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
Zgomjeskitskl 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 plaisti 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 langobordokem peščenjaku največ v močno kaolinÌ2Ìranih pla-
gioklazovih zrnih in litoloekih 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 oru dene zgomje-
paleozojske, skitske in anizične plasti ter tuf v neposredni krovnini ani-
zi čnih plasti. Tuf je bil kmalu nato dezintegriran. Orudeni plagioklazi in
drobci tufa pa so bili 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 prenašali nekonsolidiran 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 spodnjetnadne 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 odkopavali rudo nepretrgoma skoraj 500 let.
Eden izmed njih je Idrija, kjer so našli živo srebro že leta 1490 (M o h o -
rič, I960). Najprej soi na površju odkopavali karbonski skrilavec s sa-
morodnim živim srebrom na območju današnje cerkve sv. Trojice. Z jam-
skimi deH so začeli 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 so 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 črni glinasti skrilavec, kremenov peščenjak
68
ter sivi in črni zgoimjepermski dolomit. Srednjetriadni skladi leže na pa-
leozojskih brez koitne diskordance. Za sedimentaci jo skladov skitske stop-
nje triade je značilno menjavanje karbonatnih in drobnoklas;tičnih used-
lin. V spodnjem delu skitskih plasti najdemo dolomit, peščeni dolomit,
skrilavec in meljevec z lečami oolitnega 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 geosinklinal-
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 označili 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) obliko žilja ali 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 razlike 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 oblike 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 selektivnoi metasomatozo. Nasprotno
je našel v anizičnem dolomitu in werfenskih plasteh cinabarit v zrnih,
žilicah in lečah ter v vezivu breče.
Glede starosti idrijskega rudišča se mišljenja geologov zelo razhajajo.
Izmed starejših raziskovalcev so Grog er (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 Stur (1872) celo pleistocensko. Zanimiva je Kosmatova (1911)
razlaga. Menil je, da je prvotno živosrebrno rudišče nastalo v bližini 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 nastali 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 zve2d 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 mlajšepaleozoj.ske, 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
razvrstitvi 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-litološki 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
Crni glinasti skrilavec z lečami peščenjaka je brez dvoma najstarejša
kamenina na idrijskem prostoru. Doslej so ga uvrščali v karbon, vendar
nimamo dokazov, ali gre za karbonske ali permske plasti. V tej razpra\á
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 zrna. >vOrudene bakterije-« predstavljajo ponekod klice, ob
katerih so kristahzirali piritovi idioblasti. Oba različka pirita sta verjetno
nastala med diagenezo.
Karbonski skrilavec in peščenjak sta orudeaia 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 (tabli
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 cinabaritno kremenove žilice s simetrično zgradbo; v
srednjem delu najdemo cinabarit, v obrobnem pa kremen. Ob stiku s ci-
nabaritom so kremenova 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 imenovali oru-
deni skrilavec tudi srebrni 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. Količini ci-
nabarita in samorodnega živega srebra se močno povečata v piritnih go-
moljih in lečah ter v njihovi neposredni bližini. 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 paličastih presekih nekaterih piritnih zm sta sklepala, da je
nastal del parita pri nadomeščanju barita.
Mikroskopsko smo raziskali številne piritne gomolje in leče. V njih
prevladuje pirit, ki mu pripada 40 "/o do 90 "/o. Po količini 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 rastlinskih
drobcev (tabla 5, si. 1). Na pohrani površini opazimo že na oko različno
orientirana paličasta piritna zrna s premeri do 3 X 15 mm. Pod mikrosko-
pom imajo ta zana večkrat vlaknato^ strukturo in kažejo razpoke, ki so
vzporedne z daljšo stranico preseka, ah pa so nanjo pravokotne. Številna
zrna so zdrobljena, njihovi deh pa premaknjeni (tabla 10, si. 2.). Ob robo-
vih se cepijo v posamezna 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 rastlinskih 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 a ir 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 anizotropnosti 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 žilicah ga spremljata kremen in kalcit. Samorodno živo
srebro nastopa predvsem v razpokah in porah.
Druga vrsta gomoljev in leč vsebuje piritna ггпса 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 piritnih 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 živosrebrni 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 parita (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 piritnimi 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 dobili subsferično obliko pri
kotrljanju (Colbertaldo in Slavikova, 1961), temveč so nastale
diagenetsko. Zaradi medplastovnega trenja so se piritni gomolji in leče
ponekod izluščili 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 (tabli 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 ^>-karoli ruda-<4.
Za »karoli rudo« 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 minerali 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 vzorci »karoli rude-« vsebujejo več odsitotkov 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. Zivosrebrna
ruda je seveda mlajša.
Grödenski peščenjak
Klastične grödenske usedline sosijske stopnje so v Idriji dolgo veljale
za jalove. Pred nekaj leti pa so našli 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 našli več siromašnih rudnih teles. Omenimo naj le rudno
telo Grübler na 13. obzorju.
Mikroskopsko smo nadrobno raziskali rudo iz rudnih teles Logar, Kre-
da in Grübler. Orudeni peščenjak rudnega telesa Logar ima enostavno
mineralno sestavo. V njem prevladujejo kremenova 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 zrna obdaja avtigeni kremen. Cinabarit je nadomestil pred-
vsem vezivo. Zatoi vsebuje pogosto vključke mineralov glin, kremena,
seri cita 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 idi oblast. Pri
kristalizaciji je obdal HgS tudi številna detritična kremenova 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 kristali 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 nikolih 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 različnoi 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 progasta 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), Kropa č (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 plastoviti
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, podrejenoi 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 gUn in kremen, ki mu
pripada okrog 8 "/o. Skupna debeHna 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 čmem
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 različka 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 našK dolomitne žilice 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,
tabli 1 in 2, oznaka 3a), v intervalu, kjer se menjavata sivi in čmi 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 rudo 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 nikakršnih
vključkov. Zato sodimo, da je HgS kristaliziral v porah. Prav za ta polja
76
je pri navzkrižnih nikohh 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 času orudenja so imele njihove meje
vlogo dovodnih poti. Cinabarit se je vraščal v žilice tako, da je sledil stiku
med posameznimi zmi dolomita. V drobnozrnatem čmem 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 žihce. Starostnega razmerja med slednjima nismo
uspeli dognati. V črnem dolomitu, ki obdaja žihce s cinabaritom, najdemo
tu in tam dirobne impregnacije HgS; njihovo število in tudi njihov premer
pa se z oddaljevanjem od žihc zmanjšuje. Po nekaj milimetrih izginejo
tudi najbolj drobne impregnacije.
V	rudnem telesu Urban smo našlL v breči sivega dolomita nepravilno
lečoi jeklenke. Mikroskopska raziskava je pokazala, da v njej prevladuje
cinabarit (pribUžno 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 preostaH kalcit povsem nadomeščen s ci-
nabaritom, pri čemer je nastala v številnih primerih psevdomorfoza cina-
barita po kalcitu. Тете 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 brečo. 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; živosrebrni sulfid je tu za-
polnil pore. Brečo sečejo karbonatno-kremenove žilice, 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 (približno 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 seri cit. Više se ritmično menjavata sivi zrnati dolomit
in peščeni dolomit. Njune plasti so debele nekaj decimetrov do več metrov.
V peščenem dolomitu prevladujejo zrnca 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 seri ci t. Kremen je dokaj enakomemo razvrščen in mu pri-
pada povprečno 25 ®/o. Seridt j-e v nekaterih plasteh peščenega dolomita
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 enakomemo 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 kaldt, v majhni koli dni detritični kre-
men in diagenetski pirit.
Spodnjeskitski dolomit je prepreden z belimi dolomitnimi žilicami in
vsebuje pogosto majhne geode, ki so delno ali povsem zapolnjene z be-
limi kristalčki dolomita. V mlajšem dolomitnem nivoju najdemo v raz-
pokah in geodah večkrat organske snovi, med njimi tudi idrijahn.
Koefident 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 kohdnah. 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, slika A;
oznaka 4 a). V litološki lestvici slede nato rudna telesa manjšega pomena.
Zivosrebrno 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 bližini
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, slika 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,
slika 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 približno
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 dnabarita 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 zrnc s premeri 1 do 15 mikronov. Imajo različno zgradbo.
Najbolj pogostna soi polja z radialno in pahljačasto^ strukturo. Druga so
izrazito koncentrična, srednji deli takšnih polj sestoje iz zrnc s premeri
okrog 2 mikronov, v obrobnih prevladujejo' zrnca s premeri 5 do 15 mi-
kronov, ali pa obratno. Oblika cinabaritnih polj, velikost zmc in njihova
razvrstitev dokazujejo, da je predpitiral 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 generadjo dnabarita, ki je kristalizirala iz ionskih
raztopin. V obdaj a jočem dolomitu tvori, dnabarit 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
0Д 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 iziometričnimi,
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 rumenimi in rumenkasto zelenimi notranjimi refleksi.
V	manjši količini se kaže tudi čmi razhček, ki ima sicer podobno odsevno
sposobnost kakor idrijalin, vendar je izotropen in brez notranjih refleksov.
V	ghnasto peščeni poh, s katero meji jeklenka na peščeni dolomit, so
pogostna idiomorfna zrnca 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, približno 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
oolitnega 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 oo-htnega apnenca tanjši, v zgornjem pa debelejši. Leče oolit-
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, seridt 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 oolitov.
Meljevec sestoji iz zrnc kremena in sij ude ter veziva, v katerem pre-
vladuje drobnozmati kalcit. Tudi v skrilavcu je kremen najpogostejša
klastična komponenta. Našli pa smo še rutil, magnetit, antradt 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
nastali pri avtigeni rasti robu.
Koeficient rudonosnosti zgornjega dela spodnjeskitskih skladov je zelo
nizek. Zivosrebmo rudo najdemo v vseh treh litoloških 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. Znadlno je, da je oruden povsod le južni
rob leče oohtnega apnenca, medtem ko je severovzhodni rob navadno
jalov (tabla 3, shka B).
Lečasto razvit oolitni apnenec in manj prepustni skrilavec sta povzro-
dla 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 dnabarit 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 konkredje metadnabarita. 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 impregnadje.
Primer znadlne bogate rude iz leče oohtnega apnenca predstavlja
vzorec iz rudnega telesa Zore na 9 .obzorju. Karbonatna kamenina vsebuje
poleg kaldta 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 kaldta in dolomita.
Cinabarit zapolnjuje razpoke in lasnice, ki so najpogostejše ob tankih gli-
nastih polah s seridtom 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 obhki 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
kristalizaciji sorazmerno lahko nadomeščal kalcit, zelo težko pa dolomit.
Kalcitna zrnca so ksenomorfna in precej manjša od sulfidnih. Zato me-
nimo, da pravilno razvita cinabaritna zma ne predstavljajo psevdomorfoz
po kalcitu, temveč idioblaste. Idiomorfna zrna cinabarita 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 cinabarita po kalcitu. 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 cinabarita. 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 cinabaritom, 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 leči oohtnega apnenca je-
klenka. Tak primer predstavlja vzorec rude iz rudnega telesa Ruda 1 na
6. obzorju, ki vsebuje vsaj 70 HgS. Cinabarit najdemo v poljih s pra-
vilnimi in nepravilnimi preseki, ki se med seboj pogosto dotikajo. Zivo-
srebmi sulfid je pri kristahzaciji intenzivno nadomeščal kalcit in mu sledil
večkrat tudi vzdolž dvojčičnih 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 kalcita kažejo namreč lepo razvite
ravne dvojčične 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 kristaliziral najprej zelo drobnozmati
cinabarit, ki so ga nato prekrih kalcitovi kristalčki s prizmatskim habitu-
som; ti dosežejo kvečjemu 3 mm. Na kristalčkih kalcita leže 0,5 do 2 mm
veliki skupki cinabarita v obhki polkrogle s priraščenimi majhnimi kri-
stalčki metacinabarita. Tu in tam opazimo tudi skupke metacinabarita
v obhki polkrogle, ki merijo- 1 mm do 4 mm. Pod binokulamim mikrosko-
pom ločimo 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 rudnim mikroskopom. Ugotovili, smo, da sestoje
82
manjši skupki le iz metacinabarita, v večjih pa se temu mineralu pri-
družuje še cinabarit. Tako smo našli 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-
staliziral 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 delih 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'risli do sklepa (Mlakar, 1957, 1959), da
gre za zgornjeskitski 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-
mitna zma so idiomorfna, hipidiomorfna in ksenomorfna ter merijo 40
do 80 mikronov. Poleg dolomita najdemo še ksenomorfna zrnca 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
oolitnim 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 živosrebrni
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 idrijalin. V žilicah
je najprej kristaliziral dolomit ali 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 žilicah 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 živosrebrni sulfid
v porah dolomita (tabla 16, si. 2). Karbonatna zma so napram rudnemu
mineralu idiomorfna; njihovi robovi niso naj edeni. 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 barit. 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. Metacinabaritu 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 zrna kažejo enostavne široke dvojčične
lamele.
V sredini metacinabaritno-cinabaritnih skupkov je navadno zelo drob-
nozrnat cinabarit, ki ga obdaja metacinabarit. V enem izmed skupkov smo
našli lupinasto zgradbo (si. 1 med tekstom). Prvotno metacinabaritno jedro
je skoraj povsem nadomestil dnabarit; 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
metacinabarita. Sledi lupina zelo drobnozrnatega dnabarita. Tudi ta je
nastal iz koloidnih raztopin, nato pa je prekristahziral. Obdaj ajo- 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 mlajš-i od obeh
sulfidov. Na kristalčkih dnabarita 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 tehnolo'gijo. Ti vzorci izvirajo iz spodnjih obzorij, ven-
dar njihova točna lokacija ni znana. V vseh primerih opazujemo na stenah
razpok dnabarit, 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 H2S 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^f 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 dnabarita, pri čemer se je izločal cinabarit iz koloidnih raztopin,
nato- pa je prekristaliziral. Velikost metadnabaritnih zrnc v perifernem
86
delu skupkov in razvoj njihovih ploskev sta odvisna le od časa njihovega
nastajanja: čim počasneje so kristahzirah, 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 delih rudišča večkrat ugodni pogoji za nastanek
enega ali 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 približno 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 zmc kalcita, posameznih zmc detritičnega kremena in drobnih
kristalčkov diagenetskega parita 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 kristahzaciji 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 rdedm odtenkom.
Pod mikroskopom opazimo pogosto koloidalne strukture, ki dokazujejo,
da je nastal večji del dnabarita iz koloidnih raztopin. V jeklenki namreč
prevladujejo dnabaritna polja z okroglimi, ehptičnimi in ledvičastimi
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 izometrične 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 generad jo ci-
nabarita (tabla 17, si. 2), ki je kristahzirala iz ionskih raztopin. Zma tega
različka merijo v povprečju 70 mikronov. Zaradi tektonskih premikov so
nekatera okrogla, ehptična in ledvičasta dnabaritna 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 količini tudi iz zrnc karbonatov, pirita in seridta ter v sledovih
iz drkona. Peščenjak sekajo žihce kalcedona in kaolinita.
To klastično usedlino smo ponovno raziskali. V njej nismo našli kal-
cedo-na, temveč precejšnje kolidne kaolinita, ki sm-o ga rentgensko 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 kaolinizirana
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 našli celo- ostanke nespremenjenih plagioklazov z lepo razvi-
timi dvojčičnimi lamelami. Kao-hnizirani plagioklazi vsebujejo' drobna ne-
prozorna 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 plagioklazovih 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, ali pa se sekajo pod topim kotom; gre za razkolne razpoke
plagioklazov, zapolnjene s cinabaritom.
Poleg spremenjenih in orudenih zm plagioklazov smo našh tudi spre-
menjene drobce tufa in predomine (?) 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 opazovah tudi zelo drobne impregnacije cinabarita.
Nekatera zrna spremenjenih in orudenih plagioklazov ter htoidne drobce
obrašča kremenov rob.
V	vezivu smo ločih zanesljivo le minerale glin, 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 polja 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 p-rstasto 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 žilicah je kremen napram cinabaritu 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 zgornjeskitskega
dolomita, nekateri pa iz zgornjeskitskega 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
oruden j a je med najvišjimi v rudišču. V primerjavi z doslej opisanimi
skladi imajo ekrani za lokalizacijo 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 večidel cinabarit,
toda v razpokah, ki sekajo bogata mdna telesa, najdemo- tudi kapljice
samorodnega živega srebra. Piri tu in markazitu pripadajo! le majhne ko-
hčine.
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 način. Največ dnabarita je v vezivu,
kjer zapoilnjuje pore in nadomešča karbonatna zma. Njegove impregna-
dje merijo navadno 50 do 200 mikronov. Poleg tega zapolnjuje dnabarit
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. Cinabarit je kristahziral v porah dolomita,
poleg tega je karbonatno kameninoi tudi nadomeščal. Številna 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 našU 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.
Crni skrilavec z antracitnim sijajem sestoji večidel iz mineralov ghn
in organskih snovi, zato ga uvrščamo med glinaste bituminozne skrilavce.
Organska snov je drobno- razpršena, zato je kamenina v zbrusku slabo
pro-zoma ali celo neprozorna. Prepoznamo le nekohko večja zrnca kre-
mena, včasih drobce plagioklazov in lističe serici ta, pogosteje pa radiola-
rije, zrnca kalcedona in iglice spongij. Ponekod so radiolarije tako števil-
ne, da prehaja kamenina že v bituminozni radiolarit. Radiolarije imajo
91
navadno okrogle, včasih nekohko eliptične preseke, sesitoje pa iz kalce-
dona (tabla 19, si. 1). Na podlagi obhke presekov in sestave jih uvrščamo
v rod Spumellaria (Müller, 1958). Številne radiolarije vsebujejo drob-
ne neprozorne vključke s preseki po kocki, ki ustrezajo piri tu, 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 našh.
V	temno sivem in črnem drobnozmatem bituminoznem peščenjaku
prevladujejo zrnca kremena. Nekatera so lepo zaobljena in potemnjujejo
valovito, druga so le slabo obrušena in kažejo pravilno potemnitev. Šte-
vilna so nadalje zrna plagio-klazov, 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 moramo 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,
slika 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 Ila). 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 litoloških 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 bitumino-zni skrilavec, bitumino-zni 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 ob 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). Kalcedonova zrna imajo nepravilne
preseke s premerom 20 do 200 mikronov. Vsebujejo drobne vključke ci,-
nabarita, ki merijo 1 do 10 mikronov. Pri navzkrižnih nikolih kažejo kal-
cedonova zrna s cinabaritnimi 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 povečini brez cinabarita. Zelo redko^ najdemo ci-
nabarit v njegovih razpokah. Colbertaldo in Slavikova (1961)
sicer navajata, da vsebujejo zaobljena kremenova zrna iz skonce impre-
gnacije cinabarita, kar naj bi dokazovala tudi slika 3 na tabU 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 cinabarita. Zasledimo le zmca pirita in pone-
kod markazita s premeri okrog 30 mikronov; nekatera zrnca 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 kalcitom. Tako so nastale žihce,
široke 10 do 200 mikronov in dolge do 5 cm. Med njimi so najbolj po-
gostne žilice s cinabaritom in idrijahno-m, nekatere pa so zapolnjene s ci-
nabaritom in kremenom ah z vsemi tremi komponentami. Žilni cinabarit
ima pogosto progasto strukturo, ki je posebno razločna pri navzkrižnih
nikolih.
Struktura žilic je različna celo v istem kosu rude. Nekatere so sime-
trične, v sredini je idrijalin in ob robovih cinabarit, ali pa v sredini cina-
barit in ob robovih kremen; drugje je v sredini idrijalin, sledi cinabarit
in nato kremen. Najdemo še nesimetrične in brečaste žihce. Po razvrstit\d
sestavin v simetričnih in nesimetričnih žilicah 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 gHnastem bituminoznem 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). Količina
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
kristaliziral cinabarit v porah, redkeje pa tudi v tankih žihcah, kjer
ga pogosto spremlja kremen. Cinabarit je v srednjih dehh žihc, kremen
pa ob robovih. Pri večji povečavi opazimo, da je kremen ob stiku s cina-
baritom pogosto idiomorfen.
Jeklenka. Tildi v skonci predstavlja jeklenka najbogatejši različek
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 poli-
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
našli le pomembne kohčine dnabarita in organsko snov; cinabaritu 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 različek 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 cina-
barita, v drugih pa se pridružuje cinabaritu tudi organska snov, zaradi
katere imajo lupine slabšo odsevno sposobnost. Posamezne lupine sestoje
le iz organskih snovi, v drugih pa najdemo tudi pirit (tabla 20, si. 3), ki
je nastal bolj ali manj sočasno s cinabaritom. 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 seridt.
Pri navzkrižnih nikohh 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, ali 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 ali 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 zrna 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 žihc
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 znadlno 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 našli 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 količinah dobra fosfatna ruda iz Severne Afrike in Amerike.
Po kemični analizi je sodil Kletzinsky, da vsebuje koralna ruda
železov apa tit. 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 nikolih opazimo«, da je snov izotropna. Vsi ti podatki dokazujejo,
da sestoji lupina brahiopoda Discina iz kolofona 3 Саз (P04)2. n Ca (СОз,
Б'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
Tübls 3 - PUte 3
GEOLOŠKE KARTE NEKATERIH ZNAČILNIH RUDNIH TELES
GEOLOGIC MAPS OF SOME TYPICAL ORE BODIES
Legendi na Täbläh 2 in < -Legend in Plates 2 and i
Rudni lelesi Pop(ia) in Joškoiib) na 12.obzorju
Rop Ha) and Joiko Cibi ofe bodies on the 12th level
Rudno telo Ruda (5a) nad 12.obzorjem
Ruda ore body (5a) above the 12 th level
Rudno telo Talnina (бс) nad S.obzorjem
Talnina ore body (Sc) above the 6 th level
Rudno telo Kropai (Ila in ila) nad l.obzorjem
Kropac ore body (Ila and I2a)above 1st level
Rudno telo Logar (2a,9a in IOaì nad ^.obzorjem
Logar ore body(2a,9a and Па) above the i th level
Rudno telo Gugler (Ba in Ka) nad 2. obzor jem
Cugler ore bodylâa and lOa) above the 2nd level
GEOLOŠKI PRESEK ORUDENIH LANGQBARDSKÍH PLAST!
GEOLOGIC SECTION OF THE MINERALISED LANGOBARD BEDS
TABLA 4 - PLATE í,
B
SHEMATSKI GEOLOŠKI PROFIL STRUKTURE У SREDNJI TRIADI
SKETCH SECTION SHOMNG THE GEOUDGIC STRUCTURE IN MIDDLE TRIASSIC
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 našli
prelomov in razpok. Značilno za vse raziskane vzorce je, da najdemo
največ dnabarita 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
kohdna dnabarita 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 kaldtom, mlajše pa so prazne. V nekaterih lupinah opazimo
neposredno ob razpo-ki dnabaritne opne, ki slede stiku med posameznimi
plastmi (tabla 23, si. 1). Vprašanje je, ali so prinesle cinabarit raztopine
vzdolž razpoke (ki ni zapolnjena s dnabaritom!), ah pa je bil mobiliziran
iz drugih delov lupine. Pogosto najdemo živosrebrni sulfid tudi ob stiku
lupine in peščenjaka, posebno na njenem konkavnem in konveksnem delu.
V koralni rudi nismo uspeh najti dnabarita v kremeno-vih zrnih, pač
pa v kalcedonovih ter v radiolarijah in spikulah spongij. V vezivu pešče-
njaka smo našli dnabaritna polja s premeri 50 do 250 mikronov, ki imajo
včasih celo hipidiomorine 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 dnabaritne 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, ali 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 znadlna nekoliko slabša
odsevna sposobnost, in »orudene bakterije«. Pozneje je okrogla zrnca in
>4>rudene 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 idiomorfnüi zmih s pahčastimi preseki, ah pa v drobnih kon-
kredjah. V sredini konkredj opazimo drobna ksenomorfna zrnca marka-
zita, robovi pa sestoje iz večjih idiomo-rfnih 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 cdnabaritnim 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 pla&tovita ruda.
S sedanjimi raziskavami nismo našli plastovite rude, v kateri bi bil
cinabarit metascmatsko 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 različne barve
zvezen, v skrilavcu pa so rdeče pole povečini ositro 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-cinabaritna zrna v plastoviti rudi nekoliko 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 ali 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 litoloških členov idrijskega mdišča nismo našli. Neka-
teri drobci, kažejo le e-no lamelo, drugi dve, med seboj bolj ali manj pra-
vokotni, ali celo tri, ki se sečejo pod 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 zrn. Drobci pirita
nastopajo v polah kalcedo-nsko-cinabaritnih zrn, 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'og-osto avtigeni kremen (tabla 23, si. 3).
Na o-ko in piod mikrosko'pom vidimo v nekaterih polah 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 našli v pla-
stoviti rudi rudnega telesa Kropač na 2. medobzorju neposredno o-b stiku
plasti skonca s krovninskimi plastmi. SI. 1 na tabli 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 cina-
baritu večkrat razločno- idiomorfen (tabla 25, si. 2). Mineralno sestavo
cinabaritno-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 čmem 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. Plastovi tost s p-o-
sto-pno 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 plastovi tosti.
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 antracitne leče, ki merijo običajno- nekaj milimetrov
do več decimetrov. Antracit 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 antracitu 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 zrnca kremena, plagi-oklazov, 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
brahiop'cd'ov. Humusni detritus z anorganskimi ko-mponentami, sedaj spre-
menjen v antracit, je tvoril p-rv-otno 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 skonci tudi siromašno rudo, ki vsebuje manj kakor 1 "/o Hg. Najpogosteje
najdem-o siromašno rudo tam, kjer prehaja jetrenka ali 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, drugod 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 dnabarita. Nekatere so brez kakršnihkoh vključkov;
živosrebrni sulfid je enostavno' zapolnil nepravilne pore. Druge impregna-
dje 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 ali 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-
belino do 80 m.
Neposredno' na čmem skrilavcu skonca nahajamo plasti tufita, ki vse-
bujejo pole tufa, radiolarita ter sivega in čmega roženca. Sivi, sivkasto
zeleni in zeleni tufit je navadno- drobnozrnat. 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 halloy-
sit. Sivi srednjezrnati tuf sestoji veddel iz plagioklazov in kremena.
V srednjem in zgornjem delu teh skladov se poveča kohdna 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 din e 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 tufi tu, 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 našli 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. У2 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 debelino 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 ali manj enako- vehka cinabaritno-kalcedo-nska
zrna, druge pa vsebujejo zrna razhčnih velikosti, ki so razvrščena tak-o,
da se kaže plastovitost s postopno zmavostjo (si. 2 med tekstom).
Bai-va rudnih pol je podobno kakor v plastoviti rudi s-konce odvisna
od števila cinabaritno-kalcedonskih zm. Tufitne pole, v katerih ta zrna pre-
vladujejo, so opekasto rdeče; v tem primeru gre za opekovk-o. V sivkasto
rdečih in zelenkasto rdečih polah pa je več piroklastičnih in klastičnih kom-
ponent.
Vključki cinabarita so vpršeni v kalcedonovih zmih dokaj enakomerno
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 zrna brez
cinabaritnih in piritnih vključkov. Zanimivo je, da smo našh številna
kremenova in plagioklazova zma 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.
Kalcedo-nsko-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 struktiui mikrof osilov (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. Cina bari tno-kremenove žihce so navadno simetrične. V sredini je
cinabarit (tabla 28, si. 3), ki kaže pri navzkrižnih nikohh zelo pogosto
progasto stmkturo. Ploščata zrnca rudnega minerala so v posameznih
žihcah med seboj vzp'oredna, vendar je njihova lega v razhčnih žilicah
različna. Obrobni deli žihc pripadajo kremenu, ki sledi večkrat tudi stiku
102
med ploščatimi zrni dnabarita. V zdrobljenih dnabarltno-kremenovih in
cinabaritnih žihcah ter v razpokah opazimo pogosto samorodno živo srebro.
Ruda zgornjega horizonta je rdečkasto zelena. Kalcedonsko-cinabaritna
zrna 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 kohcma kalcedonsko-dnabaritnih
zrnc postopoma zmanjšuje. Zaradi tega je prehod siromašne rude v pri-
kamenino postopen.
V	jalovem tufitu med obema rudonosnima horizontoma najdemo po-
nekod do 3 cm debelo konkordantne 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 pahčastimi 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 čmem
plastovi tem 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 oirudeni stratigraf-
ski horizont. Koefident rudonosnosti 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 rudišču Stemboat Springs (Nevada) sega cinabarit le do globine 18 m,
v rudišču Sulphur Bank (Kalifornija) pa največ do globine 100 m (White,
1967). Drugod so ugotovih, pomembnejšo vertikalno razsežnost živosrebme
rude. V Nikitovki (SSSR) znaša 1800 m do 2000 m (Bol'šakov in drugi,
1969) v nekaterih Hg-Sb rudisdh Južne Ferganije (SSSR) pa 1500 do
2500 m (Fed or čuk, 1964). Idrija je torej po prvotni višini orudenja
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 zgomjepaleozojskih, skitskih in anizičnih plasteh. Makroskopske in mi-
kroskopske raziskave kažejo, da je zapolnil dnabarit pore v zgomjepa-
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 Tun ella (1970). Tudi prisotnost
kalcita, dolomita in ponekod kremena dokazuje kristahzadjo- HgS iz
hidroterm.
V omenjenih plasteh nismo našh kaohnita, 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 dnabaritom.
Hidrotermalnih sprememb, ki bi vsaj približno označevale temperaturo
nastanka, nismo opažih. Prav tako nismo našli mineralov, ki bi rabüi kot
geološki termometri. Znadlno 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 li č, 1963).
Samo'rodno živo- srebro najdemo 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 oolitnega 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 zgomjih dehh rudišča 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 drugimi minerah. Vendar so ti podatki premalo zanesljivi, da bi mogli
reči več kot to-, da je samorodno živo' srebro ponekod primarnega, drugod
sekundamega nastanka.
Glede metadnabarita so mikroskopske raziskave pokazale, da je po-
nekod res mlajši od dnabarita, kar je trdil že Schrauf (1891). Vendar
smo našh primere, ko je metadnabarit starejši in se nahaja v sredini
skupka, ki ga obdaja dnabarit. Še več, našli smo celo vzorce, v katerih
104
si izmenoma slede lupine metacinabarita in cinabarita. 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 cinabarit.
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 cinabaritno-piritni gomolji in leče ter korodirani vključki pirita v
cinabaritnih poljih. Najbogatejša živosrebma ruda je bila v piritnem telesu
Karoli, ki je vsebovala celo jeklenko.
Tudi grödenski peščenjak ni ustrezal za nastanek rude. Oruden je le
ob srednjetriadnih prelomih (rudno telo Logar), kjer je bil zelo zdrobljen
in močneje porozen. Menimo, da je začel kristahzirati cinabarit 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 cinabaritom,
česar v zgomjem delu rudišča ni opaziti.
V zgornjepermskem dolomitu so bili ugodnejši pogoji za nastanek
živosrebme rude. Kamenina je bila nekohko porozna že zaradi diagenetske
dolomitizacije, 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 kalcit tudi iz hidrotermalnih raztopin. V manjši kohčini
jima je sledil kremen, ki je povzročil ponekod tudi slabšo sihfikacijo. V
paragenezi je najmlajši cinabarit. Skupaj z dolomitom in kalcitom 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 značilne gelske strukture.
Nastala je tako, da je precipitiral cinabarit iz koloidnih raztopin predvsem
105
v razpokah, ah pa je HgS nadomeščal prikamenino. Pogosto jo spremljajo
organske snovi, med njimi tudi idrijahn.
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 žihcah in drobnih
impregnacijah. Zelo ugodni pogoji za rudo pa so bili v lečah oohtnega
apnenca. Bogato in zelo- bogato rudo z jeklenko najdemo v zgornjem
delu posameznih leč oohtnega 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 žihcah. Spremljata ga kalcit in
kremen. V bogatih rudnih telesih opazimo celo kapljice samorodnega
živega srebra in metacinabarit.
Tudi v zgo^mjeskitskem dolomitu so bili ugodni pogoji za nastanek
rude. Hidrotermalne raztopine so sledile prelomom in razpokam ter odla-
gale HgS pod manj prepioistnimi 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 minerah so enostavno
zapolnili razpoke, lasnice in pore v karbonatni kamenini. Iz hidrotermalnih
raztopin sta najprej kristahzirala dolomit in kalcit, nato ponekod še pirit
in barit. Živosrebrni minerah 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 kohčine klastičnih kompo-
nent. Cinabarit, ki ga spremlja kalcit, je kristahziral 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
minerah. 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 živosrebma ruda epigenetska. Hidrotermalne
raztopine so sledile srednjetriadnim 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 kamenin. Pomembne koncentracije živosrebmega sulfida so na-
stale predvsem tam, kjer so bile karbonatne kamenine mo'čneje 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 gröderLskega 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 tir ala. Vprašanje pa je, kdaj sta nastala
sulfida.
Glede pirita je odgovor nedvoumen. Impregnacije in žilice v litoidnih
drobcih ter večja idiomorfna zma v vezivu dokazujejo različen izvor tega
minerala. Del pirita je bil skupaj z litoidnimi drobci prinesen v usedlino,
drugi del pa je kristaliziral 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 našli 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 bili 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, keratofirje, porfirite in porfirje 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 zgornjeskitskega 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 sedimentaci jo. Iz te domneve pa izhaja, da je
bil zgornjeskitski dolomit oruden že pred nastankom langobardskega kon-
glomerata. Erozija je v času njegove sedimentaci j e 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 kohčino 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 žihc, kakršne smo opazovali v skitskih
in anizičnih plasteh, poleg tega pa smo našli tudi zelo malo cinabarita, 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
plasjteh 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
nakopičil 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 koncentracija 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 podm-orskih ter-
malnih vrelcih precipitiral poleg cinabarita tudi opal, ki je bil kasneje
spremenjen v kalcedo-n. Opal in cinabarit se odlagata ob nekaterih ter-
malnih vrelcih Kahfornije tudi danes (White, 1967). Cinabarit je tvoril
v opialu drobne impregnacije, poleg tega pa .se je izločal tudi v skeletih od-
mrlih mikroorganizmov. V opalsko-cinabaritni sediment so se usedala še
zrnca kremena in plagioklazov, ki so prišla v morje p-ri vulkanskih erup-
cijah, delno pa predstavljajo skupaj z muskovitom klastične komponente.
Tektonsko-vulkanska dejavnost je povzročila 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 cinabarita 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 spreminjago 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.
Ghnasti 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 zmih in drobcih, ki so razvrščeni v nekaterih
polah po zrna vosti. To dokazuje, da se je pirit sedimen tiral. Menimo,
da gre za delce idiomorfnih kristalov, ki so zrastli v času diageneze v ne-
konsolidiranom mulju. Kalni toko^vi so prenašah tudi kristale pirita, jih
drobih ter nato ponekod nakopičih.
Koralnoi 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 burno 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 »orudene
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 idiomorini
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 rudne pole, med katerimi so pole sivega
in zelenega tufita. Malone ves cinabarit tvori drobne vključke v kalcedon-
skih zmih in impregnacije v mikrofosihh. Pogosto opazujemo plastovitost
zaradi postopne zrnavosti. Poudariti moramo, da najdemo v rudnih 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-dnabaritni sedi-
ment in posamezna zma prenašali v nastajajod tufit. Ruda langobardskih
skladov je torej veddel singenetska.
Cinabarit se je torej odlagal v dveh fazah. V prvi fazi so bile orudene
zgomjepaleozojske, skitske in anizične plasti ter tuf v neposredni krov-
nini anizičnih plasti. Ta je bil kmalu nato dezintegriran, orudeni plagio-
klazi in orudeni drobci tufa pa so bili prineseni v nastajajod 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 fa2d, so rudne raztopine na svoji poti proti površju dodatno
orudile zgomjepaleoaojske, skitske in anizične plasti, poleg tega pa so
povzročile oruden j e 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-cinabaritni sediment ter prenašali rudna
zma v nastajajoče usedhne. V plasteh skonca je tako nastala jetrenka,
plastovita in koralna mda, 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 Almadénu (S a u p é ,
1967;Maucher in Saupé, 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 prekrüe plasti zgornjetriad-
nih, jurskih, krednih in terciamih usedhn. Njihovo skupno debelino- smo
ocenih na okrog 4500 m. Zaradi vedno- debelejšega pokrova mlajših usedhn
sta se v rudišču postopoma povečevala pritisk in temperatura. Zato so se
mobilizirah cinabarit in nekateri jalovinski minerah ter prehajali v raz-
poke, ki so nastale v rudi in prikamenini zaradi pogrezanja usedhn v
globlje dele ge-osinkhnale.
V	času paroksizma alpske orogeneze je bilo rudišče dvignjeno in z na-
rivnimi ploskvami izrezanoi 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. Orudene plasti s-o
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.
Staroterciama tektonika je privedla idrijsk-o rudišče v lego, v kateri
je orudeni blok z vseh strani obdan z neprepustnimi kameninami. Zato
menimo, da je bila v obdobju po staroterciami tekto-niki do odpiranja ru-
dišča ckkulacija podzemeljske vode omejena. Mineralne komponente so
se torej v porudni dobi, na novo razvrščale v glavnem do starejšega ter-
ciar j a.
Zaenkrat še premalo- poznamo rudo, da bi mogli 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 korozije, zato sodimo, da so mlajši od rudnega minerala.
Tudi kremenovo-cinabaritne žilice v karb'onskih in grödenskih plasteh so
verjetno nastale po orudenju. Prav tako se je premeščal cinabarit v karbo-
natnih kameninah. Našli smo namreč rudne žilice in večje impregnacije,
ki niso tektonsko deformirane. To govori za posttektonske tvorbe. Epige-
netski procesi SO' p'ovzročili nastanek cinabarita in kremena v vezivu
orudenega langobardskega peščenjaka. V tem peščenjaku so nastale pri
lateralm sekreciji tudi kaolinitne žihce, ki s prvotnim orudenjem nimajo
nikakršne zveze. V plasteh skonca so se pojavile v času epigeneze številne
tanke žihce, 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 kristaliziral po našem mišljenju pri
lateralni sekreciji v razhčnih 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 kristaliziral 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 našli 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. Tumis, 1. obzorje. Jeklenka vsebuje konkor-
dantni leči sapropehta (črno) ter cinabaritne 1 in cinabaritno-kremeno-vo-kal-
citne žihce 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
81. 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
1
2
3
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
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 17
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 18
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
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenilî: Idrija
Tabla — Plate 26
3
GEOLOGIJA 14
Mlakar in Drovenik: Idrija
Tabla — Plate 27
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 subleve!. 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-cinaharitnih 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.
I4g. 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 zar^l-
njene s cinabaritom (svetlo sivo) in kremenom (temno sivo). Odsevna polarizi-
rana svetloba, povečava 58 X.
Fig. 1. Carboniferous strata (?), KaroU ore. Cinnabar (hght 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. Groden 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 hght, 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 polarizirana 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. Vrtína 81/XIII, bogata ruda. Rombični preseki cina-
baritnih Idioblasto'v, 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 polarized Ught
70 X.
SI. 3. Zgornjepermski dolomit. KLessel, 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, rieh ore. Cinnabar filling
fissures and pores in dolomite, which is also partially replaced. Reflected po-
larized Ught, 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, 6th 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 distinctly 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. Spodnjeskitski dotomit. Kiessel, 13. obzorje, žila jeklenke. Idioblasti cina-
barita v glinasto peščeni f>o1í. Odsevna polarizirana svetloba, povečava 380 x.
Fig. 1. Lx>wer 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 rehefom pripadata hidro-
termalnemu kremenu. Odsevna polarizirana svetloba, povečava 70 x.
Fig. 2. Lower Scythian oöhtic limestone. Zore, 9^^ level, rich ore. Cinnabar
idioblasts with dolomite inclusions. Hydrothermal quartz represented by dark
grey grains with relief. Reflected polarized light, 70 x.
SI. 3. Spodnjeskitski oohtni apnenec. Ruda 1, 6. obzorje, jeklenka. Cinabarit
nadomešča kalcit tudi vzdolž dvojčičnih Lamel. Bela zrnca pripadajo piritu.
Odsevna polarizirana svetloba, 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 polarized hght, 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 hght, 140 X.
SI. 3. Zgornjeskitski dolomit. Kreda, 7. obzorje, bogata ruda. Cinabaritne opne
slede stikom med zmi 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 hght, 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, 2hd level, poor ore. Cinnabar filling interstices
in dolomite veinlet. Reflected polarized hght, 70 X.
Tabla 17 — Plate 17
SI. 1. Anizični dolomit. Šmit, 2. obzorje. Žila- jeklenke. Cinabaritna polja z
okroghmi in ehptičnimi preseki kažejo lupinasto gelsko strukturo. 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 cinabarita (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, З^ч 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, 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 ix)larizirana svetloba, povečava 100 X.
Fig. 1. Langobardian Skonca beds. Kropač, below the ist 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. Turniš, 1. obzorje, jeklenka. Cinabaritno
polje s koncentrično zgradbo vsebuje pirit (belo) in organsko snov (temno sivo).
Odsevna 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. Turniš, 1. obzorje, jeklenka. Različno gosta
cinabaritna zrnca v sapropelitu; rudo seče žihca 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 hght, 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 žihce. 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 hght, 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 cm-
nabar idioblasts; two are cutted by cinnabar veinlet. Note tiny cinnabar grains
and areas with coUoform 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 hght, 63 X.
SI. 2. Isto kot zgoraj, pri navskrižnih nikohh. Plasti s cinabaritom so bele zaradi
notranjih refleksov.
Fig. 2. The same as above, crossed niçois. 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 plasü skonca. Ziljska, 1. obzorje, plastovita ruda. »Orude-
ne bakterije« (beli okrogli preseki) so delno obdane s cmabaritom (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 light, 70 X.
SI. 3. Langobardske plasti skonca, Kropač, 2. medobzorje, plastovita ruda.
Piritni drobci kažejo ozke lamele. Odsevna polarizirana svetloba, povečava
380 X.
Fig. 3. Langobardian Skonca beds. Kropač, 2nd sublevel, bedded ore. Pyrite
fragments showing narrow lamellae. Reflected polarized Ught, 380 X.
Tabla 25 — Plate 25
SI. 1. Langobardske plasti skonca. Kropač, 2. medobzorje, plastovita ruda. Ci-
nabaritno-lcremenova žilica: cinabarit v sredini, kremen v obrobnih deUh. 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 Ught, 70 X.
SI. 2. Detajl zgornje sUke. 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 Ught, 380 X.
SI. 3. Langobardske plasti skonca. Ziljska, 1. obzorje, plastovita ruda. Kalce-
donsko-cinabaritna zma z okroglim presekom v drobnozmati piritni poU. 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 Ught, 70 X.
Tabla 26 — Plate 26
SI. la. Langobardske plasti skonca. Turniš, 1. obzorje, orudeni antracit. Cina-
h)arit zapolnjuje deformirane rastlinske ceUce v antracitu. Odsevna polarizirana
svetloba, povečava 140 X.
118
Fig. la. Langobardian Skonca beds. Tumiš, ist level, mineralized anthracite.
Cinnabar filhng 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, minerahzed anthracite.
Very fine-grained cinnabar impregnations "peppered" through anthracite. Ref-
lected polarized hght, 380 X.
SI. 2. Langobardske plasti skonca. Tumiš, 1. obzorje, orudeni 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 orudene radiolarije v tanki konkordantni poh. 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-
hmi 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 rudonosni 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 hght, 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 orudene 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 minerahzed radiolaria with roxmd sections. Reflected
polarized hght, 140 X.
SI. 2. Isto kot zgoraj pri povečavi 380 X. Zelo drobni vključki cinabarita so
razvrščeni po 81гик1г1г1 mikrofosila.
Fig. 2. Detail from the Fig. 1. Note very tiny cinnabar inclusions following the
structure of radiolaria. Reflected polarized light, 380 X.
119
SI. 3. Langobardski skladi, tufit. Kropač, 1. ob2iorje, 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
géosynclinal 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 minerahzed 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 shells. 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 stratigraphie 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 S tempro k, M. 1967, Ore
Solution Chemistry II. SolubiUty 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, В., 1963, The Formation of the Ore-Deposits in Slovenia. Rendi-
conti Soc. Min. Ital. 19. Pavia.
Bol'šakov, 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, SolubiUty of cinnabar in Nai'S Solutions at 50"—250»
and 1—1 800 bars, with Geologic Apphcations. 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., S trm ole. 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 ra u s 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 é , F., 1967, Sedimentärer Pyrit aus der Zinnober-
Lagerstätte Almadén. Mineralium Deposita. Berhn.
Meier, R., 1868, Über den Quecksilberbergbau zu Idria. Verh. Geol. R. A.
Wien.
M er 1 i č, B. v., 1963, O genezise metacinabarita 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-metalurški 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.
Ni kitin, 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 in Krain unter Berück-
sichtigung neuerer Aufschlüsse. Glückauf. Essen.
Ra k ove c, 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.
Saupé, F., 1967, Note préliminaire concernant la genèse du gisement de
mercur d'Almadén. MineraHum 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 in
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 zbornika: Geochemistry of hydrothermal Ore
Deposits. New York.
126