between
1,05 and 1,4. Swell factor varies considerably for different &ize& of gravel,
which range between that of coarse sand and boulders of several deci-
meters in diameter. However, an average value of 1,25 has been assumed
for Adola gravel, this being, of course, a rough general approximation.
Fig. 9. Dimensions of standard unit of measurement
SI. 9. Dimenzije standardne merske enote
The dimensions of the standard box (Fig. 9) were established on the
assumption that the loose gravel can be compacted to about half of its
original undisturbed volume. Thus the volume of compacted gravel in
one box would correspond to 0,02 cu, m of undisturbed gravel. It depends
also on how well and diligently the compacting and tamping has been
done.
Tests were carried out to check the reduction error for the described
procedure. The quantity of gold was determined in single boxfuls and
a series of 4 boxfuls for which the mean deviation from the arithmetic
mean was calculated as given in Table 10.
A roughly calculated average mean deviation of gold tenor in gravel
for series of 4 boxfuls (totalhng 0,08 cu.m) is in the order of magnitude
of 10 per cent. In terms of the average gold tenor of placers, this means
a possible reduction error (pr) of:
± 17 per cent for a placer displaying an average gold tenor of 0,6 g/cu.m
±10 per cent for a placer displaying an average gold tenor of 1 g/cu.m
± 5 per cent for a placer displaying an average gold tenor of 2 g/cu.m
± 3,3 per cent for a placer displaying an average gold tenor of 3 g/cu.m
The error wiU be even smaUer because 5 boxfuls instead of 4 are used
in reducing the intermediate samples. It may be expected to- cancel out
since the probabihty of deviations in either direction is equaUy great.
146
Table 10. Mean deviation from the arithmetic mean of gold tenor for series
of unit boxes
The same might be expected, however, for the swell error. Under un-
favourable conditions the errors may accumulate to a significant systema-
tic error. It is beheved that most discrepancies in the past were closely
connected with errors in reduction and swelhng.
About 10 cm of bedrock is excavated in the pits. In has been a common
practice in Adola to- wash 1 batea of bedrock only (about 0,007 cu.m). An
additional error originates in this way.
Banka hand drilling. Banka drilhng is a quick, clean and
cheap method if properly executed. It is simple to operate and easy to
transport. On the other hand it is not apphcable in very coarse gravel
and may not be sufficiently accurate because of relatively small volume
of core. The evaluation of the data is liable to errors because of uncertain
volumes of recovered samples. The general view prevails that banka dril-
hng in placers yields lower results than pitting, and this was proved also
in the past for Adola.
6V2 inch Banka hand drills have been used in Adola exploration. The
method apphed recently is basicaUy similar to that suggested by Grif-
fith (1960). In clayey overburden a spiral auger is used. On reaching the
gravel, casing is lowered and the depth of overburden no'ted. The casing
is hammered down through the gravel into the bedrock for about 25 cm.
The total length of casing is measured, and after pidling it out, the thick-
ness of the penetrated bedrock is estabhshed and deducted from the total
147
length to obtain the thickness of gravel indirectly. A 100 per cent core re-
covery is (theoreticaUy) assured in this way, and the problematic consi-
deration of swehing of the loosened gravel avoided.
The casing is emptied and the entire quantity of gravel washed as one
sample. About 10 cm of bedrock is washed together with the gravel.
Since the diameter of Banka casing is smaU the recovered volimie of
gravel per meter is about 0,018 cu.m, and its weight about 36 kg only. The
calculation of tenor per cubic meter of gravel is a sensitive operation, de-
pending heavily on the volume gathered inside the casing, which, in turn,
is affected by the size of gravel and the sharpness of the cutting edge of
the casing shoe. In other words, the diameter of casing to calculate with is
a variable quantity which may be the source of a systematic error. Grif-
fith (1960) suggests the use of the external diameter 0 165 mm. Internal
diameter 0 136 mm was used in recent calculations by the author (1970),
the choice based mainly on the past results and coarse gravel, but a wide
—21 per cent margin of possible error was taken into account. Looking
at the section of the cutting-shoe of the casing shown in Figure 10, it is
evident that some gravel under the cutting edge will be pushed aside, espe-
cially when it is coarse. Cobbles and boulders may even partly or comple-
tely block the entrance, bringing up httle or no sample at all.
The conclusion is, that in only very fine-grained material, and with a
sharp beveUed edge of the cutting shoe, the external diameter shall be used
in calculations. The coarser the material the smaUer the diameter to- be
Fig. 10. Section of 6 V^ inch Banka
casing shoe
SI. 10. Prerez »čevlja« 6 V-i eolskih
Banka obložnih cevi
used. No corresponding tests have been made to date. As long as this is not
done the median diameter 0 150 mm and specific volume 17,7 cu.dm/m
might be the best dimension to be considered.
Specific volumes for Banka casing diameters and the differences of
volume in per cent with reference to the internal diameter 0 136 mm are
given in Table 11.
Comparing the quantity of one Banka partial sample (about 36 kg/m)
vdth that in pitting (about 200 kg), the question arises how representative
are both samples? There is no reduction in Banka samphng. Samples of
regular cyhnder form are cut across the gravel bed regulary, and this
may be advantageous if compared with a constant volume of partial samp-
148
Table 11. Data on specific casing volume in Banka hand drilling
les in pitting, regardless of the thickness of gravel. The representativeness
of Banka samples is theoretically perfect. In practice this is vahd for
fine-grained material and less for coarse gravel.
Samphng by pitting and Banka drilling is schematically iUustrated in
Figure 11, with errors listed for both methods. The statistical sum of the
reduction error (pr) plus sweU error (ps) in pitting is confronted with a vo-
lume error (pv) in Banka drilling, the rest of the errors approximately
equal in both methods. The sum of both errors in pitting might be ex-
pected to range about 10 per cent in average. They are random and may
even cancel out. The volume error in Banka samphng is difficult to as-
sess. It may be beheved that in average its effect would not be essentially
different from the combined effect of both errors in pitting. This question
could be answered, at least partially, by a series of comparison experi-
ments.
Fig. 11. Schematic illustration of sampling by Banka drilling and pitting
SI. 11. Shematski prikaz vzorčevanja z napravo Banka in jaški
149
Hand washing of gold. Gold is recovered from gravel by
hand-panning on wooden bateas. Some fine gold may be lost in panning
by unskilled panners, or when muddy water is used for washing. Due to
the shortage of water this might be quite often the case. The average re-
cowery in panning is not known, but evidence exists that losses do occur
and contribute to errors.
Hand panning in Adola is a long estabhshed practice, which would be
difficult to replace by sluice-boxes, rockers or mechanical pans. Although
the capacity of these devices is higher it is questionable if the recovery
would be better. Careful handwashing on bateas may yield the best pos-
sible recovery if clear water is used, at least oomparable to that of mecha-
nical washing plant used in "wet" mining.
Costs and performance
The errors in samphng can be reduced by increasing the number of
samples. A balance must be found between the necessary accuracy and
the economy of exploration, although in low-grade deposits the expense
should not be always the decisive factor.
In hand pitting, a crew of two workers dig one pit. Performance and
costs in the recent exploration campaign are given in Table 12.
Table 12. Performance and specific costs in pitting
The average efficiency in pitting is 0,51 m per man per calendar day,
and the average pirogress 1,02 m per pit correspondingly. A monthly ave-
rage of 31 m was achieved per pit or a crew of two. A piece-rate system
of payment was introduced. It seems difficult to raise this efficiency much
more under the existing conditions, but progress can be increased by dig-
ging more pits at the same time.
In Banka hand drilhng, an equal specific efficiency per man can be
achieved in the best case. The progress, however, is much better than in
pitting. A short account of performance and costs in Banka hand drilhng
is given in Table 13.
150
Table 13. Performance and specific costs in Banka hand drilling
The collective nature of work under a concentrated supervision and
favourable field conditions made it possible to achieve a speed up to 8 ti-
mes higher than in pitting. In Kelecha, for instance, two or three drills
operated simultaneously in tandem, the workers changing continuously in
order to reduce breaks in progress. The efficiency was stimulated by a col-
lective bonus system. A crew of 14 drilled 8 m per 8 hours shift, all wor-
king phases included. Comparing with the efficiencies of less than 2 m per
driU per 8 hours shift achieved in Adola previously, this was about 4 times
higher.
The relative comparison of average costs and efficiency per man as
well as progress per samphng point is given for both methods in Table 14.
Table 14. Comparison of specific costs and efficiency of pitting and Banka
hand drilling
As cost is concerned, digging two pits would correspond approximately
to operating one Banka drill, the progress in Banka twice that of pitting
at least. The advantage in speed of Banka driUing over pitting is evident.
Considering the better representativeness of Banka samples and approxi-
mately equal average rehability of both methods. Banka sampling is the
superior method, espedaUy in favourable conditions and when time is the
151
decisive factor. On the other hand, hnking the accuracy with the cost, the
number of pits for the same money is twice that of Banka operation, fa-
vourably influencing the rehabihty but loosing time.
Conclusions
In samphng Adola placers by pitting or Banka drilling an average
±15 per cent rehabihty of reserves estimate can be expected in general
for a unit area in exploration grid of about 2500 sq.m, provided the samp-
hng operations are carried out carefully.
Banka hand driUing, if properly executed, is generally advantageous
over pitting in terms of economic efficiency. Its accuracy depends on the
size of gravel and may, however, compete with that obtained by samphng
in pitting. Some experiments would be needed to check it. Until further
data are available the median diameter of casing shall be oonsidered.
Banka method is not apphcable in very coarse gravel.
A square grid 50 X 50 m or a rhomboid one 100 X 50 m should be used
wherever possible.
In the past, exploration in Adola seems to have been suffering mainly
from systematic negative errors attributed to swelhng in pitting, and in-
correct execution of coring in Banka drilhng. The apphed unit area of
about 2500 sq.m per sampling point was appropriate. As the rehabihty of
data, the gold tenor values are shghtly underestimated in average.
In an evaluation attempt such as this, certain assumptions have been
made. Hence, no mathematicahy precise results can be produced, and pre-
scriptions cannot be laid down as how to eliminate the errors. There are
many objective and subjective factors involved, some of them hardly con-
trollable in Adola.
Statistična ocena raziskav zlatonosnih naplavin
na območju Adole (Južna Etiopija)
Milan Hamrla
V državnem rudniku Adola, okrog 500 km južno od Addis Ababe, pri-
dobivajo zlato iz proda, ki so ga nanesle reke verjetno v pluvialu kvartar-
ja. Doline z zlatonosnimi naplavinami so danes povečini suhe. Prvotna
nahajališča zlata so' v bližini, vendar niso raziskana. Naplavine leže na
predkambrijskih skladih, prekrite pa so z ghno. Debehni zlatonosnega
proda in prekrivke sta v razmerju 1 :1 do 1 : 20. Povprečna vsebnost zlata
v produ je 1 do 2 g/m®. Zlato pridobivajo' ročno in mehanično.
Koeficient variacije vsebnosti zlata v produ se menja med 90 in 200 ®/o
za različna nahajališča, za območja naplavin, ki so primerna za izkorišča-
nje, pa je v povprečku okrog 110 '"/o. Tudi debelina prodne plasti se menja;
povprečna vrednost ustreznega koeficienta variacije je 55 "/». Zelo slaba
inverzna odvisnost vsebnosti zlata in debeline prodne plasti je brez prak-
tičnega pomena.
152
Naplavine vzorčujejo z jaški ali pa z vrtalno napravo Banka. Kot je
pokazalo rudarjenje, so rezultati preteklega raziskovalnega dela podani
z negativno sistematsko napako; v resnici so bile pridobljene količine zlata
vedno nekoliko večje od izračunanih.
Navadno vzorčujejo po mreži 100 X 25 m, ki ji utsreza specifična po-
vršina 2500 m^. Rezerve računajo iz povprečne vsebnosti zlata v kubičnem
metru proda v prvotnem, zbitem stanju in povprečne debehne prodne
plasti. Oba parametra sta kot aritmetična sredina določena z napakama
(pi ,p2), ki rasteta, če je mreža redkejša in specifična površina večja, ozi-
roma število vzorcev manjše. Točnost vzorčevanja je odvisna še od drugih
napak, ki jih označimoi skupno kot tehnično napako (ps). Pri jaških sta
to predvsem napaki zaradi povečanja volumna izkopanega proda (ps) in
njegovega reduciranja (pr), pri Banka napravi pa volumska napaka (Pv)
zaradi negotovega volumna pridobljenega vzorca v odvisnosti od debehne
proda. Vse te napake je številčno težko zajeti, ker so odvisne v glavnem
od izredno' hitro spremenljive granulacije proda. Tehnično napako oce-
njujemo v povprečku z 10 do-15 ®/o.
Končna napaka določitve rezerv zlata v relativno siromašnih adolskih
naplavinah ne bi smela biti dosti večja od ± 15 "/». Iz grobega računa sta-
tistične vsote napak sledi, da tej zahtevi ustreza vzorčevanje v mreži s
specifično površino okrog 2500 m^ pri sedanjem načinu in točnosti izvedbe.
Doslej uporabljena mreža je torej pravilna. Ce bi bilo vzorčevanje izve-
deno precizneje, bi bilo mogoče mrežo razširiti.
Primerjava učinkovitosti vzorčevanja z jaški in napravo Banka poka-
že, da je ta bistvenoi hitrejša, vendar še enkrat dražja v povprečku. Gre ji
prednost. V debelem produ pa njena točnost ni zanesljiva, kar bi bilo
treba dognati s poskusi.
References
A r k i n, H., C o 11 o n, R., 1965, Statistical methods. New York.
Griffith, S., 1960, Alluvial prospecting and mining. London.
Griffith, S., 1968, Report on Adola gold areas. Archives of the Ministry
of mines.
Ha mrla, M., 1970, Exploration and gold reserves of Kelecha valley.
Archives of the Ministry of mines.
Jelene, D., 1966 a, Adola Gold Placers and Nickel-Chromium Ore Depo-
sits. Geologija 9, Ljubljana.
Jelene, D., 1966b, Mineral occurrences of Ethiopia. Addis Ababa.
Kreiter, V., 1968, Geological prospection and exploration. Moskow.
Möhr, P., 1962, The geology of Ethiopia. Addis Ababa.
Zebre, S., 1967, Analysis of production costs in Adola mining. Archives
of the Ministry of mines.
Zebre, S., 1968, Prospecting results and ore reserves of gold in Sidamo
gold fields. Archives of the Ministry of mines.
153
Orientacijsko vrednotenje »stopničastih« refrak-
cijskih diagramov
Janez Lapajne
Z 2 skicama med tekstom
Povzetek
Matematična obdelava diagramov plitve refrakcijske seizmike temelji
na predpostavki, da se hitrost seizmičnega valovanja z globino od plasti
do plasti veča. Ce ta pogoj ni izpolnjen, ni možno eksaktno reševanje
brez dodatnih podatkov, npr. iz vrtin. Podana je približna metoda vred-
notenja štiriplastnega sistema, v katerem si hitrosti ne slede v zahteva-
nem zaporedju.
Približen izračun parametrov
Naj velja za štiriplastni sistem, ki ga ponazarja si, 1, naslednji pogoj:
Vo<V2<VIKV .
Štiriplastni sistem (ho, v o', h^, vi; h^, vr, v) aproksimiramo z dvoplastnim
sistemom (H, v; v). Za ta sistem lahko uporabimo znano formulo dvo-
plastnega sistema in dobimo:
2 y v^ — v^
Pri tem je poprečna hitrost v definirana s Snellovim zakonom:
Ü = v . sin i	(2)
Iz geometrijskih razmerij dobimo:
H = - ctg i.	(3)
2
Iz enačb (1), (2) in (3) sledi:
H = ~y vT S	(4)
2
155
m
(5)
Ker sta dani v o in ü, je mogoče določiti poprečno hitrost za sistem {h\,
h2, V2), moramo pa najprej ugotoviti, kako je v določen s parametri ho,
Vo, hi, v\, h2 in V2.
SI. 1. Štiriplastni sistem. Va-
lovne poti in refrakcijski
diagram
Fig. 1. Fourlayer system
Wave paths and refraction
graph
SI. 2. Povečan del si. 1.
Fig. 2. Enlarged portion of Fig. 1.
156
Iz si. 2 sledijo naslednje relacije:
V(S .	Vi. ,	V2
sin Oo = —, sm ai = —, sin 02 = —	(6)
v	V	v
in
- = tg ao + hi tg ai + h2 tg «2 •	(7)
2
Iz enačb (6) in (7) ter enačb (2) in (3) sledi:
Običajno lahko to enačbo aproksimiramo z naslednjo:
H v ^ ho Vo + hi Vi + h2 V2 .	(8)
Glede na enačbo (8) lahko definiramo poprečno hitrost V12 sistema (hi, vi;
h2, V2) takole:
(H — ho) vi2 = hivi + h2 V2 ,	(9)
pri čemer je
Iz enačb (8) in (9) sledi
Ce lahko ocenimo V2 iz drugih podatkov (npr. iz vrtin), moremo oceniti
debehni hi in h2. Iz enačb (9) in (10) sledi:
Sedaj lahko z večjo ali manjšo natančnostjo izračunamo oziroma
ocenimo parametre izbranega štiriplastnega sistema:
Vo, Vi in v dobimo neposredno iz diagrama (hodohrone),
ho izračunamo iz formule za dvoplastni sistem,
H, v in V12 ocenimo s pomočjo formul (4), (5) in (11),
če lahko ocenimo V2 iz drugih podatkov, ocenimio hi in h.2 s pomočjo
formul (12) in (12a).
157
Zaključek
Natančnost določitve H, v in Ü12 ter /ii in je odvisna od natančnosti
ocene razdalje S (to je razdalja, pri kateri dobimo prvi signal od podlage).
Iz seizmogramov, ki jih dobimo s pomočjo geofonov in seizmografov,
bomo običajno ocenih prevelik S in bo tako tudi napaka v določitvi
H, v, vi2 in vsote hi + hg pozitivna.
Takšno pribhžno vrednotenje je npr. uporabno pri plitvih refrakcij-
skih raziskavah v okviru seizmičnih mikrorajonizacij, kjer za oceno
seizmičnosti ni nujno potrebno natančno poznavanje posameznih debelin
in hitrosti (čeprav je zaželeno) in se je mogoče zadovoljiti tudi s poprečji.
V splošnem pa imajo rezultati predloženega vrednotenja predvsem orien-
tacijski pomen.
Approximate Solution Method for Velocity
Reversals
Janez Lapajne
Shallow refraction profiling formulas are suitable for ordinary cir-
cumstances where velocity of rock layers increases with increasing depth.
If this is not a case exact solution is not possible without additional data.
Approximate solution method is presented for a fourlayer case where
the increasing of normal velocity is interrupted by an abrupt decreasing
in velocity.
Let to be worth for a system presented in Fig. 1. the subsequent
condition:
Vo<V2<Vi<,V .
For this case we can made an estimate of the parameters H, v and
vi2 from the following approximate formulas derived from Fig. 1. and
Fig. 2.:
If V2 can be estimated from independent sources, we can estimate also
hi and h2 from the relations:
Accuracy of estimation of H, v, V12, hi and h2 depends upon accuracy
of estimation of distance (this is a distance from the impact position
we get a first signal from the bedrock). Usually the estimated S will be
to great and the error in H, v, V12 and the sum hi + hg will be positive.
158
Presented approximate solution method is applicable to seismological
microzonings where precise knowledge of individual parameters is not
necessary (though desired) but averages can be used. GeneraUy the results
of presented method will be of use more as informations and/or guidance.
Literatura
Knox, W. A. 1967, Multilayer Near-Surface Refraction Computations:
Seismic Refraction Prospecting, p. 197—216, SEG, Tulsa.
159
Prospekcija radioaktivnih kamenin v Sloveniji
Veljko Omaljev
Z 10 slikami med tekstom
Vsebina
Uvod...........................161
Radioaktivni elementi v kameninah...............162
Kalij.............................162
Torij.............................162
Uran..........................163
Metode radiometrične prospekcije................164
Radiometrična prospekcija v Sloveniji ...............166
Ocena raziskanih nahajališč v Sloveniji na podlagi anomalne radioaktivnosti	166
Posavske gube.......................168
Idrija.........................168
Cerkno........................170
Zirovski vrh......................170
Rovte.........................176
Škof ja Loka......................176
Trojanska antikUnala..................178
Litijska antiklinala...................179
Karavanke........................179
Kočevska kotlina in Črnomaljska plošča............182
Radiometrie prospecting in Slovenia...............184
Literatura.........................185
Uvod
V kameninah in vodi zemeljske skorje so stalno prisotni tudi radio-
aktivni elementi v obhki raznih mineralov in raztopin. Na oko jih bolj
redko najdemo. Zaznamo jih pa na zemeljskem površju z ustreznimi
m.erilnimi instriunenti za registracijo energije in delcev, ki se sproščajo ob
razpadanju njihovih atomskih jeder. Po jakosti radioaktivnega sevanja
ocenjujemo koncentracijo radioaktivnih elementov v kamenini in vodi.
Pri tem moramo vedeti, kohkšni so povprečni ah Clarkovi odstotki posa-
meznih elementov v določenem okolju in kakšna je skupna jakost nji-
hovega sevanja, ki jo imenujemo naravno radioaktivno ozadje. Upošte-
vati pa moramo tudi vphv kozmičnega sevanja. Ce nam merilni instrument
pokaže višje vrednosti sevanja, kot ustreza naravnemu radioaktivnemu
10 — Geologija 14	161
ozadju, govorimo o radioaktivnih anomahjah. Ta pojav so geologi izkori-
stih za odkrivanje nahajahšč nuklearnih surovin.
V	tem delu bomo dali kratek pregled radiometrične prospekcije v Slo-
veniji in preliminarno ocenili pomen anomalij, izmerjenih na nekaterih
krajih v določenih geoloških formacijah. Za končno oceno pa je potrebno
l aziskave nadaljevati.
Radioaktivni elementi v kameninah
Redki so elementi, katerih izotopi so vsi radioaktivni. To so npr. torij,
radij in uran. V največ pomeirih je glavni izotop elementa stabilen, npr.
ogljik, kalij in svinec. Pomembni radioaktivni izotopi v kameninah so
produkt razpadanja naslednjih treh elementov: kalija, torija in urana.
Clarkovi odstotki drugih radioaktivnih elementov so nizki; njihov delež
v radioaktivnosti kamenin je tako majhen, da ga pri ocenjevanju lahko
zanemarimo.
Kalij
Naravni kahj sestoji iz treh izotopov: igK^» (93,08 V»), iqK^» (0,0119 «/o)
in loK^i (6,91 Vo). Radioaktiven je K^», ki ga je kohčinsko najmanj. Nje-
gova razpolovna doba je 1,27 X 10^ let. Ob razpadanju oddaja v 89 "/o
primerov beta žarke in prehaja v stabilni izotop kalcija 2oCa^". V 11
primerov oddaja oh razpadanju tudi gama žarke vehke energije. Beta
žarki so slabo prodorni in povzročajo nizko stopnjo ionizacije, gama žarki
pa imajo vehko prodorno moč. Radioaktivnost kamenin na podlagi tega
kahjevega izotopa ima majhno intenziteto.
Kahj je v zemeljski skorji zelo razširjen. Največ ga je v kislih alkalnih
kameninah. Njegov odstotek pada, če se znižuje odstotek kremeni ce. V ba-
zičnih in ultrabazičnih kameninah ga praktično ni. Ob razpadanju kislih
magmatskih kamenin ne potuje ves kalij do morja. V glavnem ga prej
absorbirajo kaolinski minerah. Clarkov odstotek kahja v granitih je okrog
4 o/o, radioaktivnega K^" je torej okrog 5 ppm. Povprečje radioaktivnega
kahja v kameninah je 2 do 3 ppm. Naravno radioaktivnoi ozadje kamenin,
ki izvira od kalija, pride do izraza samo v kishh magmatskih kameninah.
Jakost radioaktiAmosti kamenin, ki vsebujejo 1 "/o kahja, je 2 //R/h.
Torij
Naravni torij ima atomsko težo 232,12 in sestoji iz izotopov z atomskimi
težami 227, 228, 230, 232 in 234; prevladujejo težji izotopi. Glavni sestavni
del naravnega torija je ooTh^®^, ostah štirje izotopi so- produkt radioaktiv-
nega razpada urana in torija. Med njimi je najbolj razširjen Th^®^, ki je
neposreden potomec U^^®.
V	zemeljski skorji je torij zelo razširjen, Clarkovo povprečje znaša
10 ppm. Največ ga je v kishh in intermediamih magmatskih kameninah
ter v produktih kontaktno pneumatohtskih procesov. Po preperevanju
magmatskih kamenin potuje torij le v obiki detritusa in pride v morje
v suspenzi ji. V klastičnih sedimentih se nahaja torij najbolj pogosto
v fragmentih magmatskih kamenin. Clarkovo povprečje torija v magmat-
162
skih kameninah je 10 do 20 ppm, povečini pa 12 do 15 ppm. V kemičnih
usedhnah ga praktično ni.
Radioaktivno razpadanje Th^^^ je komphcirano, ker so novonastah iz-
otopi tudi radioaktivni. Th232 jj^g^ jg radioaktivnih potomcev, končni pro-
dukt pa je stabilen izotop svinca 82Pb2*'®. Th^^^ najdaljšo razpolovno
dobo med vsemi naravnimi radioaktivnimi elementi: 1,42 X 10^® let. Raz-
pK)lovne dobe njegovih potomcev pa so kratke; najdaljša je 6,7 dni, ki jo
ima njegov neposredni potomec ssRa^^®. Torij hitro vzpostavi radioaktivno
ravnotežje — že v desetih letih, in. je v kameninah vedno v ravnotežju
s svojimi potomci. Radioaktivnost kamenin z 10 ppm Th^^^ 4 ^R/h. Zaradi
visokega Clarkovega odstotka je torij najpomembnejši povzročitelj radio-
aktivnosti kamenin.
Uran
Naravni uran je v glavnem zmes U^^s (o,71 ®/o) in U^^s (99,28 "/»), medtem
ko je U^^^ potomec U^^® in ga je v prirodi samo 0,01 Tudi uran je v ka-
meninah precej razširjen. Clarkovo povprečje v zemeljski skorji je 3 ppm.
Največ ga je v kishh in intermediarnih magmatskih kameninah, v ba-
zičnih in ultra bazičnih pa ga je zelo malo, kar kaže naslednji pregled:
kisle kamenine 3,5 do 7 ppm, povprečno 4 ppm
srednje kisle kamenine 1,4 do 5,6 ppm, povprečno 2 ppm
bazične kamenine 0,2 do 1,8 ppm, povprečno 0,6 ppm
ultrabazične kamenine 0,003 do 0,08 ppm
Clarkovo povprečje urana v magmatskih kameninah ni stalno, neka-,
tere kisle (alkalne) predornine ga vsebujejo več deset do sto ppm.
Pri preperevanju kamenin se štirivalentni uran v vodi oksidira in
prehaja v ur anil ion.
U4+ + 2H2O -> (U6+022-)2+ + 4H+
Stirivalentni uran se v vodi težko topi, šestv^alentni pa je v obhki uranil
iona v vo'di lahko topljiv in v ugodnem okolju potuje v morje. Geokemična
pot urana se torej razhkuje od torijeve in kahjeve; torij se prenaša v glav-
nem v mehaničnem detritusu, kahj pa se absorbira v ghnah. Uranil ion ima
velik radij, precej večji kot drugi dvovalentni kationi. Zato že pri naj-
nižjih koncentracijah nastajajo sekundarni uranovi minerah. Rad se veže
z anioni PO43-, V04^~, As04®~ in SiOg v težkotopne spojine.
V redukcijskem okolju se uran tudi lahko reducira, posebno- v prisot-
nosti žveplovega vodika. V supergenetskem okolju se uran obori iz vode na
ta način, da negativno naelektreni koloidi (silikati, manganovi hidroksidi,
minerah ghn in humus) adsorbirajo uranil ion. Pomembna je adsorbcija
v organskih snoveh, zlasti v bitumenskih.
Glavni izotop urana 92U238 oddaja a žarke. Njegova razpolovna doba je
4,5 X 10^ let. Njegovi radioaktivni potomci oddajajo a in ^ žarke z razhčno
intenziteto gama sevanja. Neposredni potomec je Th^^^ z razpolovno^ dobo
24,1 dni. Naslednji člen je U^^^ z dolgo razpolovnoi dobo 2,48 X 10^ let brez
gama sevanja. Najmočnejše gama sevanje imajo Ra^^^' (1,62 X 10^ let),
163
Pb-^'* (26,8 minut) in Bi^^^ (19,7 minut). Radioaktivno ravnotežje celotnega
niza se vzpostavi v dolgi geološki dobi okrog 1 milijona let. Radioaktivno
ravnotežje med U^^s in Ra^^® je eden izmed kriterijev za oceno gospodar-
skega pomena uranovega nahajališča.
Tudi U^®'' oddaja a žarke ob močnem gama sevanju. Razpolovna doba
tega očeta radioaktivne družine je sorazmerno kratka — znaša 7 X 10® let.
To je razlog, da ga je v naravnem uranu kohčinsko malo. Razen nepo-
srednega potomca Pa^si (3,43 X 10^ let) imajo vsi drugi radioaktivni po-
tomci kratke razpolovne dobe. Večina členov te radioaktivne vrste oddaja
močno gama sevanje. Končni produkt radioaktivnega razpada U^®-^ je
stabilen Pb^"®, Radioaktivno ravnotežje se vzpostavi v kratki geološki dobi
okrog 35 000 let.
Naravni uran jo v ravnotežju s svojimi radioaktivnimi potomci po-
memben vir radioaktivnosti kamenin. Ekvivalentni kohčini urana za ele-
mentarno kohčino sevanja sta za torij 0,27 in za kahj 1,52 X Uran je
prtcej bolj radioaktiven kot drugi radioaktivni elementi. Kamenina z
10 ppm urana ima jakost sevanja 10 //R/h.
Jakost kozmičnega sevanja na zemeljskem površju je do 6 /^R/h. Za
oceno radioaktivnosti kamenine ah določene geološke htološke enote mo-
ramo ugotoviti parcialna sevanja, ki so posledica Clarkovih povprečij
torija, urana in kahja. V ta namen je treba določiti vsebnost teh elemen-
tov v kamenini.
Metode radiometrične prospekcije
Naravnoi radioiaktivnost kamenin merimo z ustreznimi terenskimi in-
strumenti, npr. Geiger-Müller j evimi števci ah s scintilometri. Razhkujemo
regionalno, poldetajlno in detajlno radiometrično prospekcijo.
Regionalna prospekcija raziskuje radioaktivnost geoloških formacij in
ugotavlja naravno radioaktivno ozadje na širšem prostoru v majhnem
merilu, 1 :25.000 ali še manjšem. Po rezultatih meritev se ocenjujejo po-
samezne geološke formacije glede na možnost nastopanja uranovih in to-
rijevih nahajahšč.
Poldetajlna radiometrična prospekcija je omejena na manjši pr'ostor.
Določene geološke htološke enote raziskujemo v merihh 1 :5000 do
1 :10 000 tako na gosto, da zanesljivo najdemo radioaktivne anomahje, če
obstajajo.
Z detajlno prospekcijo kontrohramo najdene anomalije. Merimo siste-
matično po zelo gosti mreži. Vzporedno izvajamo razkope, manjša rudarska
dela in phtvo vrtanje. Ce pri tem najdemo rudni izdanek, postane anoma-
hja radioaktivnosti rudna anomahja. Po rezultatih detajlne prospekcije
končno ocenimo pojav anomalne radioaktivnosti.
Metode radiometrične prospekcije so' naslednje:
Peš prospekcija. Prednost te metode je v neposrednem stiku
prospektorja s kameninami; instrument se prisloni na kamenino. Pri tem
je možno meritve detajhrati brez dodatnih del.
Ta metoda je poceni in daje dobre rezultate posebno^ na odkritih terenih
ter v koritih rek in potokov. Uporabna je kot regionalna, poldetajlna in
164
detajlna. Druge metode (avionska in avtomobilska) se pogosto dopolnjujejo
s peš prospekcijo.
Avtomobilska prospekcija. Radiometer, montiran na teren-
sko vozilo, omogoča merjenje radioaktivnosti po poteh. Ta metoda je eno-
stavna in tudi poceni, vendar je neugodno to, da je uporabna samo po pre-
voznih trasah. Zato se uporablja le v regionalnem in poldetajlnem obsegu
na terenih z gosto mrežo poti.
Avionska prospekcija. Posebni radiometri se montirajo na
letala in helikopterje. Ta metoda je uporabna predvsem za regionalno pro-
spekcijo velikih površin, vendar je zelo draga. Letala so primerna le za
prospekcijo ravnih površin. Najdražja metoda je helikopterska, ki se
uporablja na goratem ozemlju. Anomalije radioaktivnosti kontroliramo po
drugih metodah.
Merjenje radioaktivne emanaeije. V družinah radioaktiv-
nih elementov Th^^^^ U235 jj^ u^^s je eden izmed članov plemeniti phn radon,
ki sestoji iz treh izotopov. Najbolj razširjen je Rn^^^, ki je potomec U^^®,
in ima razpolovno dobo 3,82 dni, kar zadostuje, da lahko potuje precej
daleč po razpokah v kameninah, zemljiščih in podzemeljski vodi. Na-
sprotno pa ima Rn^i», ki je potomec U zelo kratko razpolovno dobo
3,92 sekunde in ga je v naravi zelo malo. Nekohko bolj razširjen je po-
tomec Th^^^ toron Rn Ima razpolovno dobo 52 sekund in ne potuje
daleč, nabere pa se ga tohko, da nastane phnska avreola precejšnje kon-
centracije.
Navzočnost radona in njegovih radioaktivnih potomcev ugotavljamo
tako, da iz določene globine zemljišča vsrkamo z ustrezno sondo zrak
v ionizacijsko celico. Po stopnji ionizacije v določenem času sklepamo
na izotopno sestavo- in koncentracijo radona. Toron vzpostavi ravnotežje
s svojimi potomci že v treh minutah, radon pa potrebuje za to tri ure.
Merjenje radioaktivne emanaeije se redko uporablja kot raziskovalna
metoda za regionalno prospekcijo, bolj pogosto pa pri poldetajlni in detajlni
prospekciji po profihh. Ta metoda daje dobre rezultate- v zmerno' vlažni
khmi.
Gama sondiranje. Po tej metodi merimo- radioaktivnost v plitvih
sondah v deluviju, zlasti radioaktivnost mehaničnih avreol na rudnih iz-
dankih. Merimo le do določene globine, ah pa do razhčnih globin. Klima
na to metodo ne vphva v večji meri, vendar je globlje sondiranje v večjih
sušah oteženo.
Za regio'nalno prospekdjo se gama sondiranje redko uporablja, ustreza
pa za poldetajlno in detajlno prospekcijo- zlasti na poikritih terenih, kjer
s peš prospekcijo- ne dobimo dobrih rezultatov.
Prospekcija spotoma. V prvih dneh prospekdje urana so na
široko organizirah tako imenovano lovsko prospekcijo. Terenskim delav-
cem (geologom, rudarjem, gozdarjem, poljedelcem in dr.) so dah Geiger-
Müller jeve števce, da bi p-ri svojem rednem delu merih tudi radioaktivnost.
Od časa do časa so jih obiskovali strokovnjaki in kontrolirali prijavljene
pojave radioaktivnosti. Tudi danes geologi in ljudje drugih pokhcev me-
rijo radioaktivnost spotoma, ko kartirajo ah opravljajo druga terenska
dela. Sem štejemo tudi revizijo rudarskih del, tj. meritve radioaktivnosti
165
v jamskih prostorih obratujočih in dostopnih rovih opuščenih rudnikov
in premogovnikov. Prav tako spotoma opravijo gama karotiranje globokih
raziskovalnih vrtin, ki jih sicer vrtajo v druge namene, npr. za raziskavo
phnskih in naftnih nahajahšč.
Radiometrična prospekcija v Sloveniji
Takoj po drugi svetovni vojni so' tudi v Sloveniji pričeli iskati nuklearne
surovine. Pri reviziji slovenskih rudnikov so v Idriji izmerili zvišano radio-
aktivnost skrilavca skonca. V letih 1951 in 1952 so v idrijski okolici do
Škofje Loke izvedli regionalno in poldetajlno peš prospekcijo, vendar
ugodnih rezultatov niso dosegli.
Leta 1953 so našh zvišano^ radioaktivnost premoga v Kočevju, Kaniža-
rici in Vremskem Britofu. Se istega leta so pričeli s poskusnim kurjenjem
radioaktivnega premoga v treh podjetjih, ki so' se obvezala, da bodo' shra-
njevala pepel. Sistematično je bil raziskan premogovnik Kočevje. Leta 1957
so z raziskavami prenehah, ker ni bilo' rešeno vprašanje predelave uran-
skega premoga v koncentrat.
Prvi pomemben uspeh na področju raziskav jedrskih surovin v Slo-
veniji je prinesla radiometrična prospekcija grödenskega peščenjaka na
Žirovskem vrhu leta 1960. Z razkopi in kratkimi rovi so našh prve rudne
pojave. Naslednje leto so nadaljevah z rudarskimi raziskavami in vrta-
njem. Prav tako so nadaljevali p'oldetajlno radiometrično' prospekcijo na
območju Zirovski vrh—Praprotno—Zminec—Skofja Loka. Uporabili so
metode peš prospekcije, radioaktivne emanacije in gama sondiranja, da bi
ugotovih najustreznejšo metodo za detajlno prospekcijo glede na klimo.
Leta 1962 so izvedli poldetajlno prospekcijo proti Sovodnji in Cerk-
nemu. Pri tem so raziskah tudi območje kremenovega porfir j a. Na Žirov-
skem vrhu so nadaljevali poldetajlno' in detajlno prospekcijo z gama son-
diranjem in manjšimi razkopi.
V letu 1963 so poldetajlno raziskali granitni masiv Cme in njegov
pokrov. Na krajih anomalne radioaktivnosti so še istega leta pričeli z de-
tajlno prospekcijo, ki so jo končali naslednje leto. Nato so glavne raziskave
koncentrirali na Žirovskem vrhu. Drugod so le spotoma izvajali pro-
spekcijo rudnikov in gama karotiranje vrtin, zlasti v grödenskem pešče-
njaku.
Ocena raziskanih nahajališč v Sloveniji na podlagi anomalne
radioaktivnosti
Doslej so v Sloveniji našh zvišanoi radioaktivnost v sedimentih mlajšega
paleozoika. Starejši sedimenti so v Sloveniji le malokje odkriti in ne kažejO'
radioaktivnih pojavov.
Kisle in intermediarne magmatske kamenine so' na splošno možni no-
silci jedrskih snoivi. Intruzivne kamenine je erozija odkrila na Pohorju
in v Cmi na Koroškem. Te globočnine spremljajo mlajše predornine in
tufi.
Med predominami je zanimiv kremenov porfir v okohci Cerknega, ker
ima z njim. lahko genetsko zvezo uranova ruda na Žirovskem vrhu.
166
SI. 1. Skica radio-
metrično raziska-
nih delov Slove-
nije
1	grödenske plasti
2	raziskano območje
Fig. 1. Sketch map
showing the areas
of Slovenia p^
si)ected by radio-
metric methods
1	Groden beds
2	Prospected area
Tudi terciarni sedimenti so možni nosilci urana in torija, vendar je v
primerjavi z mladopaleozojskimi verjetnost njihovega orudenja manjša.
Zato jih doslej niso raziskovah v večjem obsegu.
V	naslednjih poglavjih bomo podah nahajahšča z zvišano radioaktiv-
nostjo ne glede na geološko starost in sestavo kamenin. Pregled smo sesta-
^nh po naslednjih tektonskih enotah: Posavske gobe, Karavanke ter Ko-
čevska kotlina in Črnomaljska plošča (si. 1).
Posavske gube
Tektonska enota Posavskih gub obsega osrednji del Slovenije od Idrije
prek Zirovskega vrha. Škofje Loke, Trojan in Litije ter Laškega in Krškega
do hr\'atske meje, kjer jo prekrivajo najmlajši sedimenti. Njihovo jedro
sestoji iz mladopaleozojskih skladov. Grödenske plasti prihajajo na površje
na mnogih krajih in v njih so zlasti v zahodnem delu Posavskih gub iz-
merili številne anomahje radioaktivnosti.
Idrija. V jami idrijskega rudnika so večkrat ponovili radiometrične
raziskave. Takoj v začetku so ugotovih, da je skrilavec skonca 5 do- 10-krat
bolj radioaktiven kot druge kamenine idrijskega rudišča. Jakost njegove
radioaktivnosti znaša 50 do 320 //R/h, ponekod doseže celo 700 /^R/h. Me-
litve kažejo, da je talninski del plasti skrilavca bolj aktiven kot krovnin-
ski. Bolj ah manj je skrilavec skonca aktiven na vseh obzorjih rudnika.
Tudi zvišana radioaktivnost stare žhndre, nakopičene iz topilnice, verjetno
iz\'ira od tega skrilavca. Toda na površju v Zaspani grapi ni pokazal zvi-
šane radioaktivnosti. Posamezni vzorci iz jame pa so vsebovali do 0,2 ®/o U.
Zato so v letih 1953 do 1957 odkopavah kamenino z aktivnostjo nad
100 ^R/h kot uranovo rudo. Skupno so odkopah okrog 1657 ton radio-
aktivnega skrilavca. Celotne zaloge skrilavca v Idriji so ocenih na več mih-
jonov ton, pri raziskovanju in pridobivanju živosrebrne rude pa so odkopah
okrog 1 mihjona ton.
Uran in torij sta v Idriji v radioaktivnem ravnotežju s svojimi potomci.
Skrilavec sestoji iz hišic radiolarij in železnate bituminozne snovi ter
vsebuje pirit in dnabarit. Njegova radioaktivnost ni v zvezi s cinabaritom.
Verjetno je uran prišel v skrilavec skonca singenetsko.
Na 10, obzorju so izmerih visoko anomahjo 10 000 //R/h (M. Vujič, 1963),
ki jo je povzročila smolnata uranova ruda neposredno na kontaktu skri-
lavca skonca in dolomita, Drobd rude so bih veliki 1 cm.
Kamenine v idrijskem rudišču kažejo naslednje stopnje radioaktiv-
nosti:
dolomit	12 do 20 ^R/h
tuf	25 do 30 juR/h
konglomerat	15 do 25 //R/h
skrilavec	30 do 50 ^R/h
skrilavec skonca 50 do 320 /iiR/h, ponekod še več.
V	idrijski jami so našh tudi sivi grödenski peščenjak, ki je pa drugačen
kot na Zirovskem vrhu. Je dobro- sortiran in cementiran. Odložen je bil
verjetno dlje od obale. Zvišane radioaktivnosti ne kaže.
168
1 glavni dolomit (zgornja
triada), 2 apnenec (zgornja
trlada), 3 tuf ski peščenjak
in skrilavec (srednja in
zgornja triada), 4 werfen-
ske plasti (spodnja triada),
5 apnenec in dolomit (zgor-
nji perm), 6 grödenske pla-
sti (srednji perm), 7 glina-
sti skrilavec in peščenjak
(srednji ali zgornji karbon),
8 kremenov porfir, 9 ano-
malije radloakljivnosti
1 upper dolomite (Upper
Triassic), 2 limestone (Upper
Triassic), 3 tuffaceous sand-
stone and shale (Middle and
Upper Triassic), 4 Werfe-
nian beds (Lower Triassic),
5 limestone and dolomite
(Upper Permian), 6 Gröden
beds (Middle Permian), 7
shale and quartz sandstone
(Middle or Upper Carboni-
ferous), 8 quartz porphyry,
9 radiometric anomalies
SI. 2. Geološka karta z anomalijami radioaktivnosti v okolici Cerknega
Fig. 2. Geologic map showing the radiometric anomalies in Cerkno area
Zanimiv je x>ojav ZAÖsane radioaktivnosti v Ravenski (Celikovi) jami
nad Zelinjem. Ob vhodu v jamo znaša radioaktivnost dolomita 40 do
50 ^R/h, v zgomjem delu jame okrog 18 /^R/h, v spodnjem delu jame pa
200 do 350 fiRjh. Radioaktivnost preperelega dolomita je tem večja, čim
dlje gremo v jamo.
Cerkno. Pri Cerknem se začne pas grödenskega peščenjaka, ki se
vleče proti vzhodu in jugovzhodu prek Sovodnji in Zirovskega vrha do
Smrečja. Zahodno od Cerknega se nahaja predornina in njen tuf. Radio-
metrična prospekcija je obsegla grödenske sklade zahodno od Poljanske
Sore ter sosednje geološke formacije vključno kremenov porfir in tuf.
Najnižjo radioaktivnost kažejo sosednje kamenine, dolomit in apnenec
5 do 7 //R/h, glinasti skrilavec z vložki peščenjaka in konglomerata pa 6
do 8 //R/h. Grödenski peščenjak in skrilavec sta nekohko bolj radioaktivna:
rdeč 7 do 9 /iR/h in siv 10 do 12 //R/h. Podobno radioaktivnost imajo ra-
beljske p'lasti (9 do' 11 //R/h). Bolj radioaktivna sta kremenov porfir in
njegov tuf (14 do 16 //R/h).
Pri Fužinah so našli bloke sivega peščenjaka z radioaktivnostjo do
100/iR/h. Vzorec so anahzirah in dobili 0,03 °/o urana. Očitno' bloki niso
rnogh priti od daleč, vendar' ustreznega izdanka niso našh.
V kremenovem porfiru zahodno od Cerknega in vzhodno od Novakov
(si. 2) so ob razpokah, zapoilnjenih z limonitiziranim in kaohniziranim ma-
terialom, izmerili na več krajih radioaktivnost 30 do 35 //R/h. Improvizi-
rane detajlne meritve na nekaterih krajih so pokazale, da se radioaktiv-
nost zmanjšuje z naraščajočo globino. Indikacija smolnate uranove rude
v kremenovem porfirju kaže na možnost, da se v tej predornini najde
uranova ruda.
Zirovski vrh. Zirovski vrh sestoji večidel iz mladopaleozojskih
sivih in rdečih grödenskih plasti ter glinastega skrilavca, ki tektonsko
leže na triadnem skrilavcu in dolomitu. Sive plasti sestoje iz peščenjaka in
konglomerata in vsebujejo uranovo rudo. Radioaktivnost sosednjih plasti
(dolomita in rabeljskega skrilavca) je navadno pod 10 //R/h; skrilavec je
bolj aktiven.
Clarkovo povprečje radioaktivnih elementov v grödenskih plasteh (S.
Gojkovič, 1964) je naslednje:
1. rdeči peščenjak na podlagi 90 vzorcev iz vrtin:
Uran	2,26 ± 0,07 ppm
torij	12,42 ± 0,36 ppm
kaHj	2,14 ± 0,21 ppm
Ekvivalentena radioaktivnost kamenin rdečih plasti, izračunana na p^o-
dlagi tega povprečja je:
za uran 2 //R/h
za torij 5 //R/h
za kahj 4 //R/h
skupaj 11 //R/h + kozmično sevanje
170
2. sivi peščenjak na podlagi 111 vzorcev iz vrtin:
uran 5,76 ± 0,26 ppm, kar ustreza 6 ^aR/h
torij 7,84 ± 0,29 ppm, kar ustreza 3 //R/h
kalij 1,61 ± 0,06 «/», kar ustreza 3 ^R/h
12 /iR/h + kozmično sevanje
sivi peščenjak s površja na podlagi 36 vzorcev:
uran 4,41 ± 0,36 ppm, kar ustreza 4 ^R/h
torij 7,82 ± 0,52 ppm, kar ustreza 3 /^R/h
kalij 1,66 ± 0,14 "/o-, kar ustreza 3 ^R/h
10 /^R/h + kozmično sevanje
vložki rdečega peščenjaka v sivem na podlagi 24 vzorcev:
uran 2,52 ± 0,20 ppm, kar ustreza 3^^ R/h
torij 11,09 ± 0,63 ppm, kar ustreza 4/^R/h
kalij 2,45 ± 0,17 V», kar ustreza 3 /^R/h
skupaj 10 //R/h + kozmičnO' sevanje
Radioaktivtni elementi v kohčini Clarkovega povprečja so prišh v ka-
menine singenetsko. Prvotno stanje se med diagenezo in epigenezo ni
bistveno spremenilo. Anahze kažejo, da je kahja več v rdečem peščenjaku,
kar velja tudi za njegove vložke v sivem peščenjaku. Vzorci sivega pešče-
njaka s površja in iz vrtin vsebujejo enako kohčino kahja.
Torija je znatno več v rdečem peščenjaku, kar velja tudi za vložke
rdečega peščenjaka v sivem. Njegova kohčina ustreza Clarkovemu po-
vprečju v kameninah. Visoka vsebnost torija kaže na kontinentalno ah
epikontinentalno- sedimentacijo. V sivem peščenjaku je torija precej manj,
kar kaže na mo^rsko sedimentacijo. Torij se težko topi, zato med sedimen-
tacijo ne potuje daleč, večji del ga ostane na kopnem in v obalnem pasu
morja. Na slabo mobilnost torija kažejo njegove enake kohčine v sivem
peščenjaku na površju in v vrtinah.
Urana je več v sivem peščenjaku. Rdeči peščenjak vsebuje manj urana
kot znaša Clarkovo povprečje v kameninah zemeljske skorje, to velja tudi
za vložke rdečega peščenjalca v sivem. Sivi peščenjak vsebuje enake koh-
čine urana kot kisle magmatske kamenine. Zanimivo- je, da vzorci sivega
peščenjaka s površja vsebujejo manj urana kot jedra vrtin (iz večjih glo-
bin). Kaže, da okrog 20 ®/o urana spere podzemeljska voda, ki vsebuje
kisik.
Disperzija uranovih odstotkov je vedno- večja o-d torijevih. V rdečem
peščenajku je torijeva disperzija manjša kot v sivem. Isto je še bolj po-
udarjeno' pri uranu; v rdečem peščenjaku je njegova disperzija 30 "/o,
v sivem pa 50 ®/o. Ta razhka je posledica razmerja med topljivim in ne-
to pljivim uranom. Rdeči peščenjak vsebuje precej manj topljivega urana
171
kot sivi. Zato v površinskih delih pride do migracije, ozü'oma izpiranja
urana v glavnem v sivem peščenjaku.
Na podlagi odstotkov radioaktivnih elementov izračunani naravni
radioaktivni ozadji sivega in rdečega peščenjaka sta enaki. Toda radio-
aktivnost sivega peščenjaka je kvahtetnejša, ker prihaja večji del njego-
vega parcialnega sevanja od urana.
V	sivem peščenjaku so izmerili zvišano radioaktivnost na mnogih na-
ravnih in umetnih izdankih, v koritih in na bregovih potokov ter v cestnih
vsekih. Anomalno radioaktivnost so pokazali celo posamezni bloki v po-
tokih. V nekaterih blokih so našh sekundarne uranove minerale, ko so
jih razbili.
Prvo anomahjo radioaktivnosti so izmerili med peš prospekcijo na
severovzhodnem pobočju Zirovskega vrha dne 29. maja 1960 (D. Iva no-
vic, 1961), Rezultate te prospekcije bomo oipisah na kratko (glej si. 3).
Prvo izmerjeno nahajališče z zvišano radioaktivnostjo je Brebovnica
med zaselkoma Mavemik in Mrak. Na steni cestnega vseka je bilo izmer-
jeno 40 //R/h, v nanosu poleg ceste pa 15 do 100 //R/h (naravno radioaktivno
ozadje 7 doi 10//R/h). Na kraju anomalije so z razkopavanjem našh oran-
žaste in zelene sekundarne uranove minerale ter pri tem izmerih zelo
visoko radioaktivnost prek 10 000 //R/h. V neposredni bhžini anomahje so
potoku našh bloke in prodnike sivega peščenjaka s sekimdamimi ura-
novimi minerah. Bloki so bili oddaljeni od izdanka do 1000 metrov. Iz
razkopa so pognali raziskovalni rov. V njem so našli lečo bogate uranove
rixde. Oranžasto rumena ruda je vsebovala v glavnem dumontit in malo
torbemita. Radioaktivnost je bila celo višja, kot je bilo možno izmeriti
z radiometrom (20 000 /fR/h), analiza pa je pokazala več odstotkov kovine.
V	potokih, ki se izlivajo v potok Zalo nizvodno od talnine sivega pešče-
njaka, so našh bloke z zvišano radioaktivnostjo do 130 //R/h. To območje
so detajlno izmerih v provizorični mreži 50 X 50 m in v enem izmed pro-
filov od severa proti jugu našh več anomalnih radioaktivnosti. Z razkopi
so nato odkrih sekundarne uranove minerale v črnih vključkih organske
snovi v sivem peščenjaku. V bhžini Zale so izkopah raziskovalni rov in
z njim presekah sivi peščenjak z radioaktivnostjo 100 //R/h, najvišja ja-
kost pa je znašala 200 //R h. Tudi tu so v razkopih našh sekundarne mi-
nerale urana; njihova radioaktivnost je bila do 5000/<R/h. V pritokih Zale
so našh še več anomalnih radioaktivnosti. Anomahjo P-6 so najprej raz-
kopah in nato iz razkopa pognah na obe strani raziskovalna rova. Našh so
plast bogate uranove rude s smerjo severozahod—jugovzhod. Radioaktiv-
nost je povečini znašala do 1000/^R/h, v redkih primerih pa je dosegla
20 000 //R/h. Vpada rudnega telesa niso mogli jasno ugotoviti, niti njegove
SI. 3. Geološka in radiometrična karta severovzhodnega pobočja Zirovskega vrha
1 skrilavec in dolomit (zgornja triada), 2 rdeče grödenske plasti (srednji perm), 3 sive
grödenske plasti (srednji perm), 4 glinasti skrilavec in peščenjak (zgornji karbon),
5 izorade, 6 radioaktivnost nad lOO'VR/h
Fig. 3. Geologie and radiometric map of the northeastern slope of Zirovski Vrh
1 shale and dolomite (Upper Triassic), 2 red Gröden beds (Middle Permian), 3 grey
Gröden beds (Middle Permian), 4 shale and quartz sandstone (Upper Carboniferous),
5 isorads, 6 radioactivity exceeding 100 t^R/h
172
oblike. Domnevali pa so, da gre za rudno telo, ki je vzporedno s plastovi-
tostjo. Sele pozneje je bilo ugotovljeno, da sekimdami uranovi minerali
slede kHvažnim ploskvam, medtem ko so primarna rudna telesa vzporedna
s plastovitostjo.
SI. 4. Geološki in radiometrični načrt razkopa
1 deluvialni nanos, 2 sivi peščenjak, 3 sivi konglomeratni peščenjak, 4 izorade
Fig. 4. Geologie and radiometrie map of the test pit
1 deluvial deposits, 2 grey sandstone, 3 grey conglomerate sandstone, 4 isorads
V cestnem vseku je büa izmerjena na steni anomalija P-4 jakosti več
100 /nR/h (si. 4). Z razkopom so našH sekundarne uranove minerale, ki so
jim sledili s kratkim smernim raziskovalnim rovom, dokler se niso izkUnili.
Radioaktivnost je büa visoka, ponekod 5000 do 10 000 //R/h. Tudi to rudno
telo je bilo v sivem srednjezmatem peščenjaku z dobro razvito khvažo,
medtem ko plastovitosti ni bilo mogoče opaziti. Povsod pa so našh povr-
šinske spremembe z limonitizadjo ob prisotnosti podzemeljske vode. Po-
gosto so našh črno snov, najbolj verjetno organsko snov s hidroksidi man-
gana in železa.
Anomahjo N-1 so našh v jarku, kjer je bil precej na debelo nakopičen
deluvialni nanos. Izmerih so 20 //R/h. Iz razkopa so nato naredili kratek
vpadnik in našh kose sivega peščenjaka s sekundarnimi uranovimi mine-
rali. Pri nadaljevanju vpadnika orudenih kosov ni bho več. Zaradi vehke
debehne nanosa niso prišh do primarnega rudnega telesa. Pozneje so ugo-
tovih, da so se kosi peščenjaka s sekundarnimi minerah nabrah na kar-
bonskem ghnastem skrilavcu. Ta anomahja predstavlja mehanično avreolo,
izdanek pa je lahko zelo daleč.
174
Na kraju majhne anomahje P-2 so izkopah kratek rov in v njem
našh po razpokah prelomne cone autunit in torbernit v obhki sigastih
prevlek, ki so se verjetno izločile iz podzemeljskih vod.
Visoko anomahjo so izmerili v potoku Košimica. Z razkopavanjem so
našh sekundarne uranove minerale. Med njimi je prevladoval dumontit.
Z razkopom na bregu potoka sO' odkrih precej veliko limonitizirano po-
vršino z oranžno rumenimi in zelenimi uranovimi minerah. V kratkem
raziskovalnem rovu je bila rudna plast močno impregnirana z dumontitom
(si. 5). Radioaktivnost je znašala prek 20 000 //R/h. Vzorci so vsebovali nad
1 "/a urana. V rovu so pozneje pri detajlnem geološkem kartiranju opa-
žih, da orudenje sledi plastovitosti. Plasti na tem kraju vpadajo proti
severu in severovzhodu, podobno' kot khvaža, ki je pa tu slabo razvita.
SI. 5. Geološka in radiometrična karta raziskovalnega rova
1 sivi peščenjak, 2 izorade
Fig. 5. Geologie and radiometric map of adit
1 grey sandstone, 2 izorade
Majhna anomalija 30 //R/h na severnem pobočju Zirovskega vrha se
je po razkopavanju povečala na 500 //R/h. Povzročal jo je sivi srednjezrnati
peščenjak. Sekimdamih uranovih mineralov ni vseboval.
V	potoku Dršak so nakopičeni bloki in oblice sivega peščenjaka in kon-
glomerata z višjo radioaktivnostjo. Severno od tega potoka pri meritvi
nisoi registrirah anomalnih radioaktivnosti.
V	južnem delu Zirovskega vrha so bile anomahje redke in povečini
nizke (do 30 /iR/h). Višjo vrednost (do 200 juR/h) so dobili le na Golem
vrhu zahodno od kote 887 m in na poti pri jezeru Smrečje. Teh anomahj
niso detajlno raziskah.
175
Rezultati peš prospekcije so pokazali, da sta orudena sivi grödenski
peščenjak in konglomerat na severovzhodnem pobočju Zirovskega vrha
v pasu, dolgem nad 10 km, med Fužinami in Smrečjem, Največ anomalij
je med potokoma Dršak in Brebovnica (okrog 5 km). Bloki in oblice z zvi-
šano radioaktivnostjo in ponekod s sekundamimi uranovimi minerah so
preneseni precej daleč od izdankov (do 1 km). Rudni izdanki, odkriti z raz-
kopavanjem, slede smeri sivih grödenskih plasti, oziroma meji med sivimi
in rdečimi plastmi. To kaže, da uran ni raztresen po vsej debelini sivih
plasti, temveč se nahaja v glavnem v določenem stratigrafskem horizontu
precejšnje debehne prek 100 m.
Rovte. Radioaktivna prospekcija izdankov grödenskega peščenjaka
in karbonskega ghnastega skrilavca pri Rovtah južno od Smrečja na Zi-
rovskem vrhu je pokazala jakost 6 do 10 //R/h. Gama karotiranje vrtin, ki
so jih tod vrtah med raziskavami živega srebra, je tudi dalo le vrednosti
v mejah naravnega radioaktivnega ozadja.
Škof ja Loka. Regionalna peš prospekcija je obsegla širšo okolico
Škofje Loke od Polhovega Gradca prek Zminca in Praprotnega do Res-
nice. Največja širina izmerjenega terena se je raztezala med Poljansko
in Selško dohno od Blegoša prek Koprivnika (1389 m), Mladega vrha
(1205 m) do Lubnika. Najnižjo radioaktivnost so imele karbonatne kame-
nine (do 4/fR/h). Rezultati meritev v grödenskih plasteh so' naslednji:
kremenov konglomerat 5 do 7//R/h, vijohčasti skrilavec 6 do 10/iR/h,
rdeči peščenjak in skrilavec 8 do 14 //R/h in sivi peščenjak 10 do 16 //R/h.
Anomahje so našh v sivem grödenskem peščenjaku in konglomeratu.
Med karboffiskimi plastmi je bil najbolj radioaktiven temen ghnasti skri-
lavec (12 doi 15 /fR/h, ponekod celo do 25 /^R/h), sledil je peščenjak (8 do
12 /tR/h), konglomerat (4 do' 7 //R/h), najmanj pa apnenec (do 4 /iR/h).
V	triadnih plasteh prevladujejo- karbonatne kamenine. Merih so jih le
na meji z mladopaleozojskimi skladi. Njihova radioaktivnost ni presegla
4 //R/h.
V	okohci Škofje Loke so našli naslednje anomalne radioaktivnosti:
Na cesti v zaselku Sveti Tomaž so našh kose sivega peščenjaka z radio-
aktivnostjo do 300 /fR/h. Nato so z detajlnimi meritvami našh dva pojava
večje radioaktivnosti. Prvi se nahaja v sivem peščenjaku. V razpoki so
\ddni sekimdami zeleni uranovi minerah in sulfidni minerah. V neposredni
bhžini so v konglomeratnem peščenjaku izmerih prek 1000 /^R/h; sekun-
darnih uranovih mineralov pri tem niso opažih.
V	okohci teh dveh anomahj so na več krajih našh zvišano radio-
aktivnost 40 do 700 /tR/h (si. 6). Detajlne meritve pa so pokazale, da gre
za mehanično avreolo, ker so radioaktivni le bloki in kosi sivega pešče-
njaka, raztreseni v deluvialnem nanosu.
V	bhžini cerkve sv. Valentina so- našh več anomalnih radioaktivnosti.
Na kraju, kjer so izmerili 90/{R/h, so razkopavali, vendar primarnega
izdanka niso O'dkrih, temveč le kose sivega peščenjaka z vidnimi sekundar-
nimi uranovimi minerah.
Na vaški cesti v okohci vasi Rupar so- našh kos radioaktivnega sivega
peščenjaka. Z detajlnimi raziskavami so na majhni površini okrog 20 m^
našh bloke sivega peščenjaka s premerom 1 m. Njihova radioaktivnost je
176
SI. 6. Geološka karta z anomalijami radioaktivnosti v okolici Škofje Loke
1 dolomit in apnenec (srednja triada), 2 grödenske plasti (srednji perm) 3 peščenjak,
konglomerat in glinasti skrilavec (srednji ali zgornji karbon), 4 anomalije radioaktivnosti
Fig. 6. Geologic map showing the radiometric anomalies in Škofja Loka area
1 dolomite and limestone (Middle Triassic), 2 Gröden beds (Middle Permian), 3 sandstone,
conglomerate, and shale (Middle or Upper Carboniferous), 4 radiometric anomalies
bila V mejah 30 do 400 //R/h. Peščenjak vsebuje pirit in je hmonitiziran.
Na pobočju so našh tudi izdanek sivega peščenjaka z radioaktivnostjo do
100 //R/h. Pozneje so ugotovili, da je anomalija na območju karbonskih
sedimentov.
Na sevemem poibočju Lubnika so v grapi, odprti proti Selški Sori,
številni bloki in kosi sivega peščenjaka na triadnem dolomitu. Radio-
aktivnost doseže 500 //R/h. Primarnega izdanka niso našh.
Severovzhodno od Breznice so izmerih nizko radioaktivnost modri-
kastega ghnastega materiala z apnenimi kosi. Verjetno je v bhžini kon-
takt grödenskih plasti s triadnim apnencem.
Jugovzhodno od Zminca so v potoku (Vodnik) prodniki sivega pešče-
njaka s sevanjem do 60 //R/h. Izdankov sivega peščenjaka niso našh. Ano-
mahjo radioaktivnositi nizke jakosti so izmerih tudi v žih kaohniziranega
materiala v zelenem peščenjaku.
Radioaktivnost sivega drobnozmatega peščenjaka v grapi, odprti proti
Bukovskemu potoku, je znašala do 25 //R/h, Po razpokah soi vidni sekun-
dami bakrovi minerah. Zvišano radioaktivnost je pokazal tudi nanos.
10 — Geologija 14
177
Severovzhodno od Cmgroba so našh sivi kremenov peščenjak z radio-
aktivnostjo do 35 //R/h.
Pregledali smo tudi magmatske kamenine in tufe na Bezoviškem hribu
in v Nemiljah. Med kameninami prevladuje kataklaziran porfirski tuf
z radioaktivnostjo 10 do 18 //R/h.
Trojanska antiklinala. Jedro trojanske antikhnale sestoji iz
mladopaleozojskih kamenin, ki smo^ jih raziskah od Trojan prek Trbovelj
do Laškega. Radioaktivnost karbonskih plasti je odvisna od petrografske
sestave in se giblje med 4 in 15 //R/h. Le glinasti skrilavec je pionekod
dosegel 25 //R/h.
Na karbonskih sedimentih leže grödenske plasti (si. 7), ki se pokažejo
na površju v ozkih pasovih na severnem in južnem krilu antikhnale. Sestoje
iz sivega in rdečega peščenjaka, skrilavca in konglomerata. Radioaktivnost
sivega in rdečega peščenjaka je pribhžno enaka in znaša 6 do 15//R/h; le
ponekod je višja. Našh so le eno^ samo anomalno vrednost pri Knezdolu
SI. 7. Geološka karta z anomalijami radioaktivnosti trojanske antiklinale
1 dolomit in apnenec (srednja triada), 2 werfenske plasti (spodnja triada), 3 grödenske
plasti (srednji perm), 4 glinasti skrilavec, peščenjak in konglomerat (karbon), 5 anomalije
radioaktivnosti
Fig. 7. CJeologic map showing the radioimetric anomalies of Trojane anticline
1 dolomite and limestone (Middle Triassic), 2 Werfenian beds (Lower Triassic), 3 Gröden
beds (Middle Permian), 4 shale, sandstone, and conglomerate (Carboniferous), 5 radiometric
anomalies
178
severozahodno od Trbovelj. Tanki (do 0,5 m) vložki sivega peščenjaka v
rdečem peščenjaku in skrilavcu so imeh radioaktivnost do 28 //R/h, rdeči
peščenjak pa do 20 //R/h.
Radioaktivnost triadnih sedimentov, ki leže na grödenskih, ni presegla
6 //R/h,.
Litijska antiklinala. Regionalna peš prospekcija je zajela
mladopaleozojske sklade na območju St. Jurij, Svibno, Radeče, Vrhovo,
St. Janž. V karbonskih plasteh so izmerih 4 do 15 /<R/h, v grödenskih pa
6 do 15 /{R/h. Grödenske plasti predstavlja rdeči peščenjak s tankimi vložki
sivkasto- zelenega peščenjaka v talninskem delu.
Karavanke
Mladopaleozojski skladi so na površju v zahodnih Karavankah med
Mojstrano in Jezerskim. Vzhodno od tod jih prekrivajo- mezozojske plasti.
Radioiaktivnost karbonskih in permskih sadimentov je odvisna od njihove
petrografske sestave.
V	širši okohci Tržiča so- izmerili naslednje vrednosti v karbonskih
plasteh: karbonatne kamenine do 4 /{R/h, konglomerati 4 do 7 /{R;h in
peščenjaki do 10//R/h, ponekod do 12//R h. Spodnjepermske usedhne so
radioaktivne na ravni spontanega sevanja. V grödenskem horizontu pa
imajo višjo radio-aktivnost (8 do 15 /{R/h) vložki sivega peščenjaka v rdečih
plasteh, med katerimi prevladujeta konglomerat in skrilavec. Belerofo-nski
apnenec in dolomit sta večidel nizko radioaktivna, razen na enem kraju
na vznožju Ljubelja.
Anomahje radioaktivnosti so- izmerili jugozahodno od Savskih jam.
Večjo- radio-aktivnost (45 /{R/h) imajo vložki sivega peščenjaka, debeh do
1 m, v rdečem grödenskem peščenjaku. Sivi vložki vsebujejo tanke žile
premogaste snovi. Okrog organske snovi opazujemo limonit, ki je ver-
jetno nastal iz sulfidnih mineralo-v.
Belerofonski apnenec z višjo- radioaktivnostjo nahajamo južno od Lju-
belja (si. 8). Apnenec je preperel in zdrobljen, morda gre za prelomno
cono. V neposredni okohci ima apnenec sevanje le do 6 /{R/h. Zanimivi pa
so kosi bolj kompaktnega apnenca v potoku, kjer so- izmerih 300 do
700 /{R/h, po razkopavanju pa celo do 1300 /{R/h. Radiometri,čna analiza je
pokazala vehko kohčino- torija ob precejšnji kohčini urana. Radioaktivno
ravnotežje je premaknjeno v korist radija do 250 "/o. To- kaže na močno
izpiranje urana v recentni dobi.
V	razpokah debelo-zmatega kremenovega peščenjaka severovzhodno
od Dobrina je opaziti zelene sekundarne minerale. Tu so- izmerih sevanje
130 //R/h. Radioaktivne pojave manjše jakosti, do 30 //R h, so registrirah
še na več krajih v bhžnji okohci po razpokah peščenjaka in v ghnastem
materialu.
Na površju razkrojenega humusa jugojugovzho-dno o-d Ljubelja je se-
vanje imelo jakost le 50 /{R/h, po razkopavanju pa se je povečalo- na
120 /{R/h, vendar do- primarne kamenine niso prišh. V deluvialnem nanosu
so našh le kose apnenoa, podobne belero-fonskemu apnencu južno od Lju-
belja (si. 8). Apnenec v bhžnji okohci ima ponekod radioaktivnost do
10 //R/h, kar presega naravno radioaktivno ozadje.
179
SI. 8. Geološka karta z anomalijami radioaktivnosti na Karavankah v okolici
Tržiča
1 apnenec (lias), 2 glavni dolomit (zgornja triada), 3 apnenec (srednja triada), 4 skrilavec
(spodnja triada), 5 dolomit (spodnja triada), 6 werfenske plasti (spodnja triada), 7 belero-
fonski apnenec (zgornji perm), 8 grödenske plasti (srednji perm), 9 glinasti skrilavec,
peščenjak in konglomerat (karbon), 10 porfirit in tuf, 11 anomalije radioaktivnosti
Fig. 8. Geologic map showing the radiometric anomalies in the neighborhood
of Tržič in Karavanke mountains
1 limestone (Liassic), 2 upper dolomite (Upper Triassic), 3 limestone (Middle Triassic),
4 shale (Lower Triassic), 5 dolomite (Lower Triassic), 6 Werfenian beds (Lower TriassicK
7 Bellerophon limestone (Upper Permian), 8 Gröden beds (Middle Permian), 9 shale,
sandstone, and conglomerate (Carboniferous), 10 porphyrite and tuff, 11 radiometric
anomalies
Pri zaselku Matizovec je sevanje do 30 //R'h vezano na vložek sivega
razpadlega peščenjaka v rdečem peščenjaku, ki je oddajal le 9//R h. Se-
vanje se tudi po razkopavanju ni povečalo.
V okolici Jezerskega imajo najnižjo aktivnost karbonatne kamenine,
povečini le do 4 //R/h. Malo močnejše je sevanje peščenjaka in konglo-
merata: 6 do 10 //R/h, le redko 12 //R/h. Podobne vrednosti veljajo tudi
za rdeči grödenski peščenjak in skrilavec.
180
Po večfaznih magmatskih intruzijah in disjunktivnih strukturah na
Pohorju in v okohci Cme na Koroškem se da sklepati na možnost nastanka
primarnih nahajahšč uranove rude. Zanimivo je zlasti območje jugo-
vzhodno od Cme. Njegov sevemi in osrednji del sestojita iz kontaktno
in regionalno metamorfoziranih sedimentov, južni pa iz magmatskih ka-
menin (si. 9). Sedimente predstavlja paleozojski ghnasti skrilavec, ki je
na kontaktu z granitom na severnem obrobju masiva metamorfoziran.
Poleg porfiroidnega granita nastopa tudi granodiorit, južni rob pa sestoji
iz tonahta, ki ga od granita in granodiorita loči cona fihta, metamorfozi-
Sl. 9. Geološka karta z anomalijami radioaktivnosti v okolici Črne na Koroškem
1 glinasti skrilavec, 2 metamorfni skrilavec, 3 tonalit, 4. spremenjeni porfiroidni granit, 5 diorit, 6 ano-
malije radioaktivnosti
Fig. 9. Geologic map showing the radiometrie anomalies in the neighborhood of Crna
na Koroškem
1 shale, 2 crystalline schist, 3 tonalite, 4 altered porphyroid granite, 5 diorite, 6 radiometric anomalies
181
ranega na stiku z magmatskimi kameninami. Mlajši sedimenti na tem ob-
močju niso zanimivi.
Najstarejši magmatski kamenini sta spremenjeni gabro in diabaz, ki
prodirata skozi metamorfni skrilavec. Našli so tudi amfibolit. Podobne
kamenine nastopajo tudi v triadnem apnencu in granitu.
Pas granodiorita in granita je dolg okrog 30 km in širok 100 do
2500 metrov. Ugotovljeni sta dve fazi, magmatskega delovanja ob treh
vrstah kamenin. Granodiorit je temno siv in srednjezmat. Njegova radio-
aktivnost znaša 10 do 14 //R/h. Porfiroidni granit je mlajši, ker ponekod
prodira skozi granodiorit ali vsebuje vključke granodiorita. Njegova radio-
aktivnost je podobna sevanju granita. Tretja vrsta magmatske kamenine
je spremenjen in kataklaziran granit, ki se nahaja na severnem kontaktu
masiva in je povečini močno hmonitiziran. V prelomni coni je spremenjen
v ghnasto maso. Tudi njegova radioaktivnost znaša 10 do 14 //R/h. Ano-
malne pojave radioaktivnosti so našh samo na območju spremenjenega
granita. Med navedenimi vrstami kamenin so postopni prehodi.
Prospekcija je zanesljivo pokazala, da so p^osamezne vrste magmatskih
kamenin praktično enako radioaktivne, medtem ko vsebujejo' sosednji
sedimenti manj radioaktivnih elementov s sevanjem 5 do 10 //R/h, apnenec
pa celo pod 5 //R/h.
Prospekcija je zajela tudi smrekovški andezit. Ta kamenina je temno
siva do zelena in vsebuje fenokristale plagioklazov, amfibolov in pirokse-
nov. Na andezitu leži andezitni tuf. Radioaktivnost obeh je nizka, povečini
pod 10 /fR h.
Disjunktivne strukture se raztezajo' od zahoda proti vzhodu. Vehke pre-
lome se da slediti na razdalji 20 km. Eden takih prelomov je severna meja
granita in granodiorita. Magmatske' kamenine so verjetno narinjene na
paleozojski skrilavec ter na mezozojske in terciarne sedimente.
Anomalije radioaktivnosti se pojavljajo samo ob tem severnem tek-
tonskem kontaktu v spremenjenem porfiroidnem granitu. Med Pristavo
in Mlakužnikom so na razdalji 7 do 8 km registrirali več anomahj jakosti
30 do 150 /</Rh. V razkopih so ponekod izmerih 400 /^R/h. Ugotovih so, da
je radioaktiven predvsem kaohniziran prelomni material. Radioaktivno
ravnotežje je pomaknjeno proti radiju, kar kaže na izpiranje urana.
Kočevska kotlina in Črnomaljska plošča
Zahodno od Roga se nahaja Kočevska kotlina s premogovnikom Ko-
čevje , vzhodno pa Črnomaljska plošča s premogovnikom Kanižarica.
V premogovniku Kočevje »o raziskali šest slojev premoga. V štirih
zgornjih slojih je hgnit, v spodnjih dveh pa rjavi premog. Sesti sloj je
z jalovim vložkom razdeljen na dva sloja. Tudi ostah sloji vsebujejo jalove
vložke. Radioaktivnost premoga je nizka, navadno pod 100 /iR/h, prikame-
nina pa je sterilna. Rjavi premog je bolj radioaktiven, ponekod do 500 //R h.
(D. Vulovič, 1955). Tudi gama diagram vrtin kaže, da je radioaktiven
samo premog. Njegovo naravno radioaktivno ozadje doseže 70//R/h, dru-
gače pa znaša v tem okolju le 5 do 10 /uR h.
182
SI. 10. Gama diagram vrtine v rudniku Kočevje
1 aluvialni nanos, 2 glina, 3 apnenec, 4 premog
Fig. 10. Gamma-ray log of the bore hole in Kočevje coal mine
1 alluvial deposit, 2 clay, 3 limestone, 4 coal seam
Petrografske raziskave kažejo, da je duren bolj radioaktiven kot klaren,
fuzen in ksilen. Radioaktivnega minerala niso našH; uran je verjetno
vezan na organsko premogovno snov. Koloidna organska snov namreč
močno absorbira uran iz vadozne vode.
V Kanižarici je najbolj radioaktiven vložek v 4. sloju, ločen od steril-
nega premoga z vmesno jalovo plastjo. Radioaktivnost doseže 140//R h.
183
Radiometrie Prospecting in Slovenia
Veljko Omaljev
A chronological review of radiometric surveys of three tectonic units in
Slovenia is given.
Increased radioactivity has been found in the sediments of the Younger
Paleozoicum. Sediments of older age are very rarely found in Slovenia at
the surface, and are not radioactive. Carbonates of the Mesozoic show very
low radioactivity. The shales are generally of higher radioactivity; in some
places their uranium content is as high as in a poor oi-e deposit, e.g. the
Skonca shale in Idrija. Tertiary sediments are possible uranium and
thorium bearing formatio'ns, however with less probabihty than the sedi-
ments of the Younger Paleozoicum.
Acidic and intermediary igneous rocks can be lu-anium bearing. Erosion
has uncovered intrusive rocks on the Pohorje and in Crna na Koroškem.
They are accompanied by younger effusive rocks and tiuffs.
Between effusive rocks the quartz-porphyry in the vicinity of Cerkno
is of interest, as it could be in genetic connection with the uranium ore
at Zirovski Vrh.
Sava Folds
The tectonic unit of the Sava Folds contains the central part of Slo-
venia from Idrija over Zirovski Vrh, Skofja Loka, Trojane and Litija,
Laško and Krško up to the border of Croatia, where it is covered by
youngest sediments. The core of the Sava Folds consisits of Yoimger Pale-
ozoic beds, which are frequently outcropping. In them, espedahy in
their western part, in many places increased radioactivity has been
detected.
The first important ore deposit was discovered by radioactivity meas-
urements in Groden sandstone at Zirovski Vrh. In the bank of the road
near Brebovnica on May 29, 1960 a radioactivity of 40 //R/h, in the aUuvium
along the road 15—100//R/h were- measured (D. Ivanovič, 1961), at
a natural background of 7—10 /tR/h. By pit sampling at the anomaly
secundary uranium minerals have been found, and the radioactivity was
increasing over 10 000 /fR/h. An exploration adit driven from the samphng
pit encountered a lense of rich ore. The ore of orange-yellow colour con-
tained mainly dumontite and some torbernite. Later, during drilhng and
mining exploration, it was' found that the secondary ore follows the
cleavage planes, and the primary ore the bedding planes. The ore bearing
formations are Groden beds, which can generally be divided into red and
grey sandstones. The potassium content is higher in the red sandstones.
In the grey sandstone samples, either taken from the surface or from
drilled cores the potassium content is the same. The thoriiun content is
remarkably higher in the red sandstones. As the solubihty of thorium is
low, thorium is not transjjorted far during sedimentation. Its main part
stays on the shore or in the httoral zones. The low mobihty of thorium is
184
indicated as well by its constant content in the grey sandstones either at
the surface or in the exploratory bores.
The uranium content is higher in the grey sandstones. In the red sand-
stones its content equals Clarke's value for rocks of the earth's crust. The
grey sandstone contains quantities of uranium almost equal to those of
acidic igneous rocks. It is interesting, that the samples of grey sandstone
from the surface contain less uranium than those from the cores of ex-
ploratory bores.
An increased radioactivity of Gröden sandstone was found in the
western part of the Sava Folds in some places near Skofja Loka, in the
central part of the Sava Folds only at Knezdol near Trbovlje coal mine,
whereas in the eastern part of the Sava Folds no increased radioactivity
was found until now.
Karavanke
Younger Paleozoic sediments are found at the surface in the Western
Karavanke between Mojstrana and Jezersko. Eastwards they are covered
by Mesozoic beds. Small anomalies of radioactivity were measured in
intercalations of grey Gröden sandstone in red sandstone southwest of
Savske Jame and in the surroundings of Tržič. Of interest is the increased
radioactivity in Bellerophon hmestone south of Ljubelj. Radiometric ana-
lysis has shown large quantities of thoriimi, and somewhat less uranium,
the radioactive equihibrium tending towards radiimi.
In the surroundings of Cma na Koroškem an anomalous radioactivity
was measured in altered porphyroid granite at the northern border bet-
ween granite and granodioirite. Their contact is tectonical, and the main
radioactivity originates in the kaolinized fault material. The radioactive
equilibrium tends towards radium.
Kočevje and Črnomelj Basins
West of Rog mountain there is the Kočevje Basin with the coal mine
Kočevje, and in the east the Črnomelj Basin with the coal mine Kani-
žarica. In Kočevje six coal seams were investigated; the upper four consist-
ing of lignite, the lower two of bro wn coal. The brown coal shows in-
creased radioactivity, in places up to 500 //R h, but usually the radio-
activity is lower than 100 //R/h.
In Kanižarica the highest radioactivity (140 //R/'h) was measured in the
fourth seam, separated from the sterile coal by a waste layer.
Literatura
Aljančič, P. 1951, Izveštaj o rudniku žive Idrija. Fond stručne doku-
mentacije IGRI. Beograd.
Gantar, J. i Milenko vič,D. 1956, Izveštaj o merenju radioaktivnosti
Celikove jame kod Idrije. Fond stručne dokumentacije IGRI. Beograd.
Grad, K., Hi n ter 1 e c h n e r - Ra v n i k , A. i Ramovš, A. 1962, Re-
gionalna ispitivanja razvoja gredenskih slojeva u Sloveniji. Referati V Saveto-
vanja. Savez geoloških društava FNR Jugoslavije (strana 77—81). Beograd.
185
Gojkovič, S. 1955, Izveštaj o radiografskom ispitivanju bušotine br. IV
u rudniku Kočevje. Fond stručne dokumentacije IGRI. Beograd.
Gojkovič, S. 1964, Radioaktivnost sedimenata različitih facija i odnos
Th/U kao indil^ator geohemijskih i sedimentnih facija. Fond stručne dokumen-
tacije IGRI. Beograd.
Isailovič,S. i Pavlovič, A. 1963, Poludetaljno geološko kartiranje
i radiometrijslia prospekcija područja Fužine—Cerkno. Fond stručne dokumen-
tacije IGRI. Beograd.
Isailovič, S., Miličevič, M. i Pavlovič, A. 1964. Poludetaljno
geološko kartiranje i gama radiometrijska prospekcija granita Črne. Fond
stručne dokumentacije IGRI. Beograd.
Ivank ovič, D. 1961, Regionalna i detaljna prospekcija permskih gre-
denskih peščara u okolini Idrije, Cerkna, Žirija i Gorenje vasi (Slovenija). Fond
stručne dokumentacije IGRI. Beograd.
Jelene, D. 1955, Letno poročilo za leto 1955. Kočevje. Fond stručne do-
kumentacije IGRI. Beograd.
Jelene, D. 1956, Letno poročilo o raziskovaliaih delih v letu 1956 na pre-
mog. Fond stručne dokumentacije IGRI. Beograd.
Marinkovič, P. 1961, Regionalna pešačica prospekcija permskih peščara
u oblasti Škofje Loke, Tržiča i Radeča 1960. Fond stručne dokumentacije IGRI.
Beograd.
Marinkovič, P. 1961, Radiometrijska prospekcija i geološko kartiranje
u oblasti Zirovskog vrha 1961. Fond stručne dokumentacije IGRI. Beograd.
Marinkovič, P. 1961, Radiometrijska prospekcija i geološko kartiranje
u oblasti Škofje Loke 1961. Fond stručne dokumentacije IGRI. Beograd.
Mikinčič, V. 1951, Izveštaj o službenom putu u Idriju. Fond stručne
dokumentacije IGRI. Beograd.
Mikinčič, V. 1953, Izveštaj o rezultatima dosadašnjih geološko-rudar-
skih istraživanja nalazišta radioaktivnih škriljaca na rudniku žive Idrija. Fond
stručne dokumentacije IGRI. Beograd.
Milenkovič, D. 1956, Mesečni izveštaji o radovima u rudniku Idrija.
Fond stručne dokumentacije IGRI. Beograd.
N i k o 1 i č , P. 1956, Mesečni izveštaji o radovima u rudniku Kanižarica.
Fond stručne dokumentacije IGRI. Beograd.
Protič, M. i Gojkovič, S. 1965, Odnos Th/U u klastičnim stenama kao
indikator geohemijslcih facija. I simpozijum iz geohemije Srpskog geološkog
društva. Beograd.
R i s t i č , M. 1949, Izveštaj o ispitivanju brojačem rudnika žive Idrija. Fond
stručne dokumentacije IGRI. Beograd.
Smirnov, G. S., Matveev, A. V. i Filimonov, V. V., 1962, Metodi
opredelenija prirodi radioaktivnosti gornih parod s samoljeta. Voprosi rudnoi
radiometrii. Gosatomizdat. Moskva.
Š u m i 1 i n , I. P. i K a 1 j a k i n , N. I. 1962, K voprosu u primenenii gamma
sjomki i radiometričeških analizov pri poiskah oreolov rassejanija urana. Vo-
prosi rudnoi radiometrii. Gosatomizdat. Moskva.
Višič, S. 1956, Izveštaj o karotažu bušotine u rudniku Kočevje. Fond
stručne dokumentacije IGRI. Beograd.
Vujič, M. 1963, Radiometrijska prospekcija rudnika žive Idrija. Fond
stručne dokumentacije IGRI. Beograd.
Vulovič, D. 1955, Prethodni izveštaj o kartiranju i prospekciji u rudniku
uglja Kočevje. Fond stručne dokumentacije IGRI. Beograd.
186
Pohorske metamorfne kamenine
Ančka Hinterlechner-Ravnik
S 4 slikami med tekstom in 8 tablami v prilogi
Vsebina
Kratka vsebina.......................187
Uvod...........................189
Klasifikacija metamorfnih kamenin...............189
Pregled kartiranih enot....................191
Petrografski opis.......................194
Filitni skrilavec in peščenjak.................194
Kamenine zelenega skrilavca.................195
Almandinov filitni blestnik in gnajs..............196
Almandinov biotitno muskovitni blestnik in gnajs z vložki almandino-
vega distenovo biotitnega gnajsa..............197
Eklogit........................199
Amfibolit in amfibolovi različki..............201
Muskovitno biotitni gnajs z almandinom in vložki marmorja, amfibolita
in almandinovega distenovo biotitnega gnajsa.........202
Marmor........................203
Muskovitno biotitni gnajs z očesnim in pegmatitnim gnajsom ....	204
Andaluzitno biotitni blestnik in gnajs.............208
Serpentinit z gabrom....................208
TonaUt in njegovi žilni različki................209
Dacit in njegovi žilni različki.................211
Tektonika ..........................213
Povzetek..........................216
The Metamorphic Rocks of Pohorje................217
Literatura.........................221
Besedilo k tablam 1 do 8....................224
Explanations of Plates 1—8...................224
Kratka vsebina
Na južnem in zahodnem delu Pohorja sem raziskala naslednje kame-
nine:
filitni skrilavec in peščenjak magdalenskogorske serije s karbonatnimi
in bazičnimi vulkanskimi vložki;
različne filite s kislimi in bazičnimi metavulkaniti ter marmorizira-
nimi lečami apnenca, ki v spodnjem nivoju preidejo v biotitno amfibolov
skrilavec;
almandinov filitni blestnik in gnajs;
almandinov biotitno muskovitni blestnik in gnajs, distenov biotitni
gnajs z almandinom, kvarcit, marmor, amfibolit, amfibolovec, amfibolov
187
gnajs, eklogit, muskovitno biotitni gnajs z žilami pegmatitnega gnajsa,
očesni gnajs s porfiroblasti ortoklaza, ki prehaja v mikroklin.
Metamorfne kamenine globljih nivojev spadajo v almandinovo amfi-
bolitni fades z značilnima mineraloma stavrolitom in distenom. Spodnji
del almandinovo amfibolitnega fadesa ni odkrit, nisem namreč našla
silimanita. Vse kamenine so v manjši meri retrogradno metamorfozirane.
Zgornji del pa je bil regionalno retrogradno metamorfoziran in je prešel
v almandinov subfades, ki predstavlja najgloblji del fadesa zelenega
skrilavca (Winkler, 1967). Sem prištevam almandinov filitni blestnik.
Fihti s kishmi in bazičnimi metavulkaniti ter marmoriziranimi lečami
apnenca pripadajo progresivno metamorfoziranemu faciesu zelenega skri-
lavca. Kamenine te serije so razširjene na južnem in severozahodnem
Pohorju. Filitni skrilavec s peščenimi vložki in bazičnimi vulkaniti pripada
niagdalenskogorski seriji, ki jo uvrščajo v caradoc-ashgill. Razvita je na
zahodnem Pohorju. V najglobljih nivojih so ponekod kamenine te serije
rekristahzirane, kar je značilno za nižjo stopnjo metamorfoze fadesa
zelenega skrilavca. Kontakt kamenin magdalenskogorske serije in bolj
m.etamorfoziranih kamenin je tektonski.
Pohorske metamorfne kamenine so nastale po regionalni metamorfozi
iz drobnozmatih geosinkhnalnih sedimentov, predvsem ghnastega skri-
lavca, peščenjaka, apnenca in laporja ter iz bazičnih magmatskih kamenin.
Vprašanje starosti metamorfoziranih geosinkhnalnih sedimentov še ni
povsem rešeno. Na Svinški planini razlikujejo C1 a r in dr. (1963, 48)
metamorfno podlago in na njej serijo sedimentov. Najnižji člen sedimentne
serije štejejo v zgornji karbon. Najvišji paleontološko določen člen meta-
morfne podlage pa postavljajo v zgornji devon. Vmes je še kakih 200 m
kamenin brez fosilov. Po Riehl-Herwirschu (1970) pa je meta-
morfna podlaga starejša in pripada del teh vmesnih plasti magdalensko-
gorski seriji ordovicijske starosti. S tem je zgornja meja metamorfnih
kamenin zadovoljivo postavljena. Zelo nejasna pa je spodnja meja. Ni
namreč nobenega dokaza za ločitev variscične orogeneze od kaledonske,
kaj šele od starejših. Zadnje obhkovanje kristahnika postavlja Clar
(1963) v bretonsko ali sudetsko fazo variscične orogeneze.
Razen metamorfoziranih produktov vulkanizma so na Pohorju razšir-
jene še naslednje magmatske kamenine: serpentinit z gabrom, tonalit in
dacit ter njuni žilni različki. Serpentinit je delno metamorfoziran, tonalit
je mlajši in je prodrl v že prej metamorfozirane kamenine. Zaradi njegove
skrilave teksture lahko trdimo, da je tudi tonalit metamorfoziran. Za-
nimivo pa je, da je tonalit ponekod kontaktno metamorfoziral almandinov
filitni blestnik v andaluzitno biotitni blestnik ah gnajs. Dadt je najmlajša
magmatska kamenina, ki je prodrla skozi tonalit. Ne kaže skrilavosti niti
lineacije, ki sta lepo vidni v tonalitu. Na območju Velike Kope je dacit
kontaktno metamorfoziral karbonatne kamenine v rogovce in skame. Po
Germovšku (1954, 202) naj bi pripadale kontaktno metamorfozirane
kamenine delno magdalenskogorski seriji, delno pa triadi in zgornji kredi.
Vendar sem mišljenja, da gre za starejše kamenine, ki se litološko in po
stopnji metamorfoze razlikujejo od kamenin magdalenskogorske serije.
188
Uvod
Pohorje štejemo k vzhodnemu delu Centralnih Alp, ki obsega
še Svinško planino, Strojno, Golico in Kozjak. Skupna značilnost teh po-
gorij so regionalno metamorfozirane kamenine.
Na zahodu meji Pohorje na labotski prelom, na severu pa na ribniško
sinkhnalo, ki je s terciarnimi sedimenti zapolnjen jarek nekdanje Dravine
struge. Severno od ribniške sinklinale prihajajo metamorfne kamenine
zopet na površje v grebenih Kozjaka in Gohce. Proti vzhodu vpadajo pod
Ptujsko polje in se pod zemeljskim površjem nadaljujejo proti severo-
vzhodu. V vrtinah so jih našh na Moti v globini 395 m, v okolici Murske
Sobote v globini 1211 m in 1184 m ter v Filovcih pri 2582 m. Na površju
se pojavijo zopet v okolici Sotine na Goričkem.
Petrografske raziskave na Pohorju financirata skupno Geološki zavod
in Sklad Borisa Kidriča po projektu o raziskavah magmatskih in meta-
morfnih kamenin v Sloveniji. Del stroškov je kril Zvezni geološki zavod
po programu kartiranja za osnovno geološko karto.
Klasifikacija metamorfnih kamenin
Pri kartiranju metamorfnih kamenin moramo za določitev stopnje
metamorfoze najti značilne minerale. Mineralna asociacija določene me-
tamorfne kamenine je odvisna od delne ah popolne fizikalne in kemične
prilagoditve mineralne asociacije prvotne kamenine spremenjenim fizi-
kalno-kemičnim pogojem, zlasti povečanemu pritisku in temperaturi.
Za metamorfne kamenine še nimamo povsem ustrezne klasifikacije, ki
bi temeljila na njihovi genezi. Prva klasifikacija metamorfnih kamenin
temelji na normalnem geotermičnem gradientu ter razlikuje kamenine
epicone, mezocone in katacone. Uvedel jo je G r u b e n m a n n leta 1904
in jo dopolnil skupaj z Nigglijem leta 1924 (Winkler, 1970).
Pozneje so ugotovih, da je stopnja metamorfoze odvisna predvsem od
temperature. Toda glede temperaturnega gradienta se pogosto kažejo ano-
mahje. Nastanejo bodisi po vdoru večjih količin vroče magme v višje
nivoje, ki povzroči kontaktno metamorfozo, bodisi v conah močne oro-
geneze, kjer je granitna magma regionalno dvignjena, in ob globokih
prelomih.
Za razvrstitev metamorfnih kamenin v določeni meri ustreza sistem
metamorfnih faciesov, ki se še naprej dele v subfaciese. Pojem meta-
morfnega faciesa je leta 1915 uvedel Es kol a. Po definiciji iz leta 1939
je metamorfnemu fadesu prištel kamenine, ki imajo pri enaki kemični
sestavi enako mineralno sestavo (Es kola, 1946, 292). Toda pri različni
kemični sestavi se mineralna sestava spreminja po določenih zakonitostih.
Definicijo metamorfnega faciesa so razni avtorji spreminjali in dopol-
njevali. Po Turner j evi formulaciji iz leta 1966 je metamorfni facies
skupina metamorfnih mineralnih asociacij, ki so vedno znova nastajale
v prostoru in času. Njihovo razmerje med mineralno in kemično sestavo
se da naprej napovedati (Turner, 1968, 52).
Zaporedje posameznih metamorfnih faciesov in subfaciesov je v raznih
regionalno metamorfoziranih terenih različno ter je odvisno od geoter-
189
mičnega gradienta in dodatnih usmerjenih pritiskov. Zaporedje meta-
morfnih faciesov na določenem terenu predstavlja po Miyashiru
metamorfne facialne serije (Winkler, 1967, 86).
Zaradi stalnega dopolnjevanja je Turner (1968) odpravil v klasi-
fikaciji pojem metamorfnega subfaciesa. Winkler (1970) pa odpravlja
tudi facies in ponovno uvaja pojem »izograda«, ki ga je leta 1924 postavil
Tilley (Winkler, 1970). Izograda je mineraloško petrografski pojem.
Karakterizira jo določen mineral ah mineralna asociacija v metamorfni
kamenini. Pri tem pa nista upoštevana pritisk in temperatura, ker sta za
določeno izogrado na različnih območjih različna. Winkler (1970) deli
metamorfne kamenine po stopnji metamorfoze v štiri skupine: zelo nizko,
nizko, srednje in visoko metamorfozirane kamenine.
Iz kratkega pregleda o uvajanju ustrezne klasifikacije metamorfnih
kamenin vidimo, da avtorji svoje ugotovitve spreminjajo in dopolnjujejo.
Ker pa je za prikaz določenega zaporedja kamenin klasifikacija potrebna,
sem se odločila za razčlenitev metamorfnih kamenin po W i n k 1 e r j u
(1967).
Na Pohorju je regionalna termodinamometamorfoza potekala pod zelo
visokimi pritiski in temperaturami. Tej vrsti metamorfoze ustreza facialna
serija Barrowega tipa, ki se z naraščajočo temperaturo in pritiskom
deli v naslednje faciese in subfaciese:
1.	facies zelenega skrilavca,
1.1	kloritni subfacies s kremenom, albitom in muskovitom,
1.2.	biotitni subfacies s kremenom, albitom in epidotom,
1.3.	almandinov subfacies s kremenom, albitom in epidotom;
2.	almandinovo amfibolitni facies,
2.1. stavrolitni subfacies s kremenom, albitom in muskovitom,
2.2	distenov subfacies z almandinom in muskovitom,
2.3	silimanitni subfacies z almandinom in ortoklazom.
Pohorske metamorfne kamenine pripadajo faciesu zelenega skrilavca
in prvima oddelkoma almandinovo amfibolitnega faciesa. Kljub gosti mreži
zbruskov kartografsko ni mogoče razmejiti almandinovo amfibolitnega
faciesa v subfaciese, ker nastopata disten in stavrolit skupaj. Kamenin
faciesa zelenega skrilavca pa do sedaj še nismo poskušali razmejiti. Po
sistemu »izograd« sta na Pohorju zastopani nizka in srednja stopnja
metamorfoze. Nizka metamorfoza pa je bila v regionalnem obsegu dose-
žena tudi retrogradno in ne samo progresivno.
Ob pogojih nastajanja distenovega in silimanitnega subfaciesa so vla-
dah tako visoki pritiski in temperature, da je bila možna anateksa. Zelo
verjetno se nahajajo v globini vsakega večjega regionalno metamorfozi-
ranega terena gnajsi, ki se delno pretvorijo v tekoče taline. Z njimi v zvezi
je nastanek migmatitov, kamor prištevamo metamorfne kamenine, prepre-
dene s pegmatitnim gna j som (Winkler, 1967,112; M e h n e r t, 1968).
Pegmatitni gnajsi segajo do nivoja kamenin faciesa zelenega skrilavca.
Na Pohorju je precej razširjena zanimiva metamorfna kamenina eklo-
git. Es kol a jo je uvrstil v poseben facies, za katerega sta značilna
190
visok pritisk in temperatura. W i n k 1 e r (1968, 141) pa eklogita ne uvršča
v poseben facies, ker ga najdemo na območjih zelo različne stopnje meta-
morfoze. Eklogit sestoji iz granata, monoklinskega piroksena in distena.
Pri tem pa kemična sestava granata in piroksena variira v odvisnosti od
stopnje metamorfoze. Te spremembe bi morda opravičevale uvrstitev
eklogita kot faciesa.
Retrogradna metamorfoza je na Pohorju v zgornjih nivojih regionalna,
v spodnjih pa je vidna le ponekod. Eklogit je zaradi tega pojava povečini
amfibolitiziran; opazujemo lepe psevdomorfoze rogovače po granatu. Re-
gionalno razširjen produkt retrogradne metamorfoze pa je almandinov
filitni blestnik.
Za filitne skrilavce z vložki peščenjaka, apnenca, diabaza in njegovih
tufov je Fritsch (1962), ki je raziskoval ekvivalentne kamenine na
Svinški planini, ponovno vpeljal v klasifikacijo metamorfnih kamenin
pojem »anhicone« oziroma pojem anhimetamorfnih kamenin. Ta pojem
označuje območje sprememb med diagenezo in začetno metamorfozo. Prvi
ga je uvedel v literaturo Harrassowitz (1929). Detritična struktura
v anhimetamorfnem faciesu je v celoti ah delno ohranjena, ghnasti sedi-
menti imajo filitno strukturo, vendar opazujemo povečano reagiranje med
posameznimi primarnimi klastičnimi komponentami. Füchtbauer
(1970, 128) predlaga, da se tudi ta pojem opusti, ker so pogoji kristalizacije
v anhiconi preveč variabilni. Mineralne spremembe v anhimetamorfnih
kameninah bi po Winklerju (1970) ustrezale zelo nizki stopnji meta-
morfoze. V najglobljih nivojih magdalenskogorske serije je že dosežena
metamorf na stopnja kloritnega subfaciesa zelenega skrilavca.
Pregled kartiranih enot
Pas metamorfnih kamenin na južnem Pohorju je širok 4 do 10 km in
poteka na vzhodu v smeri E—W, na zahodu pa v smeri WNW—ESE. Vse
glavne strukture imajo isto smer in povečini vpadajo pod majhnim kotom
proti W ah WNW. Zato prevladujejo v tej smeri vedno manj metamor-
fozirane kamenine. Med metamorfozo so bile prvotne sedimentne in mag-
matske kamenine nagubane v dimenzijah nekaj deset metrov in verjetno
tudi naluskane. Tako so bih nekdanji sedimenti geosinkhnale z vključe-
nimi magmati s prvotnega zelo razprostranjenega prostora med meta-
morfozo in pred začetkom retrogradne metamorfoze stisnjeni v ozko cono.
Vse debehne so zaradi močnega guban ja in luskanja na videz večje.
Pri dosedanjem kartiranju sem določila naslednje kamenine:
1.	filitni skrilavec in peščenjak s karbonatnimi in bazičnimi vulkan-
skimi vložki;
2.	kamenine faciesa zelenega skrilavca, predvsem razni fihti, kisli
metavulkaniti, marmoriziran bel in siv apnenec. Zastopan pa je tudi
globlji nivo tega faciesa z biotitno amfibolovim skrilavcem;
3.	almandinov fihtni blestnik in gnajs z zelo redkimi kloritiziranimi
amfibolitnimi vložki in številnimi retrogradno metamorfoziranimi in ka-
taklaziranimi polami pegmatitnega gnajsa;
191
4a. biotitni gnajs in blestnik z vložki marmorja, amfibolita, distenovo
biotitnega gnajsa, različnih kvarcitov in pegmatitnega gnajsa. Značilni
minerah so zelena rogovača, almandin, disten, stavrolit, rdečkasto rjav
biotit in oligoklazni andezin;
4b. iste kamenine kot v skupini 4a, ki pa preidejo v višjem nivoju
v značilni almandinov biotitno muskovitni blestnik in gnajs s številnimi
vključki amfibolita, eklogita in distenovo biotitnega gnajsa;
5. muskovitno biotitni gnajs in blestnik s številnimi vključki pegmatit-
nega gnajsa (migmatit) in z zelo redkimi vključki amfibolita. Lokalno
je razvit v tej coni muskovitno biotitni očesni gnajs s porfiroblasti delno
mikrokhniziranega ortoklaza. V nižjih nivojih nastopajo kvarcit, grafitni
skrilavec in distenov gnajs.
Razen regionalno metamorfoziranih kamenin so razširjene naslednje
magmatske in kontaktno metamorfne kamenine:
1.	serpentinit z malo gabra, severno od Slovenske Bistrice na obrobju
Pohorja;
2.	tonalit, ki tvori greben Pohorja, je prodrl v metamorfne kamenine;
3.	dacit, ki je predrl vse metamorfne kamenine Pohorja in tonalit.
Večje površine zavzema na zahodnem Pohorju.
V zgornji Mislinjski dohni med Skrlovnikom in Glažuto je tonalit po-
nekod kontaktno metamorfoziral almandinov filitni blestnik v andaluzitno
biotitni blestnik in gnajs. Andaluzit ne spada v mineralno asociacijo ka-
menin facialne serije Barrowega tipa, ker se drobnih porfir oblasto v
andaluzita ne da razložiti z regionalno metamorfozo pohorskih kamenin.
Na Veliki Kopi je tudi dacit povzročil kontaktno metamorfozo karbo-
natnih kamenin. Opazujemo rogovec ter diopsidov, grosularjev in epidotov
skam s hematitom in magnetitom.
Vse enote so prikazane na geološkem zaporedju kamenin (si. 1). Petro-
grafske variacije v okvirju posameznih enot so še vehko bolj pogostne, kot
je to v karti možno prikazati. Najgloblji nivo metamorfnih kamenin, ki ga
predstavlja muskovito biotitni paragnajs in blestnik z lokalno razvitim
očesnim gnajsom, tvori jedro antiklinalne strukture, ki je lepo razkrito
zarad neenakomernega dviganja terena. Razteza se med Padežkim vrhom
in Mislinjo. Na južnem krilu te antikhnale sta razkrita med Zrečami in
Vitanjem biotitni blestnik in gnajs z marmorjem in amfibolitom. Severno
krilo nad antikhnalno strukturo pa poteka od Slovenske Bistrice do Mi-
slinjske dohne. Vključke karbonatov v biotitnem gnajsu vsebuje samo
v spodnjem tektonsko zelo razvlečenem in stanjšanem pasu, razširjenem
na odseku Zlogana vas—Luže. V višjem nivoju pa vsebuje značilni mu-
skovitni blestnik z eklogitom in amfibolitom. Petrografska neenakost se-
vernega in južnega krila je posledica različne sedimentacije v prvotni
geosinklinali in tektonskih sprememb.
Najvišji nivo almandinovega muskovitnega blestnika je bil v debehni
do 400 m retrogradno metamorfoziran v almandinov filitni blestnik in
gnajs. Odkrit je v grebenih Volovice in Skrivnega hriberja in se razteza
dalje proti zahodu.
192
^jilts-tone, sandstone, crecoia, and daoite
tuff in-tercalations
Basal breccia
Daoi-te (Da)
liarl and biogenic breccia
Laranidian tonalite (t)
Limestone, dolomite, siltstone
i;ed and ^reen siltstone, sandstone,
conglomerate with porphyric pebbles
Phyllite slate, fine-grained sandstone,
diabase with associated tuffs, iron
dolomite, limestone
Grey and green phyllite with greenish
tuff and rare drirk crystalline limestone
Phyllite, white and grey limestone,
raeta-keratophyre and associated tuff
Biotite-amphibole schist (SE of Dravojrad)
Almandine-phyllite schist with pegmatite
gneiss
Andalusite schist (Ad)
Almandine-biotite-niuscovite schist
characterized by disthene and staurolite.
Amphibolite (a) , eclo-ite (E) , q.uartzite
(q) , biotite schist, and almandine-disthene
flaser gneiss (Dy), all of them including
pegmatite gneiss
Left side: Marble, amphibolite, quartzite,
and staurolite-disthene-biotite schist,
K of Zrefie.
Right side: Almandine-disthene and
amphibole flaser gneiss, and marble between
Zlogana vas-Luže
Serpentinite (Se)
LIuscovite-biotite gneiss and schist with
augen gneiss including pegmatite gneiss
between Skomarje and Uislinje
? Hot clear relations
* Lc Lack of continuity
SI. 1. Zaporedje pohorskih kamenin
Fig. 1. Columnar section of Pohorje rocks sequence
10 — Geologija 14
193
Filiti z redkimi peščenimi vključki, marmoriziranim belim, sivim in
črnim apnencem, kislimi metatufi in metakeratofirjem so razkriti v manj-
šem obsegu severozahodno od Zreč proti Vitanju. Leže v tektonskem kon-
taktu z marmorjem ter muskovitno biotitnim blestnikom in gnajsom. Zelo
razširjena je ta serija na zahodnem Pohorju. V zgornjih nivojih faciesa
zelenega skrilavca je klastična struktura pogosto še megaskopsko vidna.
Istočasno je izražena enotna lineacija. V globljih nivojih pa se nahaja
biotitno amfibolov skrilavec, ki zastopa almandinov subfacies.
Filitni skrilavec magdalenskogorske serije s peščenimi vložki, lečami
apnenca in diabazovimi razhčki je razširjen na zahodnem Pohorju. Jugo-
vzhodno od Dravograda leži v tektonskem kontaktu s kameninami zele-
nega skrilavca, vendar premik ni velik.
Petrografski opis
Filitni skrilavec in peščenjak
Gre za skrilavec, ki je podoben filitu in se menjava z drobnozrnatim
peščenjakom, v katerem že opazimo začetno metam3rfozo, vendar je kla-
stična struktura še ohranjena. Zelo razširjen je na zahodnem Pohorju.
Vsebuje vložke črnega in rumenkastega ploščastega dolomitnega apnenca
ter diabaz in njegov tuf. Njegov kontakt z bolj metamorfoziranimi kame-
ninami je tektonski. Najgloblji del filitnega skrilavca prehaja ponekod
v facies zelenega skrilavca, drugod pa je prišel v stik z gnajsi.
Filitni skrilavec in peščenjak z vsemi značilnimi vključki pripadata
magdalenskogorski seriji, ki jo uvrščamo v caradoc-ashgill (Riehl-
Herwirsch, 1970). Del filitnega skrilavca in peščenjaka brez bazičnih
vulkanitov pa sega verjetno v silur in devon.
Filitni skrilavec je petrografsko kremenov sericitno kloritni skrilavec.
Ce je impregniran z grafitno snovjo, je črn. Razhčki s fino dispergiranimi
železovimi hidroksidi so vijoličasti. Zeleni in vijoličasti razhček vsebujeta
tuf sko primes. Ponekod je filitni skrilavec močno rekristaliziran in že
prehaja v filit. Tudi v nekaterih vložkih peščenjaka je opaziti blastezo
albita in epidota, kar dokazuje prehod v kloritni subfacies zelenega skri-
lavca. Po razporeditvi lističastih mineralov in saličnih klastičnih zrn
opazujemo laminacijo. Mikrodiferenciacija v metamorfnih kameninah, ki
je splošen pojav, je torej pogojena že s prvotno sedimentacijo.
Po granulaciji opazujemo postopne in ostre prehode od skrilavca v me-
ljevec in drobnozmati peščenjak. V zrnatih vzorcih je razmerje med
osnovo in klastičnimi zrni razhčno, prevladujejo klastična zma, ali pa
osnova. Tudi v peščenjaku opazimo rahlo mikrodiferenciacijo po velikosti
zrn in po tankih plasteh, bolj ali manj bogatih z lističastimi minerali,
predvsem s kloritom in sericitom. Ponekod prehajajo klastična zrna po
vehkosti zvezno v osnovo. Nekatera zma so slabo zaobljena, dmga dobro
in so dobro sortirana. Vsa klastična zrna imajo korodiran rob.
Glavne komponente peščenjaka in meljevca so sericit, klorit, droben
muskovit, kremen, lamelami albit, epidot, zoisit, biotit, kalcit, mikrokri-
stalni silikatni fragmenti, pirit in organska snov. Večja idiomorfna zrna
194
pirita so ponekod obdana z žarkovitim kremenom. Lističasti minerali v sa-
ličnih plasteh so zelo drobni. Kot vključki v saličnih zrnih povzročajo
motnost, zaradi katere je težko ločiti kremen od plagioklaza. Kremen
potemnjuje neenotno, zrna se zajedajo druga v drugo. Pogosto opazujemo
tudi avtigeno rast. Vehkost zrn variira od nekaj stotink mm do 0,2 mm.
Klorit in muskovit sta pogosto kristalizirana pod določenim kotom glede
na plastovitost. To je značilno za šibko metamorfozirane ghnaste Sedi-
mente. Rekristahzacija je bila usmerjena proti grobi transverzalni skri-
lavosti SI, ki prečka zelo fino plastovitost ss (tabla 1, si. 1).
Fihtni skrilavec sečejo pogosto tanke kremenove in s kloritom zapol-
njene žile. V njih so zrna kremena večja kot v osnovi, potemnitev kremena
pa je zelo neenotna.
Na zahodnem Pohorju je fihtni skrilavec prepreden s terciarnimi por-
firskimi žilami, najbolj pogosto z dacitom.
Kamenine zelenega skrilavca
Med Slakovo in Vitanjem prihajajo na več krajih na površje kamenine
zelenega skrilavca. Kontakt med fihti z biotitnim blestnikom in gnajsom
z marmorjem na tem območju je tektonski. Važen stratigrafsko petro-
grafski podatek je, da dobimo žile pegmatitnega gnajsa le do najglobljih
delov kamenin zelenega skrilavca. V muskovitno biotitnem gnajsu in Mest-
niku z marmorjem je ob samem kontaktu že razvit lepo kristaliziran blest-
nik z zelenkasto rjavo pleohroičnim biotitom, zeleno rogovačo, granatom
in lepimi conamimi kristali epidota. V kontaktnem območju je ponekod
zaradi preloma lokalno razvit črni diaftoritni skrilavec s posameznimi
luskami muskovita. Karbonatni vložki v bhžini preloma so brečasti in
slabo kristalizirani. Na kameninah zelenega skrilavca pri Zrečah leže
v tektonskem kontaktu mezozojske karbonatne kamenine. Dolomit je po-
nekod popolnoma milonitiziran.
Bolj razširjeni so zeleni skrilavci na severozahodnem Pohorju. Tudi
tam zaradi tektonike ni videti zveznega napredovanja metamorfoze med
zelenimi skrilavci ter bolj in manj metamorfoziranimi kameninami. Za-
stopani so različki, v katerih prevladujejo izmenično naslednji drobno-
zmati minerah: klorit, muskovit, zeleno in rjavkasto zeleno pleohro-ični
biotit, kremen, albit, epidot, kalcit, turmalin in pirit. Razen filitov so za-
stopani metakeratofir in njegov metatuf, srednje kisli metatufi ter delno
metamorfozirane leče belega, sivega in črnega apnenca. V globljih nivojih
kamenin zelenega skrilavca je kristalizirala poleg navedenih mineralov
tudi zelena rogovača. Nastopa biotitno amfibolov skrilavec z drobnimi
granati. Značilno je, da je v zgornjem delu kamenin zelenega skrilavca
klastična struktura ponekod ohranjena. Opazujemo jo zlasti v filitno
karbonatnih kameninah in v metavulkanitih. Izredno lepo je ohranjen
tudi metakeratofir. Ploskve skrilavosti (nekdanja laminacija) imajo fihtni
sijaj zaradi sericitnih in kloritnih luskic, nekdanji vtrošniki ortoklaza pa
so povečini albitizirani (tabla 1, si. 2). Lineacija je v teh kameninah
izrazita in enotna.
195
Almandinov filitni blestnik in gnajs
Almandinov filitni blestnik in gnajs sta razširjena na Volovici in na
Skrivnem hriberju ter v zelo ozkem pasu severno od Rogle. Zahodneje od
tod zavzemata večje površine in se vlečeta prek Cmega vrha proti Mi-
slinjski dohni. Debelina teh plasti je štiristo metrov. Pod almandinovim
filitnim blestnikom leži almandinov biotitno muskovitni blestnik. Meja
med obema je postopna. Ohranjene drobnozmate muskovitne razhčke
najdemo tudi v višjih legah almandinovega filitnega blestnika, zlasti
v komplicirano zgubanem ozkem erozijskem pasu almandinovo filitnega
blestnika severno od Rogle. Almandinov filitni blestnik in gnajs sta na-
gubana z isto intenziteto in na enak način kot globlje ležeče kamenine.
Enako je izražena tudi lineacija. Filitni blestnik na Volovici in na Skriv-
nem hriberju tvori blagi sinklinali.
Med Roglo in Glažuto meji filitni blestnik na tonalit in je zato ponekod
kontaktno metamorfoziran v andaluzitno biotitni blestnik in gnajs. Na
stiku s tonalitom je andaluzitni blestnik kataklaziran.
Teller (1898) je na svoji karti Mozirje prištel k filitu velike površine
almandinovega filitnega blestnika na Volovici, severno od Rogle in proti
Cmemu vrhu. Ze Kieslinger (1935, 102) je ločil filit od diaftoritizi-
ranega blestnika — almandinovega filitnega blestnika. V svojem članku
piše, da je na zahodnem Pohorju pravi filit razvit nekako do Male Kope,
jugovzhodneje pa se pojavi diaftorit — naš almandinov filitni blestnik.
Avstrijski petrografi, ki so kartirali na Svinški planini, pa so mišljenja,
da gre za progresivno metamorfozirano kamenino, ki jo štejejo v naj-
globlji del faciesa zelenega skrilavca.
Almandinov filitni blestnik je zaradi fino dispergiranega klorita črn.
Po ploskvah skrilavosti opazujemo posamezne lepe kristale muskovita.
Kamenina je mikrodiferencirana. Značilni so posamezni porfiroblasti al-
mandina, ki so povečini nadomeščeni s kloritom in limonitom ter spo-
znavni le še po obliki.
Almandinov filitni blestnik je prepreden z debelejšimi in tanjšimi
žilami kataklaziranega in sericitiziranega pegmatitnega gnajsa, ki vsebuje
ponekod idioimorfni črni turmalin. Zelo redki so vložki zelenega skrilavca:
čistega kloritnega skrilavca s peninom ali drobnozmatega kremenovo epi-
dotovega skrilavca. Redki ohranjeni amfibolovi razhčki so precej kloriti-
zirani.
V almandinovem filitnem blestniku na Volovici sevemo od Luž in
Rakovca so pogostne po nekaj metrov debele žile kremena, ki so jih nekoč
topih v pohorskih glažutah. Kremenove žile severno od Rakovca so im-
pregnirane z galenitom in sfaleritom. Sekundami kosi žilnin porfirita in
malhita so pogostni, primarni izdanki pa redki. Žile so povečini paralelne
ploskvam foliacije.
Glavne mineralne komponente almandinovega filitnega blestnika in
gnajsa so: klorit, sericit, kremen, granat, muskovit, biotit, plagioklaz,
epidot; akcesomi so neprosojni minerali in turmalin.
Značilen mineral je razpotegnjen, delno ah popolnoma kloritiziran
porfiroblastično razvit granat (tabla 1, si. 3). Prevladujejo drobni ostanki
196
porfiroblastov granata, ki merijo okrog 2 mm, večji so redki. Brez anali-
zatorja so ostanki granata rožnati, torej pripadajo almandinu. Kremen
potemnjuje večinoma zelo neenotno. Pogostni so porfiroblasti muskovita,
ki so le delno kristalizirali pod močnimi pritiski. Posamezni vzorci vse-
bujejo idiomorfni drobnozmati epidot in porfiroblastično razvit plagioklaz,
ki je svež, ali pa poln vključkov, enoten in lamelaren. Po Beckejevi črti
svežih različkov pripada oligoklaznemu andezinu. V mikrokristalni osnovi
so pogostne konture oglatih kristalov, psevdomorfoziranih z mikrokri-
stalno snovjo.
Ostanki kloritiziranih porfiroblastov almandina v drobnozmati aso-
ciaciji mineralov klorita, sericita in kremena dokazujejo retrogradno
metamorfozo velikega obsega. V tem procesu ni bilo doseženo ravnotežje,
zato imamo ohranjene ostanke granata in ponekod tudi prvotne musko-
vitne in biotitne različke. Zanimiva je nova blasteza muskovita in plagio-
klaza, ki tvorita drobne porfiroblaste. Ta rast je mlajša od diaftoreze.
Almandinov biotitno muskovitni blestnik in gnajs z vložki almandinovega
distenovo biotitnega gnajsa
Te kamenine slede pod almandinovim filitnim blestnikom. Zanje sta
značilna lepo kristaliziran muskovit, čigar porfiroblasti dosežejo celo 3 cm,
in almandin. Almandinov biotitno muskovitni blestnik in gnajs prehajata
pogosto v biotitni blestnik in gnajs. Cona muskovitnega blestnika se raz-
širja od Turiške vasi nad Slovensko Bistrico prek Tinj, Božjega, Rogle
in ob potoku Mislinji do Mislinjske dohne. Almandinov biotitno musko-
vitni blestnik z eklogitom in amfibolitom je razširjen tudi na severnem
delu Pohorja ob Lobnici. Ti skladi so na območju od Slovenske Bistrice
do Božjega inverzno nagubani, proti zahodu pa tvorijo sinklinale. Zaradi
vpadanja vseh struktur proti zahodu so na vzhodu pri Turiški vasi razkrite
najgloblje plasti. Značilni vključki v globljih nivojih so eklogit in amfi-
bolit ter protast distenov biotitni in amfibolov gnajs, v višjih pa samo
amfibolitni različki. Pogosten je bel muskovitni kvarcit. Marmor se pojavi
le izjemoma in v majhnem obsegu (zahodno od Komisije, zahodno od
Krajčeve koče pod Roglo). Povsod najdemo bele žile pegmatitnega gnajsa,
ki imajo isto strukturo kot prikamenina. Nad Slovensko Bistrico in proti
Božjemu so v muskovitnem blestniku v bhžini meje s tonalitom številne
diferencirane (aplit, pegmatit) in nediferencirane žile tonahta. Tonalitni
lakolit meji na severu in na jugu ponekod neposredno na biotitno musko-
vitni blestnik, vendar nanj termično ni več mogel vplivati, ker so bile
kamenine že prej kristalizirane v almandinovo amfibolitnem faciesu. Zlasti
proti zahodu so v almandinovem muskovitnem blestniku številne tudi žile
dacita in njegovih različkov.
V coni almandinovo muskovitnega blestnika in gnajsa najdemo po-
nekod diaftorite, ki so megaskopsko in mikroskopsko precej raznovrstni.
V bhžini almandinovega filitnega blestnika je diaftoreza najmočneje iz-
ražena, kar se kaže v neenakomerni zrnavosti mineralov in v njihovih
retrogradnih spremembah. Granat je delno kloritiziran, kjer pa ni spre-
menjen, ga obdaja rdečkasto rjavi biotit, iz katerega je granat nastal.
197
Muskovitni blestnik zahodno od Rogle ne vsebuje distena in stavrolita,
pač pa bolj ah manj pravilne obhke, zapolnjene s sericitom in z mikro-
kristali drugih mineralov, kar da slutiti psevdomorfozo. Na območjih, kjer
ni v muskovitnem blestniku distena in stavrolita, so leče eklogita zelo
redke in so amfibolitizirane. Našla sem jih na treh krajih v muskovitnem
blestniku in amfibolitu na pobočjih Mislinjskega potoka.
Zrnavost metamorfnih skrilavcev te cone je zelo različna. Muskovitni
blestnik je pogosto debelozmat. Posamezni porfiroblasti distena in mu-
skovita merijo prek 2 cm. Na debelozrnatih različkih lineacija ni vedno
izrazita. Protasti distenovo biotitni, amfibolov in pegmatitni gnajs so po-
nekod zelo drobnozmati (vehkost zm pod 0,1 mm) in predstavljajo sled
najstarejše faze kristalizacije.
Muskovitni blestnik je sivkast. Ce pa vsebuje tudi biotit, je vijoličast.
Sekundarni klorit daje zelenkasto sivi odtenek. Biotitni razhčki so rjav-
kasti, redkeje zelenkasti. Struktura kamenin je metamorfno diferencirana,
lepidoblastična, porfiroblastična in neenakomerno zmata. V zelo drobno-
zrnatih vzorcih imajo plagioklazi v ločenih mikropasovih granoblastično
strukturo.
Poleg granata, distena in stavrolita, ki so značilni za stopnjo meta-
morfoze, nastopajo še kremen, biotit in plagioklaz; akcesomi so pirit,
rutil, sfen, apatit, šorlit in grafit.
Sekundarni minerah, nastah z retrogradno metamorfozo, so klorit,
sericit, levkoksen, limonit in redko pro klorit. V nekaterih vzorcih je veliko
conarnega epidota-klinozoisita.
Kremen navadno potemnjuje valovito, velike luske muskovita pa vča-
sih dokaj enotno. To dokazuje, da je kristalizacija delno potektonska,
njena glavna faza pa je bila paratektonska. Porfiroblasti granata merijo
od enega do več mm. Ponekod granat ni razvit porfiroblastično, temveč
v osnovi. Porfiroblasti granata so navadno idiomorfni. Ponekod imajo
obhko polzeče kapljice, ki na primarnem kraju lepo kaže smer pritiska
med kristalizacijo. Pogosto opazujemo po kriptokristalnih neprosojnih
vključkih v kristalu rotacijo granata med blastezo. Zrna granata so po-
večini močno razpokana, včasih zdrobljena. Granat prehaja po razpokah
v klorit. Rožnati granat muskovitnega blestnika z distenom s Padežkega
vrha je kemično analiziran (tabela 1, vz. 2 911/717). Vsebuje 60 "/o alman-
dina in 24 ®/o piropa.
Tudi disten in stavrolit sta ponekod razvita porfiroblastično. Stavrolit
nastopa v posameznih idiomorfnih kristalih, ki merijo povečini okrog
0,2 mm. Porfiroblastično razvita zrna so včasih dvojčična in korodirana.
V muskovitnem blestniku so posamezna zrna distena in stavrolita nanizana
v presledkih (tabla 2, si. 1). V protastih distenovo biotitnih različkih pa
tvori disten samostojne mikropasove. Drobna paličasta zrna tega minerala
z značilno razkolnostjo merijo navadno manj od 0,1 mm, le redka dosežejo
0,3 mm. Ti agregati so psevdomorfoze po andaluzitu. Predstavljajo sled
starejše kristalizacije pod nižjim pritiskom (tabla 2, si. 2). Sveži granat
protastega distenovega gnajsa vsebuje od vseh analiziranih granato v pa-
rametamorfnih kamenin največ almandina (tabela 1, vz. 620'240).
198
Biotit je rdečkasto rjav, redkeje zeleno pleohroičen. Vsebuje številne
paličaste vključke rutila in redke črne kolobarje, ki so posledica radio-
aktivnosti cirkona. Včasih je biotit kloritiziran.
Plagioklaz je oligoklazni landezin in andezin, ki navadno ni dvojčičen.
Včasih je porfiroblastično razvit. V nekaterih vzorcih je precej sericitiziran.
V amfibolovem gnajsu z blastomilonitno strukturo ima plagioklaz 60 do
80 "/o anortita. Visoke vrednosti anortita so vezane na cono protastega
distenovo biotitnega gnajsa.
Diaftoriti almandinovega muskovitnega blestnika so megaskopsko in
mikroskopsko zelo različni, navadno imajo mikrobreoasto strukturo (ta-
bla 2, si. 3). Njihova barva je črna ali rjavkasta. Cma barva izhaja ver-
jetno od impregnacije z grafitom, rjavkasta pa od limonitiziranih železovih
mineralov in granata. Pogosten je rjav retrogradno metamorfoziran prsten
blestnik s posameznimi večjimi luskami muskovita in kristali granata.
Mikrokristalna osnova sestoji iz kremena, sericita, klorita in limonita.
Redko S3( ohranjeni kristali distena, ki so prvotno merili okrog 1 mm, a so
po obodu že prešli v sericit (tabla 3, si. 1).
Eklogit
Leče eklogita nastopajo v blestniku in v amfibolitu v coni almandino-
vega muskovitnega blestnika. Zelo pogosten je med Slovensko Bistrica in
Roglo. Več eklogitnih leč je še na južnem pobočju Rogle in severno od
Rakovca prav pod nivojem almandinovega filitnega blestnika. Zahodneje
SI. 2. Elclogitne leče v amfibolitu. Zasukana foliacija v eklogitu. Nahajališče
južno od Cezlaka
Fig. 2. Eclogite lenses in amphibolite. Foliation torsion in eclogite. Outcrop
south of Cezlak
199
sem našla amfibolitiziran eklogit samo na Rutah in pri Pauru na pobočjih
v Mislinjski grapi. Precej je razširjen eklogit na severnem Pohorju, na
območju Zigertovega vrha in proti Šumiku.
Na območju Okoške gore se nahaja nekaj redkih že retrogradno spre-
menjenih leč eklogita tudi v distenovem biotitnem gnajsu. Nad Slovensko
Bistrico nastopajo leče eklogita v serpentinitu; merijo nekaj dm do nekaj
metrov. Tudi v eklogitu je zaradi metamorfne diferenciacije jasno vidna
foliacija. Izrazite so mikroplasti granatov, vehkih 1 mm do 2 cm, ki lepo
označujejo ploskve foliacije. Na obodu leče je foliacija vzporedna s fo-
liacijo blestnika in amfibolita, v sredini pa je navpična na obod leče. To
je posledica različne tenljivosti eklogita in mehkejših kamenin, ki ga
obdajajo (si. 2).
Razmerje med bistvenimi komponentami eklogita je razhčno. V skraj-
nih primerih sestoji kamenina samo iz granata, omfacita ah distena in
redkih akcesornih mineralnih vključkov. Posebnost je primarna rjavkasto
zelena nepleohroična rogovača carinthin v amfibolovem eklogitu (tabla 3,
si. 2).
Zaradi posebne mineralne sestave, ki je značilna za zelo visoke pritiske,
se je eklogit med dviganjem metamorfnih kamenin na območju nižje
temperature in pritiska povečini bolj ah manj retrogradno metamorfoziral.
Ponekod je prvotna mineralna sestava ohranjena le še v jedru eklogitnih
leč. Ostah del leče pa je amfibolitiziran. Ta spremenjeni eklogit je amfi-
bolitni eklogit. Zanj je značilna simplektitna struktura osnove, zaradi
katere je spremenjeni eklogit zelo trd. Simplektit je redko potektonsko
rekristaliziran; najpogosteje pripadajo tako nastah porfiroblasti korodirani
zeleni rogovači, plagioklazu in agregatu kremena, ki kaže precej enotno
potemnitev (vz. 110/2b/11467).
V tankem simplektitnem obrobku v eklogitu (vz. B 228/128) so distenova
zrna obdana s spinelom in kordieritom ter rjavkasto močno dvolomno
rogovačo. Mikrokristalni obrobek okrog omfacita pa bi bil lahko piroksen
ah rogovača.
Popolnoma svež porfiroblast granata v simplektitnem agregatu osnove
je zelo redek. Najbolj običajna sprememba porfiroblastov granata je psev-
domorfoza z zeleno rogovačo. Osnova, v kateri so tudi kristali rogovače, je
običajno svetleje zelena, saj sta v njej tudi kremen in plagioklaz. Razen
z rogovačo je granat nadomeščen tudi z oligoklazom in andezinom, zoisi-
tom, redkeje z epidotom, rdečkasto rjavim biotitom in peninom. To so
lepi posamezni kristali ali pa drobnozmati agregati. Podobne spremembe
opazujemo tudi v retrogradno spremenjenih granatih amfibolita. Ponekod
nastopajo na istem kraju v granatu psevdomorfoze z razhčnimi minerah in
istočasno tudi sveži rožnati granati (vzorci 657/248). V vzorcu amfibolit-
nega eklogita z granatom se nahajajo serpentinizirana zma, ki so nastala
iz olivina (vz. 110/11434).
Na enem samem kraju nad Slovensko Bistrico so v retrogradno meta-
morfozirani kamenini, podobni eklogitu, po 1 cm veliki porfiroblasti gra-
nata skoraj popolnoma nadomeščeni z žarkovitim agregatom modrikasto
zeleno pleohrodčne rogovače (tabla 3, si. 3). V megaskopsko beli osnovi ni
200
vidna usmerjenost, njeni posamezni deli sestoje iz granoblastičnega lame-
lamega plagioklaza, ki vsebuje 70 Vo do 80 "/o anortita, ter iz ß zoisita, ki
kaže modre disperzijske barve, je optično pozitiven in ima kot optičnih
osi 17" do 37". Redek je klinozoisit. V tem vzorcu opazujemo še kripto-
kristalne razpotegnjene vključke, ki so ostanki nedoločljivih kameninskih
drobcev. V njih je določen zeleni spinel. Ta vzorec predstavlja zelo bazično
kamenino, ki je ob procesu eklogitizacije že zapadla retrogradni meta-
morfozi.
Granat iz eklogita in amfibolitnega eklogita ter omfacit iz eklogita
smo kemično analizirali (tabela 1). Granat iz eklogita vsebuje od vseh
analiziranih granatov največjo kohčino piropa, ki znaša 49 "/o.
Analizirani omfacit iz eklogita ima podobno sestavo kot omfacit v eklo-
gitu iz Gertruska v Avstriji (Angel, po knjigi Deer, Howie,
Z u s s m a n , 1963, vol, II., str. 156). Po istih literatimiih podatkih se
naša analiza dobro ujema z omfacitom eklogita iz Fichtelgebirge.
Merjene vrednosti dvoloma Ng-Np omfacita variirajo od 0,014 do 0,024
in se večinoma bolj približujejo zadnji vrednosti. Kot optičnih osi 2 Vz je
50" do 70", povprečje za trinajst zrn je 65°.
Eklogit najdemo na Pohorju le v določenem nivoju, in to ne v najglob-
ljem. Zato sklepamo, da je genetsko vezan na kamenine, v katerih se nahaja,.
Nastal je iz bazične magmatske kamenine, verjetno gabra. Morda je bila
prvotna oblika vsaj ponekod podobna žilnini. Poznejše razkosavanje in
guban je je dalo današnjo obhko. Ker vsebuje pohorski eklogit primarno
rogovačo, ni nastal pri najvišji metamorfozi. Kohčina piropa 48,97 "/o
ustreza po Eskoli in po Colemanu (Turner, 1968, 337) tistim
eklogitom, ki so nastah v pogojih metamorfoze amfibolitne facije.
Amfiholit in amfibolovi različki
Amfib^love kamenine so najbolj pogostne med muskovitnim blestni-
kom. V nižjih nivojih muskovitnega blestnika vsebuje amfibolit številne
eklogitne leče, ki so amfibolitizirane. V coni biotitnega gnajsa pa je
amfibolit vezan na marmor. V muskovitno biotitnem gnajsu je amfibolit
redek, razen v najnižjem delu. Fihtni blestnik amfibolita skoraj ne
vsebuje.
Od bazičnih metamorfnih kamenin je amfibolit najbolj razširjen. Po
mineralni sestavi razlikujemo normalni amfibolit, levkoamfibolit, zoisitov
in epidotov amfibolit, prehode v amfibolov gnajs z rjavo in rdeče pleo-
hroičnim biotitom, ter amfibolovec, kamor prištevam kamenine, ki vse-
bujejo več kot 90 "/o zelene rogovače.
Amfibolovi različki so drobnozmati do debelozrnati. Navadno so meta-
morfno diferencirani. Struktura je nemat^blastična, v vzorcih amfibolo-
vega gnajsa z večjo kohčino sljude lepidoblastična. Ponekod je struktura
porfiroblastična s porfiroblasti rogovače, redkeje granata. Mikrobrečasta
struktura je redka. Rogovača je zeleno pleohroična. Granat je rožnat al-
mandin. Plagioklaz je po sestavi oligoklaz ah andezin; v amfibolovem
gnajsu (tabla 4, si. 1), ki je v zvezi s protastim distenovim biotitnim
gnajsom, celo labradorit-bitovnit. Plagioklaz je dvojčičen in lamelaren.
201
Včaslih je sericitiziran, vsebuje vključke epidota in zoisita. Od drugih
mineralov nastopajo še: kremen, ki potemnjuje zelo neenotno, rdečkasto
rjavo do zeleno pleohroičen biotit, redko diopsid, kalcit, turmalin, rutil,
sfen, pirit in apatit.
Retrogradna metamorfoza kamenin amfibolove skupine se kaže v klo-
ritizaciji, epidotizaciji, zoisitizaciji in tvorbi nontronita. Spremembe so
ponekod delne, drugod popolne.
V coni muskovitnega blestnika zahodno od Resnika in od tod proti
Mislinjski dolini je v amfibolitu razvit porfiroblastični zoisitov amfibolit.
Po nekaj milimetrov veliki porfiroblasti zelene rogovače nastopajo v bolj
ah manj beli osnovi, ki sestoji iz paličastega zoisita (do 0,2 mm, redko več),
plagioklaza, kremena, manjše kohčine proklorita in drobnih zrn rogovače.
Porfiroblasti rogovače so po obodu korodirani, potemnjujejo neenotno, so
deloma zviti in rotirani med rastjo. Le redko so kloritizirani, močneje
pa je kloritizirana drobna rogovača osnove. Verjetno rogovača nadomešča
pi'votni piroksen. Pro klorit je včasih prečen na smer foliacije. Precej je
akcesomega levkoksena, ki ga obdaja avreola sfena.
Muskovitno biotitni gnajs z almandinom in vložki marmorja, amfibolita
in almandinovega distenovo biotitnega gnajsa
Značilna kamenina tega nivoja biotitnega gnajsa je marmor, ki po-
večini vsebuje primes silikatnih mineralov. Razen tega opazujemo me-
njavanje z amfibolitom in amfibolovimi razhčki, almandinovo distenovim
biotitnim gnajsom in blestnikom, pegmatitnim gnajsom in kvarcitom.
Naštete kamenine se raztezajo v dveh pasovih na krilih antiklinale,
katere jedro sestoji iz muskovitno biotitnega gnajsa brez vložkov mar-
morja. Južni pas se začne zahodno od Oplotnice, sega prek Loške gore
in se konča ob prelomu zahodno od Vitanja. Ekvivalentne plasti, ki leže
v sevemem pasu na muskovitno biotitnem gnajsu, so zelo stisnjene in više
preidejo v almandinov muskovitni blestnik z eklogitom in amfibolitom.
Našteti petrografski različki se nahajajo na območju nad Oplotnico tudi
v jedru antikhnale muskovitno biotitnega gnajsa, medtem ko jih v višjih
legah ni.
Oba pasova sta nagubana v sistem monotropnih gub. Na jugu opazu-
jemo severno vergenco, v severnem pasu pa so gube skoraj navpične.
Protasti razhčki posameznih metamorfnih kamenin so' na Pohorju po-
gostni. V severnem pasu muskovitno biotitnega gnajsa z marmorjem pa
je to stalna značilnost kameninskih različkov. Prepereli razpadajo zato
iverasto. Protasti različki so navadno zelo drobnozmati (nekaj stotink mm
do 0,2 mm), čeprav gre za visoko metamorfne kamenine.
Najbolj pogosten petrografski razhček je muskovito biotitni gnajs, ki
pogosta vsebuje tudi disten. Porfiroblasti rožnatega granata dosežejo 1 cm.
Zeleni biotitni gnajs je razvit zlasti nad Slakovo. Ponekod vsebuje po-
samezne luske muskovita, ki so razvite porfiroblastično in merijo nekaj
mm. Modrikasto zeleno barvo povzroča precejšnja primes neprosojnega
minerala, verjetno pirita. Lokalno je razvit tudi muskovitni blestnik. Bel
in siv kvarcit je razširjen predvsem zahodno od Oplotnice, tanjše vključke
202
pa najdemo povsod. Opazujemo delno retrogradno metamorfozo, ki se kaže
v tvorbi klorita, proklorita in epidota.
Biotit je rdečkasto rjavo do zeleno pleohroičen. Pogosten je njegov
retrogradni produkt lamelami proklorit. Od kohčine teh mineralov je
odvisna barva gnajsov: rjavkasta, vijoličasta ah zelenkasta. V biotitnem
gnajsu je značilen disten. Tvori nepravilne, delno razpotegnjene mikro-
kristalne agregate. Disten pogosto obdaja zrna granata.
Plagioklaz je drobnozmat in debelozmat. Kaže tudi porfiroblastično
rast. V tem primeru vsebuje luske sericita. Dvojčični kristali so redki.
Sestava ustreza oligoklazu in andezinu. Beckejeva črta plagioklaza je le
izjemoma pozitivna glede na kremen.
Siv porozen kvarcit vsebuje razhčno količino muskovita, grafit in pirit.
Kvarcit prehaja v blestnik. Bel kvarcit vsebuje predvsem kremen, raz-
hčno količino muskovita in biotita, disten, stavrolit, granat, oligoklaz,
andezin, turmalin in malo neprosojnega minerala (tabla 4, si. 2). Pogostna
so conama zrna turmahna s svetlo olivno zelenim pleohroizmom.
Marmor
Značilen kameninski razhček v določenem nivoju biotitnega gnajsa
je marmor. Najbolj je razširjen severovzhodno od Zreč v okolici Crešnove
in na Ljubnici. Plasti so povečini tanke, le ponekod dosežejo njegove leče
nekaj metrov zaradi izoklinalnega gubanja.
SI, 3. Zgnetene plasti marmorja z vložki biotitnega blestnika. Kamnolom mar-
morja ob cesti zahodno ob Kotnika
Fig. 3. Highly folded marble intercalated by biotite schist. Marble quarry west
of Kotnik farm
203
Marmor je debelozrnat, redkeje drobnozmat. Ob kontaktu s filitnim
skrilavcem severovzhodno in severozahodno od Zreč ter vzhodno od Luž
je v bhžini tektonskih kontaktov slabo kristaliziran in brečast. Pohorski
marmor brez primesi je bel. Pogosto pa vsebuje fino dispergirana grafit
in pirit, ki mu dajeta sivo barvo. Primes številnih silikatnih mineralov,
zlasti amfibola in biotita, daje zelenkasto in rjavkasto vijohčno barvo.
Razmerje med kalcijem in magnezijem smo določili v 30 vzorcih belega
marmorja, ki ni vseboval primesi. Količina magnezijevega oksida variira
od nekaj odstotkov do 20 "/o, s čimer prehaja marmor v dolomitni marmor.
Povečini pa so pripadali vzorci čistemu belemu kalcijevemu karbonatu.
Struktura marmorja je granoblastična, sutuma in blastomilonitna. Na
kristalih kalcita so vidne dvojčične lamele, razkolnost po romboedru in
valovita potemnitev, kar je vse posledica rasti pod pritiski. Primesi pri-
padajo kremenu, kislemu plagioklazu, tremolitu, zeleni rogovači, diopsidu,
forsteritu, zelenkasti sljudi (paragonitu?), rjavkasto pleohroičnemu biotitu,
oranžno pleohroičnemu meroksenu, muskovitu, zelo redko granatu, gra-
fitu, piritu, produktom retrogradne metamorfoze: kloritu, epidotu, klino-
zoisitu, serpentinu po forsteritu in limonitu. Mineralni vključki so navadno
mikrodiferencirani (si. 3).
Muskovitno biotitni gnajs z očesnim in pegmatitnim gnajsom
Jedro antiklinale, ki poteka od Oplotnice prek Skomarja in se konča
ob Mislinjski dohni, sestoji iz muskovitno biotitnega gnajsa in blestnika
(si. 4). Gnajsi so nabrani v gube desetmetrskih dimenzij in tvorijo v celoti
proti zahodu tonečo antiklinalo. ZelO' značilen in pogosten vključek v bio-
titnem gnajsu je pegmatitni gnajs, ki pa nastopa tudi v vseh drugih
metamorfnih kameninah.
Muskovitno biotitni gnajs (tabla 4, si. 3) prehaja pogosto v biotitni in
redkeje v retrogradni prokloritni gnajs ter v različke brez plagioklaza,
kt jim ustrezajo biotitni, muskovitni in prokloritni blestnik. Nastopa tudi
kvarcit, ki vsebuje poleg kremena predvsem muskovit in včasih tudi grafit.
Posebna značilnost med gnajsi te cone sta muskovitno biotitni in biotitni
očesni gnajs s porfiroblasti ortoklaza, ki prehaja v mikroklin.
Gnajs in blestnik sta povečini drobnozrnata (zma od 0,1 do 0,2 mm) in
srednjezmata (nekaj desetink milimetra). Očesni gnajs nad Mislinjo pa je
zelo debelozrnat; porfiroblasti glinenca so vehki navadno 2 cm, ponekod
do 6 cm, sij uda nekaj milimetrov, ostale komponente okrog 1 mm.
Različki so sivkasto rjavi, rjavi, vijohčasti in zeleni. Rjavi odtenki
izhajajo od rjavega biotita, zeleni od zelenega biotita in proklorita, sivi
od muskovita. Primes neprosojnih mineralov povzroča temnejše barve.
Kamenine so metamorfno diferencirane, zato opazujemo bele salične pole.
Megaskopsko vidni rdeči porfiroblasti granata so redki.
Vse naštete mineralne spremembe so pogostne in jih je megaskopsko
težko ločevati.
V gnajsih nastopajo naslednji minerah: biotit, muskovit, kremen, pla-
gioklaz, granat, rogovača, neprosojni minerali, zlasti pirit; redko rutil,
204
SI. 4. Strme gube v muskovitno biotitnem gnajsu prepojenem s pegmatitnim
gnajsom. Ob Ločnikarici vzhodno od Skomarja
Fig. 4. Folded muscovite-biotite gneiss with pegmatite gneiss. East from
Skomarje village at Ločnikarica brook
si"en, turmalin, apatit; sekundarni minerali so: klorit, proklorit, penin,
sericit, limonit, epidot in zoisit. Stavrolita in distena ni.
Biotit kaže zelo različen pleohroizem, najpogosteje zelenega, pa tudi
rjavo zelenega, rjavega in rdečkasto rjavega. Lamelami proklorit je po-
gosten biotitov retrogradni produkt. Kremen je zelo zdrobljen. Včasih
opazujemo potektonsko rekristalizacijo, ki se odraža v precej izometrični
obhki in enotni potemnitvi zm. Redka je zeleno pleohroična rogovača.
Granat je prav tako redek in rožnat. Navadno je droben in idiomorfen,
večja zrna so korodirana. Turmalin je umazano zeleno do zelenkasto
modro pleohroičen, včasih raWo conaren. Sfen je redek, vendar ponekod
nakopičen (npr. vz. 1281/364/9873, biotitni gnajs: 3,38 VoTiOJ.
Plagioklaz pripada oligoklaznemu andezinu in andezinu. Dvojčična
zraščenja in lamele so redke. Navadno je nekoliko moten in se težko loči
od kremena. Nekatera njegova zrna imajo proti obodu rahlo valovito po-
temnitev, kar je posledica sprememb v sestavi za nekaj odstotkov anortita.
Sprememba je lahko normalna ah inverzna. Včasih so samo nekatera
zrna v posameznem vzorcu bolj izrazito conama. V drobnozmatem bio-
titnem gnajsu (vz. 1281/364/9873) ima jedro plagioklaza 25 Vo anortita, ovoj
pa 45 "/o anortita. Pole plagioklaza imajo granularno strukturo, včasih pa
kaže plagioklaz tudi blastično rast. Značilen je porfiroblast ohgoklaza,
ki vsebuje sericit in muskovit. Oligoklaz s temi vključki nadomešča po-
nekod v pegmatitnem in očesnem gnajsu porfiroblaste ortoklaza in mikro-
klina.
205
Posebnost med gnajsi na Pohorju je očesni gnajs, ki je razširjen na
večjem območju nad Mislinjo in v okolici Smartnega na Pohorju; vzhodno
od Oplotnice pa ga je manj. Menjava se z različki brez porfiroblastov in
vsebuje številne žile pegmatitnega gnajsa. Glede na različno količino mi-
neralov sljude opazujemo postopne prehode med očesnim in pegmatitnim
gnajsom. Amfibolitni različki med očesnim gnajsom so pogostni samo
v okolici Smartnega.
Sivkasto zelen biotitno muskovitni očesni gnajs nad Mislinjo (tabla 5,
si. 1) z nekaj milimetrov velikimi lističi muskovita je najbolj debelozrnat.
Muskovit je rahlo zelenkast, biotit je zelenkasto rumeno in rdečkasto
rjavo pleohroičen. Kremen in oligoklaz osnove sta delno kataklazirana,
delno pa potektonsko rekristalizirana. Precej je drobnih in večjih zm
epidota in klinozoisita. Porfiroblasti glinencev so povečini paralelni, red-
keje prečni na ploskev foliacije, kar tudi dokazuje delno potektonsko
krlstalizacijo. Porfiroblast je ortoklaz, ki prehaja v mikroklin. Potemnitev
ortoklaza je zelo neenotna. Mikroklinska mreža je najlepše izražena ob
robovih zrn, in sicer na manjših kristalih osnove bolje kot na večjih.
Porfiroblasti so karlovarski dvojčki. Ploskve zraščenja so zaradi krista-
lizacije pod pritiski navadno zelo nepravilne. Neposredno merjen kot 2 Vx
meri 50" do 81" (merjenih 6 zrn), kar dokazuje prehod med ortoklazom
in mikroklinom. Kemično analiziran porfiroblast glinenca vsebuje 9,45 "/o
kalijevega oksida, 2,92 ®/o natrijevega oksida in 0,56 "/o kalcijevega oksida
(vz. 10/5723).
Sivkast biotitni očesni gnajs pri Oplotnici je bolj drobnozmat, ni re-
kristaliziran in ima blastomilonitno strukturo. Muskovita vsebuje malo,
prevladuje zeleno pleohroičen biotit. Glinenec je ortoklaz, ki potemnjuje
zelo neenotno. Delno ga nadomešča granularni agregat oligoklaza. Edini
v ortoklazu neposredno izmerjen kot 2 Vx je 76". Neizrazito lamelami
vključek oligoklaza v glinencu in osnovi vsebuje 30 "/o anortita.
Sivkast očesni gnajs pri Šmartnem vsebuje zelenkasto in rdečkasto
pleohroičen biotit in malo muskovita. Porfiroblast ortoklaza, ki je ponekod
prešel v mikroklin, kaže bolj enotno potemnitev kot na drugih raziskanih
območjih.
Povprečna vrednost 2 Vx je 51" (3 zrna). Kemično analizirani kristal
vsebuje pribhžno 10 "/o kalijevega oksida in 2 "/o natrijevega oksida
(vz. 77/36). Plagioklazi osnove so lamelami, neizrazito conami. Sestava
variira od 23 "/o do 44 "/o anortita, kot 2 Vx od 73" do 89", povprečno znaša
83". Ob glinencu je pogosto vidna mirmekitna struktura.
Porfiroblasti v očesnem in pegmatitnem gnajsu so ponekod delno ah
popolnoma nadomeščeni z oligoklazom, redkeje s kremenom (vz. 5654/18595
biotitni očesni gnajs in vz. 628/243 očesni gnajs pri Oplotnici). Psevdomor-
foza je lahko en sam kristal oligoklaza. Novi kristal oligoklaza je kata-
klaziran, kremen v psevdomorfozi pa potemnjuje enotno.
Južno od Rakovca pod Volovico opazujemo v debelozrnatem biotitno
muskovitnem gnajsu in v pegmatitnem gnajsu z oligoklazom in albitom
nadomeščene porfiroblaste kalijevega glinenca. V sivkasto rjavi osnovi
gnajsa so prvotne obhke porfiroblasta lepo vidne, saj merijo do 2 cm.
206
Muskovit nastopa v nekaj milimetrov velikih luskah; biotit je zeleno in
rdečkasto rjavo pleohroičen. Medtem ko sta oba minerala lepo kristalizi-
rana, delno potektonsko, opazujemo tudi dele zbruska, v katerih sta oba
popolnoma zdrobljena. Isto velja tudi za kremen in plagioklaz. Količina
plagioklaza v saličnih polah zelo variira. Ponekod ga ni. Oligoklaz osnove
je redko dvojčičen. Porfiroblasti pripadajo lamelarnemu nekohko katakla-
ziranemu oligoklazu, ki ponekod vsebuje velike luske sericita. Ugotovljena
sestava plagioklaza je v skladu s kemično analizo pegmatitnega in musko-
vitno biotitnega gnajsa. Kahja vsebujejo ti vzorci izredno malo, prevladuje
natrij (tabela 1, analizi 5 in 6); to kaže na natrijevo metasomatozo v končni
fazi metamorfoze.
V več zbruskih vzorcev z enega nahajališča sem ugotovila na UM
v biotitno muskovitnem gnajsu naslednjo sestavo plagioklaza:
oligoklazni andezin (23 zrn): 33,5 "/o anortita, 2 Vx 98" (4 zma- di-
rektno merjeni koti);
albit (7 zrn):	3 Vo anortita, 2 Vx = 98".
Plagioklaz v pegmatitnem gnajsu:
oligoklazni andezin (18 zm): 29 "/o anortita, 2 Vx = 95" (5 zrn);
albit (8 zm):	4 "/o anortita.
Značilni petrografski razhček med gnajsi je pegmatitni gnajs, ki nima
nobene zveze s pegmatitnimi diferenciali tonalita. Pojavlja se tudi v mar-
morju, eklogitu in amfibolitu ter retrogradno metamorfoziran v coni
filitnega blestnika. Naguban je obenem s kamenino, v kateri se nahaja.
Le redko je diskordanten ali ima slabo izraženo foliacijo, kar opazujemo
zlasti v bližini eklogitnih leč. Metamorfna diferenciacija je vidna že ma-
kroskopsko, lineacija je zaradi razporeditve muskovita in turmalina vedno
lepa. Pole pegmatitnega gnajsa so debele nekaj milimetrov do deset metrov.
Pegmatitni gnajs ima blastomilonitno strukturo (tabla 5, si. 2). V 'Osnovi
se nahajajo zelo drobnozmat metamorfno diferenciran oligoklaz, ločen od
kremena, ter tanke pole muskovita, sericita, biotita in klorita. Velikost
teh mineralov je navadno okrog 0,2 mm. Porfiroblasti kahjevega glinenca
pripadajo ortoklazu, ki je delno mikrokliniziran, pogosto nadomeščen
z oligoklazom, ki vsebuje vehko vključkov sericita. S Kozjaka sevemo od
Ribnice pa sem raziskala vzorec, ki je imel v drobnozmati osnovi in kot
vtrošnik razvit svež mikroklin z značilno mrežo. Količina mineralov sljude
je zelo različna; prevladujeta muskovit in sericit. Granat je redek. V ke-
mično analiziranem granatu pegmatitnega gnajsa južno od Rakovca pre-
vladuje almandin (tabela 1).
Gnajs, ki se povečini konkordantno izmenjuje s pegmatitnim gnajsom,
prištevam k migmatitu (tabla 7, si. 1 in 2). S tem izrazom v splošnem
označujejo menjavo kisle magmatske in metamorfne komponente, ki se
vzdolž ploskev foliacije tesno prepletata. Obe komponenti sta na terenu jasno
ločljivi. Poreklo granitoidnega materiala je po razhčnih teorijah razhčno.
Lahko je diferencial granitnih magem, ki so nastale pri višji stopnji
metamorfoze v vsakem regionalno metamorfoziranem območju in bile
207
potem potisnjene više po ploskvah skrilavosti. Lahko pa so granitoidne
taline posledica diferencialne talitve kamenin, podvrženih metamorfozi
visoke stopnje. Pri tem se izločijo laže taljive komponente, kot so kisli
plagioklazi Ln kremen. Po Winklerju (1967, 112) se ta proces lahko
začne v mezoconi, oziroma v distenovem subfaciesu.
Po Kieslingerju (1935, 102) so žile pegmatitnega gnajsa injici-
rane. Po dosedanjih raziskavah domnevam, da je salični material današ-
njega pegmatitnega in očesnega gnajsa pritekal med metamorfozo. Ka-
menine te skupine kažejo delno potektonsko rekristalizacijo.
Andaluzitno biotitni blestnik in gnajs
Tonalitna magma na mineralno paragenezo kamenin almandinovo am-
fibolitnega faciesa termično ni več mogla vplivati. Kontaktno metamorfozo
je povzročil tonalit le v filitnem blestniku. Spremembe opazujemo na raz-
dalji do 100 m od kontakta s tonalitom, vendar ne povsod. Andaluzitno
biotitni blestnik in gnajs z žilami pegmatitnega gnajsa najdemo na ob-
močju Glažute in pri Skrlovniku.
Andaluzitno biotitni blestnik in gnajs sta sivkasto vijoličasta. Kame-
nina je metamorfno diferencirana. Plagioklaz in andaluzit sta razvita
kot drobna porfiroblasta in ju na prežagani površini lepo vidimo (tabla 5,
si. 3). Glavne komponente so rjavkasto rdeče pleohroičen biotit, muskovit,
kremen, plagioklaz, rožnat granat in pirit. Razen že omenjenih porfiro-
blastov dosežejo večjo velikost tudi posamezne luske biotita in muskovita.
Osnova je drobnozrnata (okrog 0,1 mm do 0,2 mm). Andaluzit je brez anali-
zatorja rahlo rožnato pleohroičen. Nekateri preseki kažejo skeletno zgradbo
kristala. Vsebujejo veliko vključkov, predvsem biotita, kremena in nepro-
S3<jnega minerala. Plagioklaz je neizrazito lamelaren, precej moten in vse-
buje veliko vključkov kremena. Včasih ne potemnjuje enotno. Pripada oli-
goklaznemu andezinu, redkeje andezinu.
V andaluzitnem gnajsu nastopajo tudi decimetrske plasti zelenkasto
sivega kalcijevega silikatnega rogovca. Ločimo pole kremena s posamez-
nimi zmi plagioklaza in močno sericitizirane pasove z visokim reliefom,
ki jih je v kamenini največ, poleg tega zeleno rogovačo, ki je redko
porfiroblastična, akcesorni sfen in neprosojni mineral.
Serpentinit z gabrom
Pas serpentinita nad Slovensko Bistrico je dolg 5 km in širok nekaj
100 metrov. Na severu meji na amfibolit in almandinov muskovitni blest-
nik, na jugu na pliocenske Sedimente. V dolini Polskave je med očesnim
gnajsom 0,5 km^ velik izdanek serpentinita, ki se nepravilno prepleta
z amfibolitom. Serpentinit je nastal iz ultrabazitov, amfibolit pa iz gabra.
Makroskopsko je serpentinit temno zelen ali zelenkast in značilno mre-
žast. Ponekod vsebuje veliko rjavkastega broncita, ki meri po nekaj
milimetrov. Serpentinit je večidel limonitiziran in prepreden z razpokami,
ki so včasih zapolnjene z opalom, vlaknatim antigoritom in magnezitom.
Ponekod je serpentinit silificiran in rjavkast.
208
v zbruskih serpentinita opazujemo značilno mrežasto strukturo psevdo-
morfoze mineralov antigorita in hrizotila po oh vinu, klorit, lojevec, amfibol
in železove okside (tabla 6, si. 1). Magnetit in kromit sta akcesorna in
dajeta serpentinitu temno barvo. V nekaterih vzorcih je pogosten idio-
morfni karbonat. Zanimiv je gručast, na površini modrikast mineralni
agregat, ki pripada serpofitu (vz. 505/217). Kamenina je le redko sveža in
tedaj sestoji iz olivina in dialaga (vz. 321/148). Lokalna prisotnost broncita
dokazuje, da je pohorski serpentinit nastal iz dunita in harzburgita, ki je
vseboval vehke vtrošnike rombičnega piroksena. Bazični pegmatitni dife-
rencial predstavljajo redke žile kristalov broncita.
Serpentinit vsebuje leče eklogita, amfibolitnega eklogita in amfibolit.
Sečejo ga tudi žile pegmatitnega gnajsa, debele po več metrov. Pegmatitni
gnajs je svež, drugod pa popolnoma kaohniziran in so material nekoč izko-
riščali za keramično industrijo (Zafošt).
Pegmatitni gnajs je na kontaktu s serpentinitom povzročil silifikacijo
v obliki ozke avreole tanko skrilavega svetlo zelenega lojevca in temno
zelenega klorita. Kemično analiziran lojevec vsebuje predvsem kremenico
in magnezijev oksid. Značilni refleksi lepo kristaliziranega lojevca na de-
byegramu so:
d = 9,920 Ä, 8,550 Ä, 4,507 Ä, 3,034 Ä, 2,447 Ä, 1,518 Ä.
V serpentinitu in na kontaktu z muskovitnim blestnikom in eklogitom
sta dve žih ohvinovega gabra, ki prehaja v peridotit. Kamenina je temno
zelena, plagioklaz je rožnat. Struktura kamenine je debelozrnata, panalo-
triomorfna; sestoji iz olivina, dialaga, plagioklaza in rožnatega granata.
Nekateri vzorci so popolnoma sveži, drugi pa imajo simplektitne obrobke.
Ponekod je bilo možno določiti obrobek brezbarvne rogovače, ki obdaja
olivin in pripada morda antofihtu, kar bi dokazovalo metamorfozo v
amfibolitnem faciesu. D volom simplektitnega obrobka je precej višji od
rogovačinega. Akcesorna sta primarni rjavkasti pikotit in zelenkast spinel.
Olivin je včasih neizrazito lamelaren; po kotu optičnih osi, ki znaša okrog
90", pripada forsteritu. Dialag kaže značilne dvojčične lamele in je zaradi
finih vključkov titanovega železa rjavkast. Sestava plagioklaza variira
med 80 ®/o in 90 ®/o anortita, kar ustreza bitovnitu-anortitu. Plagioklaz je
navadno moten, ker so se izločih številni mikroliti zoisita. Razpoke v olivinu
so zapolnjene z lojevcem.
Tonalit in njegovi žilni različki
Glavni greben Pohorja sestoji iz tonalita. Tonalitna magma je nastala
z anatekso gnajsov v najglobljih dehh regionalno metamorfoziranega
kompleksa. Dvignila se je ob prelomu, vzporednem periadriatskemu pre-
lomu v laramijski fazi alpske orogeneze.
Pohorski tonalit je povečini skrilav in zato makroskopsko podoben
gnajsu. Kontakt in skrilavost v tonalitu sta paralelna ploskvam foliacije
kamenin metamorfnega ovoja. Glavna faza metamorfoze in diaftoreze je
bila končana že pred vdorom tonalitne magme v višje nivoje. Zato na
tonalitu ni opaziti sledov retrogradne metamorfoze. Pač pa so v njem
10 — Geologija 14	209
številni vključki metamorfnih kamenin. Na južnem obrobju so zlasti
pogostni vključki amfibolita.
Kontaktno metamorfozo je povzročil tonalit le na filitnem blestniku,
na kamenine almandinovo amfibolitnega faciesa termično ni mogel vpli-
vati.
Po barvnih odtenkih tonahta vidimo, da tonalitna masa ni enotna,
razhke so v zrnavosti in sestavi. Deh razhčne zrnavosti in sestave so krista-
lizirali pribhžno istočasno (tabla 8, si. 1). Prehodi so nepravilni ah paralelni
fohaciji in večinoma ostri. Tonalit je metamorfne skrilavce skoraj po-
polnoma absorbiral in jih ločimo le še po rahlem odtenku barve. Pojav
ustreza migmatitom nebulitom. Foliacija je v tonalitu povečini dobro
razvita, ponekod pa ni izražena. Navadno se sklada s foliacijo obdaj ajočih
metamorfnih kamenin, včasih pa ima popolnoma drugačno smer. V aplitnih
delih tonahta je foliacija povečini slabo izražena.
Ob tonalitni meji, zlasti v njenem jugovzhodner . delu nad Slovensko
Bistrico, opazujemo v muskovitnem blestniku in amfibolitu številne dife-
rencirane in nediferencirane tonalitne žile. Povečini so paralelne plo-
skvam foliacije, v tonalitu pa potekajo aplitne in pegmatitn^ žile tudi
nepravilno. V kamnolomih v tonalitu vidimo, da so si salične injekcije
sledile v kratkih presledkih.
Vehke koncentracije saličnih tonalitnih žil v tonalitu in v metamorf-
nem ovoju na jugovzhodu dokazujejo, da je tekoča tonalitna magma
prodirala v to smer (Kieslinger, 1935). Vendar poteka tudi na severu
med tonalitom in metamorfnimi skrilavci prek Jelenske peči (Sumik)
močna aplitna žila.
Aplit in pegmatit sta kristalizirala pod istim usmerjenim pritiskom
kot metamorfne kamenine in tonalit. Lineacije se zato v vseh kameninah
skladajo, vendar so v metamorfnih kameninah in tudi v tonalitu bolj izra-
zite. V prečnih aplitnih žilah v tonalitu opazujemo cik-cakaste meje, ki so
paralelne fohaciji.
Glavne mineralne komponente tonalita so: nizkotemperaturni plagio-
klaz, kremen, rumenkasto zeleno pleohroičen biotit, zeleno pleohroična ro-
govača, ortoklaz, klorit, epidot, sfen, neprosojni minerah in apatit (tabla 6,
si. 2).
Tekstura je skrilava, struktura drobnozrnata do grobozrnata. V skraj-
nih južnih odcepih tonahta nad Slovensko Bistrico opazujemo blasto-
milonitno strukturo. Porfirsko so razviti do 3 mm vehki plagioklazi, ostale
komponente so drobnozmate. Tudi nekateri vzorci tonahta in aplita nad
Glažuto imajo razvito to strukturo.
Plagioklaz je hipidiomorfen, femičen mineral idiomorfen. Kremen
zapolnjuje vmesne prostore in je kataklaziran. Luske biotita so upognjene.
Vphv pritiska ob času kristalizacije se pozna tudi na plagioklazu. Po-
temnjuje valovito, dvojčične lamele v posameznem zrnu so premaknjene;
zrna so se med seboj močno ovirala v rasti. Značilna za plagioklaz je
oscilacijska conarnost, dvojčična rast in lamelamost v dveh sistemih: po
drugem in tretjem pinakoidu. To so bistvene razlike med plagioklazi v
metamorfnih kameninah ter plagioklazi v tonalitu, dacitu in njunih
210
žilnih diferencialih. Sestava plagioklaza niha med 20 "/o in 45 °/o anortita.
Eolj kisel je zunanji ovoj. Plagioklaz je nizkotemperaturen. Večja ne-
pravilna zma ortoklaza, ki potemnjujejo včasih zelo neenotno, vsebujejo
do nekaj desetink milimetra vehke idiomorfne vključke plagioklazov.
Ob ortoklazu je včasih razvita mirmekitna struktura. Ponekod prodira ta
agregat tudi v plagioklaz.
V	drobnozmatem tonalitnem razhčku pri Skrinjetu nad Tinjami je
sestava plagioklaza od 49 "/o do 72 "/o anortita. V conamem zrnu istega
vzorca je sestava jedra 70 Vo do 60 "/o anortita, in ovoja 30 Vo do 40 "/o
anortita. Podatek je ekstremen. Kamenina ne vsebuje kremena, pač pa
veliko zelenega biotita. Tudi kemična analiza tega tonalitnega razhčka,
ki pripada že gabru, kaže veliko bazičnost.
Mineralna sestava tonalita variira. Včasih je prisotnega precej orto-
klaza, včasih ga skoraj ni. Glede na to se spreminjajo tudi petrokemični
podatki. Razhčki brez ortoklaza pripadajo kremenovemu dioritu, različki
z ortoklazom pa granodioritu. Ime tonalit za pohorsko globočnino je pra-
vilno le v širšem smislu, kot sinonim za kremenov diorit (Faninger,
1970, 49).
Pegmatitni gnajs nima z aplitnimi in pegmatitnimi žilnimi diferen-
ciali tonalita nič skupnega. Predstavlja mnogo starejše žilne injekcije, ki
so prestale paratektonsko kristalizacijo ob metamorfozi pohorskih kamenin.
Aplitne in pegmatitne žile, ki so tonalitovi diferenciali, dosežejo ponekod
debehno nekaj metrov, povečini pa merijo nekaj centimetrov do nekaj
decimetrov. Žila aplita, ki se razteza na precejšnji razdalji severno od
Sumika, je debela celo 100 metrov. Pogosto opazujemo ob robovih žil
grobo kristalizacijo, v sredini pa drobnozmato, ponekod pa obratno.
Aphte in pegmatite sta pregledovala Dolar-Mantuanijeva
(1935) in Faninger (1970). Sestoje iz kremena in kislega plagioklaza,
akcesomi minerah so kalijev glinenec, muskovit in rožnati granat.
V	tonalitu so številni drobni temno zeleni do nekaj decimetrov veliki
bazični vključki, ki vsebujejo vehko biotita in rogovače. Orientirani so
paralelno z lineacijo (tabla 8, si. 2). Verjetno predstavljajo rekristalizirane
in s kalijem obogatene kose amfibolita. V njih nastopajo nematoblastično
razvita rogovača, plagioklaz in rjavo pleohroični biotit. Plagioklazi so
dvojčični in conami, po sestavi srednje kisli. Ob njih opazujemo ponekod
mirmekitno strukturo.
Tonalit na južnem Pohorju vsebuje čizlakit. Gre za metamorfno ali
magmatsko bazično kamenino, ki jo je tonalitna magma ponovno natalila
(Faninger, 1967; 1969, 51).
Dacit in njegovi žilni različki
Dacit je razširjen na večji površini zahodno od Črnega vrha. Povečini
nastopa kot žila. Opazujemo diferencirane in nediferencirane žile dacita.
K diferenciranim dacitnim žilninam spadata malhit in kerzantit, ne-
difer'endrana žilnina je tonalitni porfdrüt. Na vzhodnem Pohorju so
žilnine, ki so v zvezi z dacitom, redke, proti zahodu pa vse pogostnejše.
Najdemo jih v vseh metamorfnih kameninah in v tonalitu. Zlasti so
211
dacitne žile pogostne ob kontaktu dveh kamenin, kot npr. filitnega skrilavca
in almandinovega filitnega blestnika, ah tonahta in almandinovega filit-
nega blestnika. Večinoma so paralelne ploskvam foliacije in glavnim
razpokam, ki so pravokotne na ploskve foliacije in na lineacijo. Včasih
so žile dacita lečasto prekinjene. Po razporeditvi vtrošnikov je v njih
pogosto vidna fluidalna struktura.
Dacit je porfirska kamenina. V kriptokristalni in tudi izraziteje krista-
lizirani, a le zelo redko steklasti osnovi vsebuje vtrošnike kremena, sred-
njega plagioklaza, zelene rogovače ali biotita (tabla 6, si. 3). Plagioklaz
je po sestavi podoben plagioklazu v tonalitu, je pa visokotemperaturen,
bolj izrazito dvojčičen in oscilacijsko conaren; redko opazujemo v njem
zakrpano conarnost. Vtrošniki krernena so vidni megaskopsko, so idio-
morfni, hipidiomorfni in magmatsko korodirani. Tonalitni porfirit je po
strukturi prehodna kamenina med tonalitom in dacitom, kemično pa so
vse tri kamenine enake (Faninger, 1970). Drobnozrnata osnova tona-
litnega porfirita sestoji iz plagioklaza, rogovače ah biotita in kremena.
Enake sestave so tudi vtrošniki. Med dacitom in tonalitnim porfiritom
opazujemo prehode po stopnji kristalizacije osnove in po zmih kremena,
plagioklaza in biotita, ki pripadajo delno osnovi, delno pa so že porfirsko
razviti. Nekateri avtorji omenjajo, da je dacit in tonalit težko ločiti, ker
prehajata drug v drugega (Kieslinger, 1935, Dolar-Mantuani,
1935). Teže se mi zdi ločiti posamezne vzorce žilnine debelozrnatega tona-
litnega porfirita od manj skrilavega tonahta, zlasti če ima tonalitni por-
firit fluidalno teksturo, ah pa, če imata obe kamenini homogeno struk-
turo. Kremen v dacitu in tonahtnem porfiritu ni kataklaziran. Vedno
najdemo vsaj kakšen hipidiomorfen vtrošnik kremena. Za razliko pa je
kremen v tonah tu kataklaziran. Zato je obe kamenini v glavnem možno
ločiti.
Dacitov bazični diferencial malhit sestoji iz rogovače in plagioklaza,
ki vsebuje do 70 anortita. Medsebojna kohčina obeh mineralov, pa tudi
struktura, sta zelo različni. Nekateri različki imajo kot vtrošnik samo
enega od obeh mineralov. Včasih je kamenina enakomemo drobnozmata.
Manj je biotita. Vtrošniki rogovače in biotita v pohorskih predorninah
pogosto kažejo zelenkasto rjav pleohroizem, ki je najbolj izrazito rjav
v malhitu.
Dacit in njegovi žilni različki so pogosto spremenjeni. Glavne spre-
membe so kloritizacija, kalcifikacija, sericitizacija in kaolinizacija.
Na starost dacita sklepamo po tem, da je kontaktno metamorfoziral
miocenske sedimente pri Ribnici, kjer pa nahajamo tudi njegov tuf
(Ž u r g a , 1928, W i n k 1 e r , 1928). Ivniške miocenske plasti na severnem
Pohorju vsebujejo že tudi dacitne prodnike. Dacit in njegovi žilni diferen-
ciati so mlajši od tonahta, kar je prvi ugotovil Kieslinger (1935, 107).
Kemično sta si obe kamenini po sestavi podobni (Faninger, 1970).
Razhka pa je v njuni strukturi in teksturi. V dacitu ni foliacije, ki jo
opazujemo v tonalitu, aplitu in pegmatitu ter v vseh metamorfnih ka-
meninah. Dacit torej ni kristahziral pod pritiskom, ki se jasno odraža
v fohaciji drugih pohorskih kamenin. Prav tako ni v dacitu tonalitnih
212
diferenciranih in nediferenciranih žil, pač pa vsebuje tonaht dacitne, tona-
litno porfiritne in malhitne žile. Oboje dokazuje časovni presledek med
kristalizacijo obeh kamenin.
Tektonika
Pohorje je del vzhodnih Centralnih Alp. Njegov nastanek razlagamo
z vehkimi orogenetskimi premiki, regionalno metamorfozo in s pluto-
nizmom v velikih časovnih intervalih (Bemmelen, 1969, 133 do 158).
Izoblikovalo se je v alpski orogenezi, njegove kamenine pa so se regionalno
metamorfozirale že v variscični dobi, torej mnogo preje. V alpski orogenezi
sta prodrla skozi metamorfne kamenine najprej tonalit in pozneje dacit.
Na širšem območju Alpidov se je v starejšem paleozoiku razprostirala
geosinklinala s pelitskmi sedimenti, diabazi in tufi. Ob grezanju geosin-
klinale so se sedimenti nagubali in v najglobljih nivojih rekristalizirali ob
visokometamorfnih pogojih. C1 a r in dr. (1963, 48) postavljajo zadnje
možno formiranje vzhodnoalpskega kristalinika v bretonsko ali sudetsko
fazo variscične orogeneze. Razvite so kamenine faciesa zelenega skrilavca
in kamenine almandinovo amfibolitnega faciesa facialne serije Barrowega
tipa. Silimanit ni razvit, kar kaže, da metamorfoza ni dosegla najvišje
stopnje. Kristalizacija pohorskih kamenin je paratektonska in le delno
potektonska. Ohranjena pa je tudi sled nekohko starejše faze kristalizacije
pri visokih temperaturah in nekohko nižjem pritisku. Dokazujejo jo
psevdomorfoze distena po andaluzitu v protastem distenovo biotitnem
gnajsu. Spremembe metamorfnih kamenin ustrezajo prvotnim kamenin-
skim spremembam v geosinklinali. Foliacije so zato ss ploskve. V naj-
globlje dele metamorfnih kamenin so prodrle pegmatitne injekcije; to so
kisli diferenciali hipotetične anatektične magme. Nagubane so bile obenem
s celotnim kompleksom metamorfnih kamenin. Predstavljajo današnje
pegmatitne gna j se. Podobne razmere so vladale na Svinški planini
(Kamp, 1963,23,40).
Po močnem guban ju in po končanem procesu progresivne regionalne
metamorfoze v variscični orogenezi so se metamorfne kamenine v ne-
spremenjenih pogojih intenzivnega guban j a dvignile. Temperatura in pri-
tisk sta bila v globljih nivojih dvignjenega kompleksa še vedno visoka,
a najvišji del metamorfnih kamenin je prišel v epidermalno območje.
V najglobljih dehh je vladala še vedno plastična deformacija in ohranila
se je v glavnem prvotna mineralna asociacija. Vendar opazujemo povsod
sledove retrogradne metamorfoze. Nekoliko više so bile metamorfne ka-
menine v plastičnem stanju popolnoma retrogradno metamorfozirane v
almandinov filitni blestnik. Vse metamorfne kamenine, ležeče nad njimi,
so bile precej denudirane.
Fazi grezanja geosinklinale je torej sledilo dviganje v hercinski oroge-
nezi. Izoblikovano gorstvo je bilo pozneje erodirano. Na njegovem območju
se je od perma do srednje krede razprostirala geosinklinala Tetida. Ze ob
začetku razvoja Tetide je vzdolž geosinklinale nastala geofraktura, ki jo
imenujemo periadriatski prelom. Pomemben je za ves nadaljnji razvoj
Vzhodnih Alp. Razmejuje severni in južni alpski facies. Ob tem prelomu
213
so se mase premikale v smeri E—W in N—S, s čimer je bila oživljena stara
variscična tektonika. Granit in tonalit sta prodrla v smeri E—W, narivi
so bili usmerjeni proti N in S.
V	geosinklinali Tetide se niso grezali samo sedimenti, temveč tudi
metamorf na podlaga. Zato se je sialična plast zelo stanjšala. Prelagati se
je začela sama metamorf na podlaga. To je povzročilo velike narive
v Vzhodnih Alpah v severno kredno flišno kadunjo. Kristalinik Centralnih
Alp je bil ob tem razgaljen. Periadriatski prelom je mejna črta pri nariva-
nju proti severu. Karavanke so ostale v glavnem na mestu, sevemeje
ležeči sedimenti Tetide pa so, narinjeni proti severu, oblikovali prve
osnove Severnih apneniških Alp. Na razgaljenem centralno alpskem kri-
staliniku so ostali raznovrstni paleozojski in mezozojski sedimenti. Glavna
faza narivanja je bila predgosavska (Bemmelen, 1970, Tollmann,
1963). Morje se je pri tem umaknilo. Ob severnem robu današnjih Ka-
ravank pa je ostal odprt morski rokav, kjer je sledila nova šibka trans-
gresija. Sedimentirali so se gosavski konglomerat, lapor in hipuritni apne-
nec. Potem je zopet sledila morska regresija (Brinkmann, 1966, 221).
Ob narivanju proti severu je bil periadriatski prelom ob desnih stranskih
premikih razkosan v smeri NW—SE. Po končani fazi velikih alpskih na-
rivov je ob periadriatskem prelomu, na Pohorju pa temu prelomu para-
lelno, prodrla v laramijski fazi palingena tonalitna magma.
Centralno alpski kristalinik, olajšan teže sedimentne skorje, se je
dvignil glede na permske in mezozojske sedimente današnjih Karavank,
ležeče južno od periadriatskega preloma, ki so v glavnem ostali v prvotnem
položaju. Šele terciarni sedimenti so ponovno prekrili osnovno gorstvo in
Karavanke.
Relativno dviganje z orogeno molasno fazo je nastopilo ponovno v zgor-
njem miocenu in se nadaljevalo v pliocen. V tej fazi so se Karavanke
antikhnalno nagubale, dvignjen in razgaljen pa je bil tudi centralno
alps:ki kristalinik.
Miocenski sedimenti so na Pohorju kljub temu precej razširjeni. Pri
gorotvomem obhkovanju je ostala aktivna stara tektonska smer E—W.
V neozoiku se nadaljuje tudi premikanje južnih Karavank v SE—NW
smeri. Posledica teh premikanj so raztezanje Karavank v E—W smeri in
lečasto razpotegnjene obhke, ki imajo po labotskem prelomu smer ESE.
Prav tako se nadaljuje v neozoiku tudi severno narivanje Karavank: pri
Lešah so na miocenske sedimente narinjeni mezozojski sedimenti.
Kot posledico alpskih narivanj opazujemo na Pohorju pokrov ordovi-
cijskih, silurskih, devonskih, permotriadnih in mezozojskih sedimentov
na metamorfnih kameninah. Na zahodnem Pohorju prevladujejo paleo-
zojski sedimenti, na južnem pa mezozojski. Ob narivni ploskvi ne opazu-
jemo diaftoreze večjega obsega.
V	laramijski orogenezi, ki je sledila fazi velikih alpskih narivov, je
prodrl v pohorski masiv tonalit, ki predstavlja palingenetsko sinorogenetsko
magmo. Kontäktno metamorfozo pa je povzročila tonalitna magma lahko
le ponekod na meji s filitnim blestnikom. Metamorfne kamenine so se
ponašale napram tonalitu plastično, kar dokazujejo enake strukture v
214
tonalitu in v kristaliniku. Tonalitni lakolit sledi na vzhodu stari tektonski
smeri E—W, na zahodu mlajši smeri WNW—ESE, prav tako kot kamenine
v metamorfnem ovoju. Finalno postorogenetsko magmatsko fazo pa pred-
stavlja tonalitov vulkanski ekvivalent dacit in njegov tuf. Trajala je do
vključno miocena. V srednjem miocenu je bil dacit že delno denudiran
(helvet). Žile dacita slede vsem starim tektonskim smerem, v kristalizaciji
je vidna le redko fluidalnost, sicer pa minerah niso kristalizirali pod
usmerjenim pritiskom.
Glavna tektonska smer na Pohorju, ki je pogojena s periadriatskim
prelomom, a je zelo verjetno starejša, je E—W. Tej smeri so podrejene
strukture v vzhodni polovici pohorskega masiva ter njegova severna in
južna meja. Na zahodu pa prevlada mlajša tektonska smer labotske
prelomnice WNW—ESE, ob katero meji Pohorje na zahodu. Tako meta-
m.orfne kamenine, kakor tonalitni lakolit so bili plastično razpotegnjeni
v to smer, kar lahko opazujemo na jugozahodnem Pohorju. Ker prelomi
v najmlajših orogenetskih fazah niso sledili le mladim smerem, se
to odraža zlasti na zahodnem Pohorju v njegovi »parketni strukturi«.
Pohorske metamorfne kamenine so B-tektoniti. Osi gub so bile bolj
ah manj horizontalne, aksialne ravnine povečini strme, in kažejo severno
vergenco. To je posledica narivanja alpskih pokrovov prek metamorfne
podlage proti severu. Na nastanek plitkih gub ob jugozahodnem Pohorju
je vplival tudi vdor tonalitne mase. Pritisk proti severu je vladal skoraj
v celotni fazi kristalizacije tonalita, kar se odraža v njegovi gnajsu po-
dobni strukturi z jasno foliacijo in lineacijo.
Merjene mikrostrukture, ki se odražajo v lineaciji in B-oseh gub
centimetrskih dimenzij, se skladajo z veliko tektoniko. V glavnem vpa-
dajo opazovane lineacije rahlo proti W in WNW, redkeje za 180" v obratni
smeri. Zato so od zahoda proti vzhodu razkrite vedno starejše plasti.
Merjene vrednosti maksimumov lineacije, dobljenih iz strukturnih
diagramov, so:
270"/0"	— območje Slovenska Bistrica in Tinje,
2700/140	_ območje Božje,
2790/210	_ območje Skomarje,
280V7" — 273V10" — območje Vitanje,
270^4"	— biotitni gnajs, območje Mislinjskega potoka,
290^/20" —llOVlO" — območje Komisija.
Vse kamenine so bile ob metamorfozi enako plastične, zato na dolo-
čenem območju med posameznimi petrografskimi razhčki ni razlik v
vrednostih lineacije in foliacije. Lokalno se spremene vrednosti lineacije
enako v razhčnih kameninah. Vnarinjenih kameninah magdalenskogorske
serije vzhodno od labotskega preloma so vrednosti foliacije in lineacije
manj enotne, kar je značilno za manj metamorfozirane kamenine. Istočasno
sta v lineacijah izraženi smeri N—S in WNW—ESE.
215
Povzetek
Pohorske metamorfne kamenine so nastale iz sedimentov in vključenih
vulkanskih kamenin, ki so zapolnili veliko geosinkhnalo na območju
današnjih Alpidov. Ob grezanju geosinklinale so se kamenine nagubale
in v najglobljih delih metamorfozirale. Po C 1 a r u in dr. (1953, 48) se je
vzhodnoalpski kristalinik formiral najkasneje v bretonski ali sudetski
fazi variscične orogeneze. Progresivna regionalna metamorfoza se je
končala z retrogradno metamorfozo. Petrografske razmere so zaradi mlajše
tektonike večidel nejasne.
Pohorske metamorfne kamenine ustrezajo Barrowi facialni seriji, in
sicer faciesu zelenega skrilavca in almandinovo amfibohtnemu faciesu
z eklogitom.
Kristahzacja v almandinovo amfibolitnem faciesu je paratektonska, le
redko potektonska. Ohranjena je sled nekohko starejše kristalizacije, ki
je potekala pri visoki temperaturi in nekohko nižjem pritisku. Predstavlja
jo protasti almandinovo distenov biotitni gnajs. Značilni minerah alman-
dinovo amfibblitnega faciesa so almandin, zelena rogovača, stavrolit,
disten, rdečkasto rjavo in zeleno pleohroičen biotit, oligoklaz in andezin.
Zelo redek je bazični plagioklaz. Silimanit ni razvit, kar kaže, da metamor-
foza ni dosegla najvišje stopnje. Za facies zelenega skrilavca značilni
minerah pa so muskovit, klorit, zeleni biotit, albit in epidot ter v glob-
ljem nivoju zelena rogovača in brezbarvni granat.
Pegmatitne injekcije, ki jih predstavljajo današnji pegmatitni gnajsi,
so kisli diferenciati hipotetične anatektične magme. Prodrle so v globlje
dele metamorfnih kamenin in so bile nagubane obenem s celotnim meta-
morfnim kompleksom. Podobne razmere so vladale na Svinški planini.
Sledovi retrogradne metamorfoze so vidni v vseh kameninah alman-
dinovo amfibolitnega faciesa. Zgornji del tega faciesa pa je popolnoma
retrogradno metamorfoziran v almandinov filitni blestnik. Retrogradna
metamorfoza je potekala pri nespremenjenem pritisku in nekohko nižji
temperaturi. Tem spremembam je sledila natrijeva metasomatoza. Blest-
nik in gnajsi v osnovi narinjenih paleozojskih sedimentov niso retrogradno
metamorfozirani v večjem obsegu.
Razhčki metamorfnih kamenin ustrezajo kameninskim spremembam
v geosinklinali. Iz plastovitosti se je razvila foliacija. Zaradi pritiskov, ki
so vladah na tem območju skozi celo geološko zgodovino, kažejo aksialne
ravnine gub sevemo vergenco. Metamorfne kamenine so B-tektoniti.
Lineacije in osi gub so horizontalne ali rahlo vpadajo v smeri 270" do 290".
Strukture metamorfnih kamenin se ujemajo s strukturo laramijskega
tonalita, kar dokazuje najmlajšo alpsko metamorfozo na tem območju.
Usmerjen pritisk ni vplival le na kristalizacijo dacita, ki je najmlajša
magmatska kamenina na Pohorju.
Vse vrste kamenin na južnem in zahodnem Pohorju so prikazane v geo-
loškem zaporedju (si. 1). Najgloblji del almandinovo amfibolitnega faciesa
predstavljata muskovitno biotitni gnajs in blestnik, ki vsebujeta očesni
gnajs in tvorita jedro antikhnale med Padežkim vrhom in Mishnjo. Te
kamenine ne vsebujejo značilnih metamorfnih mineralov, celo almandin
216
je redek. Porfiroblast v očesnem gnajsu je ortoklaz, ki se je spremenil
v mikroklin in metasomatsko v oligoklazni andezin.
Na južnem krilu antiklinale sta razkrita med Zrečami in Vitanjem
biotitni blestnik in gnajs z marmorjem in amfibolitom, ki so nagubani
izoklinalno s severno vergenco. Severno krilo nad antiklinalno strukturo
pa poteka od Slovenske Bistrice do Mislinjske doline. Vključke karbonatov
v biotitnem gnajsu vsebuje samo v spodnjem, tektonsko zelo razvlečenem
in stanj šanem pasu, ki se razteza na odseku Zlogana vas—Luže. Za ta
odsek sta značilna tudi protasti almandinovo distenov biotitni in amfibo-
lov gnajs z bitovnitom. V višjem sinklinalnem delu gube pa sestoji to
krilo iz debelozrnatega almandinovega biotitno muskovitnega blestnika
s porfiroblasti distena. Značilni so še biotitni blestnik, eklogit, amfibolit in
protasti almandinovo distenov biotitni gnajs. Eklogit vsebuje carinthin.
Količina piropa v njegovem granatu je 49 Vo (tabela 1).
Kamenine v krovnini almandinovega muskovitnega blestnika so bile
retrogradno metamorfozirane v almandinov filitni blestnik in gnajs, ki sta
razširjena na Volovici in na Skrivnem hriberju ter dalje proti zahodu.
Kamenine zelenega skrilavca so razvite predvsem na zahodnem Po-
horju in imajo tektonske kontakte. Zastopajo jih razni fihti, metakeratofir
in njegov tuf ter različni delno kristalizirani apnenci. V zgornjem oddelku
kamenin zelenega skrilavca je ohranjena klastična struktura, v spodnjem
pa je kristahziral biotitni amfibolov skrilavec.
Nad Slovensko Bistrico prihajajo na površje serpentinit, gabro in
peridotit. Ostanki gabra, dunita in harzburgita dokazujejo, da je serpen-
tinit prodrl šele proti koncu variscične metamorfoze. Tudi serpentinit
vsebuje leče eklogita.
Tonalitna magma ni mogla termično vplivati na kamenine almandi-
novo amfibolitnega faciesa. Pač pa je povzročil tonaht spremembe na
kontaktu z almandinovim fihtnim blestnikom, ki je ponekod rekrlstah-
ziral v andaluzitno biotitni blestnik. Andaluzit tvori drobne prosojne
kristale in ne spada v mineralno asociacijo kamenin facialne serije Bar-
rowega tipa.
Regionalno metamorfozirane kamenine so glavna značilnost pohorskega
masiva. Paleozojski sedimenti z vključenimi vulkaniti v njegovem za-
hodnem delu, tonalitno in dacitno osrednje jedro masiva ter miocenski
sedimenti na njegovem severnem obrobju pa so skupna posledica več faz
magmatskega delovanja, orogeneze in tektonike.
The Metamorphic Rocks of Pohorje
Ančka Hinterlechner-Ravnik
The succession of rocks and their petrographic composition in the
southern and western Pohorje mountains are described. Metamorphic
rocks prevail in the southern Pohorje whereas to the west Paleozoic
sedimennts including diabase and associated tuff are predominant. The
Pohorje crest is composed of tonalite and dacite.
217
The metamorphic rocks of the Pohorje are a part of the central zone
of the Eastern Alps. The examinations showed that they originally
existed as sediments and volcanic rocks of a geosyncline spreading out
in extensive belt of recent Alpides. As the geosyncline subsided the
sediments with including volcanic rocks were folded and the deep layers
were metamorphosed. The last metamorphism took place at the latest in
the Bretonic or the Sudetic phase of the Variscan orogeny (C1 a r,
1953, 48). The rocks had already been subjected to progressive regional
metamorphism terminating in retrogressive metamorphism. The petro-
graphic relations are obliterated by younger tectonic.
The metamorphic rocks of Pohorje belong to the facies-serie of Barrow
type, developed as greenschist and almandine-amphibolite facies with
eclogite.
As regards the crystallization of almandine-amphibolite facies it is
paratectonic and only partly posttectonic. There are some traces of an
older crystallization phase occurring at high temperature and relatively
low pressure, represented by almandine-disthene-biotite flaser gneiss.
The characteristic minerals of the almandine-amphibolite facies are
almandine, green hornblende, staurolite, disthene, deep-red-brown biotite,
oligoclase, and andesine. Basic plagioclase is rare. Sillimanite was not
found, which indicates that metamorphism did not reach the highest degree.
The characteristic minerals of the greenschist facies are chlorite,
muscovite, green biotite, albite, epidote, and, in the deeper strata, green
hornblende and colourless garnet.
Pegmatitic injections, represented by pegmatite gneiss, are acid dif-
ferentiates of a hypothetical anatectic magma. These injections penetrated
the metamorphic rocks to the deeper level of the greenschist facies and
were folded synchronously with them. Similar relations are observed also
in Saualp.
In the rocks of the almandine-amphibolite facies submitted to retro-
gressive metamorphism, the orignial mineral association is usually partly
preserved. But the rocks of upper most level of this facies are completely
reversely altered into the almandine phyllite schist. The retrogressive
metamorphism occurred under unchanged pressure and somewhat lower
temperature, and was followed by a sodium metasomatism.
The bedding of derivative rocks is transposed into foliation of meta-
morphic rocks. Their axial fold planes are inclined towards the north
following the stress direction which governed during the geologic history.
The metamorphic rocks are B-tectonites. Lineations and fold axes are
horizontal or plunging in a direction between 270" and 290". The accordance
of metamorphic rocks lineation with that of Laramidian tonalite proves
the youngest Alpine metamorphism.
All units of metamorphic rocks in the southern and western Pohorje
are shown in the geologic column (Fig. 1). The deepest level of the alman-
dine-amphibolite facies is represented by the muscovite-biotite gneiss and
schist with locally developed augen gneiss, forming the core of an anti-
clinal structure. These rocks occur between Padežki Vrh and the Mislinja
218
river. They do not contain characteristic minerals for the level of
metamorphism; even almandine is scarce. Porphyroblasts in the augen
gneiss are orthoclase, transformed to microcline and metasomatically to
oligoclase-andesine. On the southern limb of the anticline the biotite
schist and gneiss with marble and amphibolite are exposed between
Zreče and Vitanje in the form of superimposed folds inclined to the north.
The northern limb, between Slovenska Bistrica and the Mislinja valley,
includes marble lenses in biotite gneiss only in the tectonically flattened
lower level (between Zlogana vas and Luže) where the almandine-
disthene-biotite flaser gneiss and hornblende gneiss with bytownite are
characteristic. In the higher level of the same anticlinal limb the synclinally
folded coarse-grained muscovite schists with porphyroblasts of disthene
prevail, whereas the biotite schist, eclogite, amphibolite, and almandine-
disthene-biotite flaser gneiss are also significant. Eclogite contains ca-
rinthin and, the amount of pyrope in the garnet is 49 "/o (Tab. 1).
The rocks overlaying .the almandine-muscovite schist belong to alman-
dine-phyUite schists and crop out between Volovica and Skrivni briber.
Rocks belonging to the greenschist facies, which are developed mainly
in the western Pohorje, are not abundant and often have tectonic contacts.
They are represented by various phyllites, meta-keratophyre, meta-tuff,
and different crystahine hmestones.
In the upper level of the greenschist facies, the clastic structure is
preserved in places, whereas in its lower part the biotite-amphibole
schist is crystallized.
Serpentinite,/ gabbro and peridotite crop out inorth of Slovenska
Bistrica. The remnants of gabbro, dunite, and harzburgite respectively
indicate that their intrusion belongs to a later state of Variscan meta-
morphism. Serpentinite includes lenses of eclogite.
The tonalite magma could not have any thermal influence on the
rocks of the almandine amphibohte facies, but it changed the almandine-
phyllite schist into andalusite-biotite schist in places along the contact.
Andalusite forms small idiomorphic cyrstals and does not enter the
mineral association of the Barrow facies-serie.
Tabela 1	Table 1
Kemične analize kamenin — Rock analyses
219
Kemične analize mineralov — Mineral analyses
Formule mineralov — Mineral Numbers of Ions
Procentna sestava končnih členov granatove vrste — Garnet Mol. percent.
end-members
Sestava omfacitovih končnih členov
7
— Omphacite Mol. percent end-members
Kemične analize kamenin
Rock analyses
1.	304/146 Eklogit, južno od Radkovca, Slovenska Bistrica
Eclogite, S of Radkovec, Slovenska Bistrica
2.	657,248 Amfibolitni eklogit, zahodno od Keblja, Oplotnica
Amphibolite eclogite, W of Kebelj, Oplotnica
220
3.	620,240 Almandinov distenov biotitni protasti gnajs, jugovzhodno od
Keblja, Oplotnica
Almandine-disthene-biotite flaser gneiss, SE of Kebelj, Oplotnica
4.	428/188b Almandinov muskovitni blestnik, zahodno od Sv. Urha, Sloven-
ska Bistrica
Almandine-muscovite schist associated with eclogite, W of Sv.
Urh, Slovenska Bistrica
5.	2237/707,6a Pegmatitni gnajs, južno od Rakovca, Vitanje
Pegmatite gneiss, S of Rakovec, Vitanje
6.	2237/707,3 Muskovitno biotitni gnajs, južno od Rakovca, Vitanje
Muscovite-biotite schist, S of Rakovec, Vitanje
Kemične analize mineralov
Mineral analyses
7.	304/146 omfacit iz eklogita
Omphacite, eclogite
8.	304/146 granat iz eklogita
Garnet, eclogite
9.	657/248 granat iz amfibolitnega eklogita
Garnet, amphibolite eclogite
10.	620/240 granat iz almandinovega distenovega biotitnega protastega gnajsa
Garnet, almandine-disthene-biotite flaser gneiss
11.	2911/717 granat iz almandinovega muskovitnega blestnika, vzhodno od
Ločnikarja, Zreče
Garnet, almandine-muscovite schist, E of Ločnikar, Zreče
12.	2557;'638 granat iz pegmatitnega gnajsa
Garnet, pegmatite gneiss
Analizirali: Kandare S., Kemični inštitut Boris Kidrič, Ljubljana: 1, 4.
Analysts: Treppo, M., Lavrič, T., Metalurški inštitut, Ljubljana: 3, 5, 6, 7,10,11,12.
Institut für Gesteinskunde der Universität München: 2, 8, 9.
Literatura
Bemmelen, R. W. van 1970, Tektonische Probleme der östlichen Süd-
alpen. Geologija 13, Ljubljana, str. 133—158.
Brinkmann, R. 1966, Abriss der Geologie. Zweiter Band: Historische
Geologie. Ferdinand Enke Verlag, Stuttgart.
Clar, E., Fritsch, W., Meixner, H., Pilger, A., Schönen-
berg, R. 1963, Die geologische Neuaufnahme des Saualpenkristallins (Kärn-
ten), VI. Carinthia II, Mitteilungen des Naturwissenschaftlichen Vereins für
Kärnten, 73. bzw. 153. Jg., Klagenfurt, str. 23—51.
Deer, W. A., Howie, R. A., Z u s s m a n , J. 1963, Rock Forming Mi-
nerals, Vol. 1—5. Longmans, London.
D e 1 e o n , G. 1969, Pregled rezultata odredjivanja apsolutne geološke sta-
rosti granitoidnih stena u Jugoslaviji. Radovi Instituta za geološko-rudarska
istraživanja i ispitivanja nuklearnih i drugih mineralnih sirovina, sv. 6, Beograd,
str. 165—182.
Dolar-Mantuani, L. 1935, Razmerje med tonalitom in apliti Pohor-
skega masiva. Geol. an. Balk. Pol. 12/2, str. 1—165.
Dolar-Mantuani, L. 1942, Tonaliti in apliti na jugovzhodu pohorskega
tonalitnega masiva. Razpr. mat. pr. raz. Akad. znan. umetn. Ljubljana.
E s k o 1 a , P. 1946, Kristalle und Gesteine. Springer-Verlag, Wien.
Faninger, E. 1965, Cizlakit v novejši petrografski klasifikaciji. Geolo-
gija 9, Ljubljana, str. 263—278.
221
Faninger, E. 1970, Pohorski tonalit in njegovi diferenciati. Geologija 13,
Ljubljana, str. 35—104.
Forestier, F. H. 19G2, Les peridotites serpentinisees en France. Bulletin
du Bureau de Recherches Geologiques et Minieres, No. 2, Paris, str. 46—75.
Fritsch, W., Meixner, H., Pilger, A., Schönenberg, R.
1960, Die geologische Neuaufnahme des Saualpenkristallins (Kärnten), I. Ca-
rinthia II, Mitteilungen des Naturwissenschaftlichen Vereins für Kärnten, 70.
bzw. 150. Jhg., Klagenfurt, str. 7—28.
Fritsch, W. 1962, Erläuterungen zu einer neuen geologischen Übersichts-
karte von Kärnten (1:500 000). Carinthia II, Mitteilungen des Naturwissenschaft-
lichen Vereins für Kärnten, 72. bzw. 152. Jhg., Klagenfurt.
Fritsch, W. 1962, Von der »Anchi« — zur Katazone im kristallinen
Grundgebirge Ostkärntens. Geologische Rundschau, Bd. 52, Stuttgart, str. 202
do 210.
Fritsch, W. 1966, Zum Einteilungsprinzip der Gesteine nach dem Um-
wandlungsgrad mit besonderer Berücksichtigung der Anchimetamorphose. N. Jb.
Miner., Abh., Bd. 105, H. 2, Stuttgart, str. 111—132.
Fritsch, W., Meixner, H., Wieseneder, H. 1967, Zur quantita-
tiven Klassifikation der kristallinen Schiefer. 2. Mitteilung. N. Jb. Miner., Mh.,
H. 12, Stuttgart str. 364—376.
Füchtbauer, H., Müller, G. 1970, Sedimente und Sedimentgesteine.
Sediment-Petrologie, Teil II. Schweizerbart'sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart.
Germovšek, C. 1954, Petrografske preiskave na Pohorju v letu 1952.
Geologija 2, Ljubljana, str. 191—210.
Grad, K. 1963, Raziskave grödenskih skladov v Sloveniji. Arhiv Geolo-
škega zavoda Ljubljana.
Hahn-Weinheimer, P., Luecke, W. 1966, Berechnungen zur Klas-
sifizierung eklogitischer Gesteine. Krystallinikum 4, Prag, str. 55—64.
H a m r 1 a , M. 1957, Geologija ozemlja Vitanje—Zreče—Konjice—Stoprče
v premogovnem mislinjsko-dravinjskem pasu. Arhiv Geološkega zavoda v Ljub-
ljani.
Harder, H. 1961, Beitrag zur Geochemie des Bors, Teil III: Bor in meta-
morphen Gesteinen und im geochemischen Kreislauf. Nachr. d. Akad. d. Wiss.
Göttingen, II. Math.-phys. KL, Nr. 1, Göttingen, str. 1—26.
Hoernes, S. 1971, Petrographische Untersuchungen an Paragneisen des
polymetamorphen Silvrettakristallins. Tschermak's Miner. Petr. Mitt., Bd. 15, H. 1,
Wien.
Kamp, H. von, Weissenbach, N. 1961, Die geologische Neuaufnahme
des Saualpenkristallins (Kärnten). Carinthia II, Mitteilungen des Naturwissen-
schaftlichen Vereins für Kärnten, 71. bzw. 151. Jhg., Klagenfurt, str. 5—40.
Kappel, F. 1967, Die Eklogite Meidling im Tal und Mitterbachgraben im
niederösterreichischen Moldanubikum südlich der Donau. N. Jb. Miner., Abh.,
Bd. 107, H. 3, Stuttgart, str. 266—298.
Kieslinger, A., Beck, H., Teller, F., Winkler, A. 1929, Geo-
logische Karte Unterdrauburg, Wien.
Kieslinger, A. 1935, Geologie und Petrographie des Bachern. Verh.
Geol. B. A., Wien, str. 101—110.
Knauer, E., Matthes, S. 1970, Die Eklogitvorkommen des kristallinen
Grundgebirges in NE-Bayern, V. Die Opakminerale und Rutil der Eklogite und
Eklogitamphibolite des Münchberger Gneisgebietes. N. Jb. Miner., Abh., Bd. 114,
H. 1, Stuttgart, str. 1—17.
Lodenmann, C. K. W. 1970, Geochemie der Metamorphose im Saualpen-
Kristallin (Ostkärnten), N. Jb. Miner., Abh., Bd. 112, H. 2, Stuttgart, str. 188—218.
Mehnert, K. R. 1968, Migmatites and the Origin of Granitic Rocks. New
York.
Metz, K. 1967, Lehrbuch der tektonischen Geologie. Ferdinand Enke
Verlag, Stuttgart.
222
Mottana, A. 1970, Distribution of Elements among co-existing Phases
in Amphibole-bearing Eclogites. N. Jb. Miner., Abh., Bd. 112, H. 2, Stuttgart,
Str. 161—187.
Neugebauer, J. 1970, Alt-paläozoische Schichtfolge, Deckenbau und
Metamorphose-Ablauf im südwestlichen Saualpen-Kristallin (Ostalpen). Ost-
al pen-Tektonik II. Geotektonische Forschungen, H. 35, Stuttgart, str. 23—93.
N i k i t i n , V. V. 1942, Prispevek h karakteristiki eklogitov in amfibolitov
jugovzhodnega Pohorja in k vprašanju o nastanku eklogitov. Razprave mat.-prir.
raz. Akad. znan. umet. Ljubljana, 2, str. 299—362.
P i c c o 1 i, G. 1962, Le migmatiti del granito di San Fedelino. Consiglio na-
zionale delle ricerche, Centro di studi geologici e petrografici sulle Alpi, Padova.
P r e v o t, L., E 11 e r , J. P. von, 1963, Le grenat. Presence, nature et signi-
fication de ce mineral dans les series methamorphiques. Bull. Serv. carte geol.
Alsace et de Lorraine, T. 16, fasc. 3, Strasbourg, str. 175—193.
Riehl-Herwirsch, G. 1970, Zur Altersstellung der Magdalensberger-
serie Mittelkärnten Österreich. Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud., Bd. 19, Wien,
str. 195—214.
Sarantschina, G. M. 1963, Die Fedorow-Methode. VEB Deutscher
Verlag der Wissenschaften, Berlin.
Schönenberg, R. 1967, Uber das Altpaläozoikum der südlichen Ost-
alpen (Karawanken — Klagenfurter Becken — Saualpenkristallin). Geol. Rund-
schau, Bd. 56, Heft 2, Stuttgart, str. 473—480.
Schönenberg, R. 1970, Das variszische Orogen im Räume der Südost-
alpen. Ostalpen-Tektonik II. Geotektonische Forschungen, H. 35, Stuttgart,
Str. 1—22.
Stojanov, R. 1957, Migmatiti Selečke Planine. II. kongres geologa Jugo-
slavije, Sarajevo.
Sch winner, R. 1943, Die'Zentralzone der Ostalpen. Iz: Geologie der
Ostmark. Wien.
St r e h 1, E. 1962, Die geologische Neuaufnahme des Saualpen-Kristallins
(Kärnten). Carinthia II, Mitteilungen des Naturwissenschafthlichen Vereins für
Kärnten, 72. bzw. 152. Jhg., Klagenfurt, str. 46—74.
Teller, F. 1898, Geologische Spezialkarte, Blatt Prassberg an der Sann.
Wien.
Teller, F. 1898, Erläuterungen zur geologischen Karte Prassberg an der
Sann. Wien.
Teller, F., Dreger, J. 1898, Geologische Spezialkarte, Blatt Pragerhof-
Windisch Feistritz. Wien.
Teller, F. 1899, Erläuterungen zur geologischen Karte Pragerhof-Win-
disch Feistritz. Wien.
T h i e d i g , F. 1962, Die geologische Neuaufnahme des Saualpen-Kristallins
(Kärnten). Carinthia II, Mitteilungen des Naturwissenschaftlichen Vereins für
Kärnten, 72. bzw. 152. Jhg., Klagenfurt, str. 21—45.
T h i e d i g , F. 1966, Der südliche Rahmen des Saualpen-Kristallins in
ICärnten. Geologische Neuaufnahme des Saualpen-Kristallins, Teil VII. Mitt.
Ges. Geol. Bergbaustud., Bd. 16, Wien, str. 5—70.
Tollmann, A. 1963, Ostalpensynthese. Verlag Franz Deuticke, Wien.
T r ö g e r , E. W. 1959, Optische Bestimmung der gesteinsbildenden Minerale,
Teil 1, Schweizerbart'sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart.
T r ö g e r , E. W. 1967, Optische Bestimmung der gesteinsbildenden Mine-
rale, Teil 2. E. Schv/eizerbart'sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart.
Turner, F. J., Verhoogen, J. 1960, Igneous and Metamorphic Pe-
trology. McGraw-Hill Book Company, New York, Toronto, London.
Turner, F. J. 1968, Metamorphic Petrology. McGraw-Hill Book Company,
New York, Toronto, London.
Weissenbach, N. 1963, Die geologische Neuaufnahme des Saualpen-
kvistallins (Kärnten), V. Carinthia II, Mitteilungen des Naturwissenschaftlichen
Vereins für Kärnten, 73. bzw. 153. Jhg., Klagenfurt, str. 5—23.
223
Wieseneder, H. 1969, Der Eklogitamphibolit von Hochgrössen Steier-
mark. Mitteilungsblatt, Abt. für Mineralogie am Landesmuseum Joanneum,
Graz, Str. 12—20.
Winkler, H. 1938, Erläuterungen zur geologischen Spezialkarte der Re-
publik Österreich, Blatt Marburg, Z. 19, Kol. XIII, Nr. 5355, Wien.
W i n k 1 e r, H. G. F. 1967, Die Genese der metamorphen Gesteine. 2. Aufl.
Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, New York.
W i n k 1 e r, H. G. F. 1970, Abolition of Metamorphic Facies. Introduction
of the four Divisions of Metamorphic Stage, and of a Classification based on
Isograds in Common Rocks. N. Jb. Miner., Mh., H. 5, Stuttgart, str. 189—248.
Yoder, H. S., Tilley, C. E. 1962, Origin of Basalt Magmas: An
Experimental Study of Natural and Synthetic Rock Systems. Journ. Petrol.,
Vol. 3, No. 3. Papers from Geophysical Laboratory, Carnegie Institution of
Washington, No. 1387.
2 u r g a , F. 1927, Starost granita na Pohorju. Geogr. vestnik, 2, Ljubljana,
str. 35—37.
Besedilo k tablam 1 do 8
Explanations of Plates 1—8
Tabla 1 — Plate 1
SI. 1. Menjavanje fino zrnatih kremenovo plagioklaznih in muskovitno kloritnih
lamin v filitnem skrilavcu. Plastovitost prehaja v foliacijo
Vzorec 24053 I 22936, 10 X, nikola //, SW od Velike Kope
Fig. 1. Alternation of fine-grained quartz-plagioclase and muscovite-chlorite
bands of phyllite slate. Bedding transposed into foliation
Specimen 240531/22936, 10 X, nicols //, SW of Velika Kopa
SI. 2. Vtrošnik glinenca, ohranjen v metakeratofir ju
Vzorec 21242, 35 X, nikola +, SE od Dravograda
Fig. 2. Meta-keratophyre including a preserved feldspar phenocryst
Specimen 21242, 35 X, nicols +, SE of Dravograd
SI. 3. Almandinov filitni blestnik. Porfiroblast almandina delno spremenjen v
klorit in kremen v zelo drobnozmati osnovi
Vzorec 2569/647 a/13623, 25 X, nikola //, Volovica
Fig. 3. Almandine phyllite schist. A crystal of garnet partially retrogressively
transformed to chlorite and quartz in the fine-grained matrix
Specimen 2569 647 a'13623, 25 X, nicols //, Volovica
Tabla 2 — Plate 2
SI. 1. Almandinov biotitno muskovitni blestnik z distenom in stavrolitom
Vzorec 24567, 35 X, nikola //, S od Rogle
Fig. 1. Almandine-biotite-muscovite schist with golden staurolite and well-
developed cleavage in disthene
Specimen 24567, 35 X, nicols //, S of Rogla
SI. 2. Protasti distenov biotitni gnajs z almandinom. Lepo vidni zelo drobno-
zmati agregati distena predstavljajo psevdomorfoze po andaluzitu
Vzorec 545,224 b/9528, 25 X, nikola //, NW od Oplotnice
Fig. 2. Almandine-disthene-biotite flaser gneiss. Fine-grained disthene aggregates
are pseudomorphous after andalusite
Specimen 545/224 b 9528, 25 X, nicols //, NW of Oplotnica
224
Tabla — Plate 1
1
2
3
GEOLOGIJA 14
Hinterlechner-Ravnik: Pohorje
Tabla — Plate 2
1
2
3
GEOLOGIJA 14
Hinterlechner-Ravnik: Pohorje
Tabla — Plate 3
1
2
3
GEOLOGIJA 14
Hinterlechner-Ravnik: Pohorje
Tabla — Plate 4
1
2
3
GEOLOGIJA 14
Hinterlechner-Ravnik: Pohorje
Tabla — Plate 5
1
2
3
GEOLOGIJA 14
Hinterlechner-Ravnik: Pohorje
Tabla — Plate 6
1
2
3
GEOLOGIJA 14
Hinterlechner-Ravnik: Pohorje
Tabla — Plate 7
1
2
GEOLOGIJA 14
Hinterlechner-Ravnik: Pohorje
Tabla — Plate 8
1
2
GEOLOGIJA 14
Hinterlechner-Ravnik: Pohorje
SI. 3. Almandinov muskovitni blestnik, milonitiziran in diaftoritiziran ob prelomu
Vzorec 2016/602/13770, 25 X, nikola +
Fig. 3. Almandine-muscovite schist phyllonitised along a fault zone
Specimen 2016/602/13770, 25 X, nicols
m
Tabla 3 — Plate 3
SI. 1. Almandinov biotitno muskovitni blestnik, delno diaftoritiziran. V sredini
slike je porfiroblast distena, ob robovih spremenjen v sericit
Vzorec 5167/18741, 25 X, nikola //, Božje
Fig. 1. Almandine-biotite-muscovite schist partially submitted to retrogressive
metamorphism. The central porphyroblast of disthene is marginally altered to
fine mica
Specimen 5167/18741, 25 X, nicols //, Božje
SI. 2. Eklogit s carinthinom
Vzorec 304, 25 X, nikola //, SW od vasi Radkovec
Fig. 2. Eclogite with carinthine having closely spaced cleavage cracks
Specimen 304, 25 X, nicols //, SW of Radkovec village
SI. 3. Retrogradno metamorfozirana bazična kamenina podobna eklogitu. V
osnovi bazični plagioklaz in zoisit. Porfiroblast granata večidel spremenjen
v zeleno rogovačo
Vzorec 331/154/9917, 25 X, nikola //, NW od Slovenske Bistrice
Fig. 3. Basic eclogite like rock submitted to retrogressive metamorphism. Its
granoblastic groundmass consists of basic plagioclase and zoisite. Large
idioblastic pink garnets highly altered into green hornblende
Specimen 331/154/9917, 25 X, nicols //, NW of Slovenska Bistrica
Tabla 4 — Plate 4
SI. 1. Protast zelo drobnozmat amfibolov gnajs z almandinom. Blastomilonitna
struktura
Vzorec 1300/375 a, 25 X, nikola //, NW od Oplotnice
Fig. 1. Fine-grained almandine-hornblende flaser gneiss
Specimen 1300/375 a, 25 X, nicols //, NW of Oplotnica
SI. 2. Kvarcit z distenom in porfiroblastom almandina
Vzorec 726/18417, 85 X, nikola //, NW od Oplotnice
Fig. 2. Almandine-disthene quartzite
Specimen 726/18417, 85 X, nicols //, NW of Oplotnica
SI. 3. Drobnozmati muskovitno biotitni gnajs
Vzorec 707/11/14105, 25 X, nikola S od zaselka Rakovec
Fig. 3. Fine-grained muscovite-biotite gneiss
Specimen 707/11/14105, 25 X, nicols S of Rakovec hamlet
Tabla 5 — Plate 5
SI. 1. Muskovitno biotitni očesni gnajs s porfiroblasti ortoklaza, delno mikro-
kliniziranega
Vzorec 5721 A, 10 X, nikola +, E od Mislinje
Fig. 1. Muscovite-biotite augen gneiss. Porphyroblasts of orthoclase showing
transitions to microcline
Specimen 5721 A, 10 X, nicols E of Mislinja
SI. 2. Pegmatitni gnajs z blastomilonitno strukturo
Vzorec 656/315, 25 X, nikola +, NW od Oplotnice
Fig. 2. Pegmatite gneiss
Specimen 656/315, 25 X, nicols NW of Oplotnica
10 — Geologija 14	225
SI. 3. Andaluzitno biotitni blestnik
Vzorec 24165, 35 X, nikola //, S od Črnega vrha
Fig. 3. Andalusite-biotite schist
Specimen 24165, 35 X, nicols //, S of Črni vrh
Tabla 6 — Plate 6
SI. 1. Dunit delno serpentiniziran. Prečno poteka žilica lojevca
Vzorec 484/209, 25 X, nikola //, NW od Slovenske Bistrice
Fig. 1. Partially serpentinized dunite. Cross vein of talc
Specimen 484/209, 25 X, nicols //, NW of Slovenska Bistrica
SI. 2. Biotitni tonalit z oscilacijsko conarnimi plagioklazi in zdrobljenim kremenom
Vzorec 24419/22924, 25 X, nikola N od Črnega vrha
Fig. 2. Biotite tonalite. Its plagioclase shows oscillatory zoning and quartz mortar
structure
Specimen 24419/22924, 25 X, nicols N of Crni vrh
SI. 3. Biotitni dacit. Mikrokristalna osnova, vtrošniki plagioklaza, biotita in
kremena (eno zrno)
Vzorec 24365 III/21690, 25 X, nikola //, W od Črnega vrha
Fig. 3. Biotite dacite. Microcrystalline matrix, phenocrysts of plagioclase, biotite,
and quartz (one grain only)
Specimen 24365 III/21690, 25 X, nicols //, W of Crni vrh
Tabla 7 — Plate 7
SI. 1. Migmatit. Pegmatitni gnajs z biotitnim gnajsom. S od zaselka Rakovec
Fig. 1. Migmatite. Pegmatite gneiss with biotite gneiss. South of Rakovec hamlet
SI. 2. Biotitni gnajs in konkordantni pegmatitni gnajs. Ob Ločnikarici
Fig. 2. Biotite gneiss with pegmatite gneiss. At Ločnikarica brook
Tabla 8 — Plate 8
SI. 1. Tonalitni različki. Spremembe v barvi, sestavi in zrnavosti so paralelne
ploskvam foliacije. Kamnolom Lukanija
Fig. 1. Tonalite differentiates. Changing in colour, composition and grain size
along foliation planes. Lukanija quarry
SI. 2. Biotitni vključek v tonalitu, paralelen lineaciji. Verjetno gre za biotitiziran
amfibolit. Kamnolom Lukanija
Fig. 2. Biotite inclusion in tonalite, highly dissolved and oriented parallel to
lineation. Probably biotitized amphibolite. Lukanija quarry
226
Plagioklazi v triadnih predorninah na Slovenskem
Ernest Faninger
Kratka vsebina
Pri določevanju plagioklazov na Slovenskem smo doslej uporabljali le
diagrame, izdelane za nizkotemperatume modifikacije. Ker so nam sedaj
na voljo tudi diagrami za visokotemperaturne oblike, smo pregledali več
objavljenih podatkov, da bi ugotovih, ah plagioklazi ustrezajo nizkotempe-
x-atumim ali visokotemperaturnim modifikacijam. Skupno z novejšimi
raziskavami smo ugotovih naslednje:
Plagioklaze visokotemperaturnih modifikacij smo doslej našli le v kre-
menovem porfiritu kokrškega kamnoloma, kjer se v poprečju pojavlja
andezin s 36 "/o anortita. Za albit albitiziranega kremenovega porfirita iz
istega kamnoloma kakor tudi za albit spilitov z razhčnih nahajahšč pa
dosedanji meritveni podatki ne zadoščajo, da bi z gotovostjo ugotovih, ali
ustreza nizkotemperaturni ah visokotemperaturni modifikaciji. Vendar je
albit v albitiziranih kameninah nastal pri metasomatskih procesih; zato
nimamo kaj drugega pričakovati kot nizkotemperaturno obhko. Metaso-
matski način nastanka je pričakovati tudi za večji del albitov kremenovih
keratofirjev, toda tukaj so nizkotemperaturno obhko potrdile že optične
meritve.
Visokotemperaturni in nizkotemperaturni
plagioklazi v predorninah na Slovenskem
Velik del triadnih predornin na Slovenskem sestoji iz kremenovih
keratofirjev, kremenovih porfiritov in spilitov — albitiziranih avgitnih
porfiritov in diabazov. Med plagioklazi se kot vtrošniki pojavljajo v kre-
menovih keratofir jih albit, v kremenovih porfiritih andezin in v spilitih
albit, kolikor se seveda niso ohranili še prvotni bazičnejši plagioklazi.
Pri dosedanjih meritvah smo teodolitno mikroskopsko metodo uporab-
ljali le za določevanje odstotka anortita v plagioklazih, pri čemer smo
uporabljali diagrame, izdelane na podlagi nizkotempera turnih oblik, ka-
kršne najdemo v globočninah (N i k i t i n , 1936). Sedaj smo po diagramih
za visokotemperaturne modifikacije (Sarantschina, 1963), kakršne
vsebujejo vsaj mlajše predornine, preverili del prejšnjih meritev, nekaj
pa tudi novejših.
227
Slika I a kaže podatke o plagioklazovih vtrošnikih v kremenovem por-
firitu kokrškega kamnoloma v Kamniških Alpah (Faninger, 1962),
iriooi
kolikor jih lahko vrednotimo po krivulji za dvojčični zakon--. Povsem
(010)
jasno je, da &o se pri njih še ohranile visokotemperaturne modifikacije,
v poprečju pa ustrezajo andezinu s 36 "/o anortita.
V kokrškem kamnolomu se nahaja tudi albitiziran kremenov porfirit
(Faninger, 1962). Na sliki Ib so nanesene meritve, ki bi jih lahko
iriooi
vrednotili na krivuljah za dvojčični zakon [001] in--je relief
raziskanih zm, kolikor se je dalo ugotoviti, negativen, pridejo na krivuljah
v poštev le odseki za albit, v našem primeru krivulja [001] za nizkotempe-
raturno in krivulja —üi^ ^.a visokotemperatumo modifikacijo. Diagram
(010)
nas pouči, da večina meritev pade na področje, kjer še obe krivulji križata.
Zato se ne moremo odločiti, ali ustreza albit v našem primeru nizko-
temperatumi ah visokotemperatumi modifikaciji. Da bi problem rešili,
bi morali imeti več neodvisnih meritvenih podatkov o posameznih zmih.
Ker jih nimamo, lahko sklepamo le posredno, da je albit v našem primeru
nizkotemperatume modifikacije, saj je nastal pri spilitni reakciji, torej
pri metasomatozi iz prvotno bazičnejših plagioklazov (Faninger, 1962).
O spilitni reakciji pa vemo, da lahko poteka že pri 300® C (Barth, 1969),
torej pri nižji temperaturi kot je prehod visokotemperaturne oblike albita
v nizkotemperaturno (450" C; Barth, 1969).
Pri primerjavi triadnih predornin v Kamniških Alpah s triadnimi
predominami pri Laškem (Faninger, 1962) smo svoj čas upoštevali
podatke, ki jih Hamrla (1954) navaja za kamenine v okolici Laškega.
Hamrla prišteva plagioklaze avgitnega porfirita k andezinu, čeprav bi
po koordinatah lahko bih tudi albit; pri možnosti dvojnih ali celo trojnih
interpretacij se je odločil za višji odstotek anortita, kar bi pri normalnih
okoliščinah v tako bazičnih kameninah vsekakor pričakovali. Toda pozneje
sta v triadnih predorninah vzhodne Slovenije Germovšek (1959) in
Hinterlechner (1959) ugotovila delno ali celo popolno albitizacijo.
Iz tega razloga mi je Hamrla odstopil zbmske avgitnega porfirita
z Laškega v ponovno preiskavo, ki je takoj potrdila omenjeno albitizacijo.
Pri meritvah treh plagioklazovih zm z negativnim reliefom na teodolitnem
mikroskopu smo dobili naslednje podatke (B = dvojčična os, D = dvoj-
čični šiv):
228
SI. 1. Plagioklazi triadnih predornin na Slovenskem
SI. la. Kremenov porfirit iz kokrškega kamnoloma (Faninger, 1962)
SI. Ib. Albitiziran kremenov porfirit iz kokrškega kamnoloma (Faninger,
1962)
SI. Ic. Albitiziran avgitni porfirit z Bohorja in Rudnice (Germovšek, 1959)
SI. Id. Kremenov keratofir s Kamniških Alp (Faninger, 1962 in Ger-
movšek, 1959) in iz okolice Laškega (H a m r 1 a , 1954)
Izvlečene krivulje ustrezajo nizkotemperaturnim, črtkaste pa visokotemperatumim
modifikacijam plagioklazov
Abb. 1. Plagioklase in den triadischen Ergussgesteinen Sloweniens
Abb. la. Quarzporphyrit aus dem Steinbruch Kokra (Faninger, 1962)
Abb. Ib. Albitisierter Quarzporphyrit aus dem Steinbruch Kokra (Faninger,
1962)
Abb. Ic. Albitisierter Augitporphyrit von Bohor und Rudnica (Germovšek,
1959)
Abb. Id. Quarzkeratophyr aus Kamniške Alpe (Faninger, 1962 und Ger-
movšek, 1959) und aus der Umgebung von Laško (Hamrla, 1954)
Die ausgezogenen Kurven entsprechen den Tief-, die gestrichelten den Hochtemperatur-
modifikationen der Plagioklase
229
2.	zrno B 76 14 84 [001] 5 % an	3®	SW za nizk. t. mod.
1[100]
5 % an	3°	S za vis. t. mod.
(010)
D 14 76 88 1(010) 7 % an	1°	NE za nizk. t. mod.
2 % an	3°	S za vis. t. mod.
2V = +86°
3.	zrno Bil 79 871/2 [010] 6 % an	2"	NW za nizk. t. mod.
5 % an	3°	S za vis. t. mod.
D 80 22 701/2 1(001) 6% an	1°	NW za nizk. t. mod.
51/2 % an 11°	NW za vis. t. mod.
Zaradi negativnega reliefa lahko v našem primeru izmerjena zrna ustre-
zajo le albitu. Ne moremo pa z gotovostjo trditi, ah gre za nizkotempera-
tume ah visokotemperaturne modifikacije, čeprav na splošno zapažamo,
posebno še pri dvojčičnem šivu tretjega zrna, da se lepše ujema z nizko-
temperatumo obliko. Da bi stvar bolj osvetlili, si na sliki 1 c oglejmo še
podatke za albit v albitiziranih avgitnih porfiritih Bohorja in Rudnice,
ki jih navaja Germovšek (1959). Tudi tukaj se ne moremo odločiti
ne za nizko ne za visokotemperaturno modifikacijo albita, čeprav se ne-
katere meritve, posebno okoli O "/o an, lepše približujejo nizkotemperaturni
modifikaciji. Iz geneze pa zopet sklepamo na nizkotemperaturni albit opisa-
nih spilitov, kot prej v primeru albitiziranega kremenovega porfirita.
Albit je tudi ena glavnih sestavin kremenovih keratofir je v. Ker so
kremenovi keratofir j i nastajali v asociaciji s spiliti, torej pod enakimi
pogoji, lahko tudi vsaj za večji del albita v kremenovih keratofir jih trdimo,
da je nastal v zvezi z metasomatskimi procesi, in sicer iz prvotno kalij skih
glinencev zaradi granitnega kemizma magme. Tako lahko tudi pri večjem
delu albita kremenovih keratofirjev pričakujemo nizkotemperaturno mo-
difikacijo, ki jo potrjujejo že meritve Germovška (1959), H a m r 1 e
(1954) in Faningerja (1962), prikazane na shki Id.
Na koncu lahko torej trdimo, da smo v triadnih predorninah na Slo-
venskem visokotemperaturne modifikacije plagioklazov doslej ugotovih
le pri andezinu kremenovega porfirita iz kokrškega kamnoloma, medtem
ko pri albitu albitiziranih predornin lahko le pričakujemo nizkotempera-
turno modifikacijo.
Za genezo triadnih predornin na Slovenskem velja isto, kar je že bilo
na splošno ugotovljeno za spilitno-keratofirsko asociacijo (Barth, 1962):
njih raznolikost po modalni in kemični sestavi si lahko razložimo z mag-
matsko diferenciacijo prvotno bazične, bazaltne magme, medtem ko se
pojavljata albitizacija in kloritizacija v zvezi s posebnimi pogoji v geo-
sinklinalnem stadiju orogeneze.
230
Plagioklase in den triadischen Ergussgesteinen
Sloweniens
Ernest Faninger
Auszug
Bei der Plagioklasbestimmung in den triadischen Ergussgesteinen Slo-
weniens wurden bisher nur Diagramme verwendet, die von den Tief-
temperaturmodifikationen abgeleitet worden sind, doch weil jetzt auch
entsprechende Diagramme für Hochtemperaturformen zur Verfügung
stehen, wurde eine gewisse Anzahl schon vermessener Plagioklase darauf
geprüft, ob sie der Tief- oder Hochtemperaturform angehören. Zusammen
mit einigen neuen Vermessungen wurde folgendes festgestellt.
Hochtemperaturmodifikationen sind bis jetzt nur bei Plagioklasen des
Quarzporphyrites aus dem Kokra Tal festgestellt worden, wo im Durch-
schnitt Andesin mit 36 "/a An vorkommt. Für den in albitisiertem Quarz-
porphyrit und albitisiertem Augitporphyrit vorkommenden Albit genügen
die vorhandenen Messergebnisse nicht, um einwandfrei feststellen zu
können, ob es sich um die Tief- oder Hochtemperaturform handelt, doch
weil der hier in Frage kommende Albit durch Albitisation, also auf me-
tasomatischer Art entstanden ist, kann nur die Tief temperaturform erwar-
tet werden. Dasselbe kann auch für den Grossteil des in Quarzkerato-
phyren auftretenden Albites behauptet werden, doch hier wurde auch
durch die Vermessungen die Tieftemperaturform bestätigt.
Tief- und Hochtemperaturmodifikationen der Plagioklase
in triadischen Ergussgesteinen Sloweniens
Ein Grossteil der in Slowenien vorkommenden triadischen Eruptiv-
gesteinen besteht aus Quarzkeratophyren, Quarzporphyriten und Spiliten,
die albitisierte Augitporphyrite und Diabase umfassen. Als Plagioklas-
einsprenglinge kommen in Quarzkeratophyren Albit, in Quarzporphyriten
Andesine und in Spiliten wieder Albit, inwieweit die ursprünglichen
Feldspäte nicht erhalten geblieben sind, vor.
Bei bisherigen Plagioklasbestimmungen wurden Diagramme verwendet,
auf denen nur die Tieftemperaturmodifikationen berücksichtigt worden
sind (Nikitin, 1936), doch heute gibt es auch schon Diagramme mit
Hochtemperaturmodifikationen (Sarantschina, 1963). Es schien uns
deshalb nützlich wenigstens bei einem Teil der schon vermessenen Pla-
gioklase der triadischen Eruptivgesteine Sloweniens nachzuschauen, in-
wieweit bei ihnen Tief- oder Hochtemperaturformen vorkommen.
Auf der Abbildung 1 a sind die Projektionspunkte von Zwillingsachsen
der im Quarzporphyrit von Kokra vorkommenden und nach dem Gesetz
-LriOO]
----verzwilligten Plagioklase aufgezeichnet (Faninger, 1962). Es
(010)
ist ohne weiteres ersichtlich, dass sich bei ihnen die Hochtemperatur-
231
modifikation erhalten hat und dass das Mittel einem Andesin mit un-
gefähr 36 ®/o An entspricht.
Zusammen mit dem Quarzporphyrit kommt in Kokra auch albitisierter
Quarzporphyrit vor (Faninger, 1962). Auf Abb. Ib sind Projektions-
punkte von Zwillingsachsen aufgezeichnet, die auf der Kurve [001] oder
ausgewertet werden könnten; weil das Rehef der untersuchten
(010)
Plagioklase, inwieweit es festgestellt werden konnte, negativ ist, so
kommen auf Kurven nur die Abschnitte für Albit in Betracht und zwar
1[100]
in unserem Falle für die Tief temperaturform das Gesetz [001], und--
(010)
für die Hochtemperaturform. Wie es auf der Abbildung zu sehen ist,
fällt die Mehrzahl der Messungen auf jenes Gebiet, wo sich die beiden
genannten Kurven schneiden, weshalb es nicht entschieden werden kann,
ob es sich um Tief- oder Hochtemperaturmodifikationen handelt. Damit
diese Frage auf optischem Wege befriedigend gelöst werden könnte,
müssten uns an einzelnen Plagioklasindividuen zugleich mehrere unabhän-
gige Vermessungsdaten zur Verfügung stehen, was aber nicht der Fall
gewesen ist. Dass aber trotzdem hier die Tieftemperaturform des Albites
vorhanden sei, muss aus seiner Entstehungsart geschlossen werden, denn
wie schon bewiesen wurde, entstand der Albit im genannten albitisierten
Quarzporphyrit durch Spihtreaktion, also bei metasomatischen Vorgängen
aus ursprünglich basischeren Plagioklasen. Für die Spihtreaktion ist aber
wohl bekannt, dass sie schon bei ungefähr 300® C verlaufen kann (Barth,
1962), also bei niederer Temperatur als der Umwandlungspunkt von Hoch-
in die Tieftemperaturform des Albites (450" C; B a r t h , 1969).
Beim Vergleich der in Kamniške Alpe vorkommenden triadischen
Ergussgesteinen mit solchen aus der Umgebung von Laško wurden seiner-
zeit (Faninger, 1962) bei den letztgenannten die Modalbestimmun-
gen von Hamrla (1954) übernommen. Hamrla zählt die im Augit-
porphyrit auftretenden Plagioklase zum Andesin, obwohl sie den Koordi-
naten nach am Diagramm auch Albit sein könnten; im Falle der Zwei-
oder gar Dreideutigkeit wurde lieber der Plagioklas mit höherem Anortit-
gehalt gewählt, was zwar im Normalfall bei so basischen Eruptivgesteinen
etwas ganz verständliches wäre. Aber schon Germovšek (1959) und
Hinterlechner (1959) stellten bei den Augitporphyriten in Ostslowe-
nien eine teilweise oder gänzliche Albitisation fest. Um diesbezüglich die
Augitporphyrite aus der Umgebung von Laško neuerlich zu untersuchen,
trat mir Hamrla die entsprechenden Dünnschliffe ab, wobei jetzt auch
von uns eine Albitisation bei den erwähnten Gesteinen festgestellt worden
ist. Bei drei Plagioklasen, die alle einen negativen Rehef aufweisen,
wurden am U-Tisch Messergebnisse erzielt, die im slowenischen Text
angeführt worden sind (B = Zwillingsachse, D = Zwillingsnaht). Aus dem
negativen Rehef geht hervor, dass es sich um Albit handelt, doch ob die
Tief- oder Hochtemperaturmodifikation vorliegt, kann nicht entschieden
werden, obwohl im allgemeinen eine bessere Anpassung, besonders noch
232
beim dritten Korn, an die Tieftemperaturmodifikation zu sehen ist. Damit
uns der Sachverhalt noch verständlicher wird, betrachten wir noch die
Augitporphyriten des Bohor und Rudnica, was auf unserer Abb. 1 c
gezeigt wird. Auch hier kann es sich wegen des beobachteten negativen
Reliefs nur um Albit handeln, doch ob die Projektionspunkte auf der
Kurve [001] der Tieftemperaturform oder auf der Kurve	der Hoch-
(010)
temperaturfoorm ausgewertet werden müssten, kann durch die vorhande-
nen Daten allein nicht entschieden werden, obwohl in Einzelfällen, be-
sonders um 0 "/o An, eine bessere Anpassung an die Tieftemperaturform
zu erkennen ist. Auch hier kann nur die Genese, also die metasomatische
Entstehungsart, den Hinweis auf die Tieftemperaturform des Albites in
spilitisierten Gesteinen geben.
Albit ist auch ein wesentlicher Bestandteil der Quarzkeratophyre. Das
Auftreten der Quarzkeratophyre in der sogenannten Spilit-Keratophyr-
assoziation gibt Anlass zur Vermutung, dass auch hier der Albit zum
grössten Teil bei metasomatischen Vorgängen entstanden sei — doch
wegen des granitischen Chemismus aus ursprünglich wesentlich kaiischen
Feldspäten — und dass er so in seiner Tieftemperaturform auftreten
muss. Auf den auf Abbildung 1 d gezeigten, von Germovšek (1959),
Hamrla (1954) und Faninger (1962) ausgeführten Vermessungen
an in Quarzkeratophyren auftretenden Albiten ist es schon zu erkennen,
dass es sich dabei um die Tieftemperaturform handelt.
Am Schluss unserer Betrachtungen kann also gesagt werden, dass bei
den in Slowenien auftretenden triadischen Ergussgesteinen die Hoch-
temperaturmodifikation nur beim Andesin des Quarzporphyrites aus
Kokra gefunden worden ist, während bei den durch Albitisation entstan-
denen Albiten nur die Tieftemperaturform in Frage kommt.
Was der Genese der triadischen Ergussgesteinen Sloweniens anbelangt,
kann nur das betont werden, was im allgemeinen für die Spiht-Kerato-
phyrassoziation gilt: Die Verschiedenheit in der modalen und chemischen
Zusammensetzung ist auf die Diferentiation eines ursprünglich ba-
sischen, basaltischen Magmas zurückzuführen, während die weit ver-
breiteten Albitisation und Chloritisation den Umständen des geosynkli-
nalen Stadiums zu verdanken haben.
Literatura
Barth, T., F. W. 1962, Theoretical Petrology, New York.
Barth, T., F., W. 1969, Feldspars, New York.
Faninger, E. 1962, Magmatske kamenine v Kamniških Alpah in pri
Laškem, Geologija 7, Ljubljana.
Faninger, E. 1962, Albitiziran kremenov porfirit iz kokrškega kamno-
loma, Geologija 7, Ljubljana.
Germovšek, C. 1959, Triadne predornine severovzhodne Slovenije. Slo-
venska akademija znanosti in umetnosti. Dela -h opera 11, Ljubljana.
Hamrla, M. 1954, Geološke razmere ob severnem robu laške sinklinale
vzhodno od Savinje. Geologija 2, Ljubljana.
Hinterlechner, A. 1959, Spilitizirani diabazi v vzhodni Sloveniji. Geo-
logija 5, Ljubljana.
Sarantschina, G. M. 1963, Die Fedorow-Methode, Berlin.
233
o delu inštituta za paleontologijo SAZU
1950 do 1970
Rajko Pavlovec*
1. Splošni podatki
V povojnih letih se je Slovenska akademija znanosti in umetnosti
spreminjala od prvotno povsem reprezentativne ustanove k tipu reprezen-
tativne in raziskovalne organizacije. V okviru akademijskih razredov so
postopoma začeli delovati raziskovalni inštituti, sekcije, odbori in ko-
misije. V 4. razredu (razred za prirodoslovne in medicinske vede) je bil
21. marca 1950 ustanovljen Inštitut za geologijo. Njegov upravnik je
postal akademik prof. dr. Ivan Rakovec. Inštitut je bil po prvotni
zamisli razdeljen na tri sekcije: geološko-paleontološko (načelnik akademik
prof. dr. Ivan Rakovec), mineraloško-petrografsko (načelnik prof. dr.
ing. Jože Duhovnik) in prazgodovinsko (načelnik akademik prof.
dr. Srečko^ B r o d a r).
Leta 1951 je dobil Inštitut prvega rednega uslužbenca asistenta Cveta
Germovška, ki se je 8. julija 1955 pri terenskem delu smrtno po-
nesrečil. Leta 1954 je bila nastavljena pri Inštitutu kot laborantka Dra-
gica K e r č m a r (pozneje poročena T u r n š e k), ki se je z vztrajnim in
uspešnim raziskovalnim delom vključila v znanstveni status in sčasoma
dosegla naziv znanstvene sodelavke Inštituta. Leta 1955 je prišel k Inštitutu
kot asistent Rajko Pavlovec, ki je z leti napredoval v višjega znan-
stvenega sodelavca. Za reševanje posameznih nalog sO' bih občasno pri-
tegnjeni k delu še zunanji sodelavci.
Najaktivneje je delovala geološko-paleontološka sekcija, zlasti na po-
dročju paleontoloških raziskav. C. G e r m o v š e k se je posvečal predvsem
petrografskim raziskavam in tako' izpolnjeval program mineraloško-pe-
trografske sekcije. Z njegovo smrtjo je to delo skoraj povsem zamrlo
oziroma je bilo preneseno na Univei-zo in Geološki zavod. Prazgodovinska
sekcija v okviru Inštituta ni opravljala povsem samostojnih raziskav.
* Poročilo o delovanju Inštituta za paleontologijo SAZU je pregledal in
dopolnil akademik prof. dr. Ivan Rako vec. Poročilo o delu mineraloško-pe-
trografske sekcije je priredil in izpopolnil prof. dr. ing, Stanko Grafenauer,
poročilo o prazgodovinski sekciji pa prof. dr. France O s o 1 e. Besedilo o raziska-
vah jurskih plasti in o preiskavah hidrozojev je dopolnila dr. Dragica Turn-
šek. Vsem imenovanim tudi na tem mestu moja najtoplejša zahvala!
235
marveč je le finančno podpirala raziskave s tega področja, ki sta jih izva-
jah Univerza in sekcija za arheologijo pri Akademiji.
Glede na to, da je močno naraščajoče geološko raziskovanje v Sloveniji
potrebovalo vedno več paleontoloških sodelavcev, se je delo Inštituta
sčasoma povsem osredotočilo v paleontološko smer. Prazgodovinska in
mineraloško-petrografska sekcija pa sta že poprej prenehah obstajati, ker
so njuno delo prevzele druge ustanove. Zaradi takšnega razvoja inštitut-
skega raziskovalnega programa je bil 28. januarja 1966 Inštitut za geologijo
preimenovan v Inštitut za paleontologijo. Tako je že v naslovu poudar-
jeno raziskovalno področje, ki so ga v Inštitutu najbolj razvijali od usta-
novitve leta 1950 naprej. Obenem je odpadel vsak sum o morebitnih
dvotirnih raziskavah na sorodnih inštitudjah v Sloveniji.
V	pravilniku Inštituta iz leta 1950 so poudarjene predvsem preiskave
slovenskega ozemlja. To so člani Inštituta dosledno izvajah. Zato so svoj
program leta 1969 z lahkoto vključili v tako imenovani nadonalni pro-
gram, ki ga je pripravila Slovenska akademija znanosti in umetnosti za
vse svoje delovne enote in ki obsega raziskave slovenske zemlje, njene
zgodovine in kulture.
Inštitut je imel vseskozi tesne stike z drugimi slovenskimi geološkimi
ustanovami, zlasti z Geološkim zavodom in geološkim odsekom Univerze.
Zato v delovnih programih članov Inštituta ni nikoh prišlo do ponavljanja
raziskav, ki bi jih izvajah geologi in paleontologi na drugih inštitudjah.
Zaradi prijateljskega strokovnega sodelovanja so terenski geologi člane
Inštituta večkrat opozorih na pomembna fosilna nahajahšča, fosilno floro
in favno pa tudi sami nabirah in prepustih v obdelavo sodelavcem SAZU.
V tej smeri se bodo' raziskave tudi nadaljevale. Dolgoletni inštitutski pro-
gram predvideva še tesnejše sodelovanje paleontologov iz drugih sloven-
skih ustanov.
2. Geološke raziskave
Uslužbend Inštituta nekdanje geološko^paleontološke sekdje so samo-
stojno ah v povezavi z Geološkim zavodom in drugimi ustanovami tudi
geološko raziskovah dele Slovenije. Pozneje, ko je bil program Inštituta
usmerjen v paleontološko smer, so^ povezovah geološka raziskovanja s
preučevanji fosilne favne.
V	letih 1950 do 1955 je C. Germovšek kartiral hste Višnja gora—
Cerknica, Novo mesto, Sežana—Šempeter. Skupaj zA. Ramovšem je
kartiral in reambuhral južno obrobje Ljubljanskega barja in barske osa-
melce (1951 do 1953), leta 1951 pa je pri tem sodeloval še C. S le bin-
ger. V letu 1955 je C. Germovšek pregledal in kartiral okohoo ne-
katerih izvirov na Dolenjskem in v Beh krajini, kjer ga je doletela smrt.
V	letih 1958 do 1962 jeR. Pavlovec sodeloval pri izdelavi osnovne
geološke karte. Raziskoval je predvsem paleogenske terene v Pivški kot-
lini, Vipavski dohni, Goriških brdih, Brkinih in v slovenskem delu Istre.
Leta 1960 je proučeval pleistocenske plasti v Radovljiški kothni. Leta 1969
pa je sodeloval s člani Geološkega zavoda pri terenskih raziskavah v
vzhodni Alžiriji (hst Sedrata).
236
D. Turnšek je za osnovni geološki zemljevid delala v Loški dolini,
v okoüci Cerknice, v okolici Vrhnike, na Logaški planoti, v okohci Gro-
supljega, Velikih Lašč, Dobrepolja, Višnje gore in v Prekmurju (1959 do
1963).
Pri vseh naštetih kartiranjih so uslužbenci akademijskega Inštituta
nabirah fosilno favno in mikrofloro, ki so jo pozneje podrobneje ob-
delah. Na podlagi terenskih in paleontoloških raziskav so prišh do mnogih
novih spoznanj o starosti in razvoju triadnih, jurskih, krednih in paleogen-
skih plasti pri nas.
Poleg geološkega kartiranja so člani Inštituta opravih še druge geološke
raziskave. Posebna pozornost je bila posvečena preučevanju geneze Ljub-
ljanskega polja glede na Ljubljansko barje (I. Rakovec 1952 in 1953).
R. Pavlovec je od leta 1955 do 1957 občasno pregledoval gramoznice
v Ljubljanski kothni ter skušal v njih najti sesalske ostanke. Pri tem delu
je naredil nekaj poskusov z granulometričnimi analizami.
Leta 1957 je bilo s finančno pomočjo sklada Borisa Kidriča prvič pre-
vrtano Ljubljansko barje do podlage. Vrtina je bila postavljena med No-
tranjimi Goricami in Podpečjo. Skalno dno je dosegla pri 105 m. Palino-
loške analize sedimentov iz vrtine so dokazale njih würmsko in postwürm-
sko starost. Leta 1962 je sklad Borisa Kidriča financiral drugo vrtino, ki
je bila postavljena ob šotišču južno od Cme vasi. Skalno dno' je dosegla
pri 116,80m. V tej vrtini so bili ugotovljeni pleistocenski sedimenti od
mindelske poledenitve do holocena.
Kot rezultat večletnih geoloških in paleontoloških raziskav Goriških
brd je R. Pavlovec razdelil flišne plasti v tem delu Slovenije na dva
oddelka (1965). Spodnjega je imenoval kožbanske plasti in mu pripisal
zgomjepaleocensko in spodnjeeocensko starost. Drugega je označil kot
medanske plasti, ki so spodnje- in srednjeeocenske starosti. Leta 1957 je
Pavlovec preučeval lapor v Goriških brdih, uporaben za cementno
industrijo.
K. Drobne in R. Pavlovec sta zgornjekredne in paleocenske
rdeče laporje v južnozahodni Sloveniji imenovala podsabotinske plasti
(1968), zakaj razhkujejo se od prave »scaglie«, kakor so jih prvotno ozna-
čevah. Obenem sta predlagala opustitev imena libumijska stopnja. Te
plasti vključujejo namreč favno, kakršna nastopa tudi dmgod na prostoru
današnjega Sredozemlja. Poleg tega liburnijske plasti niso facialna poseb-
nost. Podobne sedimente najdemo namreč tudi drugod. Posamezne dele
teh plasti je mogoče imenovati s kronolitološkimi enotami kot vremske
plasti, kozinske plasti in miliohdni apnenec.
3. Petrografske in mineraloške raziskave
C. G e r m o v š e k se je v začetku svojega službovanja z vehko vnemo
lotil peitrografskega kartiranja Pohorja. Rezultat njegovega neumornega
dela v letih 1950 do 1952 so bih številni skrbno izdelani prečni profih skozi
Pohorje. Izdelal je petrografsko karto Pohorja v merilu 1:25.000. Ta karta
je še danes podlaga za kartiranje in detajlno petrološko delo. Na kratko in
natanono je karakteriziral vse glavne magmatske, metamorfne in sedi-
mentne kamenine Pohorja.
237
Od leta 1951 do 1955 je C. Germovšek razširil svoja raziskovanja
na druge magmatske kamenine pri nas. Posvetil se je triadnim vulkani-
tom v raznih dehh Štajerske. Zanimah so ga tudi serpentini ti na Pohorju
(1954). Nekaj časa je posvetil raziskavam kremenovega peska pri Novem
mestu, ki so ga potre^bovah za steklarsko industrijo.
Najpomembnejše Germovškovo delo so »Triadne predomine se-
vernovzhodne Slovenije« iz leta 1959. To delo je po njegovi smrti pre-
uredil J. Duhovnik. V njem je Germovšek na novo klasificiral
predomine in dal popoln petrološki opis s kemičnimi anahzami in potekom
diferenciacije. Vrsto kamenin je prvič opisal, posebej kalijeve diferenciate
(npr. kahjev kremenov ortofir iz Ravenj pri Tuhinju, kahjev alkalni kre-
menov porfir iz Dečnega sela itd.).
Metamorfne kamenine okrog Blegoša in v Selški dolini so starejši
geologi razhčno interpretirali. Zato jih je J. Duhovnik začel podrob-
neje preiskovati (1954 do 1957). Terenske raziskave je pozneje razširil
na Jelovico in njeno obrobje (1959). Posamezne kamenine je ovrednotil
glede na njih petrološki in stratigrafski položaj.
J. D u h o v n i k je v letih 1954 do 1955 skupaj z I. Trdan-Duhov-
n i k podrobno raziskal braunit iz Cera v Makedoniji, pri čemer je podal
klasično kristaloigrafsko teodolitno analizo, kemično sestavo in debyegram.
Na podlagi hterature in rezultatov raziskave je pravilno diagnosticiral
tedaj še ne dovolj natančno^ raziskani mineral.
V. Zer j a v je v letih 1954 do 1955 preiskala aktinoht iz Košina v Ma-
kedoniji in podala njegovo' kemično^ anahzo, optične konstante in rent-
gensko struktumo anahzo. To je prva tovrstna publikacija v slovenščini.
V letih 1955 do 1961 je raziskovala sanidin iz Zletova.
Vse navedene raziskave je Inštitut finančno podprl.
4. Prazgodovinska sekcija
Prazgodovinska sekcija je v letih 1950 do 1959 sodelovala pri sistemat-
skih paleohtskih izkopavanjih. Ker so' takšne raziskave drage, jih Inštitut
ni mogel sam financirati. Večino^ sredstev za izkopavanje sta dodehla
Predsedstvo SAZU in Inštitut za prazgodovino človeka (sedaj Katedra
za kvartarologijo) Univerze. Pri teh dehh je sodelovala tudi Sekcija za
arheologijo SAZU.
Izkopavanja je vodil S. Brodar, v manjši meri tudi M. Brodar
in F. O sole. Raziskovah so v raznih delih Pivške kothne: Betalov spod-
mol, Parska golobina pri Pivki, Jama v Loži na Pivki, Ovčja jama pri
Prestranku, Postojnska jama in Zupanov spodmol. Kopah so še drugod
po Sloveniji in sicer v kamnolomu pri Črnem Kalu, v Roški špilji v Škoc-
janskih jamah in v Mokriški jami v Sa\änjskih Alpah.
Našteta terenska raziskovanja so' dokazala naslednje:
a)	Kras je bil poseljen od predzadnjega glaciala do izteka ledene dobe.
b)	Na Krasu je bila kontinuirana posehtev od paleohtika preko mezio-
litika (postaja pod Crmukljo in Dedkov trebež) do kovinskih obdobij.
c)	Aurignacienski lovd so na lovu za jamskim medvedom prekrižarih
ves naš visokogorski svet, kar je bilo mogoče le v toplem interstadialnem
238
obdobju (W I II). Odkritja v Mokriški jami potrjujejo obstoj tega inter-
stadiala, ugotovljenega že v Potočki zijalki.
č) Koščena orodja iz Mokriške zijalke potrjujejo razvoj teh orodij,
kakršen je bil že prej ugotovljen v Potočki zijalki in drugod.
Leta 1953 je S. B r o d a r skušal najti sledove človekovega delovanja na
mamutovih ostankih iz Bobovka pri Kranju. Po legi in razprostranjenosti
najdb je sicer mogoče misliti na prisotnost človeka, vendar trdnega dokaza
ni bilo mogoče najti.
5. Paleontološke raziskave
Paleontološke raziskave sO' obsegale največji del vsakoletnega inštitut-
skega programa. Razumljivo je, da se je večkrat prepletal program paleon-
toloških in geoloških raziskav. To se je najpogosteje dogajalo pri terenskih
preučevanjih.
Pri vsakoletnih paleohtskih izkopavanjih je bilo najdenih vehko plei-
stocenskih živalskih ostankov, ki jih je I. Rakovec prevzemal v pa-
leontološko obdelavoi. Rezultate teh raziskav je objavljal v Razpravah
SAZU in v drugih strokovnih pubhkacijah. Preiskal je pleistocensko favno
iz naslednjih slovenskih paleohtskih postaj: Betalov spodmol (1950 do
1958), Cmi Kal (1955 in 1956), Ovčja jama (1961 in 1962), Jama v Loži pri
Orehku (1958 do 1962), Parska golobina pri Pivki (1959) in Mokriška jama
(1964 in 1965). Razen tega je raziskal sesalsko favno iz würmskega glaciala,
ki je bila odkrita pri izkopavanjih v Crveni Stijeni pri Petrovičih v Cmi
gori (1956 in 1957). Na prošnjo Arheološkega inštituta Srpske akademije
nauka v Beogradu je prevzel v znanstveno obdelavo ves fosilni material,
ki je bil odkrit pri večletnih izkopavanjih v Risovači blizu Arandjelovca.
S pomočjo ugotovljene favne in njene biološke anahze je bilo treba v tem
primeru čim bolj natančnoi in zanesljivo datirati prvo paleolitsko postajo
v Srbiji (1960 do 1963).
Poleg favne iz paleohtskih postaj je Rakovec obdelal ostanke fo-
silne in subfosilne sesalske favne iz razhčnih najdišč. V letih 1953 in 1954
je raziskoval fosilne slone iz Slovenije. Obdelani so bih ostanki stepnega
mamuta Mammuthus trogonterii (Pohlig) z Janeževega brda pri Vuhredu
in mamutov Mammuthus primigenius (Blumenb.) iz Bobovka pri Kranju
(iz konca riške dobe). Pozneje je raziskal ostanek dinoterija (Dinotherium
aff. giganteum Kaup) iz phocenskih plasti pri Zgomjih Verjanah v Slo-
venskih goricah in mamutov molar z Meljskega hriba pri Marl bom iz za-
četnega dela würmskega glaciala. Obdelal je kosti in zobe povodnega
konja iz Pivške kothne, ki izhaja iz mindelsko riškega interglaciala (1953 in
1954). Na noiVo je preiskal ostanke širokočelnega losa iz starejšega pleisto-
cena, najdenega na Viškem brdu pri Ljubljani (1953 in 1954). Kostem tura
(Bos primigenius Boj.) iz Police pri Kranju in iz Zagorja ob Savi je pripisal
riško würmsko' starost, iz Betalovega spodmola in iz Parske golobine pa
würmsko (1954). Pozneje je raziskal še bovidne ostanke iz Kočarije pri
Kostanjevici (1957 in 1958) in nekaterih drugih krajev. Ugotovil je, da so
bih v mlajšem pleistocenu pri nas razširjeni v glavnem le turi, medtem ko
so bizoni prihajali občasno na obrobna področja. Pod Javorjem pri Sostrem
so bih odkriti celo svižčevi rovi, v katerih so bila ohranjena okostja
239
svizcev (1959 in 1960). Nadalje je Rakovec raziskoval molar mastodion-
tove vrste Zygolophodon tauricensis (Schinz) iz sarmatskih plasti pri
Kraljevdh v Slovenskih goricah (1964). Iz krovnine velenjskega premo-
govnika je znanstveno obdelal številne ostanke obeh mastodontovih vrst
Bunolophodon (Anancus) arvernensis (Croiz. et Job.) in Zygolophodon
borsoni (Hays), ki sta živeli v spodnjem villafranchiju, kar so potrdile tudi
Sercljeve pahnološke raziskave. Med ostanki so poleg zob zastopane
tudi bolj ah manj dobro ohranjene kosti obeh vrst, ki so med tovrstnimi
najdbami redke. Izvedene osteološke razhke med obema vrstama omogo-
čajo determinacijo izoliranih kosti (1966 do 1968). Preiskal je ostanke jam-
skega leva iz Lesnega brda pri Drenovem griču (1966 in 1967).
Poleg pleistocenskih sesalcev je Rakovec obdelal še nekatere po-
membnejše iz eneohtika. V letu 1952 je obravnaval ostanke bizona z Ljub-
ljanskega barja. V letih 1954 do 1956 je raziskoval bobre iz mostiščarske
dobe na Ljubljanskem barju. Pri tem je bila posvečena posebna pozornost
študiju patoloških pojavov na bobrih. Nato se je lotil obdelave rogovja
evropskega losa z Ljubljanskega barja in drugih krajev Jugoslavije. Leta
1957 je preiskoval osteološki material iz bronaste dobe pri Blatni Brezovid
na Barju. Med tem materialom so pomembni predvsem ostanki rjavega
medveda in patološka deformadja jelenove rogovile.
Rakovec je podal na podlagi svojih dotedanjih raziskovanj prvi
pregled vse sesalske favne na slovenskih tleh v pleistocenski dobi (1967).
Pri tem se ni omejil samo na naštevanje posameznih vrst, marveč je upo-
števal tudi njih horizontalno in vertikalno razširjenost. Iz tega je nastalo
pomembno delo o migradjah mladopleistocenskih sesalcev v Sloveniji, na
okopnelem delu severnega Jadrana in sploh na vsem področju južno od
Alp. V zvezi s tem je razpravljal tudi o nihanju morske gladine Jadrana
v poledenitvenih dobah (1960).
Leta 1957 so F. Drobne, R. Pavlovec in A. Sercelj preiskah
pleistocenske sedimente v opekarni Lokarji pri Vodicah. Ghne so pahno-
loškoi analizirali, preiskah moluske v njih in dodali nekaj sedimentoloških
analiz. Dognali so, da so tamkajšnji sedimenti iz najmlajšega dela spod-
njega ah iz najstarejšega dela zgornjega pleistocena.
R. Pavlovec je v letih 1956 in 1957 obdelal mehkužce iz jezerske
krede na Ljubljanskem barju. Ugotovil je nad 20 vrst, s pomočjo katerih
je bilo mogoče dobiti nekatere paleogeografske podatke. Leta 1959 je podal
pregled vseh do takrat znanih kvartarnih mehkužcev v Sloveniji.
Poleg raziskav pleistocenske sesalske favne je ena izmed glavnih nalog
Inštituta preučevanje paleogenskih plasti in njihove favne. V letih 1955
do 1957 je Pavlovec preučeval zgornjeeocensko prominsko favno iz
okohce Dmiša v Dalmadji. Določil je 35 vrst koral, 32 vrst polžev in 34
vrst školjk, s pomočjo katerih je osvetlil tudi okolje, v katerem so se odla-
gale prominske plasti. Med f avno' sta bih dve novi vrsti.
Stratigrafski razvoj starejšega paleogena v južnozahodni Sloveniji je
Pavlovec preučeval predvsem s pomočjo numuhtov, asihn in globo-
rotahj. Ugotovil je, da je najstarejši del nekdanjih hburnijskih plasti, kar
danes imenujemo vremske plasti, nastal v sjKidnjem paleocenu (daniju).
Srednji in zgornji del libumijskih plasti (kozinske in trsteljske plasti) se
240
je odložil v srednjem in zgornjem paleocenu. Pomembna je tudi ugoto-
vitev, da je fHš v severnejših delih zahodne Jugoslavije starejši kot v
južnejših dehh (1961). Osnovo za stratigrafijo paleogena pri nas je postavil
v letih 1962 in 1963. Pozneje je Pavlovec podrobneje preučeval pa-
leogensko mikrofavno iz Brkinov (1963) in iz Goriških brd (1965), Med
študijskim bivanjem v Münchnu je med drugim preučil zgomjeeocenske
numulite z Bavarske ter cuisijske in lutecijske numuhtine z grških otokov
Kephallenia in Ithaka.
Skupaj s paleontologoma V. De Zanchejem inF. Proto De-
el m o iz Padove je Pavlovec obdelal mikrofavno iz cuisijskega pro-
fila pri Ustju v Vipavski dolini. Opisal je dve novi numuhtni vrsti. Tedaj
je bil v Sloveniji prvič ugotovljen nanoplankton z več vrstami (1966).
Na prošnjo Geološkega zavoda v Ljubljani je Pavlovec skupaj s K.
Drobne nabral makroforaminifere iz okohce Karojbe v Istri. Tam-
kajšnje terene je preiskoval S. Buser zaradi boksitov. Pavlovec je
s pomočjo numulitov in asilin ugotovil cuisijsko in lutecijsko starost
apnencev z makroforaminiferami (1967). Istrskim numuhtinam se je
Pavlovec posvečal tudi pozneje. Opisal je novo vrsto operkulin Oper-
culina maxima in na podlagi favnističnih opazovanj podal nekaj pripomb
k paleogeografiji eocenskih plasti v Istri (1968). Obenem se je posvečal
problemom razvojnih nizov numulitin. Osnovo za to mu je dal študij favne
iz Istre in iz Turčije (1968). Omembe vredna je še hipoteza o načinu živ-
ljenja numuhtov (1960), katero je objavil skupaj z odpisom nekaterih
numuhtov iz Poljšice, otoka Biševa ter iz Makedonije.
Leta 1960 soR. Pavlovec, R. Gospodarič, F. Proto Decima
iz Padove in G. Kolosväryiz Szegeda obdelali paleocenske in eocenske
foraminifere in korale iz Pivške kothne. Ta del Slovenije so prikazali kot
primer zelo različnih enako starih faciesov na majhnem prostoru v sta-
rejšem terciarju.
Med paleogensko makrofavno je Pavlovec preučil taksonomski po-
ložaj vrste Spondylus variocostatus Pavlovec (1969), ki je doslej znana samo
iz Dalmacije. Med favno iz vzhodne Alžirije je za Geološki zavod v Ljub-
ljani določil več vrst spodnjekrednih orbitolin, eocenskih numuhtov,
miocenskih heterostegin in paleogenskih ter neogenskih mehkužcev (1970).
Preučevanje jurskih plasti in njihove favne je začel že C. Germov-
šek. V letih 1952 do 1955 je nabiral in obdeloval zgornjejurske hidrozoje
in mezozojske korale. Posebno pozornost je vzbudila njegova razprava
o hidrozojih Dolenjske. V njej je Germovšek opisal veliko število
vrst, med katerimi so bile nekatere nove. Obenem je revidiral več hidro-
zojskih vrst in rodov.
Germovškovo paleontološko' delo je od leta 1969 naprej nada-
ljevala D. T urn še k. Po' regionalnih enotah (Trnovski gozd, razni kraji
Notranjske in Dolenjske) je preučevala najprej jurske in spodnjekredne
alge ter mikrofavno, ki je dotlej še nihče v Sloveniji ni obdelal (1962, 1965
in 1966). Obenem se je posvetila natančnim raziskavam zgomjejurskih
hidrozojev iz vse Slovenije. Rezultate teh raziskav je objavila v več raz-
pravah (1966 1967 in 1969). Poleg podrobnih opisov favne, med katero je
mnogo novih vrst in rodov, ki jih je potrdil tudi takratni vodilni strokov-
10 — Geologija 14	241
njak za hidrozoje prof. R. G. S. H u d s o n iz Dublina, so zlasti pomembne
ugotovitve v zvezi s paleoekološkimi in paleogeografskimi razmerami v
jurski dobi na ozemlju današnje Slovenije. Na podlagi jurske favne sklepa
Turnškova, da je bila na ozemlju današnje južne Slovenije izredno
bogata plitvomorska sedimentacija s številno favno, v sevemi Sloveniji
pa skromna in neenakomerna globljemorska sedimentacija, kjer podmorski
pogoji niso dovoljevali povsod bogatega odlaganja materiala in ostankov
življenja. Na plitvomorskem šelfu južne Slovenije so hidrozoji uspevali v
treh razhčnih favnističnih pasovih. Vsa leta je Turnškova tesno sode-
lovala s S. Buser jem, ki je kartiral južno Slovenijo^ in se posvečal stra-
tigrafiji jurskih skladov.
Poleg fosilnega materiala iz Slovenije je Turnškova obdelala jur-
ske hidrozoje in korale iz Cme gore in iz zahodne Srbije (1968), jurske
hidrozoje iz Dobruidže v Romuniji (1970), zgomjekredne hidrozoje iz za-
hodne Srbije ter zgomjejurske aktin<>stromaridne hidrozoje iz vzhodne
Srbije (1970). Obdelala je nekaj triadnih hidrozojev iz Turčije in jurskih
hidrozojev iz Alžirije, vendar ti rezultati še niso objavljeni.
Od leta 1968 dalje zbira jurske korale, ki jih je začela sistematično pa-
leontološko obdelovati.
V prvih letih delovanja je Inštitut prispeval nekaj sredstev za obsežne
raziskave mlajšega paleozoika in njegove favne pri nas (A. Ramovš 1951
do 1958) .Največja pozornost je bila posvečena permskim plastem v Po-
Ijansko-vrhniških nizih, v Vitanjskem nizu, v okohci Bleda in karbonskim
konglomeratom pri Podhpoglavu.
6. Udeležba na kongresih in drugih prireditvah
Leta 1956 se je R. Pavlovec udeležil kolokvija o paleogenu v Ita-
hji (Vicenza — Verona — Padova). Leta 1962 je za 1. kolojkvij o eocenu
v Bordeauxu pripravil referat o hburnijskih plasteh pri nas. Aktivno je
sodeloval na jugoslovanskih kongresih, simpozijih in kolokvijih. Na 3. geo-
loškem kongresu v Sarajevu leta 1957 je predaval o prvih poskusih z mor-
fq|metrično metodo v Jugoslaviji. Leta 1966 je na 1. kolokviju o Dinaridih
v Ljubljani podal pregled razvoja paleogena pri nas. Leta 1968 sta K,
Drobne in R. Pavlovec na 3. simpoziju o Dinaridih v Zagrebu pre-
davala o paleocenskih faciesih v Sloveniji. Podala sta nekaj predlogov za
novo poimenovanje teh plasti.
D. Turnšek se je udeležila več domačih kongresov, simpozi-
jev in kolokvijev. Leta 1968 je sodelovala na kolokviju o taksonom-
skih problemih hidrozojev, ki je bil v Darmstadtu. Na simpoziju o juri
leta 1969 v Budimpešti je imela referat o jurskih hidrozojskih grebenih
pri nas.
7. Štipendije
D. Turnšek in R. Pavlovec sta prejela večkrat enomesečne šti-
pendije dunajske univerze, kar sta izrabila za preučevanje jurskih hidro-
zojev in paleogenskih foraminifer iz Slovenije.
242
R. Pavlovec je bil v letih 1963 in 1964 štirinajst mesecev štipendist
Alexander von Hum bold tove ustanove. V tem času je na münchenski uni-
verzi obdeloval paleogenske makroforaminifere iz Slovenije.
8. Sodelovanje
Za fosilne skupine, za katere pri nas nimamo strokovnjaka, je bilo
treba del fosilnega materiala poslati v obdelavo drugam. Med jugoslo-
vanskimi paleontologi je z Inštitutom največ sodelovala dr. Vanda Ko-
chansky-Devide, profesorica na zagrebški univerzi. Preučevala je
permske fuzulinide (1954, 1955 in 1957). Donata Nedela-Devide iz
2^greba je raziskovala zgomjekredne mikrofosile in s pomočjo teh ugo-
tavljala starost volčanskih apnencev (1956). Dr. Valerija Kostič-Pod-
g or ska iz Beograda je v letih 1954 in 1955 preiskovala karbonske in
permske korale iz Slovenije.
Od tujih strokovnjakov je najtesneje sodeloval z Inštitutom prof. dr.
Othmar Kühn z dunajske univeorze. Dvakrat je obiskal Inštitut in imel
na Akademiji predavanje. Naprošen je bü za obdelavo mezozojskih amo-
nitov z Dolenjske in iz doline Triglavskih jezer. To favno je preiskoval
od leta 1954 naprej.
Prof. dr. Adolf Papp z dunajske univerze je obdelal zbirke neogen-
skih gastropodov iz Slovenskih goric (1954 in 1955) in nekaj moluskov iz
raznih pleistocenskih nahajahšč (1957). Prof. dr. Helmuth Flügel z uni-
verze v Gradcu je preiskoval predkarbonsko favno in karbonske korale
iz raznih slovenskih nahajališč (1954 do' 1956). Dr. Kari Dietrich
Adam, glavni konservator v prirodoslovnem muzeju v Ludwigsburgu,
je obdelal mlečni zob nosoroga Dicerorhinus kirchhergensis Jäger iz Cme-
ga Kala (1956). Prof. dr. Erich Then i us z Dunaja je podrobneje preučil
molar staropleistocenskega medveda Ursus mediterraneus Major iz oko-
lice Vrhovelj (1957) ter nekaj pleistocenske sesalske favne iz raznih slo-
venskih nahajahšč (1960).
Dr. Miklos Kretzoi iz Budimpešte je določil ptičje ostanke iz Beta-
lovega spodmola (1959). Dr. Franca Proto Decima iz Padove je pre-
iskala mikroforaminifere iz paleogenskih plasti pri Ustju v Vipavski do-
lini in iz okohce Postojne (1966). Dr. Vittorio De Zancheiz Padove je
sodeloval pri obdelavi numuhtov iz Ustja (1966). Prof. dr. Gabor K ol os -
v ä r y iz Szegeda je obdelal korale iz paleogenskih plasti v sevemi Istri
ter v Pivški, kothni (1966). Prof. dr. Herbert H a gn sodeluje pri raziskavah
paleocenske mikrofavne iz južnozahodne Slovenije.
Inštitut SO' obiskah številni geologi in paleontologi iz drugih jugoslo-
vanskih repubhk in iz tujine. Leta 1966 je bil na spedahzadji v našem
Inštitutu dr. Vittorio De Zanche s padovanske univerze, leta 1969 pa
Ludano Degrassi z univerze v Trstu. Oba sta pri R. Pavlovcu štu-
dirala paleogensko mikrofavno.
243
Activities of the Institute for Paleontology with
the Slovenian Academy of Sciences and Arts in
Ljubljana
Rajko Pavlovec
In the years after the war the status of the Academy of Sciences and
Arts changed from a purely representative to a representative and re-
search type of organisation. Within the scope of various academic bran-
ches research institutes, sections, boards and committees gradually began
to function. On March 21, 1950 the Institute for Geology was founded,
affiliated to the branch of natural seiendes. Initiahy the Institute had
three sections: for geology-paleontology, mineralogy-petrography and pre-
historic studies.
The most active was the section for paleontology-geology. Later on
the work of the section for mineralogy-petrography was taken over by
the Geological Survey and University. The section for prehistoric studies
did not perform independent research, it worked in connection with other
institutions.
Becaiise increased geological research in Slovenia demanded more and
more paleontologists the work of the institute gradually developed into
direction of paleontology. The section for prehistoric studies and mine-
ralogy-petrography ceased to exsist.
Due to such development of the research programme of the institute
it was renamed into Institute for paleontology.
The research work at this institute developed mainly into three direc-
tions:
1.	pleistocenic mammal fauna
2.	paleogenic nummuhtins
3.	mesozoic hydrozoa and anthozoa.
Beside the regular staff of the institute (the head of the institute aca-
demician I. Rakovec and his assistants dr. R. Pavlovec and dr. D. Turnšek)
some paleontologists of other institution for geology were asked to parti-
cipate in solving some of the specific assignments.
Viri
O s t e r c, v., 1957, Nekaj o delu mineraloško-petrografske sekcije Geolo-
škega inštituta SAZU za naše gospodarstvo. Gospodarski koledar za 1957, 82—
83. Ljubljana.
Pavlovec, R., 1958, Nekaj o delu geološko-paleontološke sekcije Geo-
loškega inštituta SAZU od ustanovitve do danes. Gospodarski koledar za 1958,
117—120. Ljubljana.
Brodar, M., 1959, Delo prazgodovinske sekcije Geološkega inštituta SAZU
in naše gospodarstvo. Gospodarski koledar za 1959, 138—139. Ljubljana.
Letna poročila o delu Inštituta za geologijo SAZU:
Letopis SAZU, 4 (za 1950), 147—148. Ljubljana 1952
Letopis SAZU, 4 (za 1951), 174—177. Ljubljana 1952.
Letopis SAZU, 5 (za 1952), 219—223. Ljubljana 1954.
244
Letopis SAZU, 5 (za 1953), 290—294. Ljubljana 1954.
Letopis SAZU, 6 (za 1954), 109—115. Ljubljana 1955.
Letopis SAZU, 7 (za 1955), 100—107. Ljubljana 1957.
Letopis SAZU, 8 (za 1956), 112—115. Ljubljana 1958.
Letopis SAZU, 8 (za 1957), 175—179. Ljubljana 1958.
Letopis SAZU, 9 (za 1958), 119—121. Ljubljana 1959.
Letopis SAZU, 10 (za 1959), 56—59. Ljubljana 1960.
Letopis SAZU, 11 (za 1960), 51—54. Ljubljana 1961.
Letopis SAZU, 12 (za 1961), 100—102. Ljubljana 1962.
Letopis SAZU, 13 (za 1962), 74—76. Ljubljana 1963.
Letopis SAZU, 14 (za 1963), 58—61. Ljubljana 1964.
Letopis SAZU, 15 (za 1964), 93—96. Ljubljana 1965.
Letopis SAZU, 16 (za 1965), 90—93. I.jubljana 1966.
Letna poročila o delu Inštituta za paleontologijo SAZU:
Letopis SAZU, 17 (za 1966), 74—77. Ljubljana 1967.
Letopis SAZU, 18 (za 1967), 106—109. Ljubljana 1968.
Letopis SAZU, 19 (za 1968), 81—85. Ljubljana 1969.
Letopis SAZU, 20 (za 1969), 103—107. Ljubljana 1970.
Letopis SAZU, 21 (za 1970), 173—176. Ljubljana 1971.
245
Nove knjige
Dorn-Lotze: Geologie Mitteleuropas. 4. na novo obdelana izdaja,
založba E. Schweizerbart'sche Verlagsbuchhandlung (Nägele u. Obermil-
ler) Stuttgart, 1971. Obseg: XVI + 491 strani, 165 shk med besedilom in
na 24 prilogah, kot tudi 13 tabel na 7 prilogah. Vehkost knjige 24 X 16 cm,
vezana v platno.
V tej četrti izdaji knjige »Geologie Mitteleuropas« je avtor F. L o t z e
predelal popolnoma na novo D o r n o v o istoimensko knjigo, ki je doživela
prej že tri izdaje. Druga in tretja izdaja sta izšh že po smrti prvotnega
avtorja Dorna.
L o t z e je material četrte izdaje uredil predvsem po zgodovinskem
razvoju, in sicer na podlagi orogenetskih faz rasti evropskega kontinenta.
Knjigo je razdelil na šest večjih oddelkov. Tako je obdelal predasintsko
Ureuropo, asintsko konsolidacijo in asintsko guban je, kaledonsko konso-
lidacijo in gubanje, zelo obširno je obdelal srednjeevropske Variscide ali
Mezoeuropo, učinke saksonskega guban j a, manj pa alpidsko Kenoeuropo
s severno obrobno cono. Slednji oddelek, ki je za nas najbolj zanimiv,
obsega žal le osmino knjige (50 strani). Dobra stran tega kratkega prikaza
je v tem, da so srednjeevropski Alpidi dokaj pregledno obdelani, čeprav
niso povsem upoštevani izsledki zadnjih nekaj let.
Vsak oddelek obravnava avtor po posameznih manjših teritorialnih
enotah. Nekatere enote so izredno podrobno obdelane, kar velja npr. za
Ardensko-Rensko maso, Harc in Češko maso. V okviru severnonemške
in subbetiške udorine najdemo v tej knjigi obilico podatkov o preostankih
pleistocenske poledenitve v tem delu Evrope, kar bo posebno zanimalo
kvartarologe in glaciologe. Podobne podatke o poledenitvah vsebuje tudi
oddelek, ki obravnava alpidsko Kenoeuropo.
Seveda avtor bolj nadrobno obravnava območja Nemčije, saj je bila
knjiga v svojem prvotnem konceptu očitno zamišljena kot geologija Nem-
čije; večji okvir, ki ga je knjiga nato dobila, pa je bil izdelan z namenom,
da bi geologija te srednjeevropske dežele postala razumljivejša po primer-
javi z geološkimi razmerami obrobnih dežel. Tako je postala knjiga upo-
rabna tudi za izvennemške dežele. Avtor se v knjigi sploh ni oziral na po-
htične meje današnje Evrope, ampak je skušal prikazati geologijo
osrednjega dela evropskega prostora in tega podati čimbolj zaključeno in
razumljivo. Ta prostor je skozi geološko zgodovino nastajal na podlagi
konsolidacije, to je prehoda mobilnih geosinkhnalnih območij v kraton.
247
Vsako obdelano območje je bogato dokumentirano z geološkimi in tek-
tonskimi skicami, ki kažejo obenem tudi zgradbo dotičnega ozemlja. Ne-
katere od teh skic bi lahko rabile kot zgled, kako nazorno dokumentiramo
geološke tolmače in razne geološke razprave sploh. Mnogo sugestij pa
nam te skice dajo tudi za izdelavo tektonske karte Slovenije, ki je v pri-
pravi. V knjigi najdemo tudi skico gravimetričnih in magnetometričnih
anomahj Nemčije.
Za nekatera območja ni priloženih tektonskih ali geoloških skic in jih
nadomeščajo pregledni geološki profih. Zaželeno bi bilo, da bi imeli za
vsako območje oboje: geološko skico in profil, vsekakor pa vsaj geološke
skice za vsa območja.
Posebno vrednost dajejo knjigi pregledne sinoptične stratigrafske in
tektonske tabele, na katerih lahko primerjamo istočasno razvoj na raznih
območjih. Ker je vključen tudi alpski prostor, imajo te tabele tudi za
naše ozemlje praktično vrednost. Posebna tabela kaže orogenetske faze,
vulkanizem, mineralne surovine in razvoj življenja v srednjeevropskem
prostoru.
Knjigo priporočamo vsem, ki želijo študirati nastanek in razvoj evrop-
skega kontinenta.	, ,, .
dr. Mano Pleničar
Heinz Krebs: Grundzüge der Anorganischen Kristallchemie. Zal. Fer-
dinand Enke Verlag, Stuttgart 1968. Obseg XII + 376 strani, 254 slik in 41 tabel,
16 X 24 cm. Vezano v mehko plastiko, 45 DM.
Krebsove »Osnove anorganske kristalne kemije« predstavljajo obširen
uvod v teorijo o zgradbi kristalov. Na posameznih primerih, izpopolnjenih z
risbami, avtor ponazarja prostorske mreže posameznih elementov in njihovih
spojin, na ta način seveda tudi notranjo zgradbo najvažnejših mineralov. Po-
udarek knjige ni na opisu geometrijskih lastnosti prostorskih mrež, temveč
na vprašanju, zakaj se določene strukture lahko pojavljajo pri določenih ele-
mentih in njihovih spojinah, pri čemer se avtor poslužuje najnovejših teorij o
kemijski vezavi in zgradbi trdnih snovi.
V uvodu knjige govori avtor najprej o zgradbi atomov, kjer seznani bralca
z osnovami valovne mehanike, nakar preide na izgradnjo Mendelejevega period-
nega sistema elementov. Obširno govori o kemijski \ezavi, v zvezi s kompleks-
nimi spojinami pa nas še seznani s teorijo Mgandnih polj. Za teoretskimi osno-
vami sledi kratko poglavje o simetriji prostorskih mrež, nakar avtor najprej
obdela strukture kemijskih elementov, ki jim sledijo še spojine tipa AB, ABž,
A2Bs in ABs z vsemi možnimi načini medsebojne vezave kemijskih elementov
v spojinah. Od F)olianionskih spojin so obširno obdelani tudi silikati in njih
SLstematika na strukturni osnovi. Knjigo zaključujeta poglavji o zlitinah in
stekUh.
Čeprav je Krebsova knjiga v prvi vrsti namenjena kemikom, jo bo brez
dvoma s pridom uporabljal tudi mineralog, saj so v njej opisani strukturni tipi
najvažnejših mineralov in kar je še važnejše — knjiga ima obširen in na ra-
zumljiv način napisan uvod v teorijo o kemijski vezavi in zgradbi kristalov.
Ernest Faninger
Vlasta Zukalova: Stromatoporoidea from the Middle and Upper
Devonian of the Moravian Karst. — Rozpravy Ustfedniho ustavu geologickeho,
sv. 37, pp. 1—143, pi. 1—40. Praha 1971.
Raziskovalcem fosilnih hidrozojev dobro znana Vlasta Zukalova nam
pravkar v obširni razpravi opisuje devonske stromatopore z Moravskega krasa.
248
To zanimivo in za preučevanje težko fosilno skupino podaja v pregledni obliki
in jo osvetljuje z več strani. Knjiga ima sedem poglavij: 1. Uvod, 2. Nastopanje
stromatopor na Moravskem krasu, 3. Paleoekološka opazovanja stromatopor, 4.
Morfologija stromatopor, 5. Ohranjenost stromatopor, 6. Sistematski položaj in
klasifikacija stromotapor, 7. Sistematika. Na koncu je abecedno kazalo imen
fosilov. Sledi kratek izvleček v češčini, medtem ko je knjiga sicer pisana v angle-
ščini.
V	devonskih apnencih na južnem in osrednjem delu Moravskega krasa so
stromatopore najvažnejši in najštevilnejši fosili. Zato je njihov e>omen za stra-
tigrafijo in paleoekologijo' toliko večji. Stroimatopore se pojavljajo v več nahaja-
liščih tako v givetijskih kakor v frasnijskih plasteh. Njihovi podrejeni sprem-
ljevalci so korale.
Kolonije strcmatojKir so večinoma ramoznih in masivnih oblik. Avtorica
ugotavlja, da so ramozne kolonije (Stachyodes, Amphipora in druge) našli pred-
vsem v debelo skladovitih apnencih, masivne kolonije (Actinostroma, Pseudo-
actinodictyon, Syringopora in druge) pa v svetlih biohermalnih apnencih. Ve-
liko stromatoix>r z Moravskega krasa je kozmopolitov. Zato avtorica sklepa, da
so v givetiju in frasniju na velikem delu Evropye, Azije in Amerike vladali po-
dobni pogoji in da so vsi ti fosili časovno vezani na isto obdobje. Vendar veliko
število novih vrst in podvrst iz vilemoviških frasnijskih apnencev le kaže na
nekoliko drugačne paleoekološke pogoje v tem sedimentacijskem področju.
Za lažje razumevanje paleontološkega dela podaja avtorica kratko razlago
posameznih strukturnih elementov stromatopor. Kratko poglavje posveča Z u -
k a 1 o v ä stopnji ohranjenosti, ki je pri opisovanju fosilov zelo pomembna.
Paleontolog mora biti pri determinaciji pozoren tudi na sedimente, njihovo
strukturo, na lego fosilov v sedimentu, razpokanost sedimenta, prekristalizacijo
in drugo.
V	sistem stromapotor Zukalova ne vnaša novosti, ampak samo poda
nekaj kritičnih pripomb k izvajanjem različnih avtorjev. To ji Lahko štejemo
le v dobro, zakaj pri današnjem poznavanju te fosilne skupine prinašajo siste-
matske novosti več zmede kot koristi.
Največji pomen omenjene knjige je v natančnem opisu bogatega fosilnega
materiala, kjer avtorica navaja vso sinonimiko, strukturne značilnosti, dimen-
zije in primerjave. Opisanih je 63 vrst stromatopor, ki pripadajo 19 rodovom in
8 družinam (Actinostromatidae, Clathrodictydae, Tienodictydae, Stromatopo-
rellidae, Stromatoporidae, Syringostromatidae, Labechiidae in Idiostromatidae).
Med njimi je 15 novih vrst in 4 nove podvrste. Posebno natančno je preučen rod
Amphipora, ki je za moravska nahajališča najvažnejši. Avtorica podaja tabela-
rični pregled vseh dotlej znanih vrst tega rodu, njihovo razširjenost in primer-
javo strukturnih lastnosti, posebej aksialnega Itanala, ix> katerem sklepa na
evolucijo posameznih vrst.
Knjiga o devonskih stromatoporah bo nepogrešljiva tako za raziskovalce te
fosilne skupine kakor tudi za tiste, ki jih zanima stratigrafija devona. Zato bi jo
morala imeti vsaka geološka xxstanova.
Dragica Turnšek
249
SODELAVCEM GEOLOGIJE
Vsebina in obseg dela
GEOLOGIJA objavlja originalne razprave s področja geoloških in sorodnih
ved ter poročila o geoloških raziskovanjih, kongresih, posvetovanjih in publika-
cijah. Tekst naj ne bo daljši od 50 tipkanih strani ali 84.000 znakov. V to
število nista všteta povzetek v tujem jeziku in literatura.
Prosimo vse sodelavce GEOLOGIJE, da skrbno izbirajo vsebino svojih
člankov, posvete ustrezno pozornost kratkemu in jasnemu načinu izražanja,
uporabi posameznih besednih vrst in strokovnih geoloških izrazov ter izdelavi
ilustracij. Na ta način bo reviji zagotovljena primerna znanstvena raven in
oblika.
Priprava rokopisa
Prispevki morajo biti pisani s strojem z dvojnim presledkom in s 3 cm
širokim levim robom. Pri 28 vrsticah na vsaki strani in 60 tiskovnih znakih
v vsaki vrsti da 50 strani 84.000 tiskovnih znakov. Pri pregledu svojih rokopisov
naj avtorji zlasti pazijo na pravilno pisanje znanstvenih in lastnih imen,
znakov, formul in podobno. Osebna imena pri navajanju literature naj bodo
podčrtana črtkano, imena fosilov (rod in vrsta) pa valovito. Tekst naj ne
vsebuje neobičajnih okrajšav in nejasnih popravkov.
Članki morejo biti pisani ali v domačih ali v tujih svetovnih jezikih. Članek
v domačem jeziku mora imeti povzetek v tujem svetovnem jeziku v obsegu vsaj
ene petine članka, prispevek v tujem jeziku pa naj ima kratek slovenski po-
vzetek. Na začetku vsakega članka mora biti izvleček v obsegu 1600 do 3000
tiskovnih znakov v enem od svetovnih jezikov.
Ce želi avtor drugačne pogoje glede obsega in povzetka svojega članka, je
to možno v sporazumu z uredništvom.
Navajanje literature
Literaturo navajajte po abecednem redu avtorjev in kronološko na na-
slednji način: priimek avtorja, začetna črka avtorjevega imena, letnica, naslov
dela (pri periodičnih izdajah tudi naslov revije in zaporedna številka zvezka),
založba in kraj, kjer je delo izšlo. V literaturo vključujte samo uporabljena
dela, bibliografijo pa le v izjemnih primerih glede na vsebino in pomen raz-
prave. V citatih med tekstom navedite ime avtorja in letnico, ko je delo izšlo,
po potrebi tudi stran.
Ilustracije
Karte, profili, skice, diagrami in druge podobne slike morajo biti narisani
na prosojnem matričnem papirju. Na vsaki sliki mora biti ime avtorja in
zaporedna številka slike. V glavnem naj bo slika pojasnilo teksta, zato mora
biti med tekstom na ustreznem mestu navedena zaporedna številka slike.
Napisi in legende k slikam naj bodo kratki, posebno še, ker morajo biti dvo-
jezični.
Pri dosedanjih izdajah naše revije se je pokazalo, da avtorji pri slikah,
ne upoštevajo formata knjige, kar povzroča mnogo dodatnega dela pri ureje-
vanju in tisku. Pri vseh slikah med tekstom upoštevajte, da je zrcalo revije
11,8 X 18 cm. V primeru, da je potrebna večja slika, naj njena širina po možnosti
ne preseže 40 cm, višina pa naj ne bo večja kot 18 cm. Risba naj bo večja kot
slilia, ki bo po njej izdelana; razmerje naj bo 2:1. Pri tem je treba paziti na
debelino črt ter na velikost številk, črk in drugih znakov na risbi, da bosta
njihova debelina in velikost tudi po zmanjšanju ustrezala; črke in številke na
tiskani sliki morajo biti visoke najmanj 1 mm.
Fotografije naj bodo na gladkem svetlem papirju.
Celoten rokopis, vključno risbe, fotografije, izvleček in povzetek v tujem
jeziku mora pripraviti vsak avtor sam. Ce kdo želi, da mu risbe in druge
priloge ter prevode poskrbi Geološki zavod, je to možno, vendar na račun
avtorskega honorarja.
Rok za predložitev rokopisov
V 15. knjigi GEOLOGIJE, letnik 1972 bodo objavljena dela, ki jih bo
uredništvo prejelo do konca junija 1972.
Korekture
Uredništvo bo pošiljalo krtačne odtise stavkov v korekturo avtorjem. Pri
korekturah popravljajte samo tiskovne napake. Dopolnila so možna le na stroške
avtorjev. Sodelavcem, ki živijo zunaj Ljubljane, bomo krtačne odtise pošiljali
po dogovoru; njihove popravke bomo upoštevali le v primeru, da korekture
vrnejo v dogovorjenem roku.
Posebni odtisi
Avtorji prejmejo brezplačno po 50 izvodov separatov vsakega članka. Na-
daljnje izvode pa lahko dobe po ceni, ki ustreza dejanskim stroškom.
Avtorski honorar
Uredništvo bo obračunalo avtorske honorarje na podlagi odtisov lomljenega
stavka. Geološki zavod pa jih bo izplačal najpozneje ob izidu publikacije.
Prosimo, da vsak avtor svojemu rokopisu priloži naslov svojega bivališča in
številko žiro računa.