GEOLOGIJA 27, 215—327 (1984) Ljubljana
UDK 553.44:55:550.4:549.086(234.323.61) = 863
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti rude
in prikamenine svinčevo-cinkovih orudenenj mežiškega rudišča
Geological and geochemical characteristics of ore and
host rock of lead-zinc ores of the Mežica ore deposit
Ivo Struci
Ekonomski center Maribor, Institut za gospodarski, socialni in prostorski razvoj,
Na gradu 5, 62390 Ravne na Koroškem
Kratka vsebina
Svinčevo-cinkova orudenenj a mežiškega rudišča so med diagenezo
prikamenine in tudi pozneje med epigenetskimi procesi pretrpela velike
strukturne in druge spremembe, zelo malo je ostalo od prvotnih struktur
sedimentaci j skega nastanka rude. Po obliki in prostorskem položaju
razlikujemo dva sistema orudenenj: konkordantnega in diskordantnega.
Konkordantna orudenenja ležijo bolj ali manj vzporedno s plastovitostjo
ali paleoreliefom določenih nivojev srednje in zgornjetriasnih kamenin,
diskordantna pa se pojavljajo v razpokah, vzdolž posttriasnih prelomov
in prelomnih con ali pa so brez določenih stratigrafsko-litoloških in tek-
tonsko prostorskih elementov. V pričujoči razpravi so prikazane glavne
značilnosti rude in prikamenine posameznih orudenenj, vključno z nji-
hovo genetsko problematiko.
Abstract
The Pb and Zn ores of the Mežica ore deposit underwent during
diagenesis of ore-bearing carbonate rocks, and also later, during epi-
genetic processes, drastic structural and other changes, so that very
few original structures of the sedimentary genesis of ore remained. Ac-
cording to their form and their spatial position, two systems of ores
may be distinguished: the concordant and the discordant one. Concor-
dant ores occur more or less parallel to the bedding or to the paleo-
relief of certain levels of Middle and Upper Triassic carbonate rocks,
while the discordant ores occur either in fissures, along post-Triassic
faults and fault zones, or appear without clear spatial connection with
stratification or faults. In the present proceedings the main characte-
ristics of ore and ore-bearing rocks are presented, as well as the proble-
matics of their genesis.
216_	Ivo Žtrucl
Uvod
Svinčevo-cinkova orudenenja mežiškega rudišča so si na prvi pogled zelo
podobna. Vendar, če jih malo bolj natančno pogledamo ali proučimo, bomo
kmalu ugotovili, da obstajajo med njimi precejšnje razlike, tako v strukturnih
in teksturnih značilnostih kakor tudi v geokemični in mineralni sestavi rude
in prikamenine. Vse te različne značilnosti izhajajo seveda iz različnih pogojev
nastanka posameznih tipov orudenenj.
Največ rude je v ladinijsko-karnijskih plasteh, v tako imenovanem wetter-
steinskem apnencu ali dolomitu; nekaj manjših najdišč pa je tudi v apnencu
ali dolomitu med 1. in 2. karnijskim skrilavcem in nad 3. karnijskim skrilav-
cem. Nikjer pa ni bila doslej ugotovljena kakršnakoli neposredna povezava
med enim in drugim zaporedjem teh plasti, tudi ne v primeru, ko nastopa
ruda v mlajših tektonskih strukturah.
Pričujoča 'razprava je sinteza treh raziskovalnih nalog, ki so bile oprav-
ljene v okviru projekta »Mezozoik v Sloveniji«; financirala pa sta jih Razisko-
valna skupnost Slovenije in DO Rudniki svinca in topilnica Mežica.
Vse tri naloge sem strnil zaradi tega, ker so med seboj tesno povezane in
dajo le skupaj kolikor toliko sklenjeno celoto o problematiki nastajanja meži-
škega rudišča.
Problemov v zvezi z nastankom je še nič koliko, toda vsaka, tudi delna
rešitev le-teh nas popelje bliže dejanskim dogodkom v geološki preteklosti
rudišča. Vsak korak bliže resnici pa pomeni večje možnosti za bolj uspešno
raziskovanje še neodkritih Pb-Zn orudenenj.
Pri delu so mi pomagali kolegi in bivši sodelavci iz geološke službe meži-
škega rudnika, za kar se jim iskreno zahvaljujem. Zahvalo sem dolžan tudi
prof. dr. M. D r o v e n i k u in prof. dr. W. T u f a r j u za nasvete in pomoč
pri mikroskopiranju. Slednjemu tudi zato, ker mi je omogočil raziskave z elek-
tronskim mikroskopom, rentgenskim difraktometrom ter z drugo raziskovalno
opremo in mi izdelal veliko število izredno kakovostnih rudnih preparatov.
Obenem se zahvaljujem tudi Geološkemu inštitutu univerze Edvarda Kardelja
v Ljubljani in Geološkemu inštitutu Philippsove univerze v Marburgu na
Lahni, ki sta mi omogočila delo z njuno raziskovalno opremo. Za podobne
usluge se moram zahvaliti tudi Tovarni dušika Ruše, predvsem pa kolegici
E. Grobelšek. Zahvalo sem dolžan še prof. dr. E. S c h r o 11 u in dr. U.
Si e wer su oziroma njunima inštitutoma za analize slednih prvin. Zahvala
velja tudi K. Fecherju za raziskave z elektronskim mikroskopom in C.
Gantarju ter R. Vončini za izdelavo dela slikovnega materiala.
Geološke in geokemične značilnosti rudonosnih kamenin
Starost wettersteinskih plasti in njihovih ekvivalentov
Ladinijska stopnja in spodnji del karnijske sta razviti na območju severnih
Karavank in Ziljskih Alp v treh facijah: v zagrebenski, grebenski in pred-
grebenski. Zagrebensko in grebensko facijo že dolgo označujejo kot wetter-
steinske plasti oziroma wettersteinski apnenec, predgrebensko pa kot partna-
ške plasti. Prvi dve faciji sta skoraj v celoti sestavljeni iz karbonatnih kame-
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	217
nin — apnencev in dolomitov, z vsemi prehodnimi različki, partnaška pa je
sestavljena iz glineno-karbonatnih sedimentov.
Po debelini ter litoloških in morfoloških značilnostih so wettersteinske pla-
sti najbolj markantna litološka enota severnih Karavank in Ziljskih Alp. Na
prvi pogled je njihova sestava zelo enolična in vzbuja vtis, da je vsaka razčle-
nitev nepomembna in nemogoča, toda H o 11 e r j u jih je že leta 1936 v Blei-
bergu uspelo razčleniti na posamezne značilne plasti in določiti njihova zapo-
redja (H o 11 e r 1936). Pri tem je ugotovil, da so plastovna orudenenja vezana
na povsem določene plasti in jih je zato imenoval »žlahtne«. Razčlenitev wet-
tersteinskih plasti je v mežiškem rudniku zaradi večjih poznodiagenetskih
sprememb — dolomitizacije in rekristalizacije — delno pa tudi zaradi oksida-
cijskih procesov sicer težje izvedljiva, vendar je možna in za usmerjanje raz-
iskav zelo koristna.
Do nedavna smo wettersteinske plasti v celoti uvrščali v ladinijsko stopnjo.
Njihova starost je bila določena z gastropodi Chemnitzia rosthorni Hoernes in
Chemnitzia gradata Hoernes, ki ju je Hoernes (Teller, 1896) določil
iz najdišč na Obirju in iz rudarskih del na Mali Peci. Bogata nahajališča teh
polžev so še pri Burjakovi steni v Topli, na 10. obzorju v Navršniku in na
6. obzorju v Grabnu. Po fosilnem materialu, ki ga je Teller nabral v ru-
darskih delih na Mali Peci, je Mojsisovics zgornji del uvrstil v cono
s Trachyceras aonoides. Določil pa je še naslednje fosile: Arcestes gaytani
(Klipstein), Joanites klipsteini Mojsisovics, Monophyllites jarhas (Münster),
Monophyllites agenor (Münster) in Atractites ausseanus Mojsisovics. Teller
(1896) je našel v wettersteinskem apnencu na Peci tudi Megalodus triqueter.
Preseke megalodontidnih školjk najdemo sicer sorazmerno pogosto, vendar
z območja severnih Karavank paleontološko še niso bile raziskane.
V splošnem so wettersteinske plasti revne z makrofosilnim materialom.
Precej več pa je v njih mikrofosilov, saj najdemo skorajda v vsakem vzorcu,
če ni dolomitiziran ali rekristaliziran, raznovrstne alge, foraminifere in od-
lomke lupinic raznih mehkužcev. Najbolj pogoste so modro zelene alge, potem
zelene alge iz skupine Dasycladaceae in Codiaceae ter končno še rdeče alge
iz skupine Solenoporaceae. Zelo pomembna je najdba alge Poikiloporella du-
plicata (Pia) v Srednji coni, ki je značilna za karnijsko stopnjo, in sicer cor-
devolsko in julsko podstopnjo. V severnih Apneniških Alpah so razen nje našli
še Clypeina besici Pantić (Bechstädt, 1975). Z najdbo teh dveh fosilov
se meja med ladinijsko in karnijsko stopnjo sicer premakne navzdol za Več
kot 150 m, vendar tega v praksi, predvsem pri kartiranju, ne bo mogoče izvesti.
Sorazmerno pogosto se pojavlja tudi alga Thaumatoporella parv ove siculi fera
(Raineri), ki nam pa o stratigrafskem položaju ne daje dovolj natančne slike.
Pomemben delež med fosili imajo tudi foraminifere. Doslej so bile ugo-
tovljene: Agathammina cf. austroalpina Kristan-Tollmann & Tollmann, Tro-
chammina cf. altalensis Koehn Zaninetti, Diplotremina cf. astrofimbriata Kri-
stan-Tollmann, Glomospira sp., Ammobaculites sp., Variostoma sp., Duostomi-
na sp., Neoendothyra sp. in Earlandia sp. Razen foraminifer najdemo tu in
tam še druge mikrofosilne ostanke, zlasti ostrakode, mikrogastropode, školjčne
lupinice in odlomke ehinoderm. Mikrofosile je določila L. Sribarjeva,
za kar se ji lepo zahvaljujem.
218 			Ivo Štrucl
Grebenska facija se makroskopsko od lagunske facije wettersteinskega ap-
nenca komajda loči. Razlika se kaže samo v fosilnem inventarju ter v mikro-
strukturnih in teksturnih značilnostih apnenca. V wettersteinskem apnencu
lahko pri skrbnem kartiranju vedno ugotavljamo lego plasti (si. 1), v greben-
skem pa ne (si. 2). Najbolj vidimo to razliko na Peci, kjer je južna stena se-
stavljena iz masivnega grebenskega apnenca, severna pa iz skladovitega lagun-
skega wettersteinskega apnenca. Na južnem pobočju najdemo tudi mnogo
koralnih nahajališč. V grebenskem apnencu oziroma pasu, ki ga sledimo s pre-
kinitvami od Pece do Razborja, so bile doslej določene naslednje korale: Vol-
zeia subdichotoma (Münster), Volzeia hadiotica (Volz), Craspedophyllia alpina
(Loretz), Margarophyllia sp., Margarophyllia michaelis Volz, Margarosmilia
septanectens Loretz in Omphalophyllia bittneri Volz. Razen koral so bile naj-
dene še spongije Dictyocoelia manon (Münster) in Vesicocaulis reticuliformis
Jablonsky in foraminifera Involutina gashei praegashei Koehn-Zaninetti ter
alga Tubiphytes obscurus Maslov.
V grabenskem revirju in vzhodno od njega smo našli poleg že naštetih
fosilov še Oppelismilia sp. in Microtubus communis Flügel na osnovi katerih
sklepamo, da pripada del grebenskega apnenca karnijski stopnji. Tudi v juž-
nem delu Navršnika v centralni jami najdemo območja, ki so sestavljena iz
SI. 1. Vzhodno pobočje Šumahovega vrha (1165 m) iz wettersteinskega apnenca
v lagunskem razvoju
Fig. 1. The East slope of Šumahov vrh (1165 m) composed of Wetterstein lagoonal
limestone
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	219
grebenskega apnenca s koralo Volzeia hadiotica Volz. Korale sta določila G.
Kolosvary in D. Turnškova, za kar se jima lepo zahvaljujem.
Južno od grebenskega pasu ni nikjer wettersteinskih apnencev lagunske
facije. Namesto njih so tu črni in temno sivi glinovci, ki jih lahko istovetimo
s partnaškimi skladi. Dolgo so jih zamenjavali s karditskimi skrilavci in jih
uvrščali v karnijsko stopnjo. V njih so tudi večje apnenčeve čeri. Partnaške
plasti so na območju severnega pasu Karavank sorazmerno slabo raziskane.
Litoioške in sedimentološke značilnosti rudonosnih delov
wettersteinskih plasti
Vrste kamenin
Skladovnica wettersteinskih plasti sestoji skorajda izključno iz karbonatniri
kamenin debeline 1000 do 1200 m. Spodnja polovica je pretežno dolomitna,
zgornja pa apnena. Ponekod je tudi v zgornjem delu precej dolomita, vendar
brez večjih lateralnih razsežnosti. V centralni jami mežiškega rudnika se stop-
nja dolomitizacije spreminja že na zelo majhnih razdaljah, tako po vertikali
kakor tudi po horizontali. Debelina spodnjega dolomitnega dela skladovnice
SI. 2. Južno oslen je Pece (2126 m) iz wettersteinskega apnenca v grebenskem razvoju
— pogled z Male Pece (1710 m)
Fig. 2. The south rock wall of Peca (2126 m) composed of Wetterstein reef limestone
— a view from Mala Peca (1710 m)
220		Ivo Žtrucl
SI. 3. Zaporedje plasti zgornjega dela wettersteinskega apnenca v Srednji coni na
7. obzorju
Fig. 3. Succession of beds in the upper part of the Wetterstein limestone snquence
on the 7th level of the Srednja cona mine district
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	221
znaša 500 do 600 m. Njej primerna je tudi razširjenost tega dolomita v sever-
nem pasu Karavank. Zanimivo je, da je dolomitizacija v zgornjem delu pravi-
loma povezana z nastankom interstratificiranih Pb-Zn orudenenj, spodnji do-
lomit pa je praktično brez rude. Prav zato spodnjemu delu wettersteinskih
plasti doslej nismo posvečali posebne pozornosti.
Wettersteinske plasti so na prvi pogled zelo enolične, toda z malo večjo
pozornostjo lahko ugotovimo, da je litološka sestava celo zelo pestra. Pogosto
se namreč med seboj menjavajo raznovrstne mikrobreče, makrobreče, stroma-
tolitne in onkoidne plasti, dolomiti različne zrnavosti in kemične sestave ter
afanitski in fanerokristalni apnenci. Tako je bilo v profilu (si. 3), ki obsega
zgornjih 190 m.etrov wettersteinske skladovnice na 7. obzorju v Srednji coni,
zabeleženih kar 230 raznovrstnih plasti in vložkov. Največ je stromatolitnih
in zato se bomo pri njih najprej ustavili.
Stromatolitne plasti so organogeni sedimenti plimskega in nadplimskega
območja. Od ostalih različkov wettersteinskega apnenca se ločijo po svetlo sivi
in beli barvi ter seveda tudi po strukturi. H o 11 e r (1936) jih je imenoval
»mlečne plasti« in jih pod tem imenom v Bleibergu in tudi v Mežici še pogosto
označujejo oziroma kartirajo. Njihova debelina je od 1 cm do največ 15 cm.
Stromatolitne plasti (tabla 1, si. 6) sestoje iz kalcita in dolomita v zelo
različnih razmerjih. Včasih prevladuje kalcit, drugič pa so pretežno iz dolo-
mita. Fosilni ostanki v teh plasteh so iz skeletnih in neskeletnih alg, foraminifer
in drobnih lupinic mehkužcev, toda povečini v obliki fosilnega drobirja. Alge
so največkrat zastopane s kodiacejami. Terigenih sestavin v glavnem ni opaziti,
alokemi pa so vedno prisotni v različnih količinah in velikostih. Najbolj po-
gosto sestoje iz plastiklastov ali intraklastov, pa tudi iz onkoidov in bioklastov,
redkeje iz peletov. Stromatoliti nastajajo z izmeničnim kopičenjem (sedimen-
tacijo) detritičnih zrn ali precipitiranih mineralov in mikroorganizmov, pred-
vsem modro-zelenih alg. Po strukturi ločimo več vrst stromatolitov. Pogosto
222 _		Ivo Štrucl
najdemo bočno vezane hemisferoide (LLH) in koncentrično sferoidne strukture
(SS-C), toda povečini so te strukture neizrazite, nepravilno nagubane ali na-
grbančene. Ker so bile kot plitvovodne tvorbe podvržene plimovanju oziroma
delovanju morskih valov, so navadno samo fragmentarno ohranjene. Tako jih
razmeroma pogosto najdemo v obliki odlomkov raznovrstnih makro- in mikro-
breč ali v onkoidnih kameninah. Pore so zacementirane s kalcitom, kalcitom
in dolomitom ali samo z dolomitom. Nemalokrat so pore zapolnjene z dolomi-
kritom in piritom. Bechstädt (1973, 1975) meni, da so stromatolitne plasti
v glavnem nastale v plimskem območju. Manjkajo namreč znaki, ki bi kazali
na daljše ali večje osušitve sedimenta.
Posebna oblika stromatolitov so onkoidi, ki jih Logan in sod. (1964)
označujejo z oznako SS, kar pomeni »spheroidal structures«. Debelina in barva
teh plasti sta podobni kot pri ostalih stromatolitih. Enako velja za mineralno
sestavo, le s to razliko, da je v raziskanih vzorcih praviloma manj kalcita
kakor v drugih stromatolitnih plasteh. Pore so zacementirane z dolosparitom
ali z dolosparitom in kalcitom. Ce sta v porah oba minerala, sestavlja dolomit
praviloma cement A, kalcit pa cement B. Onkoidne plasti so z redkimi izje-
mami revne s fosili. Tu in tam najdemo v njih skeletne alge in foraminifere.
Pretežni del skladovnice wettersteinskih plasti je nastal v podplimskem
(subtidalnem) območju sedimentaci je. Sem sodijo mikritni, dismikritni in spa-
ritni apnenci z redkimi alokemi in nizkim energijskim indeksom ter majhno
stopnjo dolomitizacije. Le-ti so glavni nosilci mikrofosilov. Najbolj pogostne
so alge in foraminifere, manj pa je ostrakodov in mehkužcev. Glede na nizek
energijski indeks, vrste fosilnega materiala in na menjavanje s stromatolitnimi
plastmi lahko sklepamo, da gre za lagunske sedimente, ki so bili od morskih
valov precej zaščiteni. Po Johnsonu (1961) so nastali v 1 do 10 m globo-
kem morju. Dolomitizacija se kaže v dveh oblikah, dolomit se pojavlja v osnovi
ali kot cement v razpokah. V obeh primerih je dolomit proizvod poznodiagenet-
skih procesov.
Med najbolj značilne plasti sodijo tako imenovane črne breče (tabla 1, si. 1
do 5), ki se v mežiškem rudišču pojavljajo okoli 12, 25 in 60 m pod 1. skrilav-
cem. Kljub majhni debelini od 5 do 15 cm izkazujejo izredno veliko regionalno
razprostranjenost, saj jih najdemo skorajda v enakih nivojih od Uršlje gore
do Bleiberga v Ziljskih Alpah.
Po velikosti odlomkov ločimo debelozrnate in drobnozrnate breče. V prvih
so odlomki veliki od 0,5 do 5 cm, v drugih pa so manjši od 0,5 cm. Odlomki
so iz črnega in rjavega dismikritnega in mikritnega apnenca z algami in alo-
kemi, osnova pa je iz sivega in rjavega dismikritnega in sparitnega apnenca.
Temno barvo dajejo breči bitumenske snovi in fino razpršeni pirit, po katerem
lahko sodimo, da je sediment odlomkov nastal v redukcijskem okolju. V tal-
nini breče je praviloma tanka laporna plast.
Grebenski apnenec sestoji iz zelo drobnega intraklastičnega in bioklastič-
nega materiala. Skorajda v vsakem vzorcu nespremenjenega apnenca najdemo
ostanke grebenske favne. Korale so dokaj razširjene in se pojavljajo v apnen-
cu v kopučah, velikih 1 do 3 m^. Skoraj vedno pa so v apnencu še alge in fora-
minifere ter ostanki ehinoderm, gastropodov in moluskov. Grebenski apnenec
v grabenskem revirju sestoji iz intrasparita, intrabiosparita in intrabiopelspari-
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	223
ta, torej iz sedimentov, ki so nastali v zelo plitvem sedimentaci j skem bazenu.
Energijski indeks, korozijske votline in izsušitvene pore kažejo, da so nastali
v plimskem in nadplimskem pasu. Po favni, flori in kemični sestavi sklepamo,
da je bila voda čista in dobro prezračena in ni nikakršnega sledu o redukcij-
skem okolju. Zato je apnenec dokaj čist. Običajno je rožnato siv ali bledo
oranžen.
Od predhodno opisanih kamenin lagunske facije se razlikujejo grebenski
apnenci predvsem po tem, da v njih nikjer ni stromatolitnih ali drugih plasti.
Plastovitosti ni nikjer opaziti, zato povzročajo ti apnenci precej problemov,
zlasti pri interpretaciji paleogeografske in tektonske zgradbe.
Dolomitizacija
Profil wettersteinskih plasti v Srednji coni sestoji 25 "/o iz dolomita. V dru-
gih ekvivalentnih profilih ga je več, v nekaterih, zlasti v vzhodnem in jugo-
vzhodnem delu Navršnika, ga je celo več kot 80 "/o.
Dolomitizacija se je v večini primerov dogajala v poznodiagenetski fazi.
Najbolj je to opazno v vzorcih, ki so samo delno dolomitizirani. Toda tudi
čisti dolosparit kaže vse značilnosti poznodiagenetskega nastanka. Zrnatost je
nad 0,02 mm, o mikrofosilih pa praktično ni sledu, čeravno so v ostalih raz-
ličkih wettersteinskega apnenca skoraj vedno prisotni. Večidel je dolosparit
srednjezrnat, struktura pa inekvigranularna — idiotopna. Evhedralne kristale
najdemo samo v porah in votlinicah. Te so pogosto zapolnjene z organsko sub-
stanco oziroma bitumenom. Barva dolomita je rožnato siva, rahlo rumeno rja-
va, svetlo siva ali bela.
Pogosto se srečujemo tudi z brečastim dolomitom, v katerem so odlomki
iz delno dolomitiziranega apnenca in vezivo iz drobnozrnatega dolosparita.
V teh prehodnih različkih lahko skoraj vedno najdemo dve do tri generacije
dolomita. Brečaste strukture pa nam povedo, da se je dolomitizacija dogajala,
ko je bil apneni sediment že kolikor toliko strnjen. Zelo pogosto najdemo tudi
izsušitvene pore, zapolnjene z dolosparitom, dolomikrosparitom ali dolomikri-
tom. Tu in tam se srečujemo tudi s korozijskimi strukturami, ki nastajajo z raz-
tapljanjem pri zakrasevanju karbonatov, po katerih lahko sodimo, da so bile
kamenine občasno podvržene daljšim osušitvam. Povečini so te votlinice za-
polnjene z debelozrnatim kalcitom.
Grebenski apnenci so tu in tam močno dolomitizirani. Najbolj so v graben-
skem revirju, kjer je dolomitizacija tesno povezana z nastankom Pb-Zn rude.
Ves dolomit je nastal v poznodiagenetski ali epigenetski fazi. Pojavlja se
v obliki srednje- in debelozrnatega dolosparita. Zrnavost se giblje med 0,05
in 0,5 mm, ponekod tudi do 1 mm in več. Dolomitna zrna osnove so v glavnem
anhedralna in so med seboj zobčasto zraščena. Mlajši dolomit v porah in geodah
pa je navadno sub- in evhedralen ter kaže conarno zgradbo kristalov. Primarne
strukture so povečini povsem uničene. Le tu in tam najdemo še njihove ostan-
ke v obliki popolno rekristaliziranih koral.
Mikroskopske raziskave kažejo, da je dolomitizacija potekala v več fazah.
Podobno kot v wettersteinski skladovnici lagunskih kamenin lahko ugotav-
224_	Ivo Žtrucl
ljamo dve do tri generacije dolomita, včasih celo štiri. Dolomitizacija je po-
tekala v rahlo redukcijskem okolju, ker najdemo že v prvi generaciji mestoma
drobno razpršena piritna zrna (tabla 2, si. 6).
Pogoji sedimentacije
Po sedimentoloških značilnostih lahko sklepamo, da so posamezne kame-
nine skladovnice wettersteinskih plasti nastale v naslednjih sredinah:
—	mikritni, dismikritni in sparitni apnenec v podplimskem (subtidalnem)
območju,
—	stromatolitni in onkoidni apnenec v plimskem (intratidalnem) območju,
—	dolomiti, črne in druge breče ter apnenci z visokim energijskim indek-
som v plimskem in nadplimskem (intratidalnem in supratidalnem) območju.
V Bleibergu so bile wettersteinske plasti zelo nadrobno proučene, zlasti po-
membna so dela Ho 11 er j a (1936, I960) in Bechstädta (1973, 1975,
1979). Slednji je ugotovil, da sestoji zgornji del skladovnice wettersteinskih
plasti iz cele vrste ciklotem z regresivnim in transgresivnim zaporedjem plasti,
kakor je prikazano na sliki 4.
Na zelo podobne sekvence naletimo tudi v severnem karavanškem pasu
oziroma na območju mežiškega rudišča, in to na približno enakih razdaljah
od 1. skrilavca kakor v Bleibergu. Nekaj teh sekvenc je prikazanih na sliki 5.
To so seveda idealni cikli, ki povečini niso tako dobro ohranjeni ali pa so po-
vsem zabrisani. Najbolj pogosto manjka plast 3 na sliki 4, kar Bechstädt
(1975) pripisuje eroziji. Za sivo zeleno laporno plast pa meni, da gre za rezi-
dualni sediment, ki sestoji v glavnem iz dolomita (74 do 85 %), illita in iz zelo
malo kremena. V Mežici vsebujejo zelene plasti praviloma drobno razpršen
pirit. Debelina teh plasti ali vložkov se giblje navadno v milimetrskem ob-
Opis zaporedja.
Description of sequence:
1	Podplimsko območje sedimentacije: svetli megalodontidni apnenec z
algami, foraminiferami m drugimi fosilnimi ostanki
Subtidal environment of sedimentation: light megalodontal limestone
with algae, foraminifers and other fossil remains
2	Plimsko območje sedimentacije: arenitno-ruditne kamenine (desmikriti)
z izsušitvenimi porami, stromatolitnimi vložki itd.
Intertidal environment of sedimentation: arenitic-ruditic rocks
(desmicrites) with desiccation pores, stromatolitic inclusions etc
3	Nadplimsko območje sedimentacije; lutitno-arenitni dolomit z
izsušitvenimi porami m razpokami
Supratidal environment of sedimentation: lutitic-arenitic dolomite
with desiccation pores and cracks
¿ Zelenkasto sivi laporni dolomit
Greenish gray marly dolomite
5 črna breca
Black breccia
SI. 4. Idealno ciklično zaporedje sedimentacije iz zgornjega dela wettersteinskega
apnenca (po Bechstädtu, 1975)
Fig. 4. The ideal cyclic depositional succession from the upper part of the Wetterstein
limestone (after Bechstädt, 1975)
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	225
močju, včasih so celo komajda vidni; poznamo pa tudi primere, ko so ti vložki
debeli nekaj centimetrov. Ce izhajamo iz domneve, da predstavljajo laporne
plasti rezidualne sedimente, je v zgornjem delu skladovnice wettersteinskih
plasti 8 do 12 nivojev, v katerih je prišlo do daljše prekinitve v sedimentaciji
in tudi do kraške erozije.
Iz dosedanjih sedimentoloških in geokemičnih raziskav v Srednji coni na 7.
obzorju povzamemo, da so tanke laporne plasti 7, 10, 12, 16, 28, 33, 45, 61 in
64 metrov oddaljene od 1. skrilavca. Nekatere med njimi imajo povišane vred-
nosti Zn in Fe. Za vse te plasti so značilne tudi breče, ki sicer niso vedno
prisotne, vendar lahko že na osnovi nekaj značilnih presekov, ki jih je posnel
B rumen (1959), ugotovimo, da obstajajo (glej si. 6).
1	Svetlo rjavij afanitski apnenec s kalcitnlnni žilicami - podplimsko obnnočje
Light brown aphanitic limestone with calcitic veins - subtidal zone
2	Stromatolitm dolomit z izsuèitvenimi porami - plimsko območje
Stromatolitic dolomite with shrinkage pores - mtertidal zone
3	Apneno-dolomitna breča z izsušitvenimi porami - plimsko-nadplimsko območje
Limestone-dolomitic breccia with shrinkage pores - intertidal-supratidal zone
1	Intrasparitni^ močno dolomitizirani apnenec s korozijskimi votlinicami - plimsko
območje
Intrasparitic (dolomitized) limestone with corrosion cavities - intertidal zone
2	Stromatolitni dolomit z izsušitvenimi porami - plimsko območje
Stromatolitic dolomite with shrinkage pores - intertidal zone
3	Dolomitizirani brečasti stromatolitni apnenec-breča z glinenim vložkom v talnini -
plimsko-nadplimsko območje
Dolomitized brecciated stromatolitic limestone, breccia with an irregular bottom
clay layer - intertidal-supratidal zone
L Beli dolosparit - plimsko-nadplimsko območje
White dolosparite - intertidal- supratidal zone
1	Dolomitizirani biosparitni apnenec - podplimsko območje
Dolomitized biosparitic limestone - subtidal zone
2	Afanitski apnenec s temnimi odlomki
Aphanitic limestone with dark lime closts
3	Apneno-dolomitna breča - plimsko-nadplimsko območje
Calcitic-dolomitic breccia - intertidal-supratidal zone
L Dolomitizirani onkoidni sparitni apnenec - medplimsko območje
Dolomitized oncoidic sparitic limestone - intertidal zone
5 Stromatolitni dolomit - plimsko-nadplimsko območje
Stromatolitic dolomite - intertidal-supratidal zone
1	Delno dolomitizirani biomikritni apnenec - podplimsko območje
Partially dolomitized biomicritic limestone - subtidal zone
2	Stromatolitni intrasparitni apnenec - plimsko območje
Stromatolitic intrasparitic limestone - intertidal zone
3	Breča z glinastim laporjem v talnini - plimsko-nadplimsko območje
Breccia with an underlying clay layer - intertidal-supratidal zone
SI. 5. Detajli cikličnega menjavanja pogojev sedimentacije iz zaporedja wetterstein-
skih plasti na 7. obzorju v Srednji coni
Fig. 5. Details of the cyclic changes of depositional conditions from the upper part
of the Wetterstein sequence on the 7th level in the Srednja cona mine district
15 — Geologija 27
226 			Ivo Štrucl
SI. 6. Nivoji brečastih plasti v wettersteinskem apnencu na območju mežiškega ru-
dišča
Fig. 6. Levels, of breccia beds in Wetterstein limestone in the area of the Mežica
ore deposit
Paleokraški pojavi
Glede na veliko prostranstvo »posebne facije« wettersteinskega apnenca
sklepa Bechstädt (1973, 1975), da so ciklotemi posledica evstatskih nihanj
morske gladine. Popolni ciklotemi kažejo, da je v času, ko se je odlagal wet-
tersteinski apnenec, prišlo večkrat do delne ali popolne emerzije in s tem tudi
do možnosti kraške erozije.
Kraških razpok in jam je v wettersteinskem apnencu mežiške jame in oko-
lice mnogo, toda njihov nastanek smo doslej vedno pripisali recentnim oziroma
postorogenim kraškim procesom. Toda kot kaže, so nekateri sistemi zapolnjenih
razpok in votlin nastali takrat, ko wettersteinski apnenec še ni bil pokrit s kar-
nijskimi skrilavci. Predvsem mislimo tu na orudenele osemurne razpoke, ime-
novane po starem načinu označevanja smeri slemenitve (Ih = 15"). Številna
opažanja namreč kažejo, da so te razpoke nastale, ko so wettersteinske plasti
ležale še subhorizontalno. Ker pa ne kažejo znakov tektonskih razpok, sodimo,
da so nastale pred odlaganjem sedimentov 1. skrilavca. Na to nas navaja tudi
njihova prostorska razporeditev, ki se ujema z domnevnimi kraškimi oziroma
emerzijskimi nivoji. Tudi po obliki in močno korodiranih stenah so podobne
kraškim razpokam.
V zvezi s tem se poraja tudi vprašanje, ali niso morda od takrat tudi med-
plastovne kraške jame, ki so bile zapolnjene z rudo in se nam danes lažno
predstavljajo v obliki plastovnih orudenenj. To možnost zagovarja namreč več
raziskovalcev, najbolj znani med njimi so Bernard (1972, 1973), Lagny
(1974) in Bechstädt (1973, 1975, 1979).
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	227
Tloris sistema plastovnih orudenenj je zelo podoben tlorisu kraških jam
in tudi njihovo obliko je možno primerjati z njimi, vprašanje pa je, ali lahko
tudi njihov nastanek istovetimo. Določena dejstva dopuščajo takšno razlago,
toda nekatera govorijo tudi proti temu ali pa vsaj niso tako prepričljiva. Po-
dobno kot osemurna orudenenja se javljajo tudi plastovna v nivojih, kjer so
v zaporedju plasti ugotovljene emerzije. Najbolj tipične so plasti črne breče,
ki so pomembno vodilo za iskanje plastovnih orudenenj. Pomisleke proti zgor-
nji domnevi pa vzbuja oblika oziroma razporeditev Pb-Zn rude v plastovnih
rudnih telesih. V njih praviloma ne zasledimo korodiranih ali ostro začrtanih
površin bočnih sten, kot to lahko opazujemo v osemurnih razpokah. Lateralni
prehod iz orudenega v neorudeni del je praktično vedno postopen. Enako velja
tudi za krovninski del rudnega telesa. V skrajnem primeru bi to sicer lahko
pripisali dolomitizaciji ali metasomatskim procesom. Takoj pa se moramo vpra-
šati, zakaj so se potem sredi rudnega telesa vendarle ohranile makrostrukturne
in teksturne značilnosti, kot na primer plastovitost rude in prikamenine. Ostro
začrtana je navadno le talnina rudnega telesa, kjer je možno najti pojave za-
krasevanja apnenca. Tu se praviloma pojavljajo tudi raznovrstni rudni ritmiti.
Ker bomo rudne ritmite še nadrobno obravnavali, bomo omenili tu samo to,
da sestoje v glavnem iz zelo drobnozrnatega in afanitskega karbonatnega in
glinenega materiala. Menim, da bi morali v primeru, ko so bile plastovne rude
odložene v sistemu kraških jam, najti vsaj tu in tam v vdolbinah kakšno grob-
Ijo s kosi wettersteinskega apnenca. Teh pa praviloma ni. Pojavljajo pa se
v sredini ali v krovnini rudnega telesa. Ponekod najdemo v plastovnih rudnih
telesih tudi dobro ohranjene fosilne ostanke. Najlepše primerke fosilov smo
našli doslej v Topli (Struci, 1974), našli pa smo jih tudi že v wettersteinskem
apnencu. V Navršniku je bilo na 10. obzorju v plastovnem rudnem telesu celo
grobišče polžev iz rodu Chemnitzia sp. Tudi orudena črna breča s fosilnimi
ostanki na sliki 3 dn 4 (tabla 1) kaže na to, da je ruda nastala med pozno
diagenezo breče, ki jo tudi Bechstädt (1975) razlaga kot morski oziroma
eksterni in ne kot interni jamski sediment. Crno brečo pa najdemo pogosto
sredi rudnega telesa.
Navedene ugotovitve veljajo za večino plastovnih orudenenj; so pa med
njimi tudi izjeme, za katere bi lahko bolj zanesljivo predpostavljali, da je bil
rudni sediment odložen znotraj že strjenega apnenca. To so zlasti nekatere
zapolnitve z rudnim sedimentom sredi grebenskega apnenca v grabenskem
revirju, nekaj takih primerov pa je tudi v centralni jami.
Paleokraški procesi so verjetno prispevali določen delež k nastanku Pb-Zn
orudenenj, vendar je v zvezi s tem še precej nerešenih vprašanj.
Geokemične značilnosti rudonosnih kamenin
Sestava glavnih komponent
Ker je zgornji del wettersteinskih plasti v Vzhodnih Alpah oruden na so-
razmerno velikem prostranstvu (Wettersteinske Alpe, Karwendel, Ziljske Alpe
in Karavanke), so mu že od nekdaj posvečali precej pozornosti. Verjetno je
malo kamenin, ki bi bile geokemično tako načrtno in nadrobno raziskane kakor
228_	Ivo Žtrucl
wettersteinske. 2e samo iz mežiške jame in okolice je bilo analiziranih
-- 300.000 vzorcev, večina seveda na Pb in Zn, toda precej vzorcev pa tudi
na druge elemente.
Poglejmo najprej razporeditev glavnih dveh sestavin — kalcija in magne-
zija. Iz geokemičnih raziskav profila wettersteinskih plasti (si. 7) na 7. obzorju
v Srednji coni (Kranz, 1974) izhaja, da sestoji zgornji del iz raznovrstnih
različkov karbonatnih kamenin, (glej tabelo 1).
Čeravno predstavlja ta prikaz sestavo enega najmanj spremenjenih ozi-
roma dolomitiziranih profilov, je čistega apnenca sorazmerno malo. Praviloma
je v njem vedno tudi nekaj dolomita, bodisi v obliki razpršenih kristalov in
kristalnih agregatov ali v obliki diagenetskega cementa v porah in razpokah.
Nemalokrat pa je tudi obratno, da je osnova !iz dolomita in so pore in razpoke
zapolnjene s kalcitom. Dolomitna komponenta prevladuje zlasti v Navršniku,
kjer imamo tudi največ plastovnih orudenenj. Tu so nekateri ekvivalentni
profili sestavljeni izključno iz dolomitnih različkov. Wettersteinski apnenec
je praviloma zelo reven s kremenom. Glinena substanca se pojavlja v wetter-
steinskem apnencu v dveh oblikah: kot primarna sestavina v lapornih in gli-
nenih vložkih ter stilolitnih šivih in kot rezidualna glina v razpokah.
Grebenska facija sestoji iz čistih karbonatnih kamenin. Delež netopmh
snovi je zelo nizek in se giblje med 0,04 in 1,32 "/o, poprečje pa znaša 0,20
Del netopne snovi pripada organski substanci, drugi del pa glineni. Ker naj-
demo v sfaleritni rudi sorazmerno mnogo kremena, sklepamo, da je bil nak-
nadno prinesen in je v določeni zvezi z nastankom rude. Kamenine grebenske
facije sestoje v glavnem iz kalcita in dolomita. V tabeli 2 je prikazana sestava
grebenskega apnenca dveh pravokotnih presekov v grabenskem rudišču. Med-
tem ko sta dolomitna različka v tabeli 2 praktično brez vidnega kalcita, sestoji
apnenec praviloma iz kalcita in dolomita.
Razporeditev svinca in cinka
Čeravno izvajajo geokemične raziskave na celotnem območju mežiškega
rudnika, smo za prikaz distribucije svinca in cinka v zgornjem delu wetter-
steinske skladovnice izbrali revirja Navršnik in Srednjo cono. To pa predvsem
zaradi tega, ker se v obeh revirjih pojavljajo v glavnem le starejša, triasna
orudenenja; v Navršniku plastovna in osemurna žila orudenenja, v Srednji
coni pa samo plastovna.
Iz histogramov razporeditve obeh kovin (si. 8) je razvidna odvisnost med
frekvenco posameznih vsebnosti in koncentracijo. Histogrami pokažejo za
Navršnik asimetrično distribucijo z dvema populacijama podatkov. Populacijo
A lahko smatramo za normalno, B za anomalno. V Srednji coni je distribucija
sicer tudi asimetrična, vendar je anomalna populacija B zelo neizrazita. Fre-
kvenca posameznih vsebnosti je v obeh revirjih v dolomitu višja kakor v
apnencu. Medtem ko se praga anomalij obeh kovin v apnencu in dolomitu
bistveno ne razlikujeta, je razlika praga anomalije svinca med enim in
drugim revirjem kar precejšnja. Na tabeli 3 so podani še drugi podatki stati-
stične obdelave 8.763 vzorcev, ki jih je uredil J. K u š e j , za kar se mu lepo
zahvaljujem.
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	229
^ I
^ 01
CÖ ti
C <l>
!2 ЧН
co o
o. 0)
■s ë
s ^
•S s^^
<U M d)
M <D i
I II
o Ç o 53
o o t>
C o (N „
> -H , -t"»
o ^ o
-a ß
'Zi I' S'.í
s ^ £ C
s
° ë °
Л N g-c"
o-a
S -¿Si
ë ^^сл
S? «
СЛ тз
^ p o
чн Si
o «J
a 13
• rf o
>S Ë
a ^
0)	o
X	o
o
s	ü
O
t-
Tñ E
230_Ivo gtrucl
Tabela 1. Pogostnost posameznih karbonat-
nih različkov zgornjih 200 m profila wetter-
steinskega apnenca. Srednja cona, 7. obzorje,
v %
Table 1. Frequency of individual carbonate
varieties from the upper 200 m of the pro-
file of the Wetterstein limestone. Mine di-
strict Srednja cona, 7th mine level, in "''o
Tabela 2. Pogostnost posameznih karbonatnih različkov dveh profilov
grebenskega apnenca v grabenskem rudišču
Table 2. Frequency of individual carbonate varieties of two profiles
through the reef limestone of the Graben mine district
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	231
Iz teh podatkov je razvidno, da so poprečne vsebnosti kovin v Navršniku
precej Aašje kakor v Srednji coni (si. 9). Razlogov za to je več, najvažnejši
pa so:
1.	V Navršniku se pojavlja ruda v treh ali štirih različnih nivojih, najnižji
je oddaljen okrog 90 m od 1. skrilavca, v Srednji coni pa je oruden samo en
nivo in še ta je od 1. skrilavca oddaljen okoli 140 m.
2.	Prikamenina plastovnih rud je v Navršniku srednjezrnat poznodiagenet-
ski dolosparit, v Srednji coni pa je sorazmerno malo spremenjen apnenec.
3.	Ruda je v Navršniku precej bolj oksidirana, zato je tudi sekundarna raz-
pršitev prav gotovo večja kakor v Srednji coni.
REVIR NAVRŠNIK - NAVRŠNIK DISTRICT
REVIR SREDNJA CONA - SREDNJA CONA DISTRICT
SI. 8. Histogrami razporeditve svinca in cinka v wettersteinskem apnencu in dolomitu
v revirjih Navršnik in Srednja cona
Fig. 8. Distribution histograms of lead and zinc in limestone and dolomite of the
Wetterstein column in Navršnik and Srednja cona districts
232_	Ivo Žtrucl
Tabela 3. Statistični podatki geokemičnih raziskav v Navršniku in Srednji coni
v //g g
Table 3. Statistical data of geochemical research in the mine districts Navršnik and
Srednja cona in /^g g
Se večje razlike med enim in drugim revirjem pa nam pokažejo podatki
vzorčevanja treh profilov wettersteinskih plasti na tabeli 4. Na tabeli 3 in 4
obstajajo določene razlike med vrednostmi zaradi različnih analiznih metod.
Podatki iz tabele 3 so dobljeni po cenej.ši, vendar manj točni ditizonski metodi,
podatki iz tabele 4 pa iz analiz, ki so bile narejene z metodo atomske ab-
sorbcije.
Zanimivo je, da so na Uršlji gori ugotovljene višje poprečne vrednosti Pb
in Zn kakor v Srednji coni, ki leži praktično v sredini mežiškega rudišča.
Omeniti pa je še treba, da so bile nekoliko višje vrednosti Pb in Zn zagotov-
ljene prav v območju črne breče.
V grebenskem apnencu se pojavlja ruda le v primeru, če je le-ta dolomiti-
ziran. Vendar to še ne pomeni, da bomo rudo našli v vsakem dolomitu. Kon-
centracije Pb in Zn ISO zelo različne, tako po intenziteti kakor tudi po razsež-
nosti. V rudnih telesih se vsebnost cinka lokalno vzpne tudi čez 10 ®/o, vendar
se v poprečju giblje med 2 in 4 "/o. V splošnem pa lahko ugotavljamo, da sta
obe kovini v orudenem delu grebenskega dolomita zelo močno razpršeni in da
234_	Ivo Žtrucl
Tabela 4. Poprečne vsebnosti Pb in Zn v profilih zgornjega dela wettersteinskega
apnenca v fj.gig (po J. R. Kranzu, 1974)
Table 4. Average contents of Pb and Zn in profiles of the upper part of Wetterstein
limestone in //g g (after J. R. Kranz, 1974)
Tabela 5. Vsebnost Pb in Zn v posameznih različkih karbonatnih kamenin
grebenske facije v grabenskem revirju v /xg g
Table 5. Chemical composition of Pb and Zn in individual varieties of the
reef carbonates in the Graben mine district in ¡xg'g
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	235
so največje količine vezane na revne mineralizacije, ki jih zaznavamo samo
z geokemično prospekcijo. Čeravno so poprečne vrednosti v tabeli 5 sorazmei--
no nizke, so razlike med apnencem in dolomitiziranim apnencem očitne.
Poprečna vrednost cinka v dolomitu bi bila 740 pglg, če ne bi izločili
anomalne visoke vrednosti te kovine. Distribucijska krivulja geokemičnih
anomalij v grebenskem apnencu oziroma dolomitu, narejena na podlagi rezul-
tatov 1.019 analiz, nam pokaže, da je prag anomalij za Pb 300//g/g, za Zn pa
500 /ig/g.
Razporeditev slednih prvin
Proučevanje distribucije slednih prvin v wettersteinskih plasteh mežiškega
rudišča in okolice je bilo doslej izvedeno na tri načine:
1.	z nadrobnim vzorčevanjem tipičnih profilov,
2.	z nadrobnim vzorčevanjem prikamenine okoli posameznih rudnih teles,
3.	z vzorčevanjem po vnaprej določeni mreži 1X1 km po vsem severnem
pasu Karavank.
Nadrobno vzorčevanje tipičnih profilov je izvedel Kranz (1974) v okviru
širše naloge, v kateri je primerjal profile wettersteinskih plasti Mežice, Blei-
berga in Lafatscha. Poglejmo, kaj sledi iz njegovih analiz.
Železa sicer ne moremo imeti za sledno prvino, saj je praviloma prisotno
v vseh Pb-Zn orudenenj ih, pogosto tudi v velikih količinah, vseeno pa
bi le povedali o njem nekaj ugotovitev. Železo se v apnencu ali dolomitu po-
javlja tudi povsem neodvisno od Pb-Zn mineralizacij, bodisi v oblikah zelo
drobnih razpršenih piritnih kristalov ali framboidov, največkrat pa seveda
v obliki limonita Apnenci in dolomiti z več glinene substance vsebujejo pra-
viloma tudi več železa.
V profilu Srednje cone na 7, obzorju se pojavljajo anomalne vrednosti pred-
vsem v zgornjem delu, do 65 m pod 1. skrilavcem. Te se tudi dokaj dobro
ujemajo z anomalnimi vrednostmi svinca in cinka.
Obratno pa je z razporeditvijo mangana; višje vrednosti se pojavljajo
namreč predvsem v globljih delih raziskanega profila. Povsem drugačna pa je
razporeditev Mn. v Navršniku in na Uršlji gori. V Srednji coni je v zgornjih
50 m poprečno samo 45 ,ug 'g Mn, v Navršniku 158 //g/g in na Uršlji gori
179 //g/g. Razdelitev mangana je po posameznih kameninah dokaj izenačena,
razen v kalcitnem dolomitu, kjer ga je nekoliko več, 157 //g/g nasproti 72 do
104 //g/g v ostalih kameninah.
Fluor spada v vzhodnoalpskih Pb-Zn rudiščih med najbolj značilne sledne
prvine. Nastopa v obliki fluorita, ki je povečini nastal v cementacijski fazi
diageneze (si. 3, tabla 4). Najbolj pogosto ga najdemo v glinenih sedimentih
ali ob njih. V glinenem apnencu je povprečno 1.291 //g/g fluora, v glinenem
dolomitu pa 919 jug/g. Večkrat ga najdemo v večjih koncentracijah v rudnih
ritmitih (tabla 4, si. 1). V profilu Srednje cone se pojavljajo anomalne vrednosti
fluora predvsem v zgornjem- delu, do 65 m pod skrilavcem. Največ fluora
(2,45 ®/o) je bilo v vzorcu sivo zelenega marogastega mikritnega apnenca ne-
posredno nad onkoidnim dolomitom in črno brečo, ki sta od 1. skrilavca od-
daljena okoli 18 m. Razen omenjene anomalije je bilo ugotovljenih še 7 ano-
malnih vrednosti od 1.203 do 8.610 //g/g. Slednja vsebnost je bila ugotovljena
v eni izmed številnih stromatolitnih plasti.
236_	Ivo Žtrucl
Tabela 6. Poprečne vrednosti slednih prvin v wettersteinskih plasteh v fxg'g
Table 6. Averages of minor elements in the Wetterstein beds in fxg, g
Vzorčevanje po vnaprej določeni mreži 1X1 km je bilo izvedeno ob sode-
lovanju s Phylippsovo univerzo v Marburgu in z Geologische Bundesanstalt iz
Hannovra. Skupno je bilo analiziranih po metodi rentgenske fluorescence 74
vzorcev, od teh je bilo 33 iz različnih nivojev wettersteinske skladovnice. Se-
stava slednih prvin je razvidna iz tabele 6.
Kot vidimo, je v apnencu več Ba, Ce, Pb, Ni, Sr, Zr, Nb in Th, v dolomitu
pa več Zn in Mn. Pri tem je treba upoštevati, da smo z vzorčevanjem zajeli
predvsem tiste dolomite, ki sestavljajo spodnjo sterilno polovico wettersteinske
skladovnice. V primerjavi z vsebnostmi Ce, Ni, V in Zr je cinka izredno malo.
Malo neobičajno je tudi količinsko razmerje med cinkom in svincem, navadno
je le več cinka. Da je v apnencu do trikrat več Sr kakor v dolomitu, ni nič
novega, ker smo podobne razlike ugotovili že tudi v anizijskih in karnijskih
plasteh. Nižje vrednosti Sr v dolomitu pripisujemo diagenetskim procesom.
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	237
Poleg železa je v wettersteinskem apnencu tudi vedno večja ali manjša
količina mangana. Raziskave K r a n z a (1974) so pokazale, da lahko štejemo
vrednosti do 500 /^g g Mn in 3.000 /ig g Fe v regionalno ozadje (Background)
ladinijskih karbonatnih sedimentov. Naše raziskave z le eno izjemo, ne kažejo
tako visoke vrednosti. Iz tabele 6 je razvidno, da vsebujejo dolomitne kamenine
očitno več mangana kakor apnenci. Sestava slednih prvin v karbonatnih ka-
meninah grebenske facije je razvidna iz tabele 7.
Analiziranih je bilo 37 vzorcev, ki so bili vzeti v 185 m dolgem rovu v za-
hodnem delu grabenskega revirja na 8. obzorju, in sicer pravokotno na smer
slemenitve grebenskega pasu. Iz analiz povzamemo, da je nespremenjen gre-
benski apnenec zelo reven s slednimi prvinami in da je dolomitiziran apnenec
precej bogatejši z njimi, zlasti pa s svincem in cinkom. Iste raziskave so tudi
pokazale, da vsebuje grebenski dolomitiziran apnenec poprečno l.ll^/oSiOi,
medtem ko je čisti apnenec praktično brez njega. Čeravno razlike v vsebnosti
barija niso velike, so pa očitne, in to zopet v korist večje vsebnosti v dolomitu.
Podobno lahko ugotavljamo tudi za Mn, Sr, V in Zr. Od običajnih pravil
odstopa stroncij, navadno ga je več v apnencu, medtem ko ga je tu največ
v nizko kalcitnem dolomitu.
Geološke, mineraloške in geokemične značilnosti
svinčevo-cinkovih orudenenj
V skladovnici wettersteinskega in grebenskega apnenca se pojavlja več
vrst Pb-Zn orudenenj, ki jih lahko strnemo po strukturnih in teksturnih zna-
čilnostih rude in prikamenine, predvsem pa po obliki in prostorskem —
stratigrafsko-litološkem in tektonskem položaju, v dva sistema: konkordant-
nega in diskordantnega.
Konkordantna so vsa tista orudenenja, ki ležijo več ali manj vzporedno
s plastovitostjo ali paleogeografskim reliefom, diskordantna pa se pojavljajo
v razpokah, vzdolž prelomov in prelomnih con ali pa so brez jasnih strati-
grafsko-litoloških prostorskih elementov. Konkordantne rude so nastale v glav-
nem pred gorotvorno tektoniko, diskordantne pa pred njo, med njo ali po
njej. Za konkordantna orudenenja so v Mežici in v slovenski strokovni litera-
turi uporabljali zelo različna imena: plastovna, interstratificirana in ležiščna
orudenenja ali pa tudi orudenela ležišča. Delitev teh bi lahko izvedli tako, da
bi skupaj obravnavali orudenienja posameznih nivojev, česar pa še nismo na-
redili, ker bi to bilo zelo obsežno in zamudno delo.
Diskordantna orudenenja pa lahko delimo na naslednje vrste:
1.	osemurna žilna orudenenja ali zapolnitve subvertikalnih, tako imenova-
nih osemurnih ali 120« (NW-SE) razpok,
2.	orudenenja unionskega sistema ali žilne, žilno-impregnacijske in meta-
somatske rude vzdolž posttriasnih prelomov in prelomnih con ter
3.	nepravilna metasomatska rudna telesa brez jasnih stratigrafsko-litoloških
in tektonskih prostorskih elementov.
238_	Ivo Žtrucl
Konkordantna orudenenja
Splošne značilnosti
Konkordantna ali interstratificirana orudenenja se javljajo v različnih,
vendar precej določenih nivojih wettersteinskega apnenca, ki so od 1. skrilavca
oddaljeni: 10—15, 20—25, 50—60, 90, 130—150 in 650 m. Medtem ko je bil
najnižji nivo doslej ugotovljen samo v revirju Union, zavzamejo ostali nivoji
večja območja. Z manjšimi razlikami jih zasledimo tudi v Bleibergu, kjer je
vsak dobil celo svoje ime. Niso pa vsi nivoji povsod orudeni. Ce bi hoteli
dognati, zakaj je tako, bi morali za vsak nivo ugotoviti značilnosti paleo-
reliefa, kar pa je izredno zamudno in zelo zahtevno delo, gotovo pa za bodoča
raziskovalna dela zelo koristno.
Rudna telesa nimajo oblike plasti v ožjem pomenu besede, temveč obliko
ozkih in zelo nepravilnih leč, cevi ali kanalov, kotanj in gnezd. Redkokdaj
so njihove meje oziroma konture ostro začrtane; razen v talnini, kjer so po-
gosto lijakaste vdolbine, zapolnjene z rudnim sedimentom (si. 10). Prikame-
nina je povečini drobno- in srednjezrnat, ksenotopni dolosparit, v katerem
so pore in votlinice delno ali v celoti zacementirane z debelozrnatim, pretežno
idiotopnim dolomitom. Nemalokrat je v porah in votlinicah tudi črn bitumen.
Kdaj je ta nastal, še ne vemo; lahko da med paleokraškimi ali pa tudi recent-
nimi oksidacijskimi procesi. Ker je dolomit praviloma precej svetlejši od
apnenca, čeprav je tudi ta zelo svetel, domnevamo, da je prišlo do debitu-
minizacije kamenine oziroma sedimenta med dolomitizacijo. Po strukturnih
in drugih značilnostih dolomita sklepamo, da je dolomitizacija pretežnega dela
sedimenta nastala med pozno diagenezo. Toda del sedimentov, na primer
nekateri rudni ritmiti in stromatoliti, kaže znake primarnega dolomita in je
nastal med zgodnjo diagenetsko fazo.
Interstratificirano rudo najdemo tudi v bolj ali manj čistem apnencu. To
velja zlasti za srednjeconske rude, ki so od 1. skrilavca oddaljene okoli 140 m.
V pretežno apnenčevi kamenini nastopajo tudi interstratificirane rude v revir-
ju Moring.
V glavnem se srečujemo s tremi vrstami rude:
—	tipično metasomatsko rudo,
—	rudniimi ritmiti ali sedimentno rudo in
—	rudno brečo.
Metasomatska ruda
Metasomatske rude je največ, čez 90 ^/c celotne rudne mase, in zato ni
čudno, da je le-ta dolga desetletja zavajala raziskovalce, da so mežiško rudišče
uvrščali v skupino magmatogenih teletermalnih metasomatskih rudišč terciarne
starosti. Metasomatska ruda je praviloma bogata in se pogosto pokaže v zelo
slikovitih strukturah in teksturah (si. 11 in tabla 2, si. 1—4). Od metasomatskih
rud diskordaninih orudenenj se razlikuje predvsem po tem, da se bolj redko
pojavlja v obliki monomineralnih mineralizacij. Zaradi tega oziroma zaradi so-
razmerno velikih elektropotencialnih razlik med posameznimi minerali so
interstratificirane rude praviloma tudi bolj oksidirane.
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	239
Ruda sestoji v glavnem iz galenita, pirita, markazita, melnikovitpirita,
dolomita in kalcita, toda v zelo različniih razmerjih. Galenita je praviloma naj-
več; včasih nastopa tudi v obliki monomineralne, žilno-impregnacijske rude,
ki pa je povečini dokaj revna. Take rude je bilo največ v južnem in jugoza-
hodnem delu Navršnika ter na Mali Peci. Med prikameninskimi minerali je
navadno največ dolomita, toda ne vedno. Včasih nastopa namesto njega kal-
cit, kot na primer v Srednji coni in na Moringu.
Metasomatske rude sestoje praviloma iz debelozrnatih, dokaj bogatih mine-
ralnih agregatov in so zato primerne za obe vrsti bogatenja, gravitacijsko
in flotacijsko. Cisto brez težav pa seveda pri tem ne gre, in to predvsem
zaradi tega, ker so posamezni minerali med seboj nepravilno in globoko
zraščeni. Razen tega so rude povečini oksidirane, nekatere bolj, druge manj.
V poprečju je stopnja oksidacije prek 30 "/o.
SI. 10. Zapolnitev lijakaste kraške vdolbine v grebenskem apnencu z rudnim sedi-
mentom (ritmitom dolomita in sfalerita), na njem breča z glineno-lapornim vezivom.
Slika je obrnjena v primarno horizontalno lego. V jami, t. j. v grabenskem revirju
na 12. obzorju, je rudni sediment v navpičnem, delno celo v inverznem položaju
Fig. 10. Cone shape karstic hollow in the reef limestone filled out with ore bearing
sediment (sphalerite-dolomite rhythmite), above it breccia with clay-marl cement.
The picture is turned back in the primary horizontal position. In the mine of the
Graben district (12th level) the ore bearing sediment on the picture is in vertical,
partly also in inverse position
240	_Ivo Žtrucl
Iz tipičnih primerov metasomatske rude na sliki 11 in tabli 2, si. 1—6
vidimo, kako so razporejene posamezne mineralne komponente. To se sicer
od primera do primera menja, toda takoj lahko vidimo, da je prišlo med
metasomatskimi procesi do diferenciacije in zbirne kristalizacije posameznih
mineralnih komponent. Metasomatske teksture mežiških orudenenj so prouče-
vali razni strokovnjaki, omeniti moramo zlasti dela Drovenika in sode-
lavcev (1980 a), Duhovnika (1954, 1967), Granigga in Koritscho-
nerja (1914), Grafenauerja (1958 a, 1958 b, 1959, 1962, 1965) ter Zor-
c a (1955). Najbolj nadrobno jih je raziskoval Grafenauer, ki je na osnovi
mikroskopskih proučevanj in teoretskih razmišljanj skušal razjasniti nasta-
nek teh struktur in tudi prirodo hidrotermalnih raztopin.
Ker izhaja Grafenauer pri svojih razmišljanjih iz trdne kamenine,
se njegova razlaga lahko uporablja le za diskordantne metasomatske rude, ki
so nastale po diagenezi kamenin, interstratificirana orudenenja pa so zelo
verjetno nastala sočasno z diagenezo. Ce izhajamo iz nekonsolidiranega sedi-
menta s prek 90 ''/o vode, imamo podana dva zelo pomembna pogoja za meta-
somatozo: več kot dovolj je vode, ki je tudi zelo gibljiva. Kot recentni primer
nam lahko služijo rezultati raziskav v Rdečem morju, kjer so v jarku Atlan-
tis II Deep (Weber-Diefenbach, 1977) ugotovili ekstremno drobno-
zrnate sedimente, v katerih je do 95 "/o vode. V 10 do 25 m debelem rudnem
blatu so izdvojili 4 sedimentne cone:
1.	zgornjo sulfidno z Zn in Cu, pretežno v obliki halkopirita,
2.	srednjo oksidno s Fe in Mn (z goethitom in manganitom),
3.	spodnjo sulfidno z Zn, Cu in Mn ter
4.	detritično, oksidno-piritno cono.
Iz tega vidimo, da pride do jasne diferenciacije mineralnih komponent že
v nekonsolidiranem sedimentu. Med diagenezo pa se diferenciacija verjetno
še potencira.
Pogoji nastanka rudnega sedimenta so v Rdečem morju seveda povsem
drugačni in se ne morejo primerjati s pogoji nastanka karavanških triasnih
orudenenj predvsem iz naslednjih razlogov:
1.	Rudni sedimenti Rdečega morja so globokomarski (2.100 m), sedimenti
wettersteinske skladovnice pa so nastali v zelo plitvih lagunah.
2.	Podlaga rudnega sedimenta v Rdečem morju sestoji iz lave in piroklastov
bazaltne sestave, v triasnih orudenenjih pa ležijo rudonosni sedimenti sredi več
tisoč metrov debele skladovnice karbonatnih kamenin.
3.	Bistvena razlika se kaže tudi v mineralni in kemični sestavi rudnih in
tudi prikatneninskih mineralov. Rudno blato v Rdečem morju vsebuje namreč
sorazmerno malo CaO in MgO, v triasnih orudenenjih pa sta to dve glavni
komponenti.
Metasomatski procesi rudnih mineralov interstratificiranih rud so z neka-
terimi izjemami (Srednja cona, Moring) povečini povezani s procesom pozno-
diagenetske dolomitizacije. Ta proces se odvija praviloma zelo počasi in za-
doščajo zato žc- majhne koncentracije. Po Usdowskem (1967) zadostuje
10~2 mol Mg + Ca na 1.000 mol H^O, vendar mora znašati molsko razmerje
Mg/Ca pri 50 "C 0,37, pri 120 "C pa najmanj 0,16. Porne vode črpajo magnezij
običajno iz zgodnjediagenetskega dolomita ali pa tudi iz aragonita in kalcita
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	241
SI. 11. Skice tipičnih primerov metasomatske rude interstratificiranih orudenenj v re-
virju Navršnik
Fig. 11. Drawings of typical examples of metasomatic ore from stratiform orebodies
in the Navršnik district
16 — Geologija 27
242 _		Ivo Štrucl
z višjo vsebnostjo magnezija. Tega je bilo nedvomno dovolj. Zgodnjediagenet-
ski dolomit pogosto najdemo v wettersteinskih plasteh, bodisi sredi rudnega te-
lesa ali pa zunaj njega. Prav v njem pa lahko opazujemo tudi tipične primere
dedolomitizacijskih struktur oziroma procesov.
Rudni ritmiti
Ce bi bili rudni ritmiti v vsakem rudišču zastopani v takem obsegu in
s tako izrazitimi strukturnimi in teksturnimi značilnostmi kakor v anizijskem
rudišču v Topli (Struci, 1974), bi singenetska teorija prav gotovo že prej
našla številne zagovornike. Tako pa je bilo teh samo nekaj in še ti so zdavnaj
pozabljeni. Najstarejši podatki segajo celo v leto 1807, ko je M o h s med dru-
gim ugotovil, da je ruda v Beljaških Alpah (Villacher Alpen) nastala sočasno
s prikamenino. V Mežici je singenetski teoriji utrl pot A. Zore (1955). Če-
ravno so bila »sedimentarno orudenela ležišča« njegov glavni dokaz, kaj več
o njih ni pisal. Prvi bolj nadrobni opis rudnega ritmita iz mežiškega rudišča
oziroma grabcnskega revirja je priobčil Schulz (1964). Označil ga je kot
galenitno-dolomitni ritmit z nehomogeno paralelno teksturo (= plastovitost),
v katerem se ritmično menjavajo galenit, dolomit in glineno-bituminozni vlož-
ki. Iz nadrobne mikroskopske analize sklepa, da je bil del rudnih mineralov
odložen z gravitacijskim tonjenjem in so posamezna zrna potem rasla naprej,
deloma tudi na morskem dnu, torej singenetsko, v obliki kristalizirane kemične
usedline. Schulz ugotavlja, da obstaja predvsem pri galenitu pravokotno
na plastovitost določena polarnost, to pomeni, da je talnina lamin bogatejša
z galenitom in tudi zrna so v spodnjem delu debelejša. Polarnost razlaga e po-
jenjajočim dotokom Pb substance. Ne dopušča nobenih dvomov o sedimenta-
cijskem nastanku ritmita, izključuje pa kakršnokoli učinkovanje metasomat-
skih procesov. Sedimentacija galenita je ustvarila s polarno simetrijo tipično
geopetalno strukturo, ki je v raziskanem vzorcu celo tako izrazita, da lahko
v njem že makroskopsko določimo, kateri del vzorca predstavlja talnino in
kateri krovnino. Podobne ritmite smo kasneje našli tudi v drugih revirjih,
največ pa v Navršniku, Srednji coni in Moringu.
O vlogi, pomenu in načinu nastanka rudnih ritmitov je bilo sorazmerno
veliko povedano na mežiškem posvetovanju leta 1964 (F ab j ani č, 1965).
2e v uvodnih referatih so se mnenja močno razlikovala, v razpravi o temi
»akumulacijske strukture« pa so bila mnenja še bolj različna.
Na trditve, da je možno sedimentacijske teksture razložiti z odtisno meta-
somatozo, so zagovorniki singenetske teorije odgovorili z odločnim »ne«.
Glavni razlog razhajanja mnenj o nastanku rudnih ritmitov je bil pred-
vsem v tem, da so zagovorniki singenetske teorije nekatere fenomene, ki so
nastali med diagenezo sedimenta, pripisali gravitacijski sedimentaciji. Najbolj
sporna je bila razlaga, da bi galenitna zrna v prostorsko ritmičnih drobnih
milimetrskih plasteh z značilno vertikalno razvrstitvijo zrn po velikosti (graded
bedding) nastala z mehansko akumulacijo. To razlago so utemeljeno zavračali
Duhovnik, Grafenauer in Petrascheck (glej Fabjančič,
1965).
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	243
Rudna substanca je bila odložena sočasno s karbonatno komponento do-
ločene plasti sedimenta, toda rudni minerali, zlasti galenit, so rasli oziroma
zrasli, ko je bil sediment že odložen, in sicer med diagenezo.
V začetku sedemdesetih let pa se je iz singenetske teorije na osnovi podrob-
nih sedimentoloških proučevanj rudonosnih kamenin razvila nova teorija, ki
pripisuje nastanek Pb-Zn orudenenj paleokraškim procesom. Po tej teoriji naj
bi ob emerzijah v karbonatnih kameninah nastajale kraške razpoke in votline,
v katerih so bili odloženi erozijski produkti evaporitskih sedimentov (Ber-
nard, 1972, 1973; Lagny, 1974; Bechstädt, 1975, 1979).
Iz kratkega opisa dosedanjih raziskav sledi, da so nastanek rudnih ritmitov
razlagali že na zelo različne načine:
1.	z difuzno — selektivno metasomatozo,
2.	s spreminjajočimi se pogoji sedimentacije v evksinskem okolju s subma-
rinskim dotokom hidrotermalnih raztopin ali brez njega in
3.	s sedimentacijo v kraških votlinah.
Rudni ritmiti (si. 10 in tabla 3, si. 1—5) se v interstratificiranih orudenenjih
pojavljajo zelo pogosto, skoraj redno, včasih sicer v večjih, drugič pa v komaj
zaznavnih količinah. Povečini jih najdemo v talninskem delu rudnega telesa,
pojavljajo se pa tudi v njegovi sredini (glej sliko 11). Njihova debelina je zelo
različna, tudi oblika je dokaj nepravilna in zato se izogibamo uporabiti zanje
izraz »plastovne rude«. Rudni ritmiti namreč nikoli ne nastopajo v obliki izra-
zitih plošč in plasti, vedno gre pri tem za zapolnitve nepravilnih kotanjastih
vdolbin ali votlin (si. 10), katerih presek meri samo nekaj m^, včasih pa še
toliko ne. Ker so rudni ritmiti tesno povezani z ostalo mineralizacijo inter-
stratificiranih rudnih teles, ki se po strukturnih in teksturnih značilnostih od
njih bistveno razlikujejo, se sprašujemo, ali je bilo prvotno več rudnih ritmi-
tov in ali so se nam ohranili v istem obsegu, kot so nastali. S poznodiagenetsko
dolomitizacijo se primarne strukture sedimenta povečini popolnoma zabrišejo
in zato bi bilo možno, da se je nekaj podobnega zgodilo tudi s prvotnimi rud-
nimi sedimenti. Toda v wettersteinskih plasteh najdemo kljub močni pozno-
diagenetski dolomitizaciji na mnogih mestih še vedno, če nič drugega, vsaj
obrise nekdanjih plasti in kamenin, iz katerih je možno razpoznati sestavo ter
strukturne in teksturne značilnosti prvotnega sedimenta. Ti pa ne kažejo na
to, da bi bil kdaj na mestu srednje- ali debelozrnatega dolosparita sediment,
ki bi bil podoben ohranjenim rudnim ritmitom. Kljub močni dolomitizaciji
lahko v večini primerov še vedno razpoznavamo plastovitost, črno brečo, stro-
matolitne in onkoidne plasti itd.
Vse kaže, da imamo verjetno od vsega začetka dva povsem različna rudo-
nosna sedimenta z različnim potekom diageneze. Končno nas na to opozarja
tudi kemična sestava rudnih ritmitov, ki se od sestave prikamenine in meta-
somatske rude precej razlikujejo, zlasti po vsebnosti kremena in glinene kom-
ponente.
Mineralna sestava rudnih ritmitov se od metasomatske rude praktično ne
razlikuje, odstopanja se v glavnem kažejo v strukturnih in teksturnih ele-
mentih, tako rudnih kakor tudi nerudnih mineralov. Največkrat sestoje rudni
ritmiti samo iz sfalerita, toda tudi ritmiti z galenitom in sfaleritom v mežiškem
rudišču niso redkost. Po sestavi nerudnih komponent razlikujemo več vrst
244 _		Ivo Štrucl
rudnih ritmitov: dolomitne, kalcitne in dolomitno-kalcitne. Razen obeh glav-
nih komponent pa se v njih tudi menjava vsebnost SiO^, v obliki avtigenega
ali terigenega kremena ali pa v obliki glinene snovi. Sorazmerno pogosto se
pojavlja tudi fluorit (tabla 4, si. 1).
Osnova rudnih ritmitov sestoji iz dolomita ali kalcita različne zrnavosti.
Ta se menja po plasteh oziroma laminah milimeterskih debelin. Premer zrn
se giblje v mejah od 0,004 mm do 0,2 mm. V posameznih mikroplasteh ali la-
minah zapažamo postopno spreminjanje zrnavosti (graded-bedding), ki pa je
v mnogih primerih zaradi različnih pogojev diagenetske kristalizacije tudi
lažna. Lamine (ali del lamin) s čistim dolomitom ali kalcitom, brez glinenih
primesi ali z zelo majhno količino le-teh, so praviloma iz srednje- do debelo-
zrnatega dolosparita ali kalcita, lamine z večjo količino glinenih snovi pa so
drobnozrnate do zelo drobnozrnate. Drobnozrnate lamine sestoje navadno iz
evhedralnih in subhedralnih zrn, v debelozrnatih pa so zrna manj pravilna in
med seboj ter s sulfidnimi zrni močno zraščena. Praviloma ugotavljamo dve
do tri generacije dolomita ali kalcita: osnovo, cementacijsko fazo in zapolnitve
subvertikalnih ali drugih razpok. Tu in tam najdemo v plasteh tudi votlinice,
tako imenovane vodne tehtnice (»bird's eyes«), ki so v spodnjem delu zapol-
njene z drobnozrnatim karbonatnim materialom, v zgornjem pa z debelozrna-
tim cementom. V prvem so navadno tudi sulfidi, drugi pa je skoraj vedno iz
dokaj čistega dolomita ali kalcita.
Sfalerit je v rudnih ritmitih najbolj pogost mineral. Včasih je v združbi
z galenitom, povečini pa je brez njega. Njegova zrnavost je v določeni odvis-
nosti od zrnavosti dolomita; giblje se med 0,005 in 0,2 mm, največ pa med
0,03 in 0,005 mm. Sfalerit s premerom zrn nad 0,1 mm navadno pripada mlaj.ši
fazi — poznodiagenetski ali epigenetski. Zrna so povečini anhedralna, deloma
pa tudi sub- in evhedralna. V primerjavi z mlajšim galenitom so sfaleritna
zrna precej bolj čista, toda včasih je tudi v njih kar precej vključkov, zlasti
karbonatnih. Od sulfidnih vključkov nastopa praviloma le pirit, in to v kri-
stalni ali framboidni obliki (tabla 4, si. 2). Koncentracije sfalerita se od ene
do druge lamine zelo spreminjajo, podobno tudi njegova zrnavost. Nekatere
so izredno bogate, tudi z več kot 50 "/o ZnS, druge pa revne z 0,5 do 2 "/o ZnS.
Bogate lamine so znatno svetlejše barve, ki je lahko svetlo siva, sivo rumena
ali sivo rjava. Zrna so povečini razpršena, toda v spodnjem delu lamin so na-
vadno bolj gosta, med seboj zraščena in tudi večja. Sulfidi niso s karbonatnimi
zrni v nikakršnem sorazmerju, niti po teži niti po velikosti. O tem pojavu je
nadrobno pisal že Duhovnik (1967). Določena odvisnost se kaže sam.o
v tem, da so bili pogoji za kristalizacijo in rast sfaleritnih zrn v plasteh z bolj
čistim, srednje in debelozrnatim dolomitom ugodnejši kakor v drobnozrnatem
glinenokarbonatnem sedimentu. Z neposredno precipitacijo in sedimentacijo
so morda nastala samo najmanjša zrna v velikostnem redu framboidov od 3
do 20 mikrometrov, vendar je tu še vprašanje, v kakšni kemični sestavi. Več-
krat najdemo v piritu ali markazitu (tabla 4, si. 5) zelo drobna, pretežno
okrogla sfaleritna zrna, ki kažejo verjetno najstarejšo ali prvotno obliko cinka
v sedimentu, vsaj določenega dela. Podobno kot pri piritnih framboidih se tudi
pri sfaleritnih kroglicah soočimo s pojavom njihove delne kristalizacije. Pre-
cejšen del zrn ima namreč že dokaj pravilno kristalno obliko. Precej bolj po-
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	245
gosto pa najdemo takšne kroglice v piritu in markazitu iz Tople. D r o v e n i k
in sodelavci (1980) jih opisujejo tudi iz rudišča Knape in menijo, da so nastale
globule v zgodnji diagenezi, ohranile pa so se, ker jih je pirit obvaroval pred
poznejšimi poznodiagenetskimi in epigenetskimi mobilizacijskimi procesi. Pre-
težen del sfalerita je nastajal na prehodu med zgodnjo in pozno diagenezo ru-
donosnega sedimenta, toda vedno pred galenitom. 2e v tej fazi lahko ugotav-
ljamo metasomatske procese, ki pa seveda daleč niso tako izraziti kot med
pozno diagenezo.
Galenit se v mnogih rudnih ritmitih pojavlja le sporadično, toda v neka-
terih je glavni mineral. Najlepši primeri rudnih ritmitov z galenitom so bili
doslej najdeni v Grabnu in Moringu. Grabenski ritmiti sestoje pretežno iz
dolomita z malo ali nič kalcita, ritmiti iz Moringa pa so v glavnem iz kalcita.
Galenit se pojavlja na več načinov:
1.	v obliki razpršenih ali vzporedno s plastovitost j o nanizanih metakrista-
lov (tabla 3, si. 1),
2.	v obliki tankih, nepravilnih in s plastovitostjo vzporednih vložkov (tabla
3, si. 2) in
3.	kot zapolnitev poznodiagenetskih razpok.
Zrna so povečini idiomorfna, toda redkokdaj popolna. Jedro ali posamezni
deli znotraj kristala sestoje še vedno iz karbonata, bodisi dolomita ali kalcita.
Galenitna zrna so bistveno večja od sfaleritnih (tabla 3, si. 1), in sicer se
giblje njihov premer od 0,15 do 0,2 mm, tu in tam pa tudi do 1 mm. Galenit
je nastal in rastel med diagenezo sedimenta. Metasomatski procesi so posebno
pri nastanku galenitnih koncentracij, pa naj gre za revne ali bogate, odigrali
pomembno vlogo (tabla 3, si. 2 in tabla 4, si. 1).
Pirit se kaže v dveh oblikah, v kristalni in framboidni. Pretežen del je
zelo drobnozrnat s premerom zrn od 0,003 do 0,03 mm, torej v dimenzijah, ki
so značilne za zgodnjo diagenetsko fazo. Framboidni pirit je ohranjen pred-
vsem v medgranularnih porah, ki so zapolnjene z organsko ali glineno sub-
stanco. Večkrat ga najdemo tudi sredi sfaleritnih zrn, v galenitu pa ga doslej
nismo našli. Piritni framboidi sestoje iz nekaj sto enako velikih kubičnih mik-
rokristalčkov. Oblika framboidov je povečini okrogla, toda pogosto kažejo ti
tudi obrise piritoedra. Zanimiva je razporeditev kristalnih zrn v framboidu.
Lahko je urejena, pa tudi neurejena. Po teh kriterijih sta jih Amstutz in
B 1 o h m , ki sta raziskovala piritne framboide iz rudnega ritmita z 10. ob-
zorja, razdelila v tri osnovne oblike:
1.	framboide z neurejeno razporeditvijo kristalov ali homogeno zapolnitev,
2.	framboide z urejeno razporeditvijo kristalov s kvadratastim presekom,
3.	framboide z urejeno razporeditvijo kristalov s trikotnim ali šesterokot-
nim presekom.
Za pismeno sporočilo o teh raziskavah se jima lepo zahvaljujem.
Framboidna oblika je zelo- labilna in se po raziskavah Lamberta in
B u b e 1 a (1970) ohranja samo pod določenimi pogoji. Zato jih tudi nikoli ne
najdemo v sedimentih z intenzivnimi poznodiagenetskimi spremembami, najsi
bo to v dolomitiziranih ali rekristaliziranih kameninah. Prav tako jih ne naj-
demo v orudenenjih unionskega sistema. Čeravno nekateri ugotavljajo, da
lahko piritni framboidi nastajajo tudi pod hidrotermalnimi pogoji, lahko na
246_	Ivo Žtrucl
osnovi mikroskopskih raziskav več sto vzorcev iz mežiškega rudišča in okolice
skorajda trdimo, da je to tipična oblika zgodnjediagenetske mineralizacije.
Ostali piriti so pretežno evhedralni. Ker so ti večinoma enako veliki kakor
piritni framboidi, nastaja vtis, da je bila tudi njihova oblika prvotno fram-
boidna. K takemu sklepu nas navajajo tudi razne prehodne oblike.
Drobnozrnati pirit je v paragenetskem zaporedju sulfidnih mineralov (si.
12) praviloma najstarejši, zato ga velikokrat najdemo kot vključek v vseh
drugih sulfidnih mineralih. Najpogosteje pa se pojavlja posamično ali v skup-
kih v intragranularnem prostoru sedimenta, tako dolomitnega kakor apnen-
čevega.
Poznodiagenetski pirit je praviloma bolj debelozrnat in navadno v združbi
z markazitom. Slednji za rudne ritmite ni najbolj tipičen, vendar ga tu in
tam le najdemo. Mnogo več ga je v metasomatski rudi. Nekaj zanimivih pri-
merov obeh mineralov vidimo na tabli 5.
Zanimivi so predvsem piriti z drobnimi sfaleritnimi globulami in iglicami.
Globule so najbolj zgodnjediagenetska oblika sfalerita, iglice pa so nastale
z nadomeščanjem markazita s sfaleritom. Večje iglice, verjetno tudi markazit-
ne, so bile nadomeščene s karbonatom in sfaleritom. Da predstavljajo iglice
prvotni markazit, lahko sklepamo po preostalih oziroma nespremenjenih mar-
kazitnih igličastih kristalih. Vzorec z navedenimi značilnostmi je primer rud-
nega ritmita z zelo intenzivno poznodiagenetsko mineralizacijo.
SI. 12. Parageneza rudnih mineralov v rudnih ritmitih
Fig. 12. Paragenesis of ore minerals in ore rhythmites
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	247
Tipičen mineral rudnih ritmitov je tudi fluorit, čeprav ga ni v vsakem
ritmitu. Pojavlja pa se sorazmerno pogosto, zlasti v poznodiagenetskih struk-
turah, in sicer v medplastovnih vložkih in razpokah. Sorazmerno pogosto ga
najdemo tudi v metasomatski rudi interstratificiranega rudnega telesa. Kot
kaže, ga je več v manj dolomitizirani kamenini.
Rudne breče
Rudne breče interstratificiranih orudenenj se med seboj razlikujejo po
petroloških in mineraloških značilnostih kakor tudi po nastanku. Koncentracije
sulfidnih mineralov se v breči zelo spreminjajo. Vsebnosti svinca in cinka se
gibljejo v zelo širokih mejah, od aekaj deset jug/g do 20 °/» in več. Povečini so
sulfidni minerali koncentrirani v vezivu, tu in tam pa tudi v odlomkih.
Največ pozornosti zaslužijo rudonosne breče grabenskega rudišča in spod-
njega dela Uniona, kjer se pojavlja osamljeno interstratificirano orudenje
650 m pod 1. skrilavcem.
SI. 13. Geološka skica grabenskega rudišča na 12. obzorju (+ 417 m)
Fig. 13. Geological sketch of the Graben ore deposit at + 417 m (12th mine level)
1 wettersteinski apnenec, 2 karnijski skrilavec, 3 grebenski apnenec, 4 dolomitizirani
grebenski apnenec, 5 bituminozni dolomit, 6 glineni skrilavec, glineno dolomitne breče
s sadro in anhidritom, lagunski dolomit, 7 rudna breča, 8 Pb-Zn mineralizacije v do-
lomitiziranem grebenskem apnencu
1 Wetterstein limestone, 2 Carnian shale, 3 reef limestone, 4 dolomitized reef lime-
stone, 5 bituminous dolomite, 6 claystone, clayey-dolomitic breccias with gypsum
and anhydrite, lagoonal dolomite, 7 ore breccia, 8 Pb-Zn mineralization in the dolo-
mitized reef limestone
248_	Ivo Žtrucl
V grabenskem rudišču se srečujemo z različnimi brečami — monomikrit-
nimi in polimikritnimi. Njihova petrološka sestava je v večini primerov izraz
neposredne okolice. Najbolj zanimive in tudi gospodarsko najbolj pomembne
so breče med grebenskim apnencem in bituminoznim dolomitom (si. 13). Če-
ravno se pojavljajo v istem paleogeografskem nivoju, se njihova petrološka
in mineralna sestava spreminja že na kratkih razdaljah, enako velja to tudi
za strukturne in teksturne značilnosti posameznih breč. Zelo različna je tudi
velikost odlorrikov in blokov, katerih premer se spreminja od milimetrskih do
metrskih dimenzij. Povečini so odlomki ostrorobi. Ker niso sortirani, je struk-
tura breče navadno zelo kaotična. Mestoma kažejo odlomki sestavo in struk-
turo prvotne kamenine, največkrat pa sestavo in strukturo že spremenjenega
oziroma dolomitiziranega grebenskega apnenca. Glavnina odlomkov sestoji iz
srednjezrnatega grebenskega dolosparita s premerom od 0,06 do 0,25 mm.
Razen svetlih odlomkov grebenskega apnenca najdemo v breči tudi temne od-
lomke iz rumeno rjavega, sivega in rjavo sivega bituminoznega dolomikrita, ki
so praviloma precej manjši od odlomkov grebenskega dolosparita. Temni od-
lomki so skoraj vedno orudeni, in sicer vsebujejo razpršena zrna pirita (zelo
pogosto v obliki framboidov) in sfalerita. Vezivo breče sestoji iz zelo drobno-
zrnatega do srednjezrnatega dolosparita z različno količino glinenih primesi
(illit in kaolinit), ki mestoma tudi prevladujejo. Velikost dolomitnih zrn v ve-
zivu variira od 0,004 do 0,2 mm. V njem so zelo različne koncentracije sulfidnih
mineralov; največ je galenita, po količini pa sledijo še sfalerit, pirit in mar-
kazit.
Galenit tvori v vezivu različno velike, toda zelo nepravilno razporejene
impregnacije, močno razvejane žilice in zapolnitve, ki so globoko vraščene
med dolomitna zrna. Mestoma se galenit zajeda tudi v karbonatno osnovo
odlomkov. Pretežen del galenitnih zrn je anhedralen, toda pogosto so v vezivu
breče tudi evhedralna zrna s kvadratastimi in pravokotnimi preseki, ki
pripadajo ploskvam razkolnosti (tabla 6, si. 5). Tako nastane vtis, da gre vsaj
v večini primerov za drobce galenita in ne za produkte neposredne kristali-
zacije. Ker je galenit najmlajši mineral, vsebuje mnogo tujih zrn, predvsem
ostanke dolosparita, sfalerita in pirita. Sfalerit je v glavnem anhedralen.
V	revni rudi se pojavlja v obliki impregnacij, v bogati pa je zraščen v večje
ali manjše kristalne agregate. Tu in tam nastopa tudi v obliki skorjaste
svetlice (tabla 4, si. 4 in tabla 6, si. 5). Pirit je v splošnem zelo drobnozrnat.
Pretežno je evhedralen in subhedralen, toda pogosto ga najdemo tudi v obliki
framboidov. Največ ga je v temnih odlomkih, precej pa tudi v vezivu. Me-
stoma tvori v združbi z markazitom, ki je povečini evhedralen, tudi bolj
debelozrnate koncentracije. Rudonosne breče med bituminoznim dolomitom
in grebenskim apnencem (si. 13) lahko pripisujemo postsedimentnim defor-
macijskim procesom. Po Sanderju (1950) nastane deformacijska breča
z raztrganjem ali lomljenjem določenega območja v sedimentni skladovnici.
V	angleški literaturi imajo za to izraz »collaps breccia«. Takšna breča lahko
nastane med diagenetskimi ali epigenetskimi procesi. Vzroki za porušitev
dela sedimentne skladovnice pa so lahko posledica heterogene sestave sedimen-
tov z različnim potekom in trajanjem konsolidacijskih procesov, večkrat pa tudi
zaradi disolucijskih procesov v sedimentu ali kamenini. V grabenskem rudišču
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	249
najdemo primere za prvi in drugi način njihovega nastanka. K prvim lahko
štejemo predvsem apnenčeve ali dolomitne breče z glinenim vezivom. Naj-
pomembnejše so seveda deformacijske breče z rudonosnim dolomitnim ve-
zivom. Zelo verjetno lahko ravno rudonosnim raztopinam pripisujemo velik
delež pri nastanku teh breč. Do takšnega sklepa nas navajajo predvsem na-
slednja dejstva:
—	Vezivo breče sestoji razen iz dolomita praviloma tudi iz sulfidnih mine-
ralov, mestoma sicer v majhnih količinah, pogosto pa v bogatih koncentracijah.
—	Sredi breče naletimo pogosto na večje grude — bloke, ki jih ne moremo
drugače razlagati, kakor da gre za ostanke grebena, ki ga disolucijski procesi
niso zajeli.
—	Nemalokrat lahko zapažamo postopen prehod iz breče v čist, kompak-
ten grebenski dolomit z vsemi vmesnimi stopnjami, ki se kažejo v obliki ne-
pravilnega spleta razpok, zapolnjenih s podobnim vezivom, kot je v breči.
—	Neopazen ali postopen je včasih tudi prehod iz grebenskega dolomita
v monomiktno disoluciisko brečo in П8,ргеј v deformacijsko brečo.
Litoioške značilnosti rudne breče, predvsem odlomkov, nam kažejo, da je
breča mlajša od grebenskega in tudi mlajša od bituminoznega dolomita. Precej
zanesljivo lahko po značilnih diagenetskih kazalcih (stilolitnih šivih, cemen-
tacijski por in razpok, dolomitizaciji itd.) ugotavljamo, da so bile kamenine,
ki so udeležene v sestavi breče, podvržene vsem fazam diageneze, preden je
le-ta nastala. Odlomki, ki izhajajo iz grebena, so povečini sestavljeni iz pozno-
diagenetskega dolosparita. Iz tega sledi, da je breča produkt epigenetskih
procesov. To pa si je najlaže predstavljati z disolucijskimi procesi. Na to kažejo
tudi disolucijske monomiktne breče sredi grebena, ki pa nastopajo včasih tudi
v neposredni bližini rudonosnih deformacijskih breč.
Monomiktne dolosparitne breče sestoje iz treh do štirih generacij dolo-
sparita. Prva in zadnja sta praviloma sterilni, vmesne pa rudonosne. Ker so
svetli dolosparitni odlomki deformacijske breče zvečine sterilni, pripadajo
bržkone prvi fazi poznodiagenetske dolomitizacije grebenskega apnenca. Med-
tem ko je dolosparitne vezivo monomiktnih grebenskih disolucijskih breč
produkt kristalizacije, tega o vezivu rudonosnih deformacijskih breč ne mo-
remo vedno trditi. Pretežen del veziva sestoji namreč iz zdrobljenega bitumi-
noznega in grebenskega dolomita, ostanek pa iz sulfidnih mineralov, ki so
deloma tudi zdrobljeni (si. 11, tabla 6, si. 2). Manjši del veziva pa je tudi
iz mlajšega cementacijskega dolosparita. V interstratificiranih, pretežno bre-
častih orudenenjih v krovnini grebenskega apnenca grabenskega rudišča ločimo
torej dve fazi mineralizacije, singenetsko-diagenetsko in epigenetsko. Med
obema fazama pa je nastala breča. Poglejmo si značilnosti posameznih faz.
Singenetsko-diagenetska faza
Ob koncu grebenskega razvoja so se morali pogoji sedimentacije bistveno
spremeniti v prid evksinskemu okolju, v katerem so bili odloženi rudni se-
dimenti in bituminozni dolomiti. Danes dobimo te sedimente v obliki rudnih
ritmitov (tabla 6, si. 2 in 10) in drobnozrnatega dolomikrita ali dolosparita
250_Ivo Žtrucl
s fino dispergiranim piritom, tu in tam pa tudi s sfaleritom. Del rudnih sedi-
mentov se je odlično ohranil, precejšen del pa se je porazgubil, ko so nasta-
jale breče, v katerih pa tu in tam le najdemo njihove fragmente. Ker v tej
fazi še ne zapažamo večjih metasomatskih sprememb ali procesov raztapljanja,
lahko sklepamo, da je mineralizacija nastala v pretežno alkalnem okolju.
S to fazo lahko povežemo tudi začetek dolomitizacije grebenskega apnenca.
Na to nas navajajo dolomitni rudni ritmiti z galenitom in sfaleritom, ki za-
polnjujejo votline v grebenskem apnencu.
Nastanek breče
Ker je razlika med prvo in drugo fazo mineralizacije zaradi prisotnosti
galenita in markazita v 2. fazi zelo očitna, je možno, da je tudi nastanek breče
povezan s tem pojavom. Znano je, da precipitirata markazit in galenit iz
bolj kislih raztopin, zato lahko tudi sklepamo, da so raztopine, preden so
iz njih precipitirali sfalerit, pirit, markazit in galenit v 2. fazi mineralizacije,
intenzivno razkrojile prehodno cono med grebenskim in bituminoznim dolo-
mitom ter sprožile vrsto deformacijskih procesov. Dokaze, da so bile razto-
pine, ki so pronicale v grebenski apnenec, občasno bolj kisle, vidimo tudi
v močno povišani vsebnosti SÌO2 v metasomatskih ZnS orudenenjih sredi
grebenskega apnenca. Cisti grebenski apnenec vsebuje namreč poprečno le
0,12 do 0,16 "/o SÌO2, oruden dolomitiziran grebenski apnenec pa ponekod
tudi od 2 do 4 »/o.
Epigenetska faza mineralizacije sestoji iz galenita, sfalerita, pirita in
markazita. Vsi minerali nastopajo v vezivu breče, le izjemoma tudi v odlom-
kih. Toda v .slednjem primeru, razen če ne gre za odlomke, ki smo jih opisali
v singenetsko-diagenetski fazi, skoraj vedno lahko ugotavljamo, da gre za
metasomatozo dolomita v obrobnih delih odlomkov ali vzdolž razpok. Po vrst-
nem redu kristalizacije si sledijo pirit, sfalerit, markazit in galenit. Pogosto
najdemo tudi po dve generaciji pirita, sfalerita in galenita. Zanimivo je, da
se v vezivu breče pojavljajo tudi piritni framboidi, ki praviloma nastopajo
le v zgodnjediagenetskih mineralizacijah. Možno je tudi, da so framboidi
prispeli v vezivo skupno z zdrobljenim materialom bituminoznega dolomita.
Vprašljiva je tudi prisotnost zdrobljenih galenitnih zrn. Ne moremo namreč
zanesljivo ugotoviti ali je galenit prispel v vezivo breče v tej obliki ali pa
je bil zdrobljen pozneje.
Razen rudonosnih intrastratificiranih deformacijskih breč ter monomikt-
nih dolomitnih breč sredi grebenskega apnenca je v grabenskem rudišču še
vrsta drugih. Zlasti pogostne so breče, pri katerih sestoji vezivo iz glinovca
(si. 14), odlomki pa so iz dolomita ali apnenca. To pomeni, da so se v sedimen-
tacijskem bazenu, kjer se je odlagal bituminozni dolomit, občasno ali lokalno
odlagale tudi gline. Te pa so lahko na morskem dnu sprožile drsine, katerih
produkt so lahko bile kaotične drsne breče (slumping breccia). Ce ni bilo
tako, so bile lahko gline zaradi počasnejše konsolidacije, večje stisljivosti
in drugih činiteljev, po katerih se razlikujejo od karbonatnih kamenin, vsaj
delni, če že ne glavni povzročitelj rušenja posameznih delov zgradbe sedi-
mentne skladovnice. Cone, bogate z glinovci, so bile tudi pozneje, med oro-
genezo, bolj kot karbonatne kamenine izpostavljene tektonskim deformacijam.
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	251
^ co'
—H >0
0) (Ü
> t- co
<U co Ф
C C u
C -"ti
0	s s -ï. o .
s £ ^ o 5 §
s 2. 5 N p
22 ^ S co
^ ß "TS 5 N
1	C o 2 'S -
^ 05 C n> »o tO
^ OO (Ü C I
rt C .5 Ш
>s 4- Д £ a? .S
.M ^ tüO ^ S
-3 ^ ^ C iS б
3 co ^ N u C
'-I - I »o
_ o	N
fi
C ^ ^ M
0	<U	^ I'
co (U co л
1	«"^.si«
coü'^ co e-g
hO ^ ,2 E
Hll-Ê
»fečžSS
rSgS^»
o ^ C s 'I' оГ
N -ti o s-"
^ co o C
o И 3___: 2
■	iH д.	co M
cu	C«	C3 Ï
^ Д	C C	op
rt i	(U	o .5
Ü	^ Si
o	3 Ï	iS '•H
u 'Ti -
"Si СЧЈ g <U T3
o 5 .ti «u
I"II Is
Ü 'S	C
— ђЈО^ o 'S
'^S^O S'è
55 s C § «o
• s s
^ s 3
3 s
t¿ .ti
252_	Ivo Žtrucl
Nastanka breč torej ne moremo posplošiti niti jih ne moremo pripisati
enemu samemu procesu, temveč celi vrsti procesov, ki se včasih med seboj
tudi dopolnjujejo. Najboljši dokaz za to so primeri z 12. obzorja, ko najdemo
starejše breče kot komponente v mlajši breči. Seveda pa so lahko posamezne
breče produkt tudi enega samega procesa.
Rudne breče se pojavljajo tudi v interstratificiranih orudenenjih central-
nega rudišča, vendar so bolj redke in niso tako izrazite kakor grebenske.
Izjema je rudno telo v revirju Union, med 13. obzorjem (410 m) in koto
+ 320 m. Rudo so odkopavali tu ravno v času, ko se je v Mežici zbrala
mednarodna skupina strokovnjakov, ki je obravnavala problematiko nastanka
svinčevo-cinkovih rudišč v karbonatnih kameninah. Uvodni referati in raz-
prava tega posvetovanja so bili objavljeni v Rudarsko-metalurškem zborniku
(1965). Precej smo razpravljali prav o nastanku te breče. Ker se breča po-
javlja v podaljšku oziroma v bližini unionskega sistema, smo jo tudi sem
uvrščali, toda pozneje se je pokazalo, da gre v resnici za poseben tip inter-
stratificiranega orudenenja, ki se razteza od 11. obzorja (+ 447 m) do kote
320 m. Ruda se sicer pojavlja tudi na koti + 300 m, vendar v nepomembnih
koncentracijah in tudi v povsem drugačni obliki.
Kos t elk a (1965) je videl v breči znamenja dovodnega kanala, v rudnih
ritmitih pa znamenja, ki nakazujejo eksterno ali interno ritmično sedimentacijo.
Nadaljnje raziskave so pokazale, da se unionski sistem končuje s strati-
grafsko-litološkim nivojem tega orudenenja. S tem pa se poraja vprašanje,
ali obstajajo lateralno v istem nivoju morda še kje drugje podobna inter-
stratificirana orudenenja? Za zdaj lahko govorimo le o enem, sicer velikem
in bogatem rudnem telesu, z vsemi značilnostmi singenetskega interstrati-
ficiranega orudenenja, ki je od 1. skrilavca oddaljen okoli 650 m. Od drugih
interstratificiranih orudenenj pa se precej razlikuje, tako po obliki in debelini
rudnega telesa kakor po strukturnih in teksturnih značilnostih rude. V tal-
ninskem delu rudnega telesa so bili zelo lepi primeri rudnih ritmitov (tabla 6,
si. 1) z vsemi značilnostmi pravega sedimenta, in to v precej večjih količinah
kakor v drugih ladinijskih orudenenjih. Lamine rudnih ritmitov ležijo vzpo-
redno s plastovitostjo wettersteinskega apnenca in so prav gotovo nastale,
ko so plasti še ležale horizontalno, torej pred nastankom rude unionskega
sistema. V istem rudnem telesu smo se srečevali z dvema vrstama breče,
s tipično disolucijsko s cementom iz debelozrnatega kalcita, galenita in sfale-
rita s kokardnimi strukturami (tabla 6, si. 3) ter z brečo s cementom iz tanko-
plastovitega drobnozrnatega rudnega sedimenta (tabla 6, si. 1). Iz sestave
odlomkov, prikamenine in kaotične strukture v rudnem sedimentu sledi, da
imamo v drugem primeru opravka s tako imenovano »collaps« brečo. Ker
pa v rudnem telesu prevladujejo disolucijske breče, lahko verjetno tudi na-
stanek »collaps« breče pripišemo disolucijskim iprocesom v krovnini.
Ob tem se seveda sprašujemo, kdaj in kje je nastal rudni sediment, pred
odložitvijo krovninskih sedimentov ali po njej, na dnu sedimentacijskega
bazena ali v kraški votlini, torej eksterno ali interno. Ker imamo za zdaj
opravka le z enim takšnim telesom v tem nivoju wettersteinske skladovnice,
je razlaga o sedimentaciji v kraški votlini morda bolj sprejemljiva.
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	253
Strukturne in teksturne značilnosti so bile zelo različne in so se že na
kratkih razdaljah spreminjale v odvisnosti od količine rudnih komponent
(tabla 6, si. 1, 3). V bogatih delih je bilo vezivo pretežno sestavljeno iz
galenita in sfalerita, v manj bogatih pa iz kalcita, sfalerita in malo galenita.
Iz bogatejših delov so pridobivali rudo s 15 do 20 »/o svinca in 10 do 15 "/o
cinka. Ruda je bila v primerjavi z drugimi zelo malo oksidirana. Razen tega
je bilo v njej najmanj dvakrat več kadmija. V enem vzorcu sfalerita smo
ugotovili celo 1,2 »/o Cd.
Ce upoštevamo, da se interstratificirane rude pojavljajo praviloma na večji
površini nekdanjega paleoreliefa, potem opisano orudenenj e ne bi smelo biti
edino v tem nivoju wettersteinske skladovnice.
Diskordantna orudenenja
V uvodu je bilo že rečeno, da ločimo v mežiškem rudišču tri vrste diskor-
dantnih Pb-Zn orudenenj. Prav gotovo obstajajo še druge možnosti za klasi-
fikacijo le teh, vendar menim, da je najbolje uporabiti tisto razdelitev in
poimenovanje, ki sta se med dolgoletnim raziskovanjem in eksploatacijo že
nekako udomačila, tako med strokovnim in nadzornim kadrom kakor tudi
med rudarji. Poudariti moramo, da spadajo tudi diskordantna orudenenja
v skupino »strata bound deposits«, za katero v slovenski strokovni terminolo-
giji še nimamo ustreznega imena. Na prvi pogled je ta uvrstitev diskordantnih
orudenenj morda malo čudna, predvsem če pomislimo na unionski sistem
z globinskim raztezanjem do 650 m, toda dejansko tudi ta ne zapušča skla-
dovnice wettersteinskih apnencev niti ne zavzema celotne njihove debeline,
temveč le polovico. Precej bolj pa ustreza takšno uvrščanje za osemurna
orudenenja, ker so ta dejansko vezana na določene nivoje wettersteinske skla-
dovnice.
Ker so osemurna orudenenja najbolj tesno povezana z interstratificiranimi
in so tudi približno enako stara, poglejmo najprej njihove značilnosti.
Osemurna ali 120" orudenenja
Problematika osemurnih orudenenj je precej zamotana in še ni najbolj
zanesljivo rešena, saj še vedno obstajajo močno si nasprotujoča mnenja. Oseb-
no menim, da so nastala približno sočasno z interstratificiranimi rudami in
da so povezana s triasnimi paleokraškimi procesi. Osemurna orudenenja
se pojavljajo samo v zgornjem delu skladovnice wettersteinskih plasti, in to
praktično v istih nivojih kakor interstratificirane rude. Praviloma so pove-
zana z nivojem črne breče, ki že dolgo služi za vodilo pri iskanju tako inter-
stratificiranih kakor tudi osemurnih orudenenj. Medtem, ko se interstratifici-
rane rude pojavljajo na sorazmerno velikem prostranstvu, so osemurne rude
samo v Navršniku, to je v jugozahodnem delu rudišča. Tudi na Mali Peci
se pojavljajo tu in tam, le da je smer drugačna, in sicer vzhod-zahod.
Ruda osemurnih orudenenj sestoji pretežno iz galenita, limonita in cerusita.
Sfalerita je zelo malo, le tu in tam ga najdemo razpršenega v apnencu, redko-
kdaj pa v razpoki ob galenitu. Markazit je praviloma v celoti spremenjen
v limonit. Vsebnost Pb v izkopanini je v glavnem odvisna od širine galenitne
254_	Ivo Žtrucl
žile, ki pa je zelo različna, od 1 cm do 3 m, največkrat pa je njena širina
od 10 do 50 cm. 2ile niso vedno kontinuirane, pogosto se javlja ruda tudi
v obliki nepravilnih gnezd. Velikokrat so razpoke zapolnjene z glino, v kateri
najdemo ostanke rudnih gomoljev. Ker je galenit povečini zelo močno oksi-
diran, je pogosto grudast in luknjičav. Njegova hrapava oziroma močno
korodirana površja so pogosto posejana z drobnimi, 1 do 3 mm velikimi
idiomorfnimi cerusitnimi kristali (tabla 7, si. 5; tabla 8, si. 3). Ti zapolnjujejo
ludi razpoke in votlinice v galenitu. Najpomembnejša značilnost rude je
visoka stopnja oksidacije, ki se kaže v različnih oblikah.
Galenit nastopa povečini v bogatih, skorajda monomineralnih koncentra-
cijah ali pa v združbi z limonitom. Prav zaradi tega so v preteklosti rudo tudi
ročno prebirali in odvažali naravnost v topilnico. Ker so taki koncentrati
vsebovali do 50 "/o ali še več oksidnih mineralov svinca in železa, so zelo
ugodno vplivali na metalurški proces, medtem ko bi v flotaciji povzročili
precejšnje težave. Limonita je ponekod zelo veliko. Tudi tega so včasih od-
kopavali za topilnico, kjer so ga rabili kot talilo za tvorbo žlindre. V limonitu
pa je skoraj vedno tudi nekaj svinca, bodisi v sulfidni ali karbonatni obliki.
Prikamenina sestoji v glavnem iz apnenca, dolomita je zelo malo. Značilno
zanjo je, da skorajda ne kaže nikakršnih sprememb, kot je to pri večini
interstratificiranih orudenenj, pri katerih je prikamenina večidel močno dolo-
rnitizirana. Razumljivo je, da se prikamenina od primera do primera tudi pri
osemurnih orudenenjih spreminja, toda spremembe praviloma niso posledica
Pb-Zn mineralizacije, temveč so nastale med sedimentacijo ali diagenezo. Ta
ugotovitev velja tako za dolomitizacijo kakor za rekristalizacijo. Do meta-
somatskih procesov je tu in tam sicer prišlo, toda v primerjavi z obsegom teh
procesov ob prelomnicah unionskega sistema lahko rečemo, da so imeli zelo
podrejeno vlogo.
O nastanku osemurnih razpok obstajajo različna mnenja, in sicer menijo
nekateri, da gre za tektonske razpoke, drugi pa, da gre za netektonske. Ker
govori precej več dejstev za drugo razlago, se v prvo razlago ne bi spuščali.
Razpoke z značilnostmi osemurnih lahko nastanejo na morskem dnu, pri
dehidraciji ali diagenezi sedimentov. Takšne razpoke so povečini nepravilnih
oblik, ležijo pravokotno na plastovitost in so lahko globoke tudi do 150 m
in več. Osemurne razpoke niso tako globoke, največkrat segajo le 30 do 50 m
globoko od določenega nivoja skladovnice wettersteinskih plasti. Nepravilne
razširitve, oblika in raznovrstni korozijski pojavi kažejo, da so bile razpoke
podvržene kraškim procesom. Del kraških elementov je prav gotovo nastal
v bližnji preteklosti, toda vse kaže, da jih je nekaj tudi triasne starosti.
Mehke nekonsolidirane gline v osemurnih in drugih razpokah so verjetno
povezane z recentnimi procesi, drugače pa je s kon^solidiranimi glinovci, ki
sestoje iz kaolinita, muskovita, kalcita, dolomita, kremena in pirita. Ti so
skoraj gotovo nastali med paleokraškimi procesi. Ne smemo jih pa zamenjati
s tektonsko vrinjenimi skrilavci karnijske stopnje. Osemurne razpoke so bile
z rudo zapolnjene v triasu, ali bolj natančno rečeno, pred odložitvijo sedimen-
tov 1. skrilavca. To pomeni, da je ruda približno enako stara kakor interstra -
tificirana orudenenja v istem nivoju. Razlike pa se kažejo v pogojih nastanka,
ki odsevajo predvsem v mineralni ter kemični sestavi rude in prikamenine.
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	255
V interstratificiranih rudah je razmerje med svincem in cinkom 1 : 1 do
3 : 1 v korist svincu, v osemurnih pa 6:1 do 40 : 1. Interstratificirane rude
so nastale sočasno z dolomitom oziroma z diagenetskimi procesi sedimenta,
osemurne razpoke pa so bile zapolnjene po diagenezi neposredne prikamenine,
tako da jih lahko smatramo za epigenetske tvorbe.
Čeravno je kombinacija orudenelih razpok in interstratificiranih rud mi-
kavna za hidrotermalno razlago, je zelo malo verjetno, da bi z njo lahko
razložili nastanek rude v wettersteinskem apnencu. Prav tako ni znamenj
o submarinskem dovajanju ascendentnih raztopin skozi skladovnico wetter-
steinskih plasti. Tudi osemurne razpoke niso imele te vloge, čeravno bi od
vseh prišle še najprej v poštev. Toda proti temu govorijo naslednji razlogi:
—	Popolna odsotnost hidrotermalno-metasomatskih sprememb prikameni-
ne. Med apnencem in rudo je sicer ponavadi nekaj milimetrov tanka milonitna
plast, vendar je ta skoraj zagotovo nastala med oksidacijo. Rentgenska analiza
namreč kaže, da sestoji beli prašnati material iz dolomita, kalcita in sadre.
—	Ruda v osemurnih razpokah ima od vseh še najbolj enostavno mine-
ralno paragenezo in tudi slednih prvin je tu manj kakor v drugih rudah.
—	Orudenele osemurne razpoke ne kažejo nikakršnih sprememb po glo-
bini in tudi nimajo za hidrotermalne žile značilne korenine iz jalovinskih
mineralov.
—	Orudenele osemurne razpoke imajo vse značilnosti kraških razpok,
razen tega je tudi njihov položaj vezan na določene paleogeografske nivoje,
v katerih je prišlo po vseh znakih sodeč tudi do paleokraških procesov. Prav
iz slednjega pa izhaja, da je verjetno tudi nastanek rude povezan s temi
procesi.
Sistem unionskih orudenenj
Sistem orudenelih unionskih prelomnic zavzema površino približno 2 km-.
Doslej raziskana oziroma odprta višinska razlika znaša 685 m, in sicer od
985 m do 300 m. Obsega pa naslednje revirje: Barbara-vzhod (od 985 do
758 m), Igrče (od 758 do 604 m). Staro Igrče (od 900 do 664 m), Union (od
604 do 300 m) in Moring (od 604 do 300 m).
Splošna smer slemenitve unionskih prelomnic je sever-jug, vendar z raz-
ličnimi odstopanji proti severovzhodu ali severozahodu. V centralnem rudišču
vpada večina teh prelomnic proti zahodu, izjema je stropni prelom, ki vpada
proti vzhodu oziroma severovzhodu. Zunaj rudišča pa je teh prelomov precej
več, dva najbolj markantna pa sta Pečin in Ladinkov prelom.
Naklonski kot prelomov in razpok se spreminja od 25" do 80®. V zgornjih
delih so prelomnice navadno bolj strme (50" do 80"), v spodnjih pa bolj
položne, 25" do 50".
Ruda nastopa neposredno ob prelomu oziroma v razpoki, pogosto pa sega
tudi malo dlje vstran. Horizontalna dolžina rudnih teles se giblje med
5 in 100 m, včasih tudi več, njihova debelina se spreminja od 0,5 do 10 m,
poprečna pa znaša 1 do 2 m. Rudna telesa so zelo nepravilne oblike in se
položno (15" do 25") dvigajo vzdolž prelomnic proti severovzhodu.
Zelo različna je tudi vsebnost rude, in sicer se ta spreminja že na zelo
kratkih razdaljah. Spreminja se tudi razmerje med svincem in cinkom, toda
256__Ivo Žtrucl
po grobi oceni je to razmerje za celotni sistem okoli 2 : 1 v korist svincu.
Globinske razdelitve med obema kovinama ni opaziti. Znotraj posameznega
rudnega telesa je bila določena razdelitev tu in tam sicer opazna, ne moremo
pa je posplošiti za ves sistem.
Prelomov in razpok, ki pripadajo unionskemu sistemu, je mnogo, toda
orudenih je sorazmerno malo. Zakaj je prišlo ravno na območju revirjev
Barbara-vzhod, Igrče, Union in Moring do tako velikih koncentracij svinčevo-
cinkove rude, ostaja še vedno uganka. Najbolj orudene unionske prelomnice
v tektonskem pogledu komajda kaj pomenijo, ker so bili premiki vzdolž njih,
če jih primerjamo z drugimi prelomnicami, minimalnimi. Orudene prelomnice
so bile morda bolj odprte kot druge, toda to ne more biti edini razlog, da
so tu nastala tako bogata in velika Pb-Zn orudenenja. Najbolj verjetna se
mi zdi razlaga, da je bila na tem območju od pliocena sem neka geokemična
bariera, ob kateri je prišlo do izločanja rudnih komponent iz talne vode.
S tem bi lahko razložili tudi posamezne razlike v mineralni, geokemični,
pa tudi izotopni sestavi žvepla sulfidnih mineralov. Več o tem bo govora,
ko bomo obravnavali oksidacijo rude. Tu in tam najdemo sicer tudi ob večjih
prelomih svinčevo-cinkovo rudo, vendar se ta navadno razlikuje od tipične
unionske rude, najsi bo to po strukturi in teksturi, načinu pojavljanja, po
prikamenini in ne nazadnje tudi po količini in njeni pomembnosti. Povečini
gre bolj za posamična, različno velika in nepravilna rudna telesa, ki ne nasto-
pajo vedno ob prelomu, temveč v različnih razdaljah od njih. Tovrstna rudna
telesa srečujemo ob Pecinem, helenskem, stropnem, Pikovem in Ladinkovem
prelomu. Rude se pojavljajo tudi ob tektonskih strukturah, ki so mlajše od
unionskega sistema, kot na primer ob severnem karavanškem narivu (Kotijo,
Ocvirk) ter ob plešivskem (Vernica) in mučevskem prelomu.
Čeravno uvrščamo rudna telesa unionskega sistema v glavnem med post-
tektonska, je že zdavnaj znano, da so se tektonski procesi nadaljevali tudi še
potem, ko je bila ruda večidel že odložena. Dokazov za to je precej, najsi
bo v makroskopskih ali mikroskopskih dimenzijah. Med najbolj vidnimi do-
kazi je treba omeniti tako imenovana svinčeva tektonska ogledala in galenit
s strukturo svinčevega repa (tabla 7, si. 6). Za nastanek teh struktur sicer
niso potrebni veliki premiki, in kot kaže, zadoščajo že tudi najmanjši premiki
za nekaj milimetrov ali centimetrov. Največ dokaznega gradiva pa nam
nudijo mikroskopske raziskave, s katerimi lahko predvsem v rudnih brečah
ugotavljamo tudi po več faz drobljenja.
Glede starosti in pogojev nastanka rude je bilo v preteklosti precej dilem,
ki pa tudi še danes niso povsem odpravljene. Nekateri dobri poznavalci vzhod-
noalpskih rudišč, med njimi zlasti Kostelka in Friedrich (glej Fab-
jančič, 1965) so videli v sistemu unionskih prelomnic stare triasne labilne
cone in razpoke, ki naj bi pozneje spet oživele. Kostelka (1965) je menil,
da so bile unionske razpoke dovodni kanali, skozi katere naj bi prihajale
raztopine iz globine in se iz njih tudi izlile v morje, kjer so potem nastala
singenetska sedimentna rudišča. Ker segajo v vzhodnem delu severnih Kara-
vank svinčevo-cinkove rude najgloblje v talnino triasne skladovnice — v
unionskem sistemu do 650 m pod 1. skrilavec, v Topli pa celo v srednji del
anizijske stopnje, je Kostelka sodil, da se je tudi proces mineralizacije
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	257
tu začel prej kakor v zahodnem delu Karavank in v Ziljskih Alpah. Očitno
pa je spregledal, da imamo anizijska rudišča tudi v Ziljskih Alpah in Severnih
apneninških Alpah (Kolm, Scheinitzen, St. Veit).
Podobno mnenje je zagovarjal tudi Friedrich (glej F a b j a n č i č ,
1965), ki je videl v prelomih unionskega sistema germanotipno tektoniko, ki
se pojavlja v zgodnjih stadijih razvoja geosinklinale. Verjetno ni dvomov,
da gre pri unionskem sistemu za radialne prelome, vprašanje pa je, kdaj so
se ti prvič pojavili, ali med sedimentacijo triasnih plasti (predvsem ladinijsko-
karnijskih) ali pa pozneie. Stratigrafsko-litološka zaporedja triasnih plasti
Karavank in Ziljskih pL n prav gotovo ne govorijo v prid triasne starosti.
V obeh planinskih masivih so si triasne plasti oziroma njihova zaporedja
tako podobna, pogosto celo v centimetrskem ali decimetrskem območju, da si
je težko predstavljati, da bi lahko med njimi obstajale kakršnekoli prečne
labilne ali prelomne cone.
Kot ostale rude je tudi ruda unionskega sistema dokaj revna z vrstami
primarnih mineralov, lahko bi celo rekli, da je še bolj revna kot ruda inter-
stratificiranih orudenenij. Nekoliko bolj pestra pa je sestava sekundarnih
mineralov.
Po količini je največ galenita, ki se pojavlja v žilni in žilno-impregnacijski
obliki. Pojavlja se tudi kot vezivo breče (tabla 7, si. 1), v kokardni rudi,
v združbi s skorjasto svetlico in končno v obliki raznovrstnih slikovitih
metasomatskih struktur. Galenit je povečini ksenomorfen. Pravilne preseke
imajo v glavnem le tista zrna, ki so nastala pri drobljenju večjih ksenomorf-
nih zrn, in sicer po razkolnih ploskvah kocke. Tu in tam nastopa galenit
tudi v obliki metakristalov, toda v primerjavi z interstratificirano rudo so ti
zelo redki. Ksenomorfni galenit se je odlagal predvsem v razpokah in porah,
toda tudi metasomatoza ni redek pojav. Metasomatsko rast dokazujejo vključ-
ki kalcita in sfalerita v galenitu. Včasih je v njem tudi nekaj pirita. Velikost
galenitnih zrn in kristalnih agregatov se spreminja v zelo širokih mejah
in sicer od 0,001 mm do nekaj centimetrov. Drobnozrnati galenit nastopa
predvsem v rudnih brečah, ki sestoje včasih pretežno iz zdrobljenega mate-
riala.
Sfalerit nastopa povečini v združbi z galenitom, včasih pa tudi v samostoj-
nih koncentracijah. Javlja se v obliki raznovrstnih zrnastih nakopičenj ali
kot skorjasta svetlica. Zrnasti sfalerit vsebuje zelo malo železa, od 0,07 do
0,3 "/o, kar se kaže tudi v barvi, ki je povečini bledo rumenkasto rjava, sivo
oranžna ali rumeno rjava. Zrna merijo od 0,001 do 1 mm. Povečini so kseno-
morfna in hipidiomorfna in nastopajo bodisi posamično ali pa so razpršena,
lahko pa so tudi zraščena v raznovrstne kristalne agregate — skupke in
nize mikrometerskih ali milimetrskih dimenzij. Včasih pa so zrna tudi večja.
Za razpršena zrna je značilno, da nastopajo predvsem v mikritni ali drobno-
zrnati sparitni osnovi, v kateri se je sfalerit vraščal med kalcitna zrna ter
jih tudi nadomeščal. Metasomatsko rast dokazujejo številni drobni kalcitni
vključki, ki so v sfaleritnih zrnih pogosto tudi conarno razporejeni, tako da
dajejo sfalerita v presevni svetlobi videz conarne zgradbe kristalov.
Skorjasta svetlica je v unionskem sistemu še kar pogostna. Od svetlice
konkordantnih orudenenj pa se razlikuje po tem, da vsebuje precej manj
17 — Geologija 27
258 ____Ivo Štrucl
galenita in železovih sulfidov. Nastopa v razpokah in votlinicah, toda pogosto
jo najdemo tudi v breči, kjer obroblja kose apnenca ali stene prikamenine.
Barva sfaleritnih skorij se spreminja od umazano rdeče, rdečkasto rjave, ru-
menkasto oranžne, rumenkasto sive do sivkasto olivne. Barvni odtenki so
v glavnem odvisni od vsebnosti izomorfno primešanega železa.
Pirit nastopa v drobnozrnati kristalni in natečni obliki. Sicer pa ga je
v unionskem sistemu zelo malo. Enako velja tudi za markazit. Nikjer pa doslej
še nismo zasledili piritnih framboidov. V splošnem so piritna zrna zelo drobna,
od 0,005 do 0,5 mm. Večja pripadajo povečini melnikovitpiritu.
Od drugih mineralov so za unionsko rudo značilni predvsem kalcit, wulfenit
in descloizit. Prisotni so sicer tudi vsi drugi oksidni minerali, ki jih pa ne
moremo imeti za tipične, ker se pojavljajo tudi v drugih sistemih, in to po-
navadi v večjih in še bolj tipičnih oblikah.
Unionska orudenenja se od drugih razlikujejo zlasti po velikih količinah
kalcita. V Navršniku, Grabnu in Topli sestoji žilnina 90 do 95 "/o iz dolomita
in samo 5 do 10 "/o iz kalcita, v unionski rudi pa je to razmerje ravno obratno.
Kalcit je mlečno bel ali siv v zelo različnih odtenkih. Barva kalcita se spre-
minja od svetlo sive do zelo temno sive ali celo črne in je odvisna od količine
in vrste tujih vključkov. Običajno je kalcit srednjezrnat in debelozrnat, toda
pogosto je tudi zelo debelozrnat. Zrna so med seboj močno zraščena in tvorijo
žilnino z mozaično strukturo. V razpokah, geodah in večjih votlinah najdemo
včasih tudi lepe kristalne kopuče.
Unionska orudenenja so nedvomno mlajša od interstratificiranih. Osnovni
pogoj, prostor za odlaganje rudnih komponent, je bil ustvarjen s tektonskimi
procesi, toda ruda je tudi še pozneje utrpela vrsto tektonskih deformacij.
Ostalo so seveda opravile hidatogene raztopine (= talna voda), ki so bile dokaj
agresivne in so z raztapljanjem in metasomatozo mestoma kar precej spreme-
nile prvotni videz in značaj kamenine. S CaCO., so se obogatile največ na
mestu samem, to je pri raztapljanju apnenca oziroma pri metasomatozi. Pre-
težen del CaCO.^ se je ob koncu sulfidne faze mineralizacije ponovno izločil
iz raztopine v obliki debelozrnatega žilnega kalcita. Toda razen tektonske
predispozicije, ki je bila ustvarjena tudi marsikje drugje, so morale na ob-
močju unionskega sistema vladati neke posebne razmere, zaradi katerih je
prišlo do izločanja rudnih komponent iz vodne raztopine. Ena od možnosti je
morda sprememba prikamenine, na katero so zadele talne vode. V zahodnem
delu, v Navršniku in Triurnem rudišču, je prikamenina močno oksidiranih
interstratificiranih orudenenj dolomitna, na območju unionskega sistema pa
imamo dokaj čisti apnenec. Znano je, da se zelo lahko topljivi ZnSO^ izloči iz
vodne raztopine oziroma talne vode povečini samo v primeru, če pride do
reakcije CaCO.,. Ti pogoji pa so bili v razpokah unionskega sistema več ali
manj dani. Temu v prid govorijo tudi kokardne strukture sfalerita in skorjaste
svetlice, ki niso z apnencem samo v neposrednem stiku, temveč ga sfalerit
tudi zamenjuje. Sfaleritne skorje okrog in okrog apnenčevih odlomkov ali na
stenah razpok so praviloma zelo tanke, debele največ le po nekaj milimetrov.
Temu v prid govori tudi dejstvo, da v Navršniku kljub visoki stopnji oksida-
cije ne najdemo nikjer sekundarnih obogatitev, bodisi oksidne ali sulfidne
cinkove rude. V unionskem sistemu pa imamo oboje: sekundarne oksidne ein-
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča_45
kove rude in tudi monomineralne sulfidne koncentracije cinka (Moring-jug,
Union, Barbara-vzhod).
Da gre v unionskem sistemu za hidatogene raztopine atmosferskega po-
rekla in ne za juvenilne, lahko sklepamo tudi po vključkih v kalcitih, ki lahko
sestoje iz galenita, pirita, gline, skrilavca ali limonita.
Redkokdaj so orudenenja unionskega sistema samo iz ene vrste rude. Po-
večini prehajajo različne rude ena v drugo. Neposredno ob prelomu imamo
skoraj vedno brečasto ali žilno rudo, malo dlje od preloma pa žilno-impregna-
cijsko ali tipično metasomatsko rudo.
Nepravilna metasomatska orudenenja
Nepravilna metasomatska rudna telesa se pojavljajo po vsem rudišču. Po-
nekod lahko ugotavljamo določeno povezavo z enim od opisanih sistemov oru-
denenj, povečini pa tega ne moremo. Zelo pogosto imamo pri tem opravka
z monomineralnimi mineralizacijami, zlasti cinkovimi ozroma sfaleritnimi.
Dobesedno sicer tega ne smemo jemati, ker nastopajo v monomineralnih rud-
nih telesih, razpršeno ali v lokalnih koncentracijah tudi drugi minerali, vendar
povečini v zelo majhnih količinah. Med najbolj tipična orudenenja v tem si-
stemu sodijo cinkova orudenenja v Grabnu in Moringu ter svinčeva orudene-
nja v Starem Fridrihu in vzhodnem delu Grabna.
V grabenskem rudišču nastopajo cinkova orudenenja v glavnem v dolomi-
tiziranem grebenskem apnencu, svinčeva pa v lagunskem dolomitu. Po na-
stanku imamo torej dve povsem različni prikamenini, razen tega tudi nikjer
ni videti, da bi obstajala med obema dolomitoma kakršnakoli povezava. Po-
vsod je med njima nekaj deset metrov širok pas iz močno zmečkanega skrilav-
ca, glineno-dolomitnih breč in dolomita (si. 14). V njem naletimo tudi na večje
količine sadre in anhidrita. Tako kot sta oba rudonosna dolomita med seboj
ločena, so v njiju ločene tudi mineralizacije. To se kaže tudi v mineraloških
in geokemičnih značilnostih posameznih orudenenj. Razlike so razvidne iz
primerjave na tabeli 8.
Razlike se kažejo tudi v velikosti in legi rudnih teles. V grebenskem dolo-
mitu so rudna telesa precej večja kakor v lagunskem dolomitu, zato pa so
tudi bolj siromašna, ker je ruda bolj razpršena. Pb-Zn ruda v lagunskem do-
lomitu je navadno obdana z glinenim skrilavcem, ob katerem so praviloma
tudi večje koncentracije. Ker so vložki glinenega skrilavca oziroma vložki in
grude rudonosnega dolomita v skrilavcu zelo nepravilni, je raziskovanje in
odkopavanje rude včasih precej težavno. V grebenskem dolomitu so razmere
povsem drugačne^ ker nastopa ruda v^ glavnem v dokaj trdnem dolomitu.
Nastanek rude si lahko v obeh primerih razlagamo samo z obsežnimi meta-
somatskimi procesi. To nam pokažejo tudi strukturne značilnosti rude in pri-
kamenine. Ce pogledamo samo prikamenino, lahko ugotavljamo, da se je ta
popolnoma spremenila, tako da so od prvotnega sedimenta oziroma kamenine
vidni samo še fragmenti. V grebenskem dolomitu najdemo od prvotne kame-
nine še korale, v lagunskem pa ostanke bituminoznega dolomikrita ali dolo-
sparita. Koncentracije sulfidnih mineralov se seveda zelo spreminjajo. Med-
tem ko so revne mineralizacije običajno v obliki zelo nepravilnega spleta
260_	Ivo Žtrucl
Tabela 8. Primerjava dveh različnih orudenih dolomitov iz grabenskega rudišča
Table 8. Comparison of two different ore-bearing dolomites of the Graben ore
tankih žilic in impregnacij, so bogate koncentracije brečaste strukture. Števil-
ni karbonatni vključki, najsi bo v sfaleritu ali galenitu, so najbolj zgovoren
dokaz za metasomatsko nadomeščanje (tabla 2, si. 5). Mineralizacija je pote-
kala v več fazah. Zaporedje mineralizacije v grebenskem apnencu je razvidno
iz diagrama na sliki 15.
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	261
Podoben diagram velja tudi za mineralizacijo v lagunskem dolomitu, ven-
dar se kaže tu razlika samo v pogledu diagenetskih sprememb prikamenine.
iVIedtem ko lahko za grebenski apnenec precej zanesljivo rečemo, da je bil
prvotni sediment brez sulfidnih mineralov, tega za lagunski dolomit ne more-
mo trditi. V grebenski apnenec je prišla mineralizacija (dolomit, sulfidi in
kremen) iz drugega dela ali nivoja sedimentne skladovnice, verjetno iz mlaj-
šega, v lagunskem sedimentu pa je lahko bila mineralizacija v eni ali drugi
obliki prisotna že od samega začetka. Obstaja sicer tudi možnost, da so bile
v drugem primeru kovine sprva v glinenem sedimentu in da so pri diagenezi
migrirale v dolomit in se tam nakopičile. Ce se namreč oddaljujemo iz ob-
močja, ki je sestavljeno iz dolomita in glinenega skrilavca, tudi rude ni več,
čeravno se dolomitni razvoj še nadaljuje. Podobno velja tudi za mineralizacije
v grebenskem apnencu. Cim bolj se oddaljujemo od kontakta grebenski apne-
nec — bituminozni dolomit z vmesno rudonosno brečasto cono, tem revnejše
so mineralizacije in spreminja se tudi stopnja dolomitizacije kamenine.
Nepravilna metasomatska rudna telesa se pojavljajo tu in tam v večjem
obsegu tudi v centralni jami mežiškega rudišča in v Mučevem. Podobno kot
v Grabnu se med seboj razlikujejo tako po mineralni sestavi (predvsem po raz-
merju mineralnih komponent) kakor po prikamenini. Na Moringu in Mu-
čevem je prikamenina teh orudenenj v glavnem apnenec, v Fridrihu, Starem
Fridrihu in na Ravšarjevem pa dolomit ali dolomitiziran apnenec. Za sfaleritna
orudenenja na Moringu velja omeniti, da se ruda pojavlja včasih v zelo
čistem apnencu, brez znakov dolomitizacije. Edine spremembe v zvezi s sul-
fidno mineralizacijo se kažejo v povečani količini belega kalcita, katerega
nastanek lahko pripišemo disolucijskim procesom. Strukturne in teksturne
SI. 15. Paragenetsko zaporedje sulfidnih mineralov metasomatske rude v dolomiti-
ziranem grebenskem apnencu
Fig. 15. Paragenetic succession of sulfide minerals in metasomatic ore in the dolomi-
tized reef limestone
262 _____Ivo Štrucl
značilnosti apnenca so skorajda v celoti ohranjene, enako velja za fosilni
inventar v njem. Drugače pa je s prikamenino v ostalih revirjih. Ne samo,
da je dolomitizi rana, pogosto je tudi milonitizirana.
Geokemične značilnosti Pb-Zn orudenenj
Podobno kot parageneza mineralov nam tudi združba slednih prvin v sul-
fidnih mineralih posreduje pomembne podatke o pogojih nastanka rudišča,
predvsem pa nam omogoča ugotavljanje korelacijskih zvez med posameznimi
rudnimi sistemi ali rudišči. Sledne prvine nastopajo v sulfidnih mineralih
v dveh oblikah:
1.	kot izomorfni substituenti v kristalni mreži in
2.	kot sledni minerali.
Triasna rudišča so v splošnem zelo revna s slednimi prvinami, in to velja
zlasti za galenit. Na eni strani je to sicer ugoden ekonomski kazalec, ker
lahko dobimo iz njega brez večjih težav dokaj čist svinec s »štirimi devetkami«
(99,99'"/o), na drugi strani pa je ruda manj vredna, ker ne vsebuje srebra
ali drugih ekonomsko pomembnih elementov oziroma kovin.
Iz tabele 9 je razvidno, da vsebuje galenit sicer vse tipične sledne prvine,
toda v majhnih in spremenljivih količinah. Ag, Bi in TI so prisotni samo
v 'sledovih, nekaj več je Cu in Sb, največ pa As. Največje količine arzena
so bile ugotovljene v galenitu v združbi s skorjasto svetlico.
Sfaleriti (tabela 10) so bogatejši s slednimi prvinami, toda v primerjavi
z drugimi jugoslovanskimi rudišči so znatno bolj revni, zlasti po vsebnosti
bakra in železa. Slednjega vsebujejo od 0,1 do 2,5 "/o.
Sulfidi interstratificiranih orudenenj so s slednimi prvinami praviloma
bogatejši kakor sulfidi diskordantnih orudenenj, z izjemo molibdena, ki se
pojavlja v precejšnjih količinah zlasti v unionskem sistemu.
Jasna razlika v sestavi slednih prvin je še dokaz več, da unionske razpoke
ne morejo biti dovodni kanali za ostala triasna Pb-Zn orudenenja, ker bi
v tem primeru morali biti praviloma bogatejši s slednimi prvinami, zlasti
z bakrom in železom.
Tudi izotopne analize žvepla kažejo na to, da gre pri orudenenjih union-
skega sistema za sekundarne, premeščene obogatitve sulfidnih mineralov
(Drovenik in sod., 1970, 1980 a). Sestava žvepla v sulfidih unionskega
sistema je namreč precej bolj homogena kakor v sulfidih interstratificiranih
orudenenj.
Vrednosti Л S^" se v galenitu unionskega sistema gibljejo med — 5,38 %o
in —10,80 %() (poprečje 28 analiz je —7,17 %o), v galenitu interstratificiranih
orudenenj pa med —2,84 %(> in —17,46 %o (poprečje 12 analiz je —9,28 %o).
Ker je v interstratificiranih sulfidnih mineralih razpon vrednosti ò S^" so-
razmerno velik in ker so obogateni z lahkim izotopom žvepla, menijo Dro-
venik in sodelavci (1980 a), da je žveplo biogenega izvora. To se dobro ujema
tudi z ostalimi ugotovitvami. Za orudenenja unionskega sistema pa je zna-
čilen ozek razpon ò S'''', kar govori za homogenizacijo žvepla, s tem pa tudi
v prid premeščanju rudnih komponent.
Poprečna vsebnost kadmija v sfaleritu, izračunana iz razmerja Cd Zn v rudi
25 različnih, rudnih teles v Navršniku, Srednji coni in Moringu, znaša 0,59 "/o.
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	263
Tabela 9. Sestava slednih prvin v galenitu v /ng g
Table 9. Composition of minor elements in galena in ug g
K 1 Medplastovna metasoiratska ruda D 1 Ruda v osemurni (NW-SE) razpoki	Analitika - Analysts:
Stratabound metasomatic ore Mineralized stratabound NW-SE fissure	r- o u -, -, r, ^ .. ^
E. Schroll, Bundesversuch und
K 3 Medplastovna rudna breča D 2 Ruda vzdolž posttriasnih prelomov	Forschungsanstalt Arsenal - Wien
Stratabound ore breccia unionskega sistema	„ r^^iw--
Ores bound to post Triassic faults, ^IS
called Union System
264 			Ivo Štrucl
Tabela 10. Sestava slednih prvin v sfaleritu v ixg!g
Table 10. Composition of minor elements in sphalerite in /xglg
K 1 Medplasto^/na metasoratska ruda D 2 Ruda vzdolž posttriasnih prelomov	Analitika - Analysts :
Stratabound metasomatic ore unionskega sistema	r- o i. т i n ^
Ores bound to Dost Triassic faults Schroll, Bundesversuchs und
K 3 Medplastovna .-udna creča J™ S st tauits,	Forschungsanstalt Arsenal - Wien
Stratabound ore breccia ^ mon y em	(2-6)
D 3 Metasomatska ruda diskordantnih .. n^ i».--
D. Simetinger, Rudnik Mežica
orudenenj 7-11)
Unconformable metasomatic ore '
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	265
Tabela 11. Sestava glavnih slednih prvin v sfaleritu
Table 11. Composition of the main minor elements in sphalerite
Vrednosti Fe, Cd in Ge so preračunane na vsebnost 64,00 % Zn
The values of Fe, Cd and Ge are calculated to the content of 6M.00 % Zn
K 1 Medplastovna metasomatska ruda
Stratabound metasomatic ore
K 3 Medplastovna rudna breča
Stratabound ore breccia
D 2 Ruda vzdolž posttriasnih prelomov unionskega sistema
Ores bound to post Triassic faults, called Union system
D 3 Metasomatska ruda diskordantnih orudenenj
Unconformable metasomatic ore
Analize so bile narejene v laboratoriju mežiškega rudnika
The samples were analyzed in the laboratory of the Mežica mines
266 _____Ivo Štrucl
Tabela 12. Kemična sestava tipičnih rudnih ritmov
Table 12. Chemical composition of typical ore rhythmites
Analize so bile narejene v laboratoriju mežiškega rudnika, (analitik D. Simetinger)
The samples of ore rhythmites were analyzed in the laboratory of the Mežica mines (analyst D. Simetinger)
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	267
vendar se spreminja v zelo širokih mejah, od 0,2 do 2,35 Vo. Ce jih primerjamo
z vsebnostmi Cd v cinkovih rudah unionskega sistema in dolomitiziranega
grebenskega apnenca grabenskega rudišča, lahko ugotovimo, da so višje, tako
po poprečni vsebnosti Cd, kakor tudi po najvišji vsebnosti. Poprečna vsebnost
Cd v sfaleritu teh orudenenj znaša namreč samo 0,46 "/o, spreminja pa se
od 0,2 do 0,8 "/o. Sestava glavnih slednih prvin v sfaleritu, preračunana na
enotno vsebnost Zn, je prikazana v tabeli 11.
Iz tabele 12 je razvidna kemična sestava nekaj značilnih rudnih ritmitov
iz revirjev, kjer so najbolj pogosti. Kot vidimo, so zelo različni, bodisi po
sestavi glavnih komponent ali po sestavi rudnih in slednih prvin. Razmerje
Ca Mg se giblje v rudnih ritmitih v zelo širokih mejah, od 1,58 do 52,21,
to pomeni, da so sestavljeni iz skoraj vseh različkov apnenčevo-dolomitnih
kamienin.
Kot je bilo že omenjeno, se apnenčeve in dolomitne plasti oziroma lamine
pogosto med seboj menjavajo. Velike razlike se kažejo tudi v vsebnosti SÌO2,
ki se giblje od 0,46 do 47,30 "/0. Pretežni del odpade na glinene primesi, toda
včasih je tudi veliko kremena. Po vsebnosti SÌO2 se rudni ritmiti tudi razli-
kujejo od neposredne prikamenine, ki je v splošnem zelo revna s SÌO2, saj
ne vsebuje v poprečju več kot 0,16 "/0. Zelo različna je tudi sestava rudnih
komponent. Največ je sfaleritnih ritmitov, toda tudi galenitni ritmiti v me-
žiškem rudišču niso redkost. Najbolj presenetljive so pravzaprav analize
slednih prvin, ker kažejo povsem druge vrednosti kakor analize sulfidnih
mineralov ostalih rudnih koncentracij. Na prvi pogled te vrednosti sicer
niso kaj dosti večje, toda če upoštevamo, da se nanašajo na sorazmerno
nizke vrednosti Pb in Zn, so razlike precej očitne. Sfaleriti v rudnih ritmitih
so bogatejši s kadmijem kakor sfaleriti metasomatske rude. Ker je bilo anali-
ziranih le 9 vzorcev, tega zdaj morda še ne bi smeli posplošiti, vendar je
zanimivo, da je bilo od 9 vzorcev kar 6 takih z vsebnostjo kadmija nad
0,50 "/o; v enem pa je bila vsebnost kadmija celo 2,35 "/o, in sicer v sfaleri-
tu edinega interstratificiranega orudenenja v unionskem revirju (odkop št. 1
na 15. obzorju). Seveda gre za preračunane vrednosti iz razmerja Cd, Zn.
Oksidacija Pb-Zn orudenenj
Vsako rudišče ali orudenenje, ki je dalj časa izpostavljeno oksidacijskim
in drugim fizikalno-kemičnim učinkom supergenih procesov, zgubi prej ali
slej del svoje prvobitnosti, ne samo zaradi sprememb v mineralni sestavi
ali morfoloških značilnostih rudnih teles, temveč tudi zaradi delne ali popolne,
predvsem pa različne in selektivne prerazporeditve — migracije posameznih
mineralnih komponent. Mežiško rudišče in seveda tudi ostala karavanška
rudišča so bila v preteklosti izpostavljena dokaj intenzivni oksidaciji. Po-
sledica se kaže v tem, da se prek 20 "/o svinca in okoli 30 do 40 % cinka javlja
v obliki raznovrstnih oksidnih spojin. Razen tega moramo upoštevati tu še
veliko migrativno sposobnost cinka, zaradi katere je bilo osiromašeno celotno
rudišče ali vsaj posamezni njegovi deli.
Stopnja oksidacije se v mežiškem rudišču zelo spreminja. Ponekod, na
primer na Mali Peci, v Heleni, Igrčem in Navršniku, so posamezna rudna
268_	Ivo Žtrucl
telesa oksidirana od 50 do 90 '"/o, drugod, v Grabnu, Moringu in Unionu, pa
niti 5 do 10 "/o. Zanimivo je, da globina tu niti ne igra dominantne vloge.
Močno oksidirane rude ne najdemo samo v zgornjih delih rudišča oziroma
nad prvotnim nivojem podtalnice, temveč tudi v najnižjih delih, in to celo
300 m in več pod tem nivojem. Kako različna je oksidacija, je razvidno iz
pogostnostnih diagramov na sliki 16. Pri proučevanju stopnje oksidacije rude
posameznih rudnih sistemov nastane vtis, da so bile rude podvržene oksidaciji
že v triasu, ob njihovem nastanku ali neposredno po njem. K temu nas na-
vajajo podatki o oksidaciji interstratificiranih in osemurnih (120") žilnih
orudenenj. Mnoga od njih, zlasti tista, ki so 50 do 60 m oddaljena od 1. skri-
lavca, so namreč izredno močno oksidirana, in to ne glede na globino, v kateri
nastopajo. Naj omenimo samo močno oksidirana orudenenja na 14. (+ 492 m),
15. (+371 m) in 16. obzorju (+ 348 m) v rudišču Navršnik, kjer se giblje
stopnja oksidacije osemurnih in tudi nekaterih interstratificiranih orudenenj
med 40 in 90 "/o. Ta del rudišča pa je bil pred rudarjenjem najmanj 300 do
400 m pod nivojem podtalnice. Razmeroma močno oksidirana so tudi inter-
stratificirana orudenenja na koti + 300 m v revirju Moring.
Tabela 13 nam pokaže stopnjo oksidacije po posameznih revirjih. Iz nje
je razvidno, da je grabensko rudišče najmanj oksidirano, čeravno je naj-
bližje površje. Razen tega niti nima vodoneprepustnega pokrova, kakršen
je na primer nad centralnim rudiščem. Seveda so bila tudi v grabenskem
rudišču nekatera rudna telesa močneje oksidirana, zlasti v zahodnem delu,
toda v glavnem v višjih legah. Prav tu smo našli tudi redke svinčeve oksidne
minerale, kot so: minij — Pb^O^, litargit — « PbO in masikot — PbO
(Grafenauer, 1959).
Število vzorčevanih odkopov U2 - Number of sampled stopes 142
SI. 16. Pogostnostna diagrama stopnje oksidacije svinca in cinka 142 različnih odkopov
(po podatkih vzorčevanja iz leta 1963)
Fig. 16. Frequency of degree of oxidation of lead and zinc from 142 different stopes
(after sampling data from 1963)
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča_55
Tabela 13. Stopnja oksidacije Pb-Zn rude v posameznih revirjih mežiškega rudnika
Table 13. Degree of oxydation of Pb-Zn ores in individual mine districts of the Me-
žica mines
Vrednosti V tabeli so iz enkratenga vzorčevanja po odkopih v letu 1963
The values in the table are the result of a single sampling of stopes in-1963
K 1 Metasomatska ruda Interstratificiranega orudenenja
Stratiform metasomatic ore
K 3 Rudne breče interstratificiranih orudenenj
Stratiform ore breccia
D 1 Rude V subvertikalnih NW-SE razpokah (osemurna orudenenja)
Ores in subvertical NW-SE fissures
D 2 Rude vzdolž prelomov in prelomnih con N-S (unionski sistem)
Ores linked to N-S faults and fault-zones (Union system)
D 3 Diskordantna metasomatska orudenenja
Unconformable metasomatic ores
Regionalni in lokalni povzročitelji oksidacije
Klima
Ce bi zadostovala analiza sedanje klime, bi bil problem razmeroma enosta-
ven. Ker pa je rudišče prestalo celo vrsto različnih klimatskih obdobij, je
problematika precej bolj zamotana. Sedanja klima kaže vse značilnosti alp-
skega podnebja z velikimi temperaturnimi kolebanji v vseh letnih časih,
z dolgotrajnimi zimami in kratkimi poletji. Poprečna letna temperatura je
8,3 "C, padavin pa je sorazmerno mnogo. Desetletno poprečje 1970 do 1979
na hidrometeoroloških postajah v Topli, Heleni in Mežici znaša 1.394 mm,
petindvajsetletno od 1945 do 1971 pa 1.312 mm leto. Toda odkar je bilo ru-
dišče na prelomnici med miocenem in pliocenom dvignjeno, to je približno
pred 7 milijoni leti, je prešlo skozi različna klimatska obdobja — subtropsko
in sredozemsko ter ledena in medledena obdobja. Ne nazadnje moramo upo-
270_	Ivo Žtrucl
števati še paleoklimatske razmere tistega časa, ko je rudišče nastajalo, in
sicer pred odložitvijo glinenih usedlin 1. skrilavca karnijske stopnje. Kot
je bilo že rečeno, je prišlo med odlaganjem sedimentov wettersteinskih plasti
večkrat do regresije morja, s katero so bili seveda podani tudi pogoji za
oksidacijo. Območje z lagunskimi sedimenti je bilo zadnjič popolnoma razkrito,
ko je nastala črna breča, ki je okrog 10 m oddaljena od 1. skrilavca. Po flori
in favni v wettersteinskih plasteh sodimo, da je bila klima subtropska, torej
so bili pogoji za oksidacijo in kraške procese več kot idealni.
Vse te različne klimatske razmere so seveda tudi na različne načine in
z različno učinkovitostjo vplivale na potek in globino oksidacijskih procesov.
Tektonsko-morfološka zgradba
Severne Karavanke so po tektonskih in morfoloških značilnostih zelo raz-
gibano in sorazmerno mlado gorovje, Tektonska zgradba je bila zaključena
v pliocenu.
Dokaze za to najdemo v brečah in konglomeratih, ki so mlajši od zgornje-
miocenskih (sarmatskih) plasti leške in mežiške kadunje. Medtem ko so sar-
matski glineni sedimenti, ki so bili odloženi na paleozojskih kameninah,
v glavnem še brez komponent iz skladovnice mezozojskih kamenin, sestoje
konglomerati in breče pretežno iz njih. Razen njih pa najdemo še prodnike
tonalita, smrekovškega andezita in seveda tudi paleozojskih kamenin.
Severne Karavanke so razkosane na številne tektonske enote, toda v po-
dolžni smeri se precej jasno ločijo tri večje cone: južna, centralna in severna
narivna cona. Za proučevanje problematike oksidacije je pomembna pred-
vsem centralna cona, v kateri nastopajo praktično tudi vsa najvažnejša
Pb-Zn nahajališča. Centralna cona daje severnim Karavankam visokogorski
značaj, ne samo zaradi največjih višin, temveč tudi zaradi skalnatih in
drugih geomorfoloških ter visokogorskih kraških značilnosti. Počez je razko-
sana s številnimi prelomi z zelo različnimi elementi premikanja, ki se seveda
zrcalijo tudi v geomorfoloških značilnostih ipokrajine.
Močno izstopajoča grebena Pece in Uršlje gore sta tektonsko dvignjeni
grudi. Ker sta večidel zgrajeni iz wettersteinskega apnenca, se tudi po geo-
morfoloških začilnostih precej razlikujeta od sosednjih, manj visokih gora
in grebenov.
Centralni revirji mežiškega rudnika — Navršnik, Moring, Triurno rudišče.
Srednja cona, Union, Igrče, Barbara, Fridrih in Stari Fridrih — ležijo med
dvema velikima prelomoma, Pecinim in Sumahovim, med katerima je cela
vrsta več ali manj vzporednih, velikih in malih prelomov, ki dajejo rudišču
značilno stopničasto zgradbo. Ta je na območju rudišča izrazito monoklinalna;
pri tej vpadajo plasti v glavnem proti jugovzhodu pod kotom 40 do 60". Wet-
tersteinski apnenec je razkosan tudi še s številnimi drugimi prelomi in raz-
pokami, zlasti z medplastovnimi in prečnimi na plastovitost.
Prav zaradi močne razpokanosti apnenca in velikega padavinskega za-
ledja na Peci, Mali Peci in Sumahovem vrhu je mežiški rudnik s stalnim
dotokom vode od 40 do 45 m^ min najbolj vodonosen izmed vseh jugoslovan-
skih rudnikov.
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča_57
Vloga prikamenine pri oksidaciji
Neposredne odvisnosti med vrstami prikamenine in stopnjo oksidacije ni
opaziti. To nam potrjujejo tudi naslednje primerjave. V pretežno dolomitni
kamenini nastopajo Pb-Zn rude v Navršniku, Starem Fridrihu, Topli in
Grabnu. V prvih dveh revirjih je ruda močno oksidirana, v drugih dveh pa
zelo malo. Ce naredimo podobno primerjavo z orudenenji v apnencu, vidimo,
da je tudi v njem stopnja oksidacije zelo različna. Zelo močno so na primer
oksdirane rude v osemurnih razpokah in zgornjem delu unionskega sistema,
interstratificirane rude v srednji coni pa so oksidirane zelo malo. Edina razlika
med eno in drugo vrsto prikamenine ter oksidacijo se kaže v tem, da v dolo-
mitu nikjer ne najdemo koncentracije smithsonita, medtem ko so v apnencu
te koncentracije sorazmerno pogostne.
Praviloma so v apnencu tudi večje in širše razpoke, po katerih se talna
voda hitreje pretaka in je zato tudi bolj bogata s kisikom. Prav zato so rude
v razpokah praviloma tudi najbolj oksidirane. Pri tem zlasti prednjačijo
osemurne razpoke, v katerih je stopnja oksidacije več kot 40 ^/0, in to ne-
odvisno od globine. Drugače je v unionskih razpokah, v katerih pa lahko
ugotavljamo določene spremembe z ozirom na globino (glej tabelo 14).
Toda v unionskem sistemu se stopnja oksidacije lahko spreminja na isti
višini — obzorju že na zelo kratki razdalji. Najvišjo stopnjo oksidacije kažejo
praviloma orudenenja z wulfenitom, v katerih praktično ni sfalerita.
Vpliv primarne mineralne sestave na oksidacijo
Mineralna sestava igra pri oksidaciji zelo pomembno vlogo. Cim več je
sulfidov skupaj, tem bolj in hitreje pride tudi do oksidacijskih procesov. V glav-
nem pripisujemo to elektropotencialnim razlikam posameznih mineralov. Elek-
trični tok teče namreč od minerala z višjim potencialom k mineralu z nižjim,
zaradi česar se v slednjem pospešuje proces raztapljanja in oksidacije. Primar-
ni minerali imajo naslednje potencialne vrednosti: markazit 0,37, pirit 0,18, ga-
lenit 0,15 in sfalerit od — 0,20 do — 0,40. Povsod, kjer je v rudi več markazita,
je stopnja oksidacije večja kakor tam, kjer tega minerala ni. Najbolj se to
Tabela 14. Stopnja oksidacije rude v sistemu unionskih razpok
Table 14. Degree of oxydation in the ores linked to the faults of the Union
system (N-S)
272_	Ivo Žtrucl
pokaže v osemurnih orudenenjih, iz katerih je sfalerit vsaj v 95 % primerov
povsem izginil. Enako bi se verjetno zgodilo tudi z galenitom, če se ne bi
pred nadaljnjo oksidacijo zavaroval s težko topno plastjo oksidnih mineralov.
Podobne primere srečujemo tudi v sistemu interstratificiranih orudenenj,
v katerih je markazit sorazmerno pogost mineral. Toda skoraj v vseh prime-
rih lahko ugotavljamo, da je markazit tudi močno oksidiran. V mnogih pri-
merih je ves spremenjen v goethit, v katerem tu in tam še odsevajo njegove
strukturne značilnosti. Povsem drugače pa je z monomineralnimi orudenenji,
v katerih je stopnja oksidacije praviloma zelo nizka. Najbolj nam to pokažejo
velika ZnS orudenenja v Grabnu in v južnem delu Moringa med 6. in 10.
obzorjem. V slednjem imamo celo tipičen primer obrnjene globinske razpo-
reditve oksidacije. V zgornjih delih je ruda namreč manj oksidirana kakor
v spodnjih obzorjih + 332 in + 300 m.
SI. 17. Hidrogeološka skica širše okolice mežiškega rudišča
Fig. 17. Hydrogeological sketch map of the broader surroundings of the Mežica mine
1 vodoprepustne (zakrasele) wettersteinske plasti, 2 zgornjetriasne in jurske karbonat-
ne kamenine z neprepustnimi plastmi glinenih skrilavcev ter laporjev, 3 magmatske
kamenine (granodiorit, granit-porfir in tonalit), 4 vodoneprepustne kamenine (paleo-
zojski metamorfni skrilavci, permske in triasne plasti, miocenske gline), 5 smer tokov
podzemnih vod, 6 najpomembnejši prelomi, 7 severni karavanški nariv, 8 črpalna po-
staja na koti + 300 m
1 permeable (karstified) Wetterstein beds, 2 Upper Triassic and Jurassic carbonate
rocks with impermeable beds of claystones and marls, 3 igneous rocks (granodiorite,
granite porphyry, tonalité), 4 impermeable rocks (Paleozoic schists, Permian and
Triassic beds, Miocene clays), 5 direction of the groundwater flow, 6 the most impor-
tant dislocations, 7 the North Karavanke overthrust, 8 pumping station on the mine
level + 300 m
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča_273
Kot primer neenake oksidacije v odvisnosti od mineralne sestave lahko
omenimo rudo v rudnem telesu št. 2 na obzorju + 815 m v revirju Barbara-
vzhod. V njem so v južnem delu odkopavali monomineralno, neoksidirano
ZnS rudo, le nekaj metrov severno od nje pa zelo močno oksidirano svinčevo
rudo z veliko limonita in z zelo malo ali nič sfalerita.
Cirkulacija in kemične značilnosti talne vode
Iz geološke skice (si. 17) in profila (si. 18) je razvidno, da prihaja voda
v centralno rudišče v glavnem z območja Pece, kjer je wettersteinski apnenec
razkrit na sorazmerno veliki površini. Hidrogeološke raziskave z barvanjem
snežnice v letu 1981 so pokazale, da rabi voda za pot od vrha Pece do središča
jame na koti r 300 m okrog dva meseca, to pomeni, da teče s hitrostjo od
0,08 do 0,12 cm s. Nad samim rudiščem je wettersteinski apnenec v večjem
delu pokrit s karnijskimi sedimenti v katerih se menjavajo za vodo nepre-
pustne kamenine z visečimi vodonosniki. Del talne vode prihaja v rudnik
skozi manjša tektonska okna v Heleni in Fridrihu ter z območja vzhodno od
Šumahovega preloma.
SI. 18. Shematski geološki profil skozi mežiško rudišče
Fig. 18. Schematic geological cross-section of the Mežica ore deposit
1 zgornjetriasne kamenine, 2 wettersteinske plasti, 3 Pb-Zn orudenenja, 4 črpalna
postaja v Unionu, 5 nivo talne vode pred odpiranjem rudnika, 6 sedanji nivo talne
vode, 7 prelomi
1 Upper Triassic rocks, 2 Wetterstein beds, 3 Pb-Zn ore bodies, 4 pumping station in
the Union district, 5 ground water level before opening of the mine, 6 the present
ground water level, 7 faults
18 — Geologija 27
274_	Ivo Žtrucl
Zaradi velikih višinskih razlik med ponori na Peci in izviri v dolini ter
zaradi razpokanosti in zakraselosti apnenca je bila cirkulacija talne vode
skozi rudišče zmeraj zelo intenzivna. Danes, ko so z rudarskimi deli prispeli
do kote + 300 m, znaša višinska razlika 1.800 m, pred začetkom rudarjenja
pa je bila 1.540 do 1.600 m. Razumljivo je, da so se ti podatki od pliocena
sem močno spremenili, vendar lahko po tektonski zgradbi sklepamo, da so
bile tudi v daljnji preteklosti razmere podobne, le s to razliko, da je bil nivo
talne vode precej višji in da je segal v samem rudišču celo do 1. skrilavca.
Od zadnje ledene dobe sem se je korito Meže med Žerjavom in Mežico znižalo
za okrog 150 m. Na to nas navajajo ostanki starih rečnih teras, ki jih najdemo
po vsej dolini, med drugim tudi nad Orešnikom na Poleni na nadmorski
višini + 640 m. Nivo talne vode se v danem obdobju torej ni spreminjal
samo v odvisnosti od klimatskih razmer, temveč tudi zaradi morfoloških
sprememb v ponornem in izvirnem območju. V preteklosti je prišlo prav
gotovo do močnega mešanja podzemnih vod, zaradi katerega so lahko v rudi-
šču nastajale geokemične bariere. Izotopne analize so pokazale, da znaša doba
mešanja padavinske in podzemeljske vode okrog 5 let.
Kemična sestava vod iz vodonosnikov wettersteinskega apnenca je razvidna
iz analiz na tabeli 15. Prve tri analize so iz mežiške jame, druge tri pa iz
okolice. Razlike so očitne, zlasti po vsebnosti Pb, Zn in SO^^" toda razlike
se kažejo tudi v prevodnosti vode, trdoti in vsebnosti drugih elementov.
Razlike so tudi dovolj velike, da lahko hidrokemične raziskave uporabimo
kot regionalno prospekcijsko metodo. Iz več analiz jamske vode povzamemo,
da znaša poprečna vsebnost Pb 0,01, Zn pa 0,05 mg 1. Ce upoštevamo te vred-
nosti in še odtok vode iz jame, ki znaša 40 m^ min, lahko ugotavljamo, da se
rudišče letno osiromaši za 210 kg svinca in za petkrat toliko cinka, to je
1051 kg. Na prvi pogled to sicer niso tako velike količine, če pa upoštevamo
pri tem še čas, tudi niso tako majhne. Razen tega moramo tu še upoštevati,
da je rudišče danes že precej odkopano, saj je bilo doslej odkopano prek
16 milijonov ton rude. S04^~ se spreminja v jamski vodi od 35 do 161 mg/l,
poprečje 15 analiz pa znaša 72,5 mg/l Po kemični sestavi vode lahko torej
sodimo, da je prišlo v rudišču zaradi oksidacijskih procesov do zelo velikih
sprememb, ne samo v mineralni sestavi, temveč tudi zaradi osiromašitve in
premestitve rudnih komponent.
Danes je odtok podzemeljske vode zaradi rudarskih del prav gotovo hitrejši
kakor takrat, ko se je voda še izlivala skozi kraške razpoke v doline. Tempe-
ratura vod iz wettersteinskih plasti se giblje med 6,5" in 9 "C, torej okrog
poprečne letne temperature. Toda kot kaže, lahko nastopajo lokalno tudi višje
temperature. Na to nas opozarjajo navedbe T e 11 e r j a (1896) o toplem vrelcu
(22,5 "C) v Mušeniku, ki je zaradi rudarskih del usahnil. Ena od možnih in tudi
precej verjetnih razlag je, da pripišemo povišano temperaturo oksidacijskim
procesom v zaledju izvira.
Oksidacija sulfidnih mineralov
Iz mnogih različnih analiz ugotavljamo, da se stopnja oksidacije v kara-
vanških rudiščih giblje v zelo širokih mejah, in sicer od 2 do 100 "/o. V zvezi
s tem so nastali tudi skoraj vsi tehnološki in ekonomski problemi pri pridobi-
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	275
Tabela 15. Kemična sestava talne vode iz wettersteinskih plasti
Table 15. Chemical composition of the groundwater in Wetterstein beds
Analize so bile narejene v kemičnem laboratoriju Železarne Ravne
The waters were analyzed in the chemical laboratory of the Iron-works Ravne
vanju mineralnih komponent. Oksidacija je prinesla v sicer zelo enostavno
mineralno paragenezo primarnih mineralov celo vrsto novih, spremenila pa jo
tudi strukturne in teksturne značilnosti ter fizikalno-kemične lastnosti rude
in prikamenine.
V oksidacijski coni nastajajo najrazličnejši kemični procesi, zaradi katerih
se delno ali popolnoma razkrajajo sulfidni minerali. Migrira predvsem žveplo,
toda prav tako tudi nekateri drugi elementi. Ker nastajajo praviloma najprej
sulfati, ki so v vodi večinoma zelo topni, pomeni oksidacija tudi izluženje.
Oksidacija poteka v vodi, ki je bogata s kisikom, po naslednjih reakcijah
{Smirnov, 1954):
Hitrost posameznih reakcij je odvisna od različnih činiteljev: topnosti nasta-
lih sulfatov, temperature, velikosti in površine dotika vode in sulfida, topnosti
sulfidov, hitrosti obnavljanja vode, stabilnosti določene modifikacije itd.
Ker igrata markazit in pirit v oksidacijskem procesu v mežiškem rudišču
zelo pomembno vlogo, si poglejmo najprej oksidacijo teh dveh mineralov. Iz
številnih poskusov in terenskih opazovanj sledi, da poteka oksidacija po
naslednjih reakcijah (Smirnov, 1954) :
276		Ivo Žtrucl
Oksidacija je torej večstopenjska in se odvija po tem vrstnem redu:
Limonit je končni proizvod oksidacije in je eden najbolj stabilnih mineralov
oksidacijske cone. Pogosto se pojavlja tudi povsem sam, brez drugih mineralov,
zlasti v osemurnih (120") razpokah in posameznih delih interstratificiranih
orudenj. Minerali, ki izhajajo iz vmesnih stopenj oksidacijskega procesa, so
v mežiškem rudišču sorazmerno redki. Tu in tam se sicer pojavlja melanterit,
toda povečini gre za recentne tvorbe v starih rudarskih delih ali razpokah nad
nivojem podzemeljske vode.
Sulfat dvovalentnega železa je v slabo kislih raztopinah ob prisotnosti
prostega kisika zelo nestabilen in se kaj hitro spremeni v trovalentni železov
sulfat, ki je prav tako nestabilen, zlasti v slabo kisli in nevtralni sredini.
Fe2(S0J.( namreč hitro hidrolizira in koagulira, izločeni gel pa se z razvodnja-
vanjem spremeni v limonit.
Oksidacija pirita je pomembna predvsem zategadelj, ker nastajajo vmesni
in stranski proizvodi, ki nadaljnjo oksidacijo še pospešujejo, in to ne samo
lastno, temveč tudi drugih mineralov. Iz naslednjih reakcij po Smirnovu
(1954) je razvidna vloga trovalentnega železovega sulfata, ki je znan kot močan
oksidant:
Trovalentni železov sulfat reagira s karbonati praviloma po naslednji
formuli:
Na ta način nastajajo tudi razne psevdomorfoze limonita po karbonatnih
mineralih.
Fe2(S04);, je tudi eden glavnih nosilcev kisika za oksidacijo globljih delov
rudišča, kjer v vodi ni več prostega kisika. Iz pirita in markazita nastane tudj
sorazmerno največ proste žveplove kisline, ki v procesu oksidacije tudi igra
pomembno vlogo. Pri nekaterih procesih nastaja tudi prosto žveplo, ki pa
sorazmerno hitro oksidira v SO.¡ in SOo in je zato bolj redko. Tu in tam pa ga
najdemo tudi v mežiškem rudišču, zlasti v višjih legah, nad nivojem pod-
zemne vode.
Sfalerit spada v skupino sulfidov, ki so najlaže podvrženi procesu oksidacije,
zlasti če so v združbi z drugimi sulfidi. V združbi z markazitom oksidira sfalerit
10 do 14-krat hitreje, kakor če se pojavlja sam. Tudi v mežiškem rudišču imamo
za to mnogo dokazov. Dovolj je, da primerjamo med seboj stopnjo oksidacije
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča_277
monomineralnih ZnS orudenenj grabenskega rudišča in osemurnih orudenenj.
V prvih znaša stopnja oksidacije 5,5'"/o. iz osemurnih orudenenj pa je praktično
ves cink migriral, in če ga je kaj ostalo, ga je poprečno 63 "/o v oksidni obliki.
Sicer pa je poprečna vsebnost Zn v osemurnih orudenenjih samo 0,60 «/o.
Oksidacija sfalerita poteka prek ZnSO^, ki je v vodi zelo topljiv (531,2 g l
pri 18 "C). Zaradi tega ostane Zn povečini raztopljen v vodi in z njo vred tudi
zapušča orudenenje, deloma celo rudišče. Do izločanja ali oblikovanja novih
rudnih mineralov oziroma mineralizacij pride samo pod določenimi okolnostmi.
Ena od teh je, če raztopine oziroma vode z raztopljenim ZnS04 pronicajo skozi
apnenec, pri čemer nastaja smithsonit po naslednji formuli:
Razni poskusi, predvsem pa terenska opazovanja, kažejo, da vse karbonatne
kamenine niso enako primerne za ta proces, kar se kaže tudi v razširjenosti
smithsonita. V Navršniku, kjer se ruda javlja pretežno v dolomitu, kljub
intenzivni oksidaciji ne najdemo obogatitve s srnithsonitom ali hidrocinkitom,
medtem ko so le-te sorazmerno pogoste v unionskem sistemu, kjer je dosti
kalcita in čistega apnenca. Iz zgornje kemične reakcije je tudi razvidno, da
nastaja ob smithsonitu tudi sadra, ki prekine nadaljnjo reakcijo med CaCO.¡
in ZnSO^. V splošnem pa poteka ta proces zelo počasi in je odvisen od raznih
okolnosti — cirkulacije vode, značilnosti in sestave karbonatnega minerala in
seveda tudi od kemične sestave vode.
Očitno pride do izločanja cinka iz talne vode še najprej in najhitreje z izpa-
revanjem. To lahko opazujemo zlasti v starih vlažnih rudarskih delih — v rovih
in odkopih, kjer se že po nekaj letih oblikujejo sigaste skorje in celo minikap-
niki iz hidrocinkita. Najlepše primere tovrstnega izločanja cinka smo našli
v Topli. Zelo lep primer ritmičnega obarjanja hidrocinkita in sadre iz zgornjega
dela mežiške jame sta opisala že Granigg in Koritschoner (1914).
Oksidacija galenita poteka, kot že omenjeno, po splošno znani reakciji:
Spočetka se proces odvija sorazmerno hitro, vendar se kaj kmalu upočasni,
če že ne ustavi. Vzrok za to je zelo majhna topnost nastalega svinčevega
sulfata, ki naredi na galenitu tanek zaščitni film. Najlepše recentne primere
tovrstne oksidacije smo lahko opazovali v Topli, ko smo rudišče po 70. letih
ponovno odprli.
Razpršena galenitna zrna so bila vsa prevlečena s tanko, plesni podobno
plastjo belega anglezita. Podobne primere najdemo tudi v drugih starih
rudarskih delih — na Mali Peci, v starem Fridrihu, Grabnu itd., s to razliko,
da niso tako vidne, ker so podobne barve, kot je prikamenina.
Zaradi slabe topnosti sulfata (0,041 g 1 pri 18 "C) svinec zelo slabo migrira.
Ob prisotnosti CO, je anglezit zelo neobstojen in se prav kmalu spremeni
v cerusit, ki je izredno težko topljiv (0,001 g 1 pri 18 "C). Zategadelj spada tudi
med najbolj stabilne minerale oksidacijske cone z zelo majhno migrativno
sposobnostjo. Povečini ga najdemo na galenitu ali znotraj njega — v razpokah,
po ploskvah razkolnosti ali v votlinicah (tabla 7, si. 2—5; tabla 8).
278_	Ivo Žtrucl
Tabela 16. Stopnja oksidacije Pb-Zn orudenenj in vsebnosti molibde-
na v njih
Table 16. Oxydation degree of Pb-Zn ores and their molybdenum
contents
Toda kljub veliki stabilnosti utrpi tudi cerusit precejšnje spremembe,
nadomeščajo pa ga lahko druge Pb spojine ali limonit. Iz rude ga lahko izlužijo
predvsem nevtralne ali slabo bazične hidrokarbonatne vode. Primere takšnega
izluževanja, kakršne v mežiškem rudišču sorazmerno pogosto srečujemo, nam
kažeta sliki 5 in 6 na tabli 8. Ob prisotnosti CO. nastaja svinčev hidrokarbonat,
ki je v vodi 20-krat bolj topen kakor cerusit. Migracija svinca je možna tudi,
če je voda zasičena z železovim sulfatom ,in če je dovolj kisla. To pa so
okolnosti, ki so vladale zlasti v zahodnem delu rudišča, to je v Navršniku
in Triurnem rudišču, kjer je bilo prvotno zelo mnogo pirita in markazita.
Ker sta oba minerala večidel spremenjena v limonit, lahko domnevamo, da so
podzemne vode, ki so se počasi premikale skozi sistem teh orudenenj, bile
kmalu zasičene z železovim sulfatom. Zaradi sproščenih količin HoSO^ pa je
bila voda bržkone tudi precej kisla. Prav v teh dveh revirjih najdemo tudi
mnogo primerov povsem izluženih orudenenj, v katerih je ostal samo še
limonit z manjšimi količinami Pb in Zn, in to pretežno v obliki oksidnih spojin.
Z oksidacijskimi procesi je povezan tudi nastanek wulfenita. Tipičen za
oksidacijsko cono je tudi descloizit, vendar ga še daleč ni toliko kot wulfenita,
ki so ga v Mežici do leta 1956 redno eksploatirali in predelovali v kalcijev
molibdat.
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	279
Tabela 17. Stopnja oksidacije Pb-Zn rude po revirjih in poprečne
vsebnosti molibdena v njih
Table 17. Oxydation degree of Pb-Zn ores in the Mežica mine di-
stricts and their average molybdenum contents
O izvoru molibdena obstajajo v glavnem tri teorije:
1.	da je prišel v oksdacijsko cono s termalnimi vodami,
2.	da izhaja iz sulfidnih mineralov rudišča in
3.	da izvira iz okolnih kamenin.
Za alpska Pb-Zn rudišča z wulfenitom prevladuje mnenje, da izhaja Mo
iz zgornjetriasnih, karnijskih in noriških kamenin. Tako mnenje je zastopal
tudi Zore (1955), ki v zvezi s tem navaja sorazmerno visoke vsebnosti
molibdena (0,01 do 0,065 "/o) v karnijskem apnencu in skrilavcu. To je sicer
povsem logičen zaključek, vendar so glede tega le še določeni pomisleki, ne
samo zaradi navedenih, morda nekoliko previsokih vsebnosti molibdena, temveč
tudi v zvezi s cirkulacijo podzemnih vod. Vse premalo namreč upoštevamo
hidrogeološke značilnosti celotnega kompleksa triasnih kamenin.
Hidrološki sistem je v zgornjetriasni skladovnici ločen od srednjetriasnega
s tremi nivoji neprepustnega skrilavca. Preden nadaljujemo diskusijo o možneni
izvoru molibdena, poglejmo nekaj podatkov o njem, predvsem o njegovi raz-
širjenosti, bodisi v obliki wulfenita ali sledne prvine v Pb-Zn rudi.
Iz tabele 16 je razvidno, da vsebnost molibdena v rudi ni neposredno
odvisna od stopnje oksidacije. Do podobnega zaključka pridemo, če primerjamo
vsebnost molibdena v rudi z njeno stopnjo oksidacije po revirjih (glej tabelo 17).
Zelo jasno je v njej vidna razlika med vsebnostjo molibdena v rudi, ki
pripada interstratificiranemu sistemu, in rudi unionskega sistema. Ce pri-
merjamo med seboj dva najbolj tipična revirja — Navršnik in Union, vidimo,
da je unionski sistem 8-krat bogatejši z molibdenom. Ce pa upoštevamo še
količine Mo v wulfenitnih nahajališčih, ki v analiziranih vzorcih niso bili
zajeti, potem je razlika med enim in drugim sistemom še nekajkrat večja.
280_	Ivo Žtrucl
Tabela 18. Kemična sestava galenita z jordisitom v " o
Table 18. Chemical composition of galena with jordisite in " „
Od okoli 80 wulfenitnih nahajališč, seveda že zdavnaj odkopanih, je bilo
le 8 vezanih na sistem interstratificiranih orudenenj, in še od teh je bilo več
kot polovica registriranih zgolj kot mineralni pojav. Razen v wulfenitu se
molibden javlja tudi v obliki jordisita, in to povečini v združbi z galenitom,
ki v primeru prisotnosti le-tega pušča na prstih črn premaz. V tabeli 13
je prikazana kemična sestava dveh značilnih vzorcev galenita z jordisitom.
Nemalokrat se pojavlja molibden tudi v cerusitu, in to v zelo različnih
koncentracijah; zato je ta lahko tudi različno obarvan. Beli cerusiti vsebujejo
do 0,4 "/o Mo, rumenkasto rjavi pa do 1,7 "/o. Da je velik del molibdena vezan
na cerusit, nam kažejo tudi razne analize kompozitnih vzorcev cerusitnih
koncentratov, ki vsebujejo od 0,2 do 0,4 "/o molibdena, seveda je del molibdenove
kovine lahko tudi v obliki wulfenita. Zanimivo je, da so čisti sulfidni minerali
sorazmerno revni z molibdenom. Galenit iz interstratificiranih orudenenj
vsebuje poprečno le 2 ug g, galenit unionskega sistema pa 3,7 //g g. V sfaleritu
je še manj molibdena. Le v enem vzorcu ga je bilo 2,4 jtig g, v ostalih pa manj
kot 0.3 //g g. Enako velja za čiste vzorce prikamenine, v katerih vsebnosti Mo
ne presegajo 3 //g g.
Molibden migrira v dveh oblikah: kot MoO.SO^ in Н.МоО^, in to samo
v kislem okolju, ko pa se to zniža, se izloči v obliki molibdatov. Tudi v mežiškem
rudišču lahko to ugotavljamo. V Navršniku, kjer je bila zaradi intenzivne
oksidacije pirita, markazita in sfalerita podzemna voda bolj kisla, nimamo
wulfenita, medtem ko ga najdemo v unionskem sistemu v precejšnjih količinah,
bodisi v obliki samostojnih koncentracij ali pa na galenitu. Očitno je moralo
biti v vodi tudi precej raztopljenega svinca, sicer bi se molibden verjetno izločil
tudi v obliki СаМоО^ oziroma powellita, zlasti tam, kjer se javlja wulfenit
v samostojnih koncentracijah brez galenita neposredno na apnencu ali kalcitu.
Iz navedenih podatkov lahko sklepamo, da je bilo tudi znotraj rudonosne
skladovnice wettersteinskega apnenca za nastanek wulfenita dovolj molibdena,
in to bržkone v obliki fino razpršenega jordisita. Vse bolj pa je očitno, da je
v razpokah in vzdolž prelomov unionskega sistema prišlo do formiranja
sekundarnih Pb-Zn orudenenj, za katere je med drugim značilna tudi povišana
vsebnost molibdena.
Najpomembnejši oksidni minerali mežiškega rudišča
Mežiški rudnik je že od nekdaj znan zlasti po wulfenitu, ki so ga raznesli
na vse strani sveta, v nekaj tisoč zbirk, muzejskih, šolskih ali privatnih.
Manj znani pa so ostali oksidni minerali, in to predvsem zaradi drobnozrnatosti
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	281
in manjše privlačnosti. Krasote kristalnega sveta se nam namreč pri večini
oksidnih mineralov odkrijejo šele pri večjih povečavah.
Čeravno je oksidacija zajela več ali manj celotno rudišče, se večje koncentra-
cije nekaterih mineralov, na primer wulfenita, hidrocinkita, hemimorfita in
descloizita pojavljajo le v nekaterih delih rudišča, največ pa v orudenenjih
unionskega sistema, to je v Igrčem, Heleni in Unionu.
Limonit in cerusit sta razširjena po vsem rudišču. Limonita je največ
v Navršniku in Triurnem rudišču.
Gospodarsko pomemben je edinole cerusit, ki se pojavlja v rudi praviloma
skupno z galenitom, s katerim je povečini tudi globoko zraščen. Zelo redki so
primeri, ko je odvojen od galenita. S prostim očesom vidni kristali so ponavadi
pritrjeni ali vraščeni na močno razjedenem luknjičastem galenitu. Nemalokrat
se pojavljajo v obliki drobnih kopuč v majhnih geodah. Ploščasti, prizmatični
in piramidalni kristali so veliki le 1 do 3 mm, le redkokdaj so večji (tabla 8,
si. 1—3). Malo večje kristale smo našli svoj čas v Idinem rovu na Mali Peci.
Največji kristal, velik okrog 5 cm, pa so našli v Igrčem. Sorazmerno pogosto
najdemo kristale v obliki dvojčkov (tabla 8, si. 1). Cerusitni kristali so lahko
brezbarvni, beli in sivi, včasih pa tudi rumeni in rumenkasto rjavi. Siva barva
pride navadno od galenitnih vključkov, rumenkasta pa od limonita ali od
večjih vsebnosti molibdena.
Oksidacija galenita oziroma njegovo spreminjanje v cerusit se odvija
najbolj pogosto po razkolnih ploskvah, seveda pa tudi po drugih razpokah
(tabla 7, si. 2 in 3). Zelo pogosto ,se svinčev karbonat širi tudi iz obrobnih delov
zrn proti notranjosti (tabla 7, si. 5), bodisi v obliki drobnozrnatih alotriomorfnih
agregatov ali v obliki koloformnih — ledvičastih struktur. Zamenjava nikoli
ni popolna, vedno najdemo v cerusitu ostanke galenita, tu in tam tudi anglezita,
toda slednjega je navadno zelo malo.
Ponekod najdemo cerusitne kristale tudi na smithsonitu (tabla 8, si. 1 in 2),
hidrocinkitu ali limonitu. Pogosto so z njimi tudi zraščeni (tabla 9, si. 1). Čerav-
no je cerusit slabo topen, redkokdaj kaže povsem čiste in gladke kristalne
ploskve, ki so povečini močno korodirane, kot je vidno na slikah 5 in 6 na
tabli 8.
Smithsonit je ponavadi močno razpršen in ga povečini lahko ugotavljamo
le z mikroskopom ali s kemično analizo. Tu in tam pa nastopa tudi v večjih
koncentracijah, zlasti v višjih legah rudišča. Znan po smithsonitu je bil
predvsem revir Igrče, v katerem so celo imenovali po njem na koti + 800 m
kalamina obzorje. Nastopa pa zelo različno, sam ali v združbi s hidrocinkitom,
hemimorfitom, sadro in cerusitom (tabla 9, si. 1—5). Najbolj pogosto se
pojavlja v obliki skorjastih in satastih sprimkov, katerih površina je sestavljena
iz grozdasto-ledvičastih hrapavih prevlek, ki makroskopsko ne kažejo kristalne
zgradbe. Ta je vidna šele pri večjih povečavah. Takrat vidimo, da sestoji
skorja iz polkroglastih vzboklin z dokaj urejeno romboedrsko zgradbo (tabla 9,
si. 4). Iz oblik in paragenez posameznih vzorcev oksidnih cinkovih rud nastane
vtis, da je smithsonit v večini primerov nastal iz hidrocinkita, ne pa neposredno
iz sulfata v raztopini. Na to nas navajajo tudi recentni procesi v starih rudar-
skih delih, kjer se iz pronicajoče talne vode praviloma izloči vedno le hidro-
cinkit in sadra, ne pa smithsonit in sadra, kot izhaja iz kemične reakcije v pred-
282 _		Ivo Štrucl
hodni razlagi na strani ??. Pomembno je še omeniti, da je smithsonit, če
nastopa sam, skoraj vedno brez sadre, ko .pa je v združbi s hidrocinkitom,
je sadra skoraj vedno prisotna, bodisi v obliki prevlek ali v obliki idiomorfnih
kristalov, razpršenih po površini in geodah.
Granigg in Koritschoner (1914) ter Grafenauer (1958b)
so opisali lepe primere conarnega menjavanja med hidrocinkitom in sadro,
kar se tudi povsem sklada z reakcijo med ZnSO^ in СаСОз.
Smithsonit nastopa tudi v obliki idiomorfnih romboedrov (1011), ki kažejo
med seboj zelo različne oblike zraščanja. Najbolj zanimivi so romboedrski
kristali smithsonita na hidrocinkitu (tabla 9, si. 5), za katere pa še ne vemo,
ali gre pri luknjičavosti za korozijske strukture ali za nedokončano kristalizacijo.
Barva smithsonita se zelo spreminja. Redkokdaj je brezbarven ali bel,
povečini je siv, sivkasto rjav ali rdečkasto rjav, in zategadelj govorimo vedno
le o kalamini in ne o smithsonitu. V tem in seveda tudi v ostalih značilnostih
se bistveno razlikuje od hidrocinkita, ki je večinoma nežno bel ali rahlo
rumenkasto bel. Železovi oksidi se na hidrocinkitu pojavljajo le v obliki drob-
nih madežev. Dokaj podrobno sta ga opisala Granigg in Koritschoner
(1914), zato se bom tu omejil le na opis, ki sledi iz razskav z elektronskim
mikroskopom. Pri povečavah do 300-krat kaže hidrocinkit v glavnem iste
značilnosti, ki jih lahko opazujemo tudi s prostim očesom, lupo ali binokularnim
mikroskopom. Pri večjih povečavah hidrocinkita pa se pokaže zelo porozna in
dokaj neurejena struktura, sestavljena iz zelo tankih ploščic, postavljenih pra-
vokotno ali radialno na površino skorje ali polkrogle (tabla 9, si. 5 in 6).
Od cinkovih oksidnih mineralov je hidrocinkit verjetno še najbolj razširjen.
Najdemo ga praktično po vsem rudišču, toda redkokje v večjih koncentracijah.
Skoraj vedno je v združbi z drugimi oksidnimi minerali, toda nemalokrat
nastopa tudi sam v obliki tankih, snežno belih sigastih tvorb na apnencu ali
dolomitu. To je navadno tudi znamenje, da je v neposredni bližini kakšno ZnS
orudenenje. Ne smemo pa teh tvorb zamenjati z zelo podobnimi iz aragonita
in kalcita. Hidrocinkit se pojavlja kot prevleka na galenitu, skorjasti svetlici,
smithsonitu ali limonitu. Na njem samem pa so nemalokrat drugi oksidni
minerali, zlasti cerusit, hemimorfit, wulfenit, sadra, aragonit, kalcit ter smith-
sonit, in to povečini v idiomorfnih, toda zelo drobnih kristalih.
Pomemben mineral oksidacijske cone je tudi hemimorfit. Zanimivo je, da
je v Bleibergu celo bolj pogost kot smithsonit (Schroll, 1953, Kanaki,
1972), česar za Mežico ne moremo trditi in lahko celo rečemo, da je sorazmerno
redek. Doslej smo ga našli edinole v Igrčem, Grabnu in na Barbari. Javlja pa
se v zelo lepili, toda s prostim očesom komajda vidnih idiomorfnih kristalih,
ki v obliki kaotično zraščenih kopuč tvorijo sl^orje na drugih oksidnih mineralih
(tabla 10, si. 2 in 3). Kristali so navadno prozorni, bolj redko pa so sivkasti ali
sivkasto zeleni. Prevladujejo pinakoidne in prizmatične kristalne oblike, v ka-
terih so najbolj izrazite predvsem naslednje ploskve: b (010), i (031), t (301) in
m (110). Ponavadi je v združbi s smithsonitom, sicer pa se pojavlja tudi v združ-
bi z drugimi oksidnimi minerali, zlasti s hidrocinkitom in cerusitom, pa tudi
z wulfenitom (tabla 10, si. 4).
Zelo pomemben mineral oksidacijske cone v mežiškem rudišču je wulfenit,
o katerem obstaja cela vrsta razprav in opisov, med katerimi moramo zlasti
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	283
omeniti dela naslednjih raziskovalcev: Brunlechnerja (1884), Gra-
nigga in Koritschonerja (1914), Hegemanna (1949), Meixner-
ja (1935, 1950, 1956), S eh roll a (1949), Zorca (1954, 1955), Duhovni-
ka (1954) in Grafenauerja (1958 b). Posebej pa je seveda potrebno
omeniti W u 1 f e n a (1785), ki je o tem mineralu napisal prvo obsežnejšo
monografijo, in to prav iz koroških nahajališč.
V sledovih najdemo wulfenit po vsem rudišču, v večjih koncentracijah pa
v glavnem samo v mlajših razpokah unionskega sistema. Največ ga je bilo
v zgornjih delih jame, v Igrčem in Heleni, toda tudi v Unionu je bilo nekaj
zelo bogatih nahajališč, zlasti med 9. in 10. obzorjem. Znan po wulfenitu je bil
tudi revir Fridrih. Z globino se sicer količine wulfenita zmanjšujejo in tudi
nahajališč je manj, toda najdemo jih še vedno, tudi v najnižjih rovih, na primer
na koti + 300 m, nekaj sto metrov pod prvotnim nivojem podtalnice.
Wulfenit je skoraj vedno v združbi z drugimi oksidnimi minerali (tabla 10,
si. 4—6; tabla 11), zlasti z limonitom, cerusitom, hidrocinkitom in descloizitom.
Od sulfidnih mineralov je prisoten edinole galenit, in še ta je praviloma zelo
močno oksidiran. Pirit in sfalerit sta v bližini wulfenitnih nahajališč povečini
do kraja oksidirana.
Najbolj pogosto se pojavlja wulfenit v ploščasti obliki, z debelino ploščic
od 0,2 do 1 mm, včasih pa tudi v obliki psevdo kock, piramid in bipiramid.
Debelejše ploščice in kocke so navadno zlepljenke dveh ali več tanjših ploščic.
Podroben opis o oblikah nastopanja so podali Granigg in Korit-
schoner (1914) ter Zore (1955).
Nekaj povsem posebnega in manj znanega pa so wulfeniti in cerusitni
kristali iz močno oksidiranega svinčevega orudenenja med 7. in 8. obzorjem,
zahodno od vpadnika v grabenskem rudišču (tabla 11, si. 4—6). V njem so bili
najdeni tudi redki svinčevi minerali: minij — Pb^O^, litargit — aPbO in masikot
—	ßPbO (Grafenauer 1959). Ruda, od katere je ostalo le še nekaj ostan-
kov v stebrih, je bila izredno močno oksidirana. Wulfenit nastopa v dveh
oblikah: v drobnih tetragonalnih piramidah ali kombinaciji piramide in prizme
-	o (111) in m (110) (tabla 11, si. 6) ter v obliki zelo drobnih in tankih iglic
(tabla 11, si. 4 in 5). Prve so bledo rjavkaste barve in se prav lahko zamenjajo
s cerusitom, druge pa so citronasto rumene. Najbolj zanimiva pa je zgradba
kristalov. Kot vidimo s slik 5 in 6 na tabli 11, nikjer ni izrazitih ploskev.
Kristali so posejani tudi z zelo drobnimi in nejasnimi oksidnimi tvorbami,
ki jih pa do zdaj še nismo uspeli določiti. Rentgenski difraktogrami so pokazali
le na prisotnost wulfenita in cerusita v ročno odbranih vzorcih minikristalnih
kopuč oziroma druz.
Iz tabele 19 je razvidna kemična sestava različno obarvanih wulfenitov.
Za analizo smo izbrali wulfenite povsem različne barve, in to predvsem
z namenom, da bi ugotovili, ali obstaja med barvo in slednimi prvinami
kakršnakoli odvisnost. Ta vloga naj bi predvsem pripadala kromu, vendar
analize tega ne pokažejo najbolj prepričljivo. Resda vsebuje zeleni wulfenit
največ kroma, toda nasproti rdečemu je razlika minimalna. Na drugi strani
pa ga vsebuje zelenkasto rumeni wulfenit najmanj. Ce bi hoteli o tem imeti
bolj jasno sliko, bi morali narediti seveda precej več analiz. Ugotoviti bi morali
tudi še obliko prisotnega kalcita, ali gre tu za izomorfno primešan kalcij ali
284_Ivo Žtrucl
Tabela 19. Kemična sestava različno obarvanih wulfenitov v " o
Table 19. Chemical composition of variously colored wulfenites in '"/o
Vzorci so bili analizirani v laboratoriju mežiškega rudnika
(analitik D. Simetinger)
The samples were analyzed in the laboratory of the Mežica
mine (analyst D. Simetinger)
pa za vključke powellita v wulfenitu, katerega bi navsezadnje lahko pričakovali,
saj se wulfenit pojavlja v glavnem samo v apnencu.
Skupno z wulfenitom se pogosto pojavlja tudi descloizit (tabla 12, si. 2),
nemalokrat pa tudi sam. Največkrat ga najdemo v močno izluženih razpokah,
bodisi na stenjih ali na kosih apnenca, s katerimi so razpoke pogosto zapolnjene.
Razen descloizita pa najdemo v groblji razpoke še wulfenit, v manjših ali
večjih koncentracijah, velike ali majhne kalcitne druze in prevleke, pa tudi
limonit in manganski oksidi, ki so največkrat v obliki dendritov. Descloizita
je precej manj kot wulfenita, in tudi po velikosti kristalov močno zaostaja
za njim. S prostim očesom so kristali komajda vidni, toda zaradi črne barve
in močnega diamantnega sijaja so kljub temu precej opazni.
Dokaj podrobno so descloizit raziskali in opisali Grafenauer, Otte-
mann in Strmole (1968), in sicer z 11. obzorja (+ 444 m). Po njihovih
raziskavah ima descloizit naslednjo kemično sestavo: PbO — 54,5 "/o, ZnO —
23,3 «/o, V.O-, — 21,6 o/o, MnO — 0,5 «/e, FeO — 0,1 "/o in CuO — 0,Г»/о. Crno
barvo descloizita pripisujejo mikroskopsko majhnim vključkom železovega
hidroksida. Po kemični sestavi in tudi barvi bi to morda prej morali prisoditi
vključkom manganskih oksidov.
V starejši literaturi so descloizit opisovali kot rombični vanadit (Zippe,
1860), pozneje pa kot dechenit (Brunlechner, 1884, 1888).
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	285
Limonit je med vsemi oksidnimi minerali najbolj razširjen in tudi po
količini jih presega. Pretežno je predstavljen z goethitom, redkeje z lepidokro-
kitom. V glavnem izhaja iz pirita in markazita, velik del pa tudi iz sfalerita,
pri katerem pride pri oksidaciji do jasne ločitve sestavin minerala. Iz pred-
hodnih razlag smo videli, da cink v večini primerov zapušča rudno telo, železo,
ki ga je v sfaleritu do 4'Vo, pa se navadno izloči kot limonit že na kraju samem
ali vsaj v neposredni bližini. Prav zadnji pa je rudarjem že od nekdaj služil
kot pomemben kažipot pri iskanju rude. V Mežici se je namreč za kamenino
z limonitom in drugimi oksidnimi minerali udomačilo ime »ugodna« kamenina.
I.imonit se javlja v zelo različnih oblikah in koncentracijah. Povečini
nastopa v obliki okraste, rdečkasto rjave in rumenkasto rjave zemljaste mase,
včasih pa je tudi dokaj jedrnat. Nemalokrat kaže prvotne strukturne in teksturne
značilnosti rude, zlasti v mterstratificiranih in osemurnih orudenenjih. V sploš-
nem pa vsebujejo prav ta orudenenja tudi največ limonita. V teh primerih so
v njem praviloma prisotni tudi drugi oksidni minerali, zlasti cerusit, hidrocinkit
in sadra. Od sulfidnih mineralov najdemo v njem navadno le še galenit, tu
in tam morda še nekaj ostankov pirita ali markazita. Galenit se v limonitu
ponavadi pojavlja v obliki močno korodiranih gomoljev in grud najrazličnejših
oblik, ki spominjajo večkrat na moderne umetniške skulpture.
Tipična m.inerala oksidacijske cone sta tudi kalcit in aragonit. Ves kalcit
seveda ni nastal z oksidacijskimi procesi, velik del pa le, zlasti tisti, ki se javlja
v lepih kristalnih kopučah v razpokah in kavernah, v katerih so kristali včasih
tudi kot pest veliki. Kalcitni kristali so prozorni, prosojni in mlečno beli.
Niso redki primeri, da so kalciti tudi obarvani — sivkasto do skoraj črno ali
rumenkasto, rjavo in rdečkasto rjavo. Seveda je vse to odvisno od tega, kakšni
so vključki v njem. Siva barva izhaja navadno od galenitnih vključkov, včasih
tudi od skrilavca, rumenkasta in rjava pa od gline ali limonita.
Kalcit se pojavlja v lepih podolgovatih prizmah, dvojčičnih zrastkih ali
skalenoedrih na stenah kraških razpok ali manjših kavern. V starih opuščenih
rovih se srečujemo pogosto tudi z recentnim nastajanjem kalcita in aragonita.
Enega teh primerov si poglejmo nekoliko bolj natančno, in sicer gre za zanimive
sigaste vorbe v dolomitu grabenskega rudišča (tabla 12, si. 3—6). Osnova
sigaste skorje je močno uškriljen in zdrobljen lapor. Karbonatna skorja pa
sestoji iz več plasti, kalcitnih in aragonitnih. Prisoten je tudi hidrocinkit, in
sicer v obliki razpršenih zrn, tankih lamin ali v obliki zelo drobnih zapolnitev
razpok. Od aragonita in kalcita ga ločimo seveda samo z ultravijolično lučjo.
V vdolbinah skorje najdemo prosto ležeče aragonitne kroglice premera od 0,5
do 1 mm. Njihovo strukturo vidimo na slikah 4—6 table 12.
Pomembni in še kar pogostni so tudi plumbokalciti, ki se pojavljajo v glav-
nem v unionskem sistemu. Morda so tu in tam tudi v interstratificiranih oru-
denenjih, vendar jih doslej nisem zasledil.
Niso pa vsi kalciti plumbokalciti, ker je barva lahko različnega izvora.
Skoraj vsak raziskovalec mežiškega rudišča omenja kot rednega spremlje-
valca oksidiranega galenita ali cerusita vedno tudi anglezit. Zanimivo je, da
kažejo rentgenske analize povsem drugo sliko. Iz njih namreč sledi, da je
anglezita zelo malo ali, drugače rečeno, mnogo manj, kot smo doslej domne-
vali na osnovi mikroskopskih raziskav. Raziskanih je bilo 22 različnih, močno
286_Ivo Žtrucl
oksidiranih vzorcev in niti v enem nismo mogli zanesljivo ugotoviti prisotnosti
tega minerala. Tudi v Bleibergu je anglezit sorazmerno redek (K a n a k i,
1972) jin so ga prav tako pogosto zamenjali s cerusitom.
Od posebno vidnih mineralov oksidacijske cone je potrebno omeniti green-
ockit ki se povečini pojavlja v obliki mikrokristalnega, zelenkasto rumenega
oprha na sfaleritu, galenitu, apnencu ali dolomitu. Večinoma gre za recentna
izločanja iz sfalerita. Najlepše primere za to imamo v grabenskem rudišču,
kjer ga najdemo na stenah odkopov, starih komaj 20 let.
Zelo podobno barvo ima tudi samorodno žveplo, ki ga je bilo nekaj več,
zlasti v višjih legah rudišča.
Zaključne besede
Kdor mežiško rudišče kolikor toliko pozna, se ne čudi, da so nastanek ru-
dišča v preteklosti (nekateri so sicer še danes takega mnenja) razlagali z mag-
matogeno hidro(tele)termalno metasomatozo. A. Zore (1955) je bil prvi, ki
je o tem podvomil in se pridružil takrat še majhni skupini zagovornikov sin-
genetske teorije. O nastanku mežiškega rudišča je zapisal, da je verjetno trias-
ne starosti in da je nastalo kot submarinska hidrotermalna tvorba s poznejšimi
tektonskimi, metasomatskimi in oksidacijskimi spremembami. O pravilnosti
njegovih pogledov sem se kmalu tudi sam prepričal in jih seveda tudi zago-
varjal (Struci, 1958, 1965 a, 1965 b, 1970, 1971, 1974, 1981).
Iz vseh dosedanjih razlag sledi, da je mežiško rudišče nastajalo v več fazah
in da je utrpelo celo vrsto sprememb. Na sliki 19 so shematsko prikazane glav-
ne faze nastajanja rudišča. Z nje je razvidno, da je pretežni del rudišča nastal
med poznodiagenetskimi ini epigenetskimi procesi in le mali del med zgodnjo
diagenezo. V v/ettersteinskem apnencu je sorazmerno malo rudnih ritmitov,
manj kot 1 "/o celotne rudne mase interstratificiranih rudnih teles. Kljub temu
pa so izredno pomembni, ker nam pomagajo razvozlati marsikatero nejasnost
v triasnih Pb-Zn orudenenjih. Iz paragenetskega razvoja sulfidnih mineralov
v rudnih ritmitih namreč sledi, da je prišlo v njih do zbirne kristalizacije in
metasomatskih procesov in s tem tudi do večjih obogatitev le v čistih karbo-
natnih plasteh. Ce lahko to ugotavljamo že v milimetrskem območju, potem
lahko domnevamo, da je to možno tudi v nekaj decimetrov ali v nekaj metrov
debelih plasteh, kjer so pogoji za metasomatozo in zbirno kristalizacijo gotovo
bolj ugodni. Precejšen delež je imela pri tem gotovo tudi dolomitizacija, pri
kateri se lahko poveča poroznost kamenine oziroma sedimenta za 13 ®/o.
Kako dolgo so trajali ti procesi v posameznih rudonosnih nivojih, je težko
reči, lahko so bili tudi krajši, kot je prikazano na shematskem prikazu. Ger-
ma n n (1966) meni, da je trajala diageneza wettersteinskih apnencev celo
tja do zgornje krede, vendar so to seveda samo ugibanja. Opisane značilnosti
wettersteinskih plasti in paleokraška znamenja v njih govorijo prej v prid
hitrejšemu strjevanju karbonatnih sedimentov. Na to nas navajajo tudi oru-
denele osemurne razpoke, ki so zelo verjetno nastale in bile zapolnjene pred
odlaganjem 1. skrilavca karnijske stopnje.
Problematika izvora rudnih komponent je še vedno zelo zamegljena. Ker
sem o tem že pjs;al v razpravi o anizijskem rudišču v Topli (Struci, 1974)
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	287
SI. 19. Faze nastajanja mežiških Pb-Zn orudenj
Fig. 19. Main stages of deposition of Pb-Zn ores in the Mežica ore deposit
288_Ivo Žtrucl
in ker ni nobenih novih, bolj oprijemljivih dokazov, bi ostal za zdaj pri istih
ugibanjih.
V shematskem prikazu imajo rudni ritmiti grabenskega rudišča na prvi po-
gled m.orda malo neobičajno razvrstitev, toda tu gre za interne rudne sedi-
mente v grebenskem apnencu, kar pomeni, da so bili odloženi v votlinah in
drugih kraških strukturah že strjenega grebenskega apnenca. Morda velja to
tudi za del rudnih ritmitov v wettersteinskem apnencu (glej opis na strani 000),
vendar so tu le še precejšnje nejasnosti. Sami ritmiti pa se med seboj bistveno
ne razlikujejo, v enih in drugih lahko ugotavljamo vse faze njihovega nastan-
ka. Lepo so ohranjene skoraj vse strukturne in teksturne značilnosti, ki so na-
stale bodisi med sedimentacijo (eksterno ali interno), bodisi med zgodnjo ali
pozno diagenezo.
Iz shematskega prikaza je tudi razvidno, da so Pb-Zn orudenenja nastajala
vseskozi, praktično do današnjega dne. Morda je to malo drzno rečeno, pred-
vsem zategadelj, ker ne vemo, kaj se je dogajalo z rudiščem med triasom in
miocenom, ko je prišlo na območju Karavank do glavnih tektonskih premikov.
Prav gotovo rudišče ni bilo konzervirano, če upoštevamo, da so se zaradi 1.500
do 2.000 m debelega pokrova iz mlajših sedimentov morale bistveno spremeniti
temperature in pritiski znotraj rudonosnih sedimentov. Precejšen delež so prav
gotovo prispevali tudi različni tektonski procesi orogeneze.
Bolj otipljiva znamenja o spremembah lin nastajanju novih orudenenj pa
nam kažejo proučevanja posttektonskih supergenih procesov, ki so bili v me-
žiškem rudišču dokaj intenzivni. Iz predhodnih razlag lahko povzamemo, da ti
procesi niso spremenili samo videza, sestave ter mineraloških in fizikalno-ke-
mičnih lastnosti triasnih rud in prikamenin, temveč so precej prispevali tudi
k nastajanju novih Pb-Zn orudenenj, zlasti v unionskem sistemu. Vsekakor
je tudi tukaj še vedno več vprašanj kot zanesljivih odgovorov, toda vse kaže,
da bo potrebno pri nadaljnjih raziskavah nastanek rudišča obravnavati tudi
s tega vidika.
Geological and geochemical characteristics of ore and
host rock of lead-zinc ores of the Mežica ore deposit
The lead ^and zinc ores of the Mežica deposit are at the first look very
similar. Under a somewhat closer look and scrutiny, however, they reveal
considerable differences between them in structural and textural character-
istics of ore and host rock, as well as in their geochemical and mineralogical
composition. All these differing characteristics reflect obviously various con-
ditions of genesis of individual ores and ore systems.
In the narrower area of the Mežica deposit the Pb-Zn ore occurs in general
in carbonate rocks of the Ladinian-Carnian stage of Triassic, in the so called
Wetterstein beds, and certain ore occurrences appear also in Carnian beds
between the first and the second marker layers of shale. In the wider sur-
roundings are mineralized also the Middle Anisian dolomite and Carnian beds
above the third marker layer of shale. However, no direct connection was
discovered up to now between the two mineralized sequences of the Triassic
beds, not even in the case of ore occurring in younger tectonic structures.
Geological and geochemical characteristics of the Mežica ore deposit	289
Stratigraphy of the Wetterstein sequence and its equivalents
The Ladinian stage and a part of the Carnian stage are developed in three
facies: in the back reef, reef and fore reef facies. The back reef (see fig. 1)
and reef facies (fig. 2) have been called for a long time (Teller, 1896) the
Wetterstein beds, or the Wetterstein limestone, and the fore reef facies the
Partnach beds. The first two facies almost completely consist of carbonate
rocks — limestones and dolomites, comprising all transitional varieties, and
the Partnach facies consists of clayey carbonate sedimentary rocks.
Until recently the entire profile of Wetterstein beds was attributed to the
Ladinian stage. The age was determined by gastropods Chemnitzia rosthorni
and Chemnitzia gradata (Teller, 1896). Wetterstein beds are in general
poor in fossil material. Microfossils are much more abundant. In almost every
sample which is not dolomitized or recrystallized, various algae, foraminifers
or test fragments of various molluscs may be found. Very important was the
find of the alga Poikiloporella duplicata (Pia) which is characteristic for the
Cordevolian and Julian substages of the Carnian stage. With this find the
boundary between the Ladinian and Carnian stage was moved downwards for
more than 150 m. However, in practice, especially in mapping, this will not
be possible to consider. Relatively often occurs also the alga Thaumatoporella
parvovesiculifera (Raineri). An important part in the composition of the fossil
material play also the foraminifers.
The reef facies is macroscopically hardly distinguishable from the Wetter-
stein limestone of the lagoon facies. The difference is only in fossil inventory
and in microstructural and textural characteristics of the limestone.
In the reef belt which extends with interruptions from the Peca mountain
to Razbor j e the following corals have been determined up to now: Thecosmilia
subdichotoma Munster, Thecosmilia badiotica Volz, Craspedophyllia alpina
Loretz, Margarophyllia michaelis Volz, Margarosmilia septanectens (Loretz)
and Omphalophyllia bittneri Volz. Besides corals also sponges, foraminifers
and algae were found.
In the Graben mining district and east of it beside the listed fossils also
Connophyllia alpina Loretz, Oppelismilia sp. and Microtubus communis Flügel
were found by us. On this basis a part of the reef belt is attributed to the
Carnian stage.
South of the reef belt the Wetterstein limestones do not occur. In their
place appear there black and dark grey shales which can be taken as an
equivalent of the Partnach beds.
Lithological and sedimentological characteristics
of the orebearing parts of the Wetterstein beds
The 1,000 to 2,000 m thick succession of the Wetterstein beds consists almost
entirely of carbonate rocks. The lower part is predominantly dolomitic, and
the upper part is calcareous. Locally also in the upper part occurs considerable
dolomite, but having not much lateral extension. In the central pit of the
Mežica mine the degree of dolomitization is highly variable even on short
19 — Geologija 27
290_	Ivo Žtrucl
distances, either vertically or horizontally. It is interesting to note that dolo-
mitization in the upper part is as a rule connected with the genesis of inter-
stratified Pb-Zn ores, while the lower dolomite is barren. The Wetterstein beds
are at the first look very uniform, but at a closer inspection they appear litho-
logically of very variable composition. Occurs a rapid interbedding of various
microbreccias, macrobreccias, stromatolitic and oncolitic beds, loferites, dolo-
mites of varying granularity and chemical composition, and aphanitic and
phanerocrystalline limestones. Such is the situation in the cross section (fig. 3)
of the upper 190 m of the Wetterstein beds on the level of the Central zone,
where 230 beds and sheets of the mentioned rocks were recorded.
By number predominate the stromatolitic beds. Their thickness varies from
1 cm to maximum 15 cm. They consist of calcite and dolomite in varying
proportions. However, the predominant part of the succession of the Wetterstein
beds was deposited in the subtidal area of sedimentation. Occur micritic,
dismicritic and sparitic limestones with rare allochems and low energy index,
and a low degree of dolomitization. Among the most extraordinary beds belong
the so called black breccias (fig. 3—6) which occur in the Mežica ore deposit
at levels about 12 m, 25 m, and 60 m below the Cardita shale. In spite of their
small thickness from 5 to 15 cm they are of a considerable regional extension.
The reef limestone consists of very fine intraclastic and bioclastic material.
However, in practically any sample of unaltered limestone remains of the reef
fauna may be found. The reef belt in the Graben mine district consists of
intrasparite and intrabiosparite, i. e. of sediments which were deposited in the
very shallow sedimentation basin.
Sedimentological characteristics indicate that individual sediments of the
Wetterstein beds were deposited in the following environments:
—	the micritic, dismictritic and sparitic limestone in the subtidal area,
—	the stromatolitic and oncoidal limestone in the intratidal area,
—	the dolomites, the black and other breccias, and limestones with a high
energy index in the intratidal and supratidal areas. To these belong also the
reef limestones.
In the region of the Mežica deposit can be observed sequences similar to
those described by Bechstädt (1974) in the Bleiberg deposit, and even
at approximately equal distances from the Carnian shale. Some of these
are shown on figure 5. If assuming that the green marly beds represent residual
sediments, then occur in the upper part of the Wetterstein sequence 8 to 12
horizons which indicate shorter or longer interruptions of deposition, and also
of karst erosion. Most of these horizons are characterized by breccias, and some
of them have also increased contents of Zn and Fe.
Geochemical characteristics of the ore-bearing rocks
There are probably few rocks that were geochemically so extensively and in
detail investigated as these parts of the Wetterstein beds. Only from the
Mežica mine and the surroundings more than 300,000 samples were analyzed,
most of them, certainly, on Pb and Zn. In Table 1 the composition of both
Geological and geochemical characteristics of the Mežica ore deposit	291
main components is shown. Even if the composition refers to one of the
least altered, i. e. dolomitized sections, the pure limestone is relatively rare.
As a rule limestone always contains some dolomite, either in the form of
disseminated crystals and crystal aggregates, or in the form of diagenetic
cement in pores and fissures. Often also the inverse situation occurs, the
groundmass being dolomitic, and pores and fissures filled with calcite. The
dolomitic component is predominating especially in the Navršnik mine district
where also the levels of stratiform ores are the most abundant. The Wetter-
stein limestone contains generally very low free SiO.^ (0.12 to 0.2 "/o).
Table 2 shows the composition of the main components of the reef limestone.
The calcareous part is representative mostly of the barren rocks, and the
dolomitic of the mineralized rocks. The proportion of the insoluble residue is
very low, from 0.04 to 1.32 "/o, on the average 0.20 "/o. Since the ZnS ore
sometimes contains from 2 to 4 "/o SiO.^ in the form of euhedral and subeuhedral
quartz, it is assumed that silica was introduced later in the process of the oro
genesis.
Although there are geochemical data for the entire area of the Mežica
deposit, for the presentation of distribution of lead and zinc in the upper part
of the Wetterstein succession the mine districts Navršnik and Srednja cona
were selected. The reason is in the existence in both districts of mainly older,
Triassic mineralizationis: in the Navršnik district layered and 8-hours veinlike
ores, and in the Srednja cona district only layered ores. From data in fig. 8
and tables 3 and 4 it is obvious that average contents of both metals are much
higher in Navršnik than in the Srednja cona, although the part of the Wetter-
stein succession is the same. Reasons for it are several, the most important
being:
1.	In the Navršnik district the ore occurs at 3 or 4 distinct horizons, the
lowest being at about 90 m from the Carnian shale, while in the Srednja
cona district (see fig. 9) a single horizon is mineralized, and this horizon
occurs at about 140 m from the shale.
2.	The country rock of the stratiform ores in Navršnik is medium grained
late diagenetic dolosparite, and in the Srednja cona a relatively little altered
limestone.
3.	The ore in the Navršnik district is considerably more oxidized, and
therefore also the secondary dispersion is most probably higher than in the
Srednja cona district.
In the reef limestone appears the ore only in the case if the rock is dolomiti-
zed (see table 5). This, however, does not mean that ore will be found in
any dolomite.
In table 6 appears the elemental composition of trace elements in 33 samples
from various levels of the Wetterstein sequence. Sampling was done at
a predetermined grid 1 by 1 km. Samples were analyzed at the Geologische
Bundesanstalt in Hannover, West Germany.
Fluorine belongs in the eastern alpine Pb-Zn deposits to typical trace
elements. It occurs in fluorite which mostly crystallized during the cementation
stage of diagenesis. It appears most commonly in shaly sediments or close
to them.
292_	Ivo Žtrucl
The composition of trace elements in carbonate rocks of the reef facies is
shown in the table 7. Analytical data indicate that the nonaltered reef
limestone is very low in trace elements, while the dolomitized limestone is
much higher in them, especially in lead and zinc.
Geological and mineralogical characteristics of Pb-Zn ores
In the sequence of the Wetterstein limestone occur several kinds of Pb-Zn
mineralizations which may be subdivided according to structural and textural
characteristics of ore and country rock, and especially according to their form
and their spatial — stratigraphie, lithologie and tectonic — position into two
systems: the concordant and the discordant one.
Conicordant are all ores which occur more or less parallel to the bedding
or to the paleogeographic relief, and the discordant ores occur in fissures,
along faults and fault zones, or appear without clear stratigraphie-lithologie
spatial elements. Concordant ores were formed mainly before the mountain-
building tectonic orogeny, and the discordant ores before mountain-building
tectonics during it, and after it.
Concordant or interbedded ores occur in various, but quite well defined
horizons of the Wetterstein limestone. These horizons are situated at the
following distances from the Carnian shale: 10 to 15 m, 20 to 25 m, 50 to
60 m, 90 m, 130 to 150 m, and 650 m. While the lowest horizon was until present
observed only in the Union district, other horizons have larger extensions.
However, all horizons are not everywhere mineralized. Orebodies do not have
the shape of a bed, or of a layer in the strict sense of the word, but rather
shapes of паз-row and very irregular lenses, tubes or channels, hollows and
nests. Their boundaries or contours are seldom sharp, except towards the
footwall where often funnel-like hollows occur filled with ore deposition. The
country rock is mainly fine to medium grained xenotopic dolosparite in which
pores and vugs are in part or entirely cemented by coarse grained, mainly
idiotopic dolomite. Structural and other characteristics of dolomite indicate
the late diagenetic character of dolomitization of the prevailing part of the
orebearing sediment. However, a part of the sediments, e. g. several ore
rhythmites and stromatolites, show pecularities of the primary dolomite which
was formed during the early diagenesis. Interstratified ore occurs also in more
or less pure limestone. This holds especially for ores in the Srednja cona
district which occur át 140 m from the Carnian shale. In the predominating
calcareous rock occur also the interstratified ores in the Moring mine district.
Mainly three kinds of ore appear: the metasomatic ore, the ore rhythmites, and
the ore breccias.
Metasomatic ores are the most abundant, they contribute above 90 "/o to the
total ore mass. No wonder, then, that for decades investigators of Mežica were
mislead by this abundance to attribute the Mežica deposit to the group of
magmatogene telethermal metasomatic deposits of Tertiary age. The metaso-
matic ore is as a rule quite rich, and it appears usually in very picturesque
structures and textures (fig. 11 and table 2). The ore consists mainly of galena,
pyrite, marcasite, melnikovite-pyrite, dolomite and calcite in highly variable
Geological and geochemical characteristics of the Mežica ore deposit	293
proportions. The metasomatic processes of ore minerals are mostly connected,
except in a fev/ instances (in the Srednja cona district and in Moring), with the
process of the late diagenetic dolomitization.
The ore rhythmites (table 3) occur in interstratified ores very frequently,
almost regularly, in places very abundantly, and in others in hardly notable
appearances. Mostly they are found in the basal parts of the orebodies, but
they appear also in their centers.
The mineral composition of ore rhythmites practically does not differ of
that of metasomatic ore. Departures are mostly manifested in structural and
textural patterns of ore and barren minerals. The ore rhythmites most often
consist only of sphalerite, but also rhythmites with galena and sphalerite are
no rarity in the Mežica deposit. According to the composition of the gangue
components several groups of the ore rhythmites are distinguished: dolomitic,
calcitic and dolomitic-calcitic. Along with major components is highly variable
also the SiO. contents, which occurs either in the form of authigenic or
terrigenic quartz, or in the form of clay substance. Relatively frequent is also
fluorite (Table 4, figs. 1 and 3).
The base of the ore rhythmites consists of dolomite or calcite of variable
grain size in layers or laminae of millimetric thicknesses. The grain diameter
varies between 0.004 and 0.2 mm. In individual microlayers or laminae graded
bedding may be observed which can be often false, the result of varying
conditions of diagenetic crystallization. Laminae (or part of them) of pure
dolomite or calcite, without clayey admixture or with very small amounts of
it, consist as a rule of m.edium to coarse grained dolosparite or calcite, while
the laminae containing higher amounts of clay matter are fine grained to very
fine grained. Sulfides are usually not in proportion with the carbonate grains,
neither by mass nor by size. A certain dependence is indicated only by the
fact that the conditions for crystallization and growth of sulfide grains in
layers of more pure, medium to coarse grained dolomite were more favorable
than in the fine grained clayey-carbonate sediment. By direct precipitation
and sedimentation perhaps only the smallest grains having the order of
magnitude of framboids, from 3 to 20 /um, were formed, but even in this case
remains the question of the chemical nature of the precipitates. In pyrite and
in marcasite (Table 4) often occur very fine sphaleritic globules which represent
probably the oldest, or the original form of at least a certain proportion of zinc
in the sediment.
Grains of galena are as a rule larger than those of sphalerite, their diameter
varying from 0.15 to 1 mm. Galena crystallized and grew during the diagenesis
of the sediment. The metasomatic processes played an important part during
the genesis of galenitic concentrations, either high or low grade ones.
A typical mineral of the ore rhythmites is also fluorite, although it is not
present in each rhythmite.
Pyrite appears in two forms, the crystal and the framboidal form. The
major part of it occurs very fine grained, the diameter of grains varying
between 0.003 and 0.03 mm, i. e. of dimensions which are characteristic of its
early diagenetic phase. Although some authors maintain that the pyritic
framboids may be formed also under hydrothermal conditions, it is possible
294_	Ivo Žtrucl
to almost conclude, on the base of microscopic examination of several hundred
samples from the Mežica deposit, that the form is typical of the early
diagenetic mineralization.
In figure 12 is shown the paragenetic succession of minerals in the ore
rhythmites.
The ore breccias of interstratified ores differ from each other in petrologie
and mineralogie characteristics, and also in their genesis. The sulfide minerals
occur mostly concentrated in the cement, and only locally they are present
also in fragments. Most interesting and also economically the most important
are the ore breccias in the Graben mine district, where they occur between
the reef limestone and in the bituminous dolomite (fig. 13). Even if occurring
in the same paleogeographic horizon, their petrologie and mineralogie
composition is highly variable even on short distances. Highly variable is also
the size of fragments which diameter ranges from millimeters to a few meters.
Fragments have mostly sharp edges. Since sorting is very poor, the structure of
the breccia is very chaotic. The majority of fragments consists of medium
grained reef dolosparite, and occur also dark fragments of bituminous
dolomicrite and dolosparite which are, however, considerably smaller than the
fragments of reef dolosparite.
The dark fragments are often mineralized. They contain disseminated
grains of pyrite (very often in framboidal form) and sphalerite. Grain size
of dolomitic grains in the cement varies from 0.004 to 0.2 mm. Concentrations
of sulfide minerals in the cement are very variable; most abundant is galena,
follow by amount sphalerite, pyrite and marcasite.
Lithological characteristics of ore breccias offer indications that they are
younger than the reef dolomite, and also the bituminous dolomite. On the
basis of typical diagenetic indices (e.g. stylolitic sutures, cementation of pores
and fissures, dolomitization, etc.) it can be deduced that the breccia is a pro-
duct of epigenetic processes which may be best imagined as a combination of
dissolution and postsedimentary deformation processes. Next to ore bearing
intrastratified deformational breccias and the monomictic dolomitic (dissolu-
tion) breccias within the reef limestone, occurs in the Graben deposit a number
of other breccias. Especially frequent are breccias in which matrix consists
of shale (fig. 14), and fragments of dolomite or limestone. The genesis of
breccias cannot be generalized, nor can their genesis be ascribed to a single
process. The ore breccias occur also in the interstratified ores of the Central
deposit, but they are, however, more rare, and not so pronounced and typical
as in the reef limestone. An exception is presented by the orebody in the base
of the Union mine district, between the 13^^ level (+ 410 m) and the height
+ 320 m. There two types of breccias occur, one of the typical dissolution type
having the cement of coarse grained calcite, galena and sphalerite of cocade
structures (table 6, figs. 3 and 4), and breccia of the second type, having the
cement of fine layered fine grained ore sediment (table 6, fig. 1). It follows
from the composition of fragments, composition of the country rock, and the
chaotic structure in the ore sediment, that in the second instance the breccia
is of the collapse type. Since in the orebody dissolution breccias prevail, also
the genesis of collapse breccias can be attributed to dissolution processes in
Geological and geochemical characteristics of the Mežica ore deposit	295
the hanging wall rock. In the sample on table 3, fig. 4 these deformations can
be seen in miniature. At this point the questions may be asked on the time
and place of the genesis of the sediment, before the deposition of covering
sediments or after it, on the bottom of the depositional basin or in a karst
cavity, consequently either externally or internally. Since only one instance
of such orebody in this level of the Wetterstein succession (at 650 m belov/
the Cardita shale) is known, the explanation by the deposition in a karst cavity
seems perhaps the most acceptable.
Discordant ores
Discordant ores may be subdivided into the following groups:
1.	The 8 hours veinlike ores or fillings of sub vertical, the so called 8 hours,
or 120" (NW-SE) fissures,
2.	Ores of the Union system, or veinlike, vein-impregnation and metaso-
matic ores along the post-Triassic faults and fault zones, and
3.	Irregular metasomatic orebodies without clear stratigraphie-lithologie
and tectonical spatial elements.
The problematics of the 8 hours ores is complex, and is. not yet reliably
solved. The author's personal opinion is that they were deposited about at the
same time as the interstratified ores, that their genesis is consequently associat-
ed with the Triassic paleokarst processes. The 8 hours ores occur only in the
upper part of the succession of the Wetterstein beds, and practically in the
same horizons as the interstratified ores. As a rule they are connected with
the horizons of the black breccia.
The ore of the 8 hours ores consists predominantly of galena, limonite and
cerussite. Sphalerite is very subordinate, it appears only locally, disseminated
in the limestone, and very seldom in fissures along with galena. Marcasite is
in general entirely altered into limonite. The content of Pb in ore is largely
dependent on the thickness of the galenite vein which is highly variable, from
1	cm to 3 m, and mostly from 10 to 50 cm. The veins are not always continuous.
The ore appears often also in the form of irregular nests.
The country rock consists mainly of limestone, dolomite is very rare. Cha-
racteristical for the country rock is the almost total absence of any alterations
as they are typical for the major part of interstratified ores along which the
country rock is mostly strongly dolomitized.
The system of the ore bearing Union faults extends at a surface of about
2	km'^. The depth from the Carnian shale is about 600 m, according to the
recent knowledge. The general direction of strike of the Union faults is north-
south. In the Central deposit most of these faults dip towards the west. The
clip angle varies between 25 and 80". In their upper parts the faults tend to
be steeper (50 to 80"). The ore occurs directly along the fault or the fissure,
but often it reaches also some distance into the country rock. The horizontal
length of the orebodies varies between 5 and 100 m, and their thickness from
0.5 to 10 m. The orebodies have very irregular shapes, and they rise gently
(15 to 25") along faults towards the northeast.
296 _		Ivo Štrucl
The ore grade varies much even on short distances, and so does the ratio
of lead to zinc. No regularity of distribution of the two metals with depth
appears to be present.
There is an abundance of faults and fissures of the Union system, but
relatively few of them are mineralized The most mineralized Union faults do
not count much in the tectonical sense, since the shifts along them were
minimal, if compared to other faults. The Union ores are indubitably younger
than the interstratified ores. The basic condition, the space for deposition of
ore components, was created by tectonic processes, but the ore was subjected
later to a number of tectonic deformations, too. There is much evidence for
it. the most obvious being the so called lead tectonic mirrors, and the galena
with the lead tail structure. Most proof is furnished by microscopic examina-
tions which give indications on several phases of fracturing, especially in the
ore breccias. Besides the tectonic predisposition must have ruled in the Union
system area also certain special geochemical conditions due to which ore
components were deposited from the aqueous solution. One of the possibilities
is perhaps the change of the country rock which was permeated by ground-
water. In the western part, in the Navršnik and Three hour deposit, the
country rock of the highly oxidized ores is dolomite, but in the area of the
Union system it is a relatively pure limestone. That ores of the Union system
were deposited from hydatogenous solutions of meteoric origin, and not of
juvenile origin, follows also from the inclusions of galena, pyrite, shale, clay
or limonite in calcite. Also the isotopie analyses of sulfur indicate that in
mineralizations of the Union system occur secondary, remobilized enrichments
of sulfide minerals (Drovenik and others, 1970, 1980). Characteristic is
the narrow range of Ò S''"' which is an indication of the homogenization of
sulfur, and with it also of remobilization of the ore components.
The irregular metasomatic ores occur in the entire deposit. In places a cer-
tain connection with one of the above described systems of ores may be
ascertained, but in most instances this is no more possible. Very often occur
more or less monomineral mineralizations, especially the zinc, resp. the sphal-
eritic ones. Among the most typical belong the zinc ores in Graben and Moring,
and the lead ores in the Stari Fridrih mine districts and in the eastern part of the
Graben. In the Graben deposit occur largely zinc ores in dolomitized reef
limestone, and the lead ores in the lagoon dolomite. According to origin there
are consequently two entirely different country rocks, and besides, there is
no indication of any connection between the two dolomites. Everywhere occurs
between them a several tens of meters thick belt of highly deformed shale,
clayey-dolomitic breccias and dolomite (fig. 14). In this belt appear also con-
siderable amounts of gypsum and anhydrite. The differences between the two
groups of ore are shown in the summary comparison on table 8. The origin
of the ore in both instances may be explained only by voluminous metaso-
matic processes. Mineralization took place in several phases. The succession
of mineralization in the reef limestone is shown in fig. 15. A similar succession
holds also for ore in the lagoon dolomite, the difference being only in the diage-
netic alteration of the country rock. Mineralization (dolomite, sulfides and quartz)
penetrated into the reef limestone from an other part, or horizon of the sue-
Geological and geochemical characteristics of the Mežica ore deposit	297
cession of beds (most probably from the younger one), while in the lagoon
sediment the mineralization may have been present in one form or another
already at the very beginning. In the second instance there is, moreover, the
possibility of the presence of metals originally in the clayey sediment, of
their migration during diagenesis into the dolomite, and of their accumulation
there in ore.
The irregular metasomatic orebodies occur locally in larger extent also
in the Central mine of the Mežica deposit and in the Mučevo mine district.
Similarly as in Graben they differ from each other in mineral composition
(mainly in proportions of mineral components) and in the country rock. In
the Moring and Mučevo mine districts the country rock is generally limestone
(in places without a trace of dolomitization), in the Fridrih, Stari Fridrih and
Ravšarjevo mine district dolomite or dolomitized limestone. In the first two
mentioned mine districts occur mainly zinc ores, and in the last three districts
mainly lead ores with few zinc.
Geochemical characteristics of the Pb-Zn ores
The Triassic ores in the Northern Karavanke and Gailthaler Alps contain
generally very few amounts of trace elements, which holds especially for
galena. From one point of view this is economically favorable, since from ore
without much trouble relatively pure lead with four nines (99.99 '"/o) can be
produced, but from the other side the ore does not contain silver, or other
commercial elements or metals, and has therefore a lower price.
It can be seen from table 9 that galena contains all typical trace elements,
but in low and variable amounts. Sphalerites (tables 10, 11) are much higher
in trace elements, but still quite low in comparison with Paleozoic deposits
in Slovenia and with other Yugoslav deposits, especially in contents of copper
and iron. The latter occurs at levels from 0.1 to 2.5 "/o only. Sulfides of the
interstratified ores are as a rule higher in trace elements than sulfides of
discordant ores, with the exception of molybdenum which appears in con-
siderable abundances especially in the Union system. The clear difference in
the composition of trace elements is an additional piece of evidence against
the rôle of Union fissures as supply channels of other Triassic Pb-Zn ores,
since in such a case they should be as a rule richer in trace elements, especially
in copper and iron.
In table 12 is shown the chemical composition of several typical ore rhythm-
ites from the mine district where they are the most frequent. As seen, they
varj^ considerably, either in principal components or in ore and trace elements.
Oxidation of Pb-Zn ores
The degree of oxidation is highly variable in the Mežica deposit. In places,
for example in Mala Peca, Helena, Igrče and Navršnik mine districts, the
individual orebodies are 50 to 90 % oxidized, in other places, in Graben, Mor-
ing, and Union districts not even 5 to 10 °/o. It is interesting that depth does
not play the dominant part in it. Highly oxidized ores are not found only
298 _		Ivo Štrucl
in the upper parts of the deposit, or above the primary level of groundwater,
but also in lowest parts, 300 m and more below that level. The variation of
oxidation is shown by frequency distributions in figure 16. While studying
the degree of oxidation of ore in individual systems one gets the impression
that the ores had to be subjected to oxidation already in Triassic, at the time
of their deposition, or shortly after it. This idea is suggested especially by
data on the oxidation of the interstratified ores, and especially of the 120''
veinlike ores. Many among them, particularly those which are situated at 50
to 60 m from the Carnian shale, are namely very profoundly oxidized
regardless of their present depth.
In table 13 are presented data on the degree of oxidation in individual mine
districts. It can be seen that the Graben deposit is the least oxidized, although
it is situated closest to the surface.
From the geological sketch (fig. 17) and cross section (fig. 18) it may be
seen that the meteoric waters arrive into the Central deposit mainly from the
Mount Peca area where the Wetterstein limestone is outcropping in a relatively
extended surface. Due to large altitude differences between the sinkholes on
Peca and the resurgences in the valley, and due to the high frequency of
fissures and high degree of karstification of the limestone the circulation of
groundwater through the deposit was always very intensive. At present, when
the mine workings arrived to the heigth + 300 m, the difference of altitudes
amounts to 1,800 m, while it was before the beginning of mining activities
from 1,540 to 1,600 m. It is understandable that these conditions varied much
during the times from Pliocene until now. The tectonic structure, however,
does not give any evidence that conditions also in more distant past were not
much the same. The groundwater level did not change during the given period
of time only due to climatic conditions, but also due to morphologic changes
in the recharge and discharge areas. In the past undoubtedly intensive mixing
of groundwaters occurred which led to establishment of geochemical barriers
in the deposit. Isotopie analyses show that the time of mixing of the meteoric
with the ground water is actually about 5 years. The chemical composition
of waters from the Wetterstein limestone is shown in table 15. The first three
analyses are of waters from the Mežica mine, and the three others of waters
from the surroundings. Differences are obvious, especially in contents of Pb,
Zn and SO^^-. The mine water contains on the average 0.01 mg/1 Pb and
0.05 mg 1 Zn. By considering only these values, and the discharge of water
from the mine, which is about 40 m'^/min, it is possible to estimate that the
deposit loses yearly about 210 kg of lead and five times that much (1,050 kg)
of zinc.
The Mežica mine has been known since long by wulfenite. Less known
are other oxide minerals. Although the oxidation affected more or less the
entire deposit, appear higher abundances of several minerals, for example
wulfenite, hydrozincite, hemimorphite and descloizite, only in particular parts
of the deposit, mostly in the ores of the Union system, i.e. in Igrče, Helena
and Union. Of economic importance is only cerussite which occurs as a rule
in the ore together with galena with which it is commonly intensively over-
grown (table 7). Smithsonite occurs usually in a highly dispersed state and
Geological and geochemical characteristics of the Mežica ore deposit	299
can be commonly determined only under microscope, or by chemical analysis.
It occurs locally also in somewhat higher concentrations, particularly in higher
levels of the deposit. Its mode of occurrence is variable, it appears either alone,
or in association with hydrozincite, hemimorphite, cerussite and gypsum (table
9). A very important mineral of the oxidation zone in the Mežica deposit is
wulfenite. In traces it can be found in the entire deposit, but in higher
abundances only in younger fissures of the Union system. From about 80
wulfenite finding places, which are indeed since long mined out, only 8 were
connected with the system of interstratified ores, and even of those more than
half were recorded only as mineral showings.
It follows from data in table 16 and 17 that within the ore bearing Wetter-
stein limestone sequence there was available for crystallization of wulfenite
enough molybdenum, most probably in the form of finely disseminated jor-
disite. It is more and more obvious that in fissures and along faults of the
Union system occurred deposition of secondary Pb-Zn ores which are, among
others, characterized also by higher contents of molybdenum.
Conclusive remarks on the genesis of the Pb-Zn ores in the Mežica deposit
It follows from all above explanations that the Mežica deposit was formed
in several phases, and that it was subjected to a number of secondary alter-
ations. It makes no sense to look in each particular type of ore evidence for
the primary genesis, because it will not be found as a rule. An even more
serious mistake would be to generalize such ideas on the genesis. Therefore
the present author discussed his views and reflections on the genesis progres-
sively, while discussing particular groups of ores. In figure 19 the main phases
of the deposit are schematically shown. It can be seen that the predominant
part of the deposit was formed during the late diagenetic and epigenetic
processes, and only a small part during the early diagenesis. The ore rhythmites
cannot be considered by any means as the source material of all other ores.
They are of relatively subordinate abundance in the Wetterstein limestone, in
total they make lessthan 1 "/o of the entire ore mass of the interstratified
orebodies. Also during their deposition they probably were not much more
abundant. However, they may be useful in explaining several phenomena in
the Triassic ores. It follows from the paragenetic evolution of sulfide minerals
in the ore rhythmites that in them collective crystallization and metasomatic
processes occiu-red, and with them also considerable ore concentrations, par-
ticularly in the pure carbonate beds. If this may be established at the milli-
meter scale, then the same phenomenon may be inferred to have occurred
also in several decimeter or several meters thick beds in which the conditions
for metasomatism and collective crystallization were obviously even more
favorable. A considerable influence in this had certainly also dolomitization
during .which the porosity may be increased up to 13 "/o.
The problematics of the source of the ore components is still to a high
degree unclear. The author discussed the question in the paper on the Anisian
deposit of Topla (Struci, 1974), and because no new, more sohd evidence
was discovered since then, those suppositions should remain in vigour.
300_	Ivo Žtrucl
In the schematic presentation the ore rhythmites of the Graben deposit
may have at the first look a somewhat unusual position, but they are internal
ore sedimenits in the reef limestone, which means that they were deposited
in vugs and other karst cavities of the already solidified reef limestone. Perhaps
this holds also for a part of ore rhythmites in the Wetterstein limestone, but
here many questions are not clear yet.
It also follows from the paragenetic presentation that the Pb-Zn ores have
been formed all the 'time, practically up to the present day. We do not know,
to be sure, what happened to the deposit between Triassic and Miocene. It is,
however, almost certain that the deposit was not conserved, especially if
taking into consideration that due to the cover of 1,500 to 2,000 m of overlying
younger beds the temperatures and pressures must have changed considerably
within the orebearing sedimentary beds. A considerable contribution to
alterations within the deposit was undoubtedly supplied by the tectonic pro-
cesses of the Alpidic orogeny. A more clear evidence on changes and deposition
of younger ores is offered by post tectonic supergeneous processes. These
processes did not only alter the appearance, composition and mineralogical and
physico-chemical properties of the Triassic ores and country rocks, they also
contributed much to the genesis of new Pb-Zn ores.
Literatura
Bechstädt, T. 1973, Zyklotheme im hangenden Wettersteinkalk von Bleiberg-
Kreuth. Veröff. der Univ. Innsbruck, Bd. 86, 25—55, Innsbruck.
Bechstädt, T. 1975, Zyklische Sedimentation im erzführenden Wetterstein-
kalk von Bleiberg-Kreuth, N. Jb. Geol. Paläont. Abh. 149, 73—95, Stuttgart.
Bechstädt, T. 1979, The Lead-Zinc Deposit of Bleiberg-Kreuth (Carinthia,
Austria) Palinspatic situation, Paleogeography and Ore Mineralisation, v'erh. Geol.
B. A., 3, 221—235, Wien.
Berce, B. 1960, Nekateri problemi nastanka rudišča v Mežici. Geologija 6,
235—250, Ljubljana.
Berhane, M. 1976, Svinčevo cinkova orudenenja ob unionskih prelomnicah
v Mežici. Diplomsko delo, Ljubljana.
Bernard, A. J. 1972, Le rôle métallogénique de la sedimentation intrakar-
stique. Int. Sed. Congr. Heidelberg 1971, 43—57, Springer Verlag, Berlin.
Bernard, A. J. 1973, Metallogenic processes of intrakarstic sedimentation.
Ores in sediments. Internat. Union Geol. Sc., Ser. A, 43—57, Springer, Berlin Heidel-
berg/New York.
B r u m e n , A. 1959, Značilne plasti wettersteinskih apnencev. Diplomska na-
loga, Ljubljana.
Brunlechner, A. 1884, Die Minerale des Herzogthums Kärnten, Verl. von
Ferd. V. Kleinmayr, Klagenfurt.
Brunlechner, A. 1888, Die Sphärenerze von Miess in Kärnten. Jb. Geol.
R. A., 37, 311—320, Wien.
Drovenik, M., Leskovšek, H., Pezdič, J. & Štrucl, I. 1970, Izo-
topska sestava žvepla v sulfidih nekaterih jugoslovanskih nahajališč. Rudarsko meta-
lurški zbornik, 2—3, 153—173, Ljubljana.
Drovenik, M., Štrucl, I. & Pezdič, J. 1980a, Izotopska sestava žvepla
v svinčevo-cinkovih nahajališčih severnih Karavank (1. in 2. del). Rudarsko-meta-
lurški zbornik, 2—3 in 4, 179—197 in 413—436, Ljubljana.
Drovenik, M. , Pleničar, M. & Drovenik, F. 1980b, Nastanek ru-
dišč v SR Sloveniji. Geologija 23 1, 1—157, Ljubljana.
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	301
Duhovnik, J. 1954, O izvoru molibdena v svinčevem in cinkovem rudišču
Mežica, Geologija 2, 113—>117, Ljubljana.
Duhovnik, J. 1956, Über die metallogenetischen Epochen und Provinzen
Jugoslawiens. Berg- und Hüttenmännische Monatshefte, 101. Jahrgang, Heft 2, 30—32,
Wien.
Duhovnik, J. 1967, Facts for and against a syngenetic origin of the strati-
form ore deposits of lead and zinc. Economic Geology Monograph 3, 108—125, New
York.
Fabjančič, J. 1965, Razprave na mednarodnem posvetovanju v Mežici 17. 11.
1964. Rudarsko-metalurški zbornik, 2, 181—184, Ljubljana.
Faninger, E. & Štrucl, 1. 1978, Plutonic emplacement in the Eastern
Karavanke Alps. Geologija 21, 81—87, Ljubljana.
Germann, K. 1966, Ablauf und Ausmass diagenetischer Veränderungen im
Wettersteinkalk (alpine Mitteltrias) Doktorska disertacija, München.
Grafenauer, S. 1958a, Diskusija k članku »Rudarsko-geološka karakteristika
Rudnika Mežica«, Geologija 4, 229—236, Ljubljana.
Grafenauer, S. 1958b, O nastopanju svinčevih, cinkovih in molibdenovih
orudenenj v Mežici, Rudarsko-metalurški zbornik, 8, Ljubljana.
Grafenauer, S. 1959, Redki prirodni svinčeni oksidi v Mežici. Geologija, 5,
56—62, Ljubljana.
Grafenauer, S. 1962, Geneza vzhodnoalpskih svinčevih in cinkovih naha-
jališč. Rudarsko-metalurški zbornik, 4, 313—322, Ljubljana.
Grafenauer, S. 1965, Genetska razčlenitev svinčevih in cinkovih nahajališč
v Sloveniji. Rudarsko-metalurški zbornik, 2, 165—172, Ljubljana.
Grafenauer, S., Ottemann, J. & Strmole, D. 1968, Über Descloi-
zit und Wulfenit von Mežica (Mies) Jugoslawien. N. Jb. Miner. Abh. 109, 1 2, 25—32,
Stuttgart.
Granigg, B. & Koritschoner, J. H. 1914, Die geologischen Verhältnisse
des Bergbaugebietes von Miess in Kärnten. Zeitschrift f. prakt. Geologie, Jhg. 22,
4 5, 171—193, Berlin.
Hegemann, F. 1949, Die Herkunft des Mo, V, As und Cr im Wulfenit der
alpinen Blei- Zinklagerstätten. Heidelberger Beiträge, Min. und Petrogr., 1, 690—715,
Heidelberg.
H o 11 e r , H. 1936, Die Tektonik der Bleiberger Lagerstätte, Carinthia II, Son-
derh. 7, 1—82, Klagenfurt.
H o 11 e r , H. 1960, Zur Stratigraphie des Ladin im östlichen Drauzug und in den
Nordkarawanken. Carinthia II, 150, 63—75, Klagenfurt.
Johnson, J. H. 1961, Limestone building algae and algal limestones. Colorado
School of Mines, 297, Boulder.
K a n a k i, F. 1972, Die Minerale Bleibergs (Kärnten). Sonderdruck aus Ca-
rinthia II. Mitt. des Naturw. Vereines für Kärnten, 82, 162. Jhg., Klagenfurt.
Kostelka, L. 1965, Opažanja in misli o svinčevih-cinkovih orudenenjih v
Apneniških Alpah južno od Drave, Rudarsko-metalurški zbornik, 2, 173—180, Ljub-
ljana.
Kostelka, L. 1966, Der triadische Geosynklinal Vulkanismus und die Blei-
Zink Vererzung in den Drau-Kalkalpen. Symposium int. giacim. min. Alpi, 1927—1934,
Trento.
Kostelka, L. 1971, Beiträge zur Geologie der Bleiberger Vererzung und
Ihrer Umgebung. Carinthia II, Sonderh. 28, Festschrift Kahler, 283—289, Klagenfurt.
Kranz, J. R. 1974, Geochemische Charakteristik des erzhöffigen Oberen Wet-
tersteinkalkes (alpine Mitteltrias) der Ostalpen. Disertacija FU Berlin.
Kranz, J. R. 1976, Stratiforme und diskordante Zink-Blei-Anomalien im
erzhöffigen Oberen Wettersteinkalk (alpine Mitteltrias). Mineral. Deposita 11, 6—23,
Berlin.
Lagny, Ph. 1974, Le gisement de Salafossa, un remplissage paléokarstique
plombo-zincifère, These présentée a l'Université de Nancy I, 1—366, Nancy.
302_	Ivo Žtrucl
Lambert, I. B. & Bubela, B. 1970, Banded sulphide Ores; The Experi-
mental Production of Monomineralic Sulphide Bands in Sediments. Mineralium Depo-
sita 5, 97—102, Berlin.
Logan, B. W., Rezak, R. &Ginsburg, R. N. 1964, Classification and
environmental significance of algal stromatolites. J. Geol., 72, 68—83, Chicago.
Love, L. G. & A m s t u t z, G. C. 1966, Review of Microscopic Pyrite. Fortschr.
Mineral., 43, 273—309, Heidelberg.
Meixner, H. 1935, Dekloazit od Crne kod Mežica. RAD, 251, Jugosl. Akad.
Zagreb, 231—233, Zagreb.
Meixner, H. 1950, Über Jordesit (amorphes Molybdänsulfid) von Bleiberg
in Kärnten. Carinthia II, 139 140, 39—51, Klagenfurt.
Meixner, H. 1956, Zur Molybdänmineralführung in Kärntner Pb-Zn Lager-
stätten. Karinthin, F 31 32, 133—138, Klagenfurt.
M o h s , F. 1807, Die Villacher Alpe, und die dieselbe zunächst umgebenden Ge-
genden. Molle Efemeriden Berg- und Hüttenkunde, Bd. 3, 161—228, Nürnberg.
P e r e 1 m a n , A. I. 1968, Geohimija epigenetičeskih procesov, Nedra, Moskva.
Sander, B. 1936, Beiträge zur Kenntnis der Anlagerungsgefüge, Mineral. Pe-
trogr. Mitt., 48, 27—209, Leipzig.	s
Sander, B. 1950, Einführung in die Gefügekunde der geologischen Körper II,
Springer, Wien.
Schneider, H. J. 1953, Lagerstättenkundliche Untersuchungen im oberen Wet-
tersteinkalk der Bayrischen Kalkalpen. Doktorska disertacija, München.
Schneider, H. J. 1964, Facies differentiation and controlling faktors for the
depositional Lead-Zinc concentration in the Ladinian geosyncline of the Eastern
Alps, Developments in Sedimentology 2, 29-45, Amsterdam.
Schroll, E. 1949, Über die Anreicherung von Mo und V in der Hutzone der
Pb-Zn Lagerstätte Bleiberg Kreuth in Kärnten. Verh. Geol. B. A., 138—157, Wien.
Schroll. E. 1953, Mineralparagenese und Mineralisation der Bleiberg-Kreuther
Blei-Zink-Lagerstätte Carinthia II, 143, 47—55, Klagenfurt.
Schroll, E. 1954, Ein Beitrag zur geochemischen Analyse ostalpiner Blei-
Zinkerze. Oesterr. Min. Gesellschaft, 1—85, Wien.
Schroll, E. 1965, O vprašanju abnormalne izotopne sestave svinca v svinčevih
in cinkovih rudiščih Apneniških Alp. Rudarskometalurški zbornik 2, 139—154, Ljub-
ljana.
Schroll, E. 1975, Analytische Geochemie, Methodik, Bd 1, Ferdinand Enke
Verlag, Stuttgart.
Schroll, E. 1976, Analytische Geochemie, Grundlagen und Anwendungen, Bd.
II, Ferdinand Enke Verl., Stuttgart.
Schulz, O. 1964, Mechanische Erzanlagerungs Gefüge in den Pb-Zn Lager-
stätten Mežica und Cave del Predil, Berg- und Hüttenm. Mh., lOÖ, 12, 385—389, Wien.
Schulz, O. 1973, Wirtschaftlich bedeutende Zinkanreicherung in syndiagene-
tischer submariner Deformationsbreccie in Kreuth (Kärnten), Tschermaks Min. Petr.
Mitt. 20, 280—295, Stuttgart.
Schulz, O. 1975, Resedimentbreccien und ihre möglichen Zusammenhänge mit
Zn-Pb Konzentrationen in Mitteltriadischen Sedimenten der Gailtaler Alpen (Kärn-
ten), Tscherm. Min. Petrogr. Mitt. 22, 130—157, Stuttgart.
Smirnov, S. S. 1954, Die Oxydationszone sulfidischer Lagerstätten, Akade-
mischer Verlag, Berlin.
S t r u c 1, I. 1959, Geološke karakteristike rudnika Mežice i okoline sa naročitim
osvrtom na tektoniku, genezu i perspektivni razvoj rudarsko-geoloških radova. III.
kongres geologa FNRJ, 363^375, Budva.
Štrucl, I. 1965 a. Nekaj misli o nastanku karavanških svinčevo cinkovih ru-
dišč s posebnim ozirom na rudišče Mežice. Rudarskometalurški zbornik 2, 155—164,
Ljubljana.
Štrucl, I. 1965b, Geološke značilnosti mežiških rudišč in njih okolice. Zbornik
»300 let mežiški rudniki«, 115—139, Mežica.
Štrucl, I. 1970 a, Stratigrafske in tektonske razmere v vzhodnem delu severnih
Karavank. Geologija 13, 5—20, Ljubljana.
Geološke, geokemične in mineraloške značilnosti mežiškega rudišča	303
Štrucl, I. 1970 b, Poseben tip mežiškega svinčevo cinkovega orudenenja v ru-
dišču Graben. Geologija 13, 21—34, Ljubljana.
Štrucl, I. 1971, On the geology of the Eastern Part of the Northern Karawankes
with Special Regard to the triassic Lead zinc-Deposits. Sedimentology of parts of
central Europe, Guide book, VII. Int. Sediment. Congress, 285—301, Heidelberg.
Štrucl, I. 1974, Nastanek karbonatnih kamenin in cinkovo svinčeve rude v ani-
zičnih plasteh Tople. Geologija 17, 299—397, Ljubljana.
Štrucl, I. 1981, Die Schichtgebundenen Blei-Zink-lagerstätten Jugoslawiens.
Mitt, österr. geol. Ges., 74 75, 307—322, Wien.
Takanashi, T. 1960, Supergene Alteration of Zinc and Lead Deposits in Lime-
stone. Economic Geology, Vol. 55, No 6, 1083—1115, New York.
Teller, F. 1896, Erläuterungen zur geologischen Karte der östlichen Ausläufer
der Karnischen und Julischen Alpen (Ostkarawanken und Steiner Alpen), K. K. Geol.
R. A. Wien.
Tufar, W. 1980 a. Ore Mineralization from the Eastern Alps, Austria, as strata-
bound-syngenetic Formations of pre-alpine and alpine Age. Proceedings of the Fifth
Quadrennial lAGOD Symposium, 513—544, Stuttgart.
Tufar, W. 1980 b. Ore Deposits of the Eastern Alps. 8th Internat. Geochemical
Explor. Symp., Bundesanst. für Geowissenschaften und Rohstoffe, Excursion Guide,
C 6, 1—78, Hannover.
Tufar, W. 1981, Die Vererzungen der Ostalpen und Vergleiche mit Typlokali-
täten anderer Orogengebiete. Mitt. österr. geol. Ges. 74 75, 265—306, Wien.
Usdowski, H. E. 1967, Die Genese von Dolomit in Sedimenten. Min. und
Petrogr. in Einzeldarst., Bd. 4, Springer Verl., Berlin.
Weber-Diefenbach K. 1977, Geochemistry and Diagenesis of Recent Heavy
Metal Ore Deposits of the Atlantis — II — Deep (Red Sea), Time and Strata-Bound
Ore Deposits Springer-Verlag, 417—436, Berlin.
Wulfen, X. 1785, Abhandlungen vom kärtnerischen Bleyspate. Johann Kraus-
sische Buchhandlung, 1—150, Wien.
Zippe, F. X. 1860, Über den rhombischen Vanadit. Sitzb., 45, 197—200, Wien.
Zorc, A. & Bertapelle, A. 1954, Der Blei-Zink-Molybdänerzbergbau Mezica.
Montan-Ruhdschau, Sonderheft Erzbergbau, 113—121, Wien.
Zorc, A. 1955, Rudarsko geološka karakteristika rudnika Mežica. Geologija 3,
24—80, Ljubljana.
304		Ivo Žtrucl
Tabla 1 — Plate 1
SI. 1. Crna breča z odlomki iz mikritnega in intramikritnega apnenca ter fosilnih
ostankov. Odlomki so delno silificirani (bela zrna) in orudeni (črna zrna). Vezivo breče
je iz sparitnega kalcita. Revir Navršnik, 12 X
Fig. 1. Black breccia with fragments of micritic and intramicritic limestone and fossil
remains. Fragments are partly silicified (white grains) and partly mineralized (black
grains). Cement of breccia consists of sparitic calcite. Navršnik mine district, 12 X
SI. 2. Detajl orudenelega in silicificiranega odlomka črne breče s slike 1 in del oru-
denele poznodiagenetske (ali epigenetske) kalcitne žilice s sfaleritom (črna zrna) in
fluoritom (F). 52 X
Fig. 2. Detail of mineralized and silicified fragment of black breccia from fig. 1 and
a part of mineralized late diagenetic (or epigenetic) calcite veinlet with sphalerite
(black grains) and fluorite (F). 52 X
SI. 3 in 4. Detajla orudenelih in silificiranih odlomkov črne breče s slike 1. Crna zrna
— sfalerit, bela zrna — kremen, R — roženec. 52 X
Figs. 3 and 4. Details of mineralized and silicified fragments of black breccia from
fig. 1. Black grains — sphalerite, white grains — quartz. R — chert. 52 X
SI. 5. Odlomek črne breče s fosilnimi (algnimi ?) ostanki, razpršenim kremenom (bela
zrna) in posameznimi zrni sfalerita (črna zrna). 52 X
Fig. 5. Fragment of black breccia with fossil (algal ?) remains, disseminated quartz
(white grains) and individual sphalerite grains (black grains). 52 X
SI. 6. Korodiran in s sparitnim kalcitom nadomeščen stromatolitni apnenec z vložkom
intrasparitnega apnenca. Revir Srednja cona, 7. obzorje. 12 X
Fig. 6. Stromatolitic limestone, corroded and replaced by sparitic calcite, and an
inclusion of intrasparitic limestone. Srednja cona mine district, 7th level. 12 X
20 — Geologija 27
306 			Ivo Štrucl
Tabla 2 — Plate 2
SI. 1. Rudni ritmit in metasomatska ruda z galenitom, sfaleritom in dolomitom. Revir
Navršnik, 8. obzorje. Naravna velikost 15 X 15 cm
Fig. 1. Ore rhythmite and metasomatic ore with galena, sphalerite and dolomite.
Navršnik mine district, 8th level. Natural size 15 X 15 cm
SI. 2. Rudni ritmit in metasomatska ruda (galenit, sfalerit, pirit, markazit, dolomit)
z diagenetsko obremenitveno strukturo. Revir Navršnik, 8. obzorje. Naravna velikost
20 X 20 cm
Fig. 2. Ore rhythmite and metasomatic ore (galena, sphalerite, pyrite, marcasite and
dolomite) with diagenetic load-cast structure. Navršnik mine district, 8th level. Na-
tural size 20 X 20 cm
SI. 3. Delno oksidirano interstratificirano orudenenje z rudnimi ritmiti in pozno-
diagenetsko metasomatsko rudo. Revir Navršnik, 9. obzorje
Fig. 3. Partly oxydized strata-bound ore with ore rhythmite and late diagenetic
metasomatic ore. Navršnik mine district, 9th level
SI. 4. Bogato interstratificirano orudenenje z metasomatsko rudo. Revir Navršnik,
9. obzorje
Fig. 4. Rich interstratified mineralization with metasomatic ore. Navršnik mine di-
strict, 9th level
SI. 5. Orudenje s sfaleritom (sivo) in galenitom (belo) v dolomitiziranem grebenskem
apnencu. Revir Graben, 8. obzorje. Odsevna polarizirana svetloba, 35 X
Fig. 5. Mineralization with sphalerite (gray) and galena (white) in dolomitized reef
limestone. Graben mine district, 8th level. Reflected polarized light, 35 X
SI. 6. Monomineralno orudenje s sfaleritom v dolomitiziranem grebenskem apnencu.
Revir Graben, 10. obzorje. Odsevna polarizirana svetloba, 35 X
Fig. 6. Monomineral ore with sphalerite in dolomitized reef limestone. Graben mine
district, 10th level. Reflected polarized light, 35 X
308 			Ivo Štrucl
Tabla 3 — Plate 3
SI. 1. Metakristali galenita in nepravilna zrna sfalerita — zelo pogosta oblika krista-
lizacije sulfidnih mineralov v rudnih ritmitih. Revir Moring, 12. obzorje. Odsevna pola-
rizirana svetloba, 40 X
Fig. 1. Galena metacrysts and irregular sphalerite grains — a very frequent crystalli-
zation form of sulfide minerals in ore rhythmites. Moring district, 12th level. Reflected
polarized light, 40 X
SI. 2. Rudni ritmit z vložkom galenita med razpršenim drobnozrnatim sfaleritom. Revir
Graben, 11. obzorje. Odsevna polarizirana svetloba, 40 X
Fig. 2. Ore rhythmite with irregular galena lamina between disseminated fine grained
sphalerite. Graben district, 11th level. Reflected polarized light, 40 X
SI. 3. Rudni ritmit z galenitom (črna zrna), sfaleritom (s), kalcitom in dolomitom.
Revir Moring, 12. obzorje
Fig. 3. Galena-sphalerite-calcite-dolomite rhythmite in Wetterstein limestone. White =
calcite, light gray = calcite and dolomite with sphalerite (s), black = galena. Moring
district, 12th level
SI. 4. Rudni ritmit s sfaleritom in dolomitom iz globljega dela wettersteinskega apnen-
ca. Svetlo sive lamine so orudene s sfaleritom, v črnih laminah pa je zelo malo ali nič
sfalerita. Revir Union, 15. obzorje. Interstratificirano orudenenje 650 m pod 1. karnij-
skim skrilavcem
Fig. 4. Sphalerite-dolomite rhythmite from the lower part of Wetterstein limestone.
The light grey laminas consist of enrichments of sphalerite, the black ones contain
little or no sphalerite grains. Union district, 15th level. Strata-bound orebody 650 m
below the 1st Carnian shale
SI. 5. Rudni ritmit s sfaleritom (s), galenitom (črna zrna) in klasti wettersteinskega
apnenca z obremenitvenimi strukturami. Revir Moring, obzorje + 332 m
Fig. 5. Sphalerite-galena rhythmite with clasts of Wetterstein limestone and load-cast
structures. Moring district, level + 332 m
310 			Ivo Štrucl
Tabla 4 — Plate 4
SI. 1. Metasomatski galenit v rudnem ritmitu z vključki sfalerita (sivo), fluorita (črna
idiomorfna zrna) in karbonata (črna nepravilna zrna). Revir Moring, 11. obzorje.
Odsevna polarizirana svetloba, 40 X
Fig. 1. Metasomatic galena in ore rhythmite with inclusions of sphalerite (grey grains),
fluorspar (black idiomorphic grains) and carbonate (black xenomorphic grains) in-
clusions. Moring district, 11th level. Reflected polarized light, 40 X
SI. 2. Piritna framboida v sfaleritu rudnega ritmita. Revir Graben, 10. obzorje. Od-
sevna polarizirana svetloba, 320 X
Fig. 2. Pyrite framboids in sphalerite of ore rhythmite. Graben district, lOth level.
Reflected polarized light, 320 X
SI. 3. Diagenetski kalcitni cement s sfaleritom in fluoritom v mikritnem wetterstein-
skem apnencu. Revir Navršnik, 12. obzorje. Presevna polarizirana svetloba, 50 X
Fig. 3. Diagenetic coarse grained calcitic cement with sphalerite and fluorspar in
micritic Wetterstein limestone. Navršnik district, 12th level. Transmitted polarized
light, 50 X
SI. 4. Jedkana sfaleritna zrna (z raztopino H2S04 in KMn04) iz orudene breče v gre-
benskem apnencu. Revir Graben, 12. obzorje (Balos). Odsevna polarizirana svetloba,
40 X
Fig. 4. Etched (with a solution of H2S04 and КМПО4) sphalerite grains from the ore
bearing breccia in the reef limestone. Graben district, 12th level (Balos). Reflected
polarized light, 40 X
SI. 5 D.robne sfaleritne (sive) in karbonatne (črne) kroglice v piritu. Revir Moring,
obzorje + 332 m. Odsevna polarizirana svetloba, 370 X
Fig. 5. Tiny sphalerite (grey grains) and carbonate (black grains) globules in pyrite.
Moring district, level + 332 m. Reflected polarized light, 370 X
SI. 6. Sfaleritno-karbonatne koncentrične kroglice v galenitu. Moring, obzorje + 332 m.
Odsevna polarizirana svetloba, 150 X
Fig. 6. Sphalerite-carbonate concentric globules in galena. Moring district, level
Ч- 332 m. Reflected polarized light, 150 X
312		Ivo Žtrucl
Tabla 5 — Plate 5
SI. 1. Markazit iz interstratificiranega orudenenja s karbonatnimi vključki. Navršnik,
15. obzorje (+ 372 m), odkop št. 25. Povečava 35 X
Fig. 1. Marcasite from interstratified ore with carbonate inclusions (black). Navršnik,
15th level (+ 372 m), stopes No 25. 35 X
SI. 2. Pirit (drobna zrna) in markazit iz interstratificiranega orudenenja na Moringu.
Obzorje + 332 m, odkop št. 21. Povečava 35 X
Fig. 2. Pyrite (fine grains) and marcasite from interstratified ore in Moring. Level
+ 332 m, stopes No 21. 35 X
SI. 3. Piritno-markazitno zrno iz rudnega ritmita s psevdomorfozami sfalerita (sivo)
in kalcita (črno) po markazitu. Moring, obzorje + 332 m, odkop št. 1. Povečava 150 X
Fig. 3. Pyrite-marcasite grain in ore rhythmite with pseudomorphs of sphalerite
(grey) and calcite (black) after marcasite. Moring, level + 332 m, stopes No 1. 150 X
SI. 4. Conarni agregat pirita (p) in melnikovitpirita (mp) z igličastimi vključki mar-
kazita, ki so pa povečini nadomeščeni s karbonatom (črno) ali sfaleritom (sivo). Inter-
stratificirano orudenenje v Navršniku, 9. obzorje. Povečava 60 X
Fig. 4. Zoned aggregate of pyrite (p) and melnikovite-pyrite (mp) with acicular in-
clusions of marcasite which are in major part replaced by carbonate (black) or spha-
lerite (grey). Interstratified ore in Navršnik, 9th level. 60 X
SI. 5. Zraščen sfaleritni agregat s koncentričnimi globulami iz sfalerita in karbonata.
Interstratificirano orudenenje v Navršniku, 14. obzorje, odkop št. 85. Povečava 150 X
Fig. 5. Overgrown sphalerite aggregate with concentric globules of sphalerite and car-
bonate. Interstratified ore in Navršnik, 14th level, stopes No. 85. 150 X
SI. 6. Pirit z markazitnimi iglicami, ki so večinoma nadomeščene s sfaleritom (sivo)
ali karbonatom (črno). Interstratificirano orudenenje v Navršniku, 9. obzorje. Po-
večava 60 X
Fig. 6. Pyrite with marcasite needles which are mostly replaced by sphalerite (grey)
or carbonate (black). Interstratified ore in Navršnik, 9th level. 60 X
314 			Ivo Štrucl
Tabla 6 — Plate 6
SI. 1. Deformacij ska breča v rudnem sedimentu (rudni ritmit dolomita in sfalerita)
sredi wettersteinskega apnenca, 650 m pod 1. karnijskim skrilavcem (detajl rudnega
ritmita je na tabli 2, slika 4). Union, 15. obzorje
Fig. 1. Collapse breccia in ore bearing sediment (sphalerite-dolomite rhythmite) within
the Wetterstein limestone, 650 m below the 1st Carnian shale (detail of the ore
rhythmite on plate 2, figure 4). Union district, 15th level
SI. 2. Breča z rudnim sedimentom (rudni ritmit z dolomitom in sfaleritom) in obo-
gatitvami galenita. Graben, 12. obzorje
Fig. 2. Breccia with ore bearing sediment (sphalerite-dolomite rhythmite) and enrich-
ments of galena (black grains). Graben district, 12th level
SI. 3. Disolucijska breča, orudena s sfaleritom in galenitom, sredi wettersteinskega
apnenca. Revir Union, 15. obzorje
Fig. 3. Dissolution breccia mineralized with sphalerite and galena within the Wetter-
stein limestone. Union district, 15th level
SI. 4. Breča z rudnim vezivom iz sfalerita (siva osnova), galenita (s kovinskim sija-
jem) in sorazmerno malo kalcita (belo). Revir Union, 15. obzorje
Fig. 4. Breccia cemented by sulfides and carbonates (sphalerite = grey matrix, ga-
lena = metallic luster, calcite = white). Union district, 15th level
SI. 5. Skorjasta svetlica in delno zdrobljena zrna galenita in sfalerita v rudni breči
orudenega brečastega pasu med grebenskim apnencem in bituminoznim dolomitom.
Revir Graben, 12. obzorje (Balos). Odsevna polarizirana svetloba, 35 X
Fig. 5. Colloform sphalerite (schalenblende) and partly crushed galena and sphalerite
grains in the breccia matrix of the ore bearing breccia zone between reef limestone
and bituminous dolomite. Graben district, 12th level (Balos). Reflected polarized
light, 35 X
SI. 6. Drobnozrnato vezivo (dolomit, sfalerit, galenit, pirit, glinovec in organska snov)
rudne breče med grebenskim apnencem in bituminoznim dolomitom. Graben, 12.
obzorje (Balos). Odsevna polarizirana svetloba, 35 X
Fig. 6. Fine grained matrix (dolomite, sphalerite, galena, pyrite, clay and bituminous
substance) of the ore bearing breccia between reef limestone and bituminous dolomite.
Graben district, 12th level (Balos). Reflected polarized light, 35 X
316 			Ivo Štrucl
Tabla 7 — Plate 7
SI. 1. Z galenitom in sfaleritom orudenela prelomnica unionskega sistema v stropu
4. obzorja v Igrčevem. Ruda je zdrobljena s porudnimi premiki
Fig. 1. Union system fault mineralized with galena and sphalerite on the 4th level
in the Igrče mine district. The ore was crushed by younger post-ore displacements
SI. 2. Zelo pogosta oblika oksidacije galenita po razkolnih ploskvah in drugih raz-
pokah, ki so zapolnjene s cerusitom, tu in tam pa tudi z anglezitom. Navršnik, 15.
obzorje (+ 372 m). Povečava 130 X
Fig. 2. Vrey common form of oxidation of galena along cleavage planes and other
fractures which are filled with cerussite, in places also with anglesite. Navršnik mine
district, 15th level (+ 372 m). 130 X
SI. 3. Oksidacija posameznih delov galenita med razkolnimi ploskvami. V cerusitu
so številni vključki galenita. Navršnik, 15. obzorje. Povečava 130 X
Fig. 3. Oxidation of parts of galena between cleavage planes. Cerussite contains nume-
rous inclusions of galena. Navršnik, 15th level. 130 X
SI. 4. Cerusit, obrobljen z galenitom. Moring, obzorje + 332 m, odkop št. 21. Pove-
čava 250 X (v olju)
Fig. 4. Cerussite rimmed by galena. Moring, level + 332 m. 250 X (in oil)
SI. 5. Geoda v oksidiranem galenitu z drobnimi cerusitnimi kristali. V cerusitu so
številni vključki galenita. Ta oblika oksidacije je zlasti pogosta v osemurnih in
wulfenitnih orudenenjih. Povečava 65 X
Fig. 5. Geode with cerussite crystals within intensively oxidized galena. Cerussite
contains numerous inclusions of galena. This form of oxidation is common especially
in wulfenite orebodies and in strata-bound mineralized veins and fissures of the 8h
System. 65 X
SI. 6. Galenit v obliki »svinčevega repa« ali jeklenke iz osemurnega orudenenja.
Navršnik, 11. obzorje. Povečava 130 X
Fig. 6. Galena in form of blei,schweif from the Bh System. Navršnik, llth level. 130 X
318 			Ivo Štrucl
Tabla 8 — Plate 8
SI. 1. Cerusitovi kristali s trojčkom preraščanja na tanki skorji smithsonitovih kri-
stalov in galenitu. Moring, obzorje + 332 m, odkop št. 4. Povečava 30 X
Fig. 1. Cerussite crystals with overgrowth triplet on thin crust of smithsonite cry-
stals coating galena. Moring, level + 332 m, stopes No 4, 30 X
SI. 2. Cerusitovi kristali in skorja iz zelo drobnih smithsonitovih kristalov na močno
oksidiranem galenitu. Moring, obzorje + 332 m, odkop št. 4. Povečava 60 X
Fig. 2. Cerussite crystals and crust of very fine smithsonite crystals on intensively
oxidized galena. Moring, level + 332 m, stopes No 4, 60 X
SI. 3. Kopuča cerusitovih kristalov v združbi s smithsonitom. Navršnik, 11. obzorje.
Povečava 65 X
Fig. 3. Aggregate of cerussite crystals in association with smithsonite. Navršnik, 11th
level, 65 X
SI. 4. Korodirana površina galenita. Revir Union, 14. obzorje. Povečava 2800 X
Fig. 4. Corroded galena surface. Union, 14th level, 2800 X
SI. 5. Detajl korodirane kristalne ploskve cerusita. Bela zaobljena zrna in prevleka
v votlinicah sestojijo iz Zn in Fe. Navršnik, 11. obzorje. Povečava 6200 X
Fig. 5. Detail of a corroded surface of cerussite. White rounded grains and coating
in pores consist of Zn and Fe (probably smithsonite). Navršnik, 11th level, 6200 X
SI. 6. Korodirani cerusitovi kristali z vraščenim zrnom smithsonita (s). Moring, obzorje
+ 332 m, odkop št. 6. Povečava 320 X
Fig. 6. Corroded cerussite crystals with an ingrown grain of smithsonite (s). Moring,
level + 322 m, stopes No 6, 300 X
320 			Ivo Štrucl
Tabla 9 — Plate 9
SI. 1. Smithsonitovi kristali, vraščeni v cerusitu. Moring, obzorje + 332 m, odkop št. 4.
Povečava 320 X
Fig. 1. Smithsonite crystals ingrown in cerussite. Moring, level + 332 m, stopes No 4.
320 X
SI. 2. Kopuča smithsonitovih kristalov s sadro (Sa). Moring, obzorje + 332 m, odkop
št. 4. Povečava 650 X
Fig. 2. Aggregate of smithsonite crystals with gypsum (Sa). Moring, level + 332 m,
stopes No 4. 650 X
SI. 3. Rjav prozoren smithsonitov kristal, zraščen z dolomitom. Graben, 6. obzorje
(Balos). Povečava 140 X
Fig. 3. Brown transparent smithsonite crystal overgrown with dolomite. Graben,
6th level. 140 X
SI. 4. V mežiški rudi najbolj pogosta oblika smithsonita. Moring, obzorje + 332 m,
odkop št. 4. Povečava 280 X
Fig. 4. The most common form of ."smithsonite in the Mežica ore. Moring, level
+ 332 m, stopes No 4. 280 X
SI. 5. Smithsonitovi kristali (s) na hidrocinkitu (h). Igrčeva srednja cona, obzorje
+ 787 m. Povečava 300 X
Fig. 5. Smithsonite crystals (s) on hydrozincite (h). Igrče Central zone, level + 787 m.
300 X
SI. 6. Prečni in podolžni presek skozi hidrocinkit. Detajla slike 5. Povečava 2600 X
Fig. 6. Cross section and longitudinal section through hydrozincite. Details of figure 5.
2600 X
21 — Geologija 27
322 			Ivo Štrucl
Tabla 10 — Plate 10
SI. 1. Korodirani galenit iz osemurnega orudenja s framboidom podobnimi tvorbami iz
Zn in Fe karbonata. Navršnik, 11. obzorje. Povečava 2400 X
Fig. 1. Corroded galena from the "Eight hours ore" with framboidlike formations consi-
sting of Zn and Fe carbonate. Navršnik, llth level. 2400 X
SI. 2. Detajl 2 do 5 mm debele skorje iz hemimorfitovih kristalov na orudenem dolo-
mitu. Revir Graben, 8. obzorje. Povečava 150 X
Fig. 2. Detail of a 2 to 5 mm thick crust of hemimorphite crystals on mineralized
dolomite. Graben, 8th level. 150 X
SI. 3. Skupek močno korodiranih kristalov hemimorfita v združbi z wulfenitom (glej
sliko 4^ Bela zrna sestoje iz Pb in Ca karbonata. Revir Helena. Povečava 1200 X
Fig. 3. Aggregate of intensively corroded crystals of hemimorphite in association
with wulfenite (see figure 4). White grains consist of Pb and Ca carbonate. Helena,
level + 787 m. 1200 X
SI. 4. Skupki wulfenitovih kristalov na skorji hemimorfita. Revir Helena. Pove-
čava 1200 X
Fig. 4. Aggregates of wulfenite crystals on hemimorphite crust. Helena, level + 787 m.
1200 X
SI. 5. Rumenkasto rjav wulfenit (w), obraščen s hidrocinkitom (h). Revir Helena.
Povečava 28 X
Fig. 5. Yellowish brown wulfenite overgrown with hydrozincite. Helena, level + 787 m.
28 X
SI. 6. Rumenkasto rjav wulfenit (w), obraščen s smithsonitom (s). Revir Helena.
Povečava 140 X
Fig. 6. Yellowish brown wulfenite overgrown with smithsonite. Helena, level + 787 m.
140 X
324 			Ivo Štrucl
Tabla 11 — Plate 11
SI. 1. Amorfne globule, sestavljene iz Fe in Zn (oksida ali karbonata) v razmerju 5:1,
vraščene v wulfenitu. Revir Helena nad jaškom. Povečava 3100 X
Fig. 1. Amorphous globules of Fe and Zn (oxide or carbonate) in proportions 5:1,
grown in wulfenite. Helena, level + 787 m. 3100 X
SI. 2. Rumenkasti ploščasti wulfenit s hrapavimi kristalnimi ploskvami. Revir Union,
wulfenitni odkop med 10. in 11. obzorjem. Povečava 24 X
Fig. 2. Yellowish platy wulfenite with rough crystal planes. Union, wulfenite stopes
between 10th and 11th level. 24 X
SI. 3. Detajl hrapave ploskve wulfenita s slike 2. Povečava 2400 X
Fig. 3. Detail of the rough plane of wulfenite from figure 2. 2400 X
SI. 4. Geoda s citronasto rumenkastimi igličastimi kristali wulfenita v močno oksi-
diranem galenitu. Revir Graben, 7. do 8. obzorje, zahodno od vpadnika. Povečava 70 X
Fig. 4. Geode with lemon yellowish acicular crystals of wulfenite in intensively oxi-
dized galena. Graben, 7th—8th level, west of the shaft. 70 X
SI. 5. Detajl s slike 4 s skupino wulfenitnih iglic citronasto rumene barve. Povečava
700 X
Fig. 5. Detail of figure 4 with a group of wulfenite needles of lemon yellow color.
700 X
SI. 6. Kopuča bledo rjavih piramidalnih kristalov wulfenita. Graben, 7. do 8. ob-
zorje. Povečava 75 X
Fig. 6. Aggregate of pale brown pyramidal crystals of wulfenite. Graben. 7th—8th
level. 75 X
326		Ivo Žtrucl
Tabla 12 — Plate 12
SI. 1. Močno korodirana in oksidirana površina galenita, ki je tipična za vsa gale-
nitno-wulfenitna orudenenja. Revir Union, 10. do 11. obzorje. Povečava 2600 X
Fig. 1. Intensively corroded and oxidized surface of galena which is typical for all
galena-wulfenite ores. Union, 10th—llth level. 2600 X
SI. 2. Idiomorfni kristali črnega descloizita na limonitu. Revir Helena, obzorje + 820 m.
Povečava 70 X
Fig. 2. Idiomorphic crystals of black descloizite on limonite. Helena, level + 820 m.
70 X
SI. 3. Recentno čašasto izločanje aragonita in kalcita s hidrocinkitom v starem rovu
v dolomitu vzhodnega dela grabenskega rudišča. Graben, Mihaeli rov
Fig. 3. Recent cup-like precipitations of aragonite and calcite with hydrozincite in old
adit in dolomite in the eastern part of the Graben deposit. Graben, Michaeli adit
SI. 4. Aragonitne kroglice iz čašastih vdolbin slike 3. Povečava 20 X
Fig. 4. Aragonite spherules from cup-like hollows of figure 3. 20 X
SI. 5. Detajl zgradbe aragonitne kroglice s slike 4. Povečava 5000 X
Fig. 5. Detail of structure of aragonitic spherule from figure 4. 5000 X
SI. 6. Drugi detajl zgradbe aragonita s slike 4. Povečava 7500 X
Fig. 6. An other detail of structure of aragonite from figure 4. 7500 X