GEOLOGIJA 56/2, 151-174, Ljubljana 2013 doi:10.5474/geologija.2013.010 Ladinijske plasti skonca idrijskega rudišča (Z Slovenija) Ladinian skonca beds of the Idrija Ore Deposit (W Slovenia) Jože ČAR Beblerjeva 4, SI-5280 Idrija; e-mail: joze.car@siol.net Prejeto / Received 28. 10. 2013; Sprejeto / Accepted 21. 11. 2013 Ključne besede: idrijsko rudišče, plasti skonca, litologija, sedimentne cinabaritne rude, močvirsko - jezersko okolje Key words: Idrija ore deposit, Skonca beds, lithology, sedimentary cinnabar ores, marsh-lacustrine environment Izvleček Bogato orudene plasti skonca (der Lagerschiefer) so bile najpomembnejši rudni horizont idrijskega rudišča. V njih so se poleg epigenetskih nahajale izjemne količine različnih bogatih singenetskih cinabaritnih rud. Jeklenka, opekovka, jetrenka, koralna ruda in nekatere druge cinabaritne plastnate rude so vsebovale tudi do 78 % Hg. Odkopavali so jih bolj ali manj intenzivno od njihovega odkritja leta 1508 do prenehanja del v idrijski jami leta 1977. Plasti skonca najdemo v obliki večjih ali manjših nepravilnih lečastih telesih ali plasteh v vseh delih idrijskega rudišča. V predelu rudišča, ki ga imenujemo 'Talnina', so plasti skonca debele v povprečju le 4 m, drugod v rudišču od 10 do največ 25 m, le v območju tektonske enote Karoli, torej v najglobljem delu nekdanjega idrijskega srednjetriasnega tektonskega jarka, so dosegle debelino okoli 40 m. Kamnine se v plasteh skonca združujejo v značilna zaporedja, ki so ključ za rekonstrukcijo sedimentacijskih okolij. Zaporedja smo označili z A, B, C in D. Zaporedje C delimo še na podzaporedji C1 s karbonatno in C^ s silikatno sestavo. Litološki členi zaporedja A predstavljajo običajno najnižji del skonca plasti, lahko pa so bočni ekvivalenti kamnin nizov B in podzaporedja C1. Zaporedje A sestavljajo tu in tam prodnati različki karbonatno litičnega peščenjaka, apnenčevo dolomitnega meljevca ter mestoma prodnati meljasti mikritni in mikritni apnenec. V okviru zaporedja B, ki ga sestavljajo značilne prehodne kamnine med zaporedji A in C1 najdemo meljasti apnenec s prehodi v kalcitni laporovec in glinavec. Zaporedje C sestavljajo 'klasične' kamnine plasti skonca. Čeprav ima spodnji del niza C karbonatno sestavo (podzaporedje C1) zgornji pa silikatno (podzaporedje C^), kamnin na pogled ne moremo ločiti med seboj. Vse so močno bituminozne in skrilave. Niz C sestavljajo sivi do črni bituminozni, s piritom in markazitom bogati, dolomitni in kremenov peščenjak, dolomitni ali kremenov meljevec ter skrilavi glinavec s premoškimi vložki. Zaporedje kamnin C se konča z glinenčevo-litičnim kremenovim peščenjakom z lupinami brahiopoda Discina. Sledijo različne piroklastične kamnine zaporedja D, debele do 80 m. V kamninah skonca, kot tudi v bogatih plastnatih cinabaritnih rudah, najdemo različne sedimentne teksture, ki nam dobro opredeljujejo dogodke in okolja njihovega nastanka. Razen erozijskih žlebov, ki so zapolnjeni z dolomitnim prodom, drugih predsedimentacijskih tekstur v plasteh skonca ni (podzaporedje C1). Pač pa so plasti bogate s sinsedimentnimi fizikalnimi oblikami, predvsem različki plastnatosti, laminacij in različnih oblik postopne zrnatosti. Od postsedimentacijskih tekstur naj omenimo bogastvo pogreznitvenih in drsnih tekstur. Ponekod opazujemo še bioturbacijo in nadomeščanje rastlinskih delcev s piritom. Plasti skonca so se odlagale v prostorsko zapletenem močvirsko-jezersko-lagunskem okolju. Kamnine zaporedja A in delno B so nastajale v bazično-oksidadacijskem, litološki členi podzaporedja C1 v redukcijskem okolju. Hitri prehodi med kamninami kažejo na bočno ostro omejene dotočne kanale, počasno dotokajoče sveže sladke vode v močvirsko okolje bogato z nižjim rastlinjem. Kamnine podzaporedja C^ dokazujejo preplavitev sladkovodnega močvirja z morsko vodo. V plitvi, prav tako z nižjim rastlinjem porasli zaprti laguni, so se odlagali različki bituminoznih skrilavih muljevcev in peščenjakov s števinimi radiolariji, iglicami silicijskih spongij in premoškimi vložki. Sedimentacija plasti skonca se zaključuje s kremenovim peščenjakom z naplavljenimi lupinami brahiopodov iz vrste Discina. Abstract The richly mineralised Skonca beds (der Lagerschiefer) were the most important mining level of the Idrija ore deposit. In addition to epigenetic ores, exceptional quantities of various rich syngenetic cinnabar ores could be found in these layers. »Jeklenka« (steel ore), »opekovka« (brick ore), »jetrenka« (liver ore), coral ore, and some other bedded cinnabar ores contained up to as much as 78 % Hg. These ores were excavated more or less intensively from their discovery in 1508 until the cessation of works in the Idrija Mine in 1977. The Skonca beds can be found in all parts of the Idrija ore deposit in the form of large or small, irregular, lense-shaped bodies or layers. In the section of the ore deposit known as 'Talnina', the Skonca beds are on average only 4 m thick, and from 10 to maximally 25 m in other parts of the ore deposit. The greatest thickness of these beds, i.e. around 40 m, can be found in the area of the Karoli tectonic unit, situated in the deepest part of the former Idrija Middle Triassic tectonic fault trough. The rocks in the Skonca beds are grouped in typical sequences, which represent a key for the reconstruction of sedimentary environments. The sequences are designated with the letters A, B, C and D. Sequence C is further divided into subsequences C1 with a carbonate and C2 with a siliceous structure. The lithological units of sequence A usually represent the lowest part of the Skonca beds, and may be the lateral equivalents of rocks of series B and subsequence C1. Sequence A is comprised of dispersed, gravelly varieties of carbonatic lythic sandstone, limestone and dolomite siltstone, as well as intercalations of gravelly silty micritic limestone and micritic limestone. Sequence B consists of typical transitional rocks between sequences A and C1, among which silty limestone with transitions to calcitic marlstone and claystone can be found. Sequence C is formed of 'classic' Skonca rock beds. Although the bottom part of sequence C has a carbonate structure (subsequence C1) and the top part has a siliceous structure (subsequence C2), the rocks cannot be distinguished from one another by their appearance. All are strongly bituminous and shaly. Sequence C is comprised of grey to black bituminous dolomite and quartz sandstone rich in pyrite and marcasite, dolomite or quartz siltstone, and shaly claystone with coal inclusions. The sequence of C rocks ends with clayey-lythic quartz sandstone containing remains of the brachiopod Discina. These are followed by various pyroclastic rocks of sequence D. The Skonca beds and the rich bedded cinnabar ores have various sedimentary structures which accurately define the events and environments of their origin. Except for the erosion channels, which are filled with dolomite gravel, there are no other presedimentary structures in the Skonca beds (subsequence C1). However, the beds are rich in synsedimentary physical forms, particularly various stratifications, laminations and various forms of graded bedding. Among the postsedimentary structures, mention should be made of the abundant sinking and slump structures. In some places, bioturbation and the replacement of organic particles with pyrite can be observed. The Skonca beds were deposited in a spatially complex, marsh-lacustrine-lagoonal environment. The rocks of sequence A and partly also of sequence B were formed in an alkaline, oxygen-rich environment, and the lithological units of subsequence C1 in a reductive environment. The rapid transitions among rocks indicate strictly limited and slow lateral inflows of fresh water into the marshy environment overgrown with low vegetation. The rocks in subsequence C2 prove that the freshwater marsh was flooded with sea water. Deposited in the shallow, closed lagoon overgrown with low vegetation were various bituminous shales, mudstones and sandstones filled with numerous radiolarians and needles of siliceous sponges and coal intercalations. The sedimentation of the Skonca beds ends with quartz sandstone containing deposited remains of the brachiopod Discina. The Skonca beds cover a layer of various pyroclastic rocks that is up to 80 m thick. Uvod Idrijsko rudišče je po količini živega srebra za španskim Almadenom drugo največje živosrebrovo rudišče na svetu. Je hidrotermalno-sedimentnega nastanka in slovi predvsem po edinstvenih sedi-mentnih cinabaritnih rudah. Sedimentne rude so bile v splošnem bogate ali zelo bogate in so vsebovale v povpre~ju od 5 do 60 %, izjemoma celo do 78 % živega srebra. Glede na njihovo barvo in sestavo so jih po idrijski rudarski tradiciji imenovali jeklenka, opekovka, jetrenka in koralna ruda. V idrijskem rudišču je bilo v 500-letni zgodovini izkopano in pridobljeno 147.000 ton živega srebra. Od tega je bilo po oceni kar 30 do 40 % teko~ega metala pridobljeno iz sedimentnih rud. Sedimentne rude se nahajajo v bituminoznih kamninah z lokalnim imenom plasti skonca, ki so ladinijske starosti. Kljub skorajda neprekinjenemu, bolj ali manj intenzivnemu odkopavanju plasti skonca od leta 1508 dalje vse do prenehanja del v rudniku leta 1977, so količine živega srebra v plasteh skonca v primerjavi s preostalimi količinami živega srebra v drugih kamninah idrijskega rudišča, še vedno sorazmerno velike. Sklenemo lahko, da so bile plasti skonca zaradi izrednega bogastva in izjemnih količin živega srebra nedvomno najpomembnejši rudni horizont idrijskega rudišča. Plasti skonca in razli~ne sedimentne cina-baritne rude doslej še niso bile v celoti in podrobneje opisane. Zgodovinski podatki Prvi pisni dokument o rudarjenju v Idriji je nastal avgusta 1493 in se nahaja v ~edadskem arhivu. Iz njegove vsebine posredno izhaja, da so začeli v idrijski kotlini rudariti že nekaj let prej (Verbič, 1965), zato je leto 1490 kot leto odkritja živega srebra in pričetka rudarjenja zelo verjetno in danes tudi splošno priznano (Čar, 1988). V prvih letih rudarjenja so v plitvih jaških odkopavali predvsem orudene karbonske klasti~ne kamnine, ki ležijo na površju v osrednjem delu mesta, na mestnem predelu Kurji Vrh in na spodnjem delu pobo~ja Pronta. V karbonskih skrilavih glinavcih in meljevcih z lečami kremenovega peščenjaka se nahaja živo srebro v obliki kapljic samorodnega živega srebra (HgS) in minerala cinabarita (Hg) v razme-ju približno 50:50. Skupni odstotek vsebnosti je bil - po kasnejših izkušnjah - od 0,3 do 1,5 % Hg. Na dan sv. Ahaca, 22. junija 1508, so pri poglabljanju jaška ob potoku Nikovi - kasneje so ga, glede na dan odkritja, poimenovali Ahacijev jašek - na globini približno 42 m naleteli na bogato cinabaritno oru-denje v ~rnih bituminoznih skrilavih kamninah, ki so jih v 18. stoletju imenovali 'črni glinasti skrilavec' ali 'idrijski skrilavec' (Idrianische Schiefer - Fer-ber, 1774) oziroma 'skrilava rudna plast' (Hacquet, 1781). V prvi polovici devetnajstega stoletja so uporabljali ime 'rudni skrilavec', kasneje se je uveljavilo ime 'skonca plasti' (Skonca-Schichten - Lipold, 1874). Zaradi izrednih količin bogate živosrebrove rude so imeli rudarji plasti skonca upravi~eno vseskozi za vodilni rudonosni horizont. O kamninah iz plasti skonca se je v skoraj dvestopetdesetih letih nabralo precej razli~nih podatkov. V prvi vrsti se nanašajo na litologijo, njihovo prostorsko lego, ostanke flore in favne ter orudenje (Scopoii, 1761; Hacquet, 1781; Fer-ber, 1774;Lipold, 1874;Kossmat, 1899, 1910, 1911;KropAč, 1912; Mlakar, 1967). V starejši literaturi najdemo tudi nekaj opomb o kemi~ni sestavi (schrauf, 1891; Mlakar, 1975) in petro-grafiji (Berce, 1953; Golbertaldo & slavik, 1961). Nove poglede na sestavo, razvoj in orudenje v 'klasičnih' plasteh skonca v idrijskem rudišču sta prispevala predvsem Mlakar & Drovenik (1971) ter Mlakar (1975) in Čar (1975, 1985). Prostorska lega plasti skonca v današnji zgradbi idrijskega rudišca je bila dobro znana že v 19. stoletju. 'Rudni skrilavec' so na območju Pronta in južnega rudišcnega bloka (sl. 1 in 2) označevali kot 'Lager A', plasti skonca v severnem rudiščnem bloku pa kot 'Lager B, C in D', pod imenom 'Maria - Geburts - baue' so označevali skonca plasti v severnem delu območja 'Talnine' (sl. 1 in 2), (KossMAT, 1899, 1911; KrofAč, 1912). Nedvomno so bile plasti skonca v idrijski pet-stoletni rudarski zgodovini od vseh srednjetri-asnih kamnin idrijskega rudišča največkrat presekane z rovi v celotni debelini. V sedemdesetih letih preteklega stoletja smo popolne preseke opazovali v različnih delih rudišča od I. do IX. obzorja. Posebej naj omenimo profile skozi plasti skonca na številnih etažah rudnega telesa Kropač - Ziljska med II. medobzorjem in 17. etažo nad I. obzorjem. Najznačilnejše preseke plasti skonca iz tektonske enote Pront smo zbrali na sliki 3. V zadnjem obdobju rednega delovanja idrijskega rudnika do leta 1977, so bili za litološko-sedimentološke raziskave še vedno vsaj delno dostopni vsi deli rudišča, kjer se plasti skonca nahajajo (sl. 2). Podatke o tem lahko razberemo iz obsežne dokumentacije detajlnega kartiranja v merilu 1:500 številnih sledilnih prog in odkopnih etaž, ki jih najdemo v arhivu geološke službe idrijskega rudnika (Čar, 1985). Idrijski srednjetriasni tektonski sistem z živosrebrovim rudiščem Enotna permsko-spodnjetriasna Slovenska karbonatna plošča (platforma - Buser, 1989) je v srednjem aniziju v okviru idrijske tektonske faze (Buser, 1980; Čar, 1985) razpadla na tri pa-leogeografske enote. Na severu je ležala Julijska karbonatna plo{~a, na jugu Dinarska karbonatna plo{~a, vmes je nastal globljevodni Slovenski bazen, (CousiN, 1973; Buser, 1989). Idrijsko-rovtar-sko ozemlje se je nahajalo na južni - Dinarski karbonatni plošči. Na obrobju nastajajočega oceana Meliata, je v nateznih razmerah na Dinarski karbonatni plošči, nastalo v obdobju zgornji anizij - ladinij več znotrajploščnih (intra-platformnih) normalnih prelomnih snopov (Čar, 2010). V današnjih strukturnih razmerah so se na idrijsko-rovtarskem območju ohranili štirje s smerjo vzhod - zahod. Od severa proti jugu si sledijo masorski, ledinski, zavra{ki in rudi{~ni snop normalnih prelomov (Čar, 2010). V njihovih osrednjih delih so lahko nastali brazdasti jarki (Čar, 2010). Iz rudiščnega snopa je znan dobro raziskani idrijski srednjetriasni tektonski sistem (Flacer & Čar, 1975, 1977; Čar, 1985). V njegovem osrednjem delu je ležal idrijski tektonski jarek brazdastega tipa z živosrebrovim rudiščem (sl. 1), (Mlakar, 1967; Mlakar & Drovenik, 1971; Flacer & Čar, 1975, 1977; Čar, 1975, 2010). Pri nastajanju idrijskega srednjetriasnega tektonskega sistema so se ob normalnih prelomih v času idrijske tektonske faze posamezni bloki spuščali hitreje kot drugi. Na zaostalih, relativno dvignjenih blokih, je prišlo do erozije, na vmesnih spuščenih blokih se je v času po prvem erozijskem obdobju na različno stare litostratigrafske člene usedal zgornjeanizijski dolomit (Čar, 1985, 1989). V drugem erozijskem obdobju je bil zgornjeanizijski dolomit skoraj v celoti erodiran in nastalo je pisano zaporedje, predvsem klastičnih kamnin ladinijske starosti (čar, 1985, 2010), (sl. 1), ki so bile v idrijskem rudišču odložene na erodirane karbonske, srednje permske, spodnje in sred-njetriasne litološke člene (sl. 1), (Čar, 1985, 1989, 2010). Zaradi razgibane morfologije idrijskega srednjetriasnega tektonskega sistema se debeline ladinijskih kamnin v različnih delih rudišča hitro spreminjajo ali pa celo mankajo (Čar, 1985). Proti koncu tektonske aktivnosti v okviru idrijske tektonske faze so se razmere postopno umirile in v idrijskem tektonskem sistemu so nastali pogoji za odlaganje plasti skonca (sl. 1). Pri kasnejšem staroterciarnem gubanju in narivanju je bil idrijski srednjetriasni tektonski sistem z rudiščem močno deformiran. Preoblikovan je bil v poleglo sinklinalo, pri narivanju porinjen za 36 km proti jugozahodu in z zgornje in spodnje strani omejen z narivnimi ploskvami (Flacer, 1982). Srednje in poznomiocenska normalna in zmična tektonika je dokončno preoblikovala srednjetriasno strukturo s Hg rudiščem v današnjo zapleteno zgradbo (Flacer, 1982), (sl. 2). Idrijski srednjetriasni tektonski sistem z živosrebrovim rudiščem se nahaja danes v okviru Trnovskega pokrova v zgradbi Zunanjih Dinari-dov (Flacer, 1982). Prostorska lega in razčlenitev plasti skonca Na Idrijskem imamo v okviru srednjetriasnih anizijsko-ladinijskih plasti razvita dva litološko zelo podobna horizonta. Tako imenovani 'spodnji horizont skonca' leži v podlagi več sto metrov debelega ladinijskega konglomerata, 'zgornji horizont skonca' pa konglomerate prekriva. V idrijskem rudišču je razvit samo zgorniji horizont skonca, ki ga, ko govorimo o kamninah v rudišču, imenujemo krajše kar 'plasti skonca' in je bogato oruden (Mlakar, 1967), (sl. 1). V idrijskem srednjetriasnem tektonskem sistemu so se plasti skonca odlagale na tektonski enoti Zorc in Čemernik v južnem delu rudiščne strukture, v tektonski enoti Karoli v osrednjem delu rudišča ter na tektonski enoti Auersperg in Pront na tako imenovanem severnem pragu (sl. 1), (Flacer & Čar, 1975, 1977; Čar, 1975, 1985). V današnji rudiščni zgradbi je prostorska lega plasti skonca zaradi postrudnih tektonskih dogajanj zelo zapletena (sl. 2), (Flacer, 1982). V 'Talnini', v nekdanji tektonski enoti Zorc (sl. 1 in 2), jih najdemo v obliki različno velikih in oblikovanih leč, kot tektonsko večkrat prekinjen horizont se nahajajo v severnem in južnem bloku zgornje rudiščne zgradbe (tektonske enote Čemernik, Karoli, Au-ersperg in Pront - sl. 1 in 2). Plasti skonca so bile odložene na erodirane karbonske klastite, grödenski peščenjak, zgornjeskitske litološke člene, anizijski dolomit ali debeloklastične lan-gobardske klastite. Kot velja za vse ladinijske plasti v rudišču, se tudi debelina plasti skonca na različnih rudiščnih strukturnih blokih zelo spreminja. Njihova debelina je v povprečju okoli 4 m, ponekod dosežejo debelino 10 m (Mlakar, 1967). Na najsevernejšem delu T.E. Pronta plasti skonca niso bile odložene, v osrednjem in južnem delu ležijo na erodiranih karbonskih klastitih (sl. 1 in 3). V tistem delu južnega rudiščnega bloka, ki je nekoč pripadal tektonski enoti Auersperg, ležijo plasti skonca na langobardskih klastitih in so debele od 15 do 25 m (sl. 1 in 2). Najve~jo debelino, okoli 40 m, dosežejo v severnem rudiščnem bloku in sicer v nekdanji tektonski enoti Karoli (Mlakar, 1967; Čar, 1985), (sl. 1 in 2). Debelina plasti skonca se torej giblje od 0 do 40 m (sl. 1 in 3), (Čar, 1985, Sl. 1. Zgradba idrijskega srednjetriasnega tektonskega sistema z vrisanimi plastmi skonca (temno sive). Prvi del legende k slikama 1 in 2 Fig. 1. Structure of the Idrija Middle Triassic tectonic system with designated Skonca beds (dark-grey). First part of legend to figures 1 and 2 Sl. 2. Lega plasti skonca v današnjem preseku idrijskega rudišča. Drugi del legende k slikama 1 in 2 Fig. 2. Position of Skonca beds in a present-day section of the Idrija ore deposit. Second part of legend to figures 1 and 2 1989, 1990). V rudišču so nad skonca plastmi odložene piroklasti~ne kamnine ladinijske starosti (sl. 3 in 4). Pri sedimentoloških raziskavah v sedemdesetih in osemdesetih letih preteklega stoletja smo ugotovili, da so plasti skonca v idrijski jami mno- go bolj pisano razvite, kot so menili starejši raziskovalci. Litološki členi se združujejo v značilna litološka zaporedja. Za lažje razpravljanje smo značilne litološko-sedimentološka zaporedja v plasteh skonca označili s črkami A, B, C (C1-C2) in D (sl. 3 in 4). Sl. 3. Profili plasti skonca v tektonski enoti Pront. 1. karbonski klastiti - skrilavi glinavci, meljevci in kremenovi peščenjaki; 2. kaolinitne kamnine bogate s piritom; 3. bituminozni dolomitni konglomerat in muljasti konglomerat; 4. dolomitni pečenjak, ponekod prodnat; mestoma prepojen s samorodnim živim srebrom (zvezdice) 5. apnenčev dolomitni ali dolomitni apnenčev meljevec, ponekod prodnat; 6. bituminozni dolomitni peščenjak in meljevec; 7. peščeni mikritni apnenec, ponekod prodnat; 8. laporovec in laporasti apnenec; 9. meljasti mikritni apnenec in mikritni apnenec; 10. bituminozni dolomitni (C1) ali kremenov (C2) peščenjak; 11. skrilavi bituminozni dolomitni (C1) ali kremenov (C2) meljevec, skrilavi glinavec z vložki radiolarijskega roženca; 12. glinenčevo-litični kremenov peščenjak z ostanki lupin brahiopoda Discina; 13. piroklastiti z roženci; 14. tufski peščenjak; 15. plasti in leče pirita; 16. bogato orudenje - jeklenka; 17. leče premoga (antracita); 18. erozijska in drsna površina; 19. litološka zaporedja Fig. 3. Cross-sections of Skonca beds in the Pront tectonic unit. 1. Carboniferous clastic rocks - shales, siltstones and quartz sandstones; 2. kaolinite rocks rich in pyrite; 3. bituminous dolomite conglomerate and paraconglomerate; 4. dolomite sandstone, pebbly in some parts; with of native mercury (stars) 5. calcareous dolomite or dolomitic calcareous siltstone, pebbly in some parts; 6. bituminous dolomitic sandstone and siltstone; 7. sandy micritic limestone, pebbly in some parts; 8. marlstone and marly limestone; 9. silty micritic limestone and micritic limestone; 10. bituminous dolomitic (C1) or quartz (C2) sandstone; 11. shaly bituminous dolomitic (C1) or quartz (C2) siltstone, clayey shale with inclusions of radiolarite; 12. feld-spar-lythic quartz sandstone with remains of the brachiopod Discina; 13. pyroclastic rocks with chert; 14. tuffitic sandstone; 15. pyrite strata and lenses; 16. rich mineralisation - »jeklenka« or steel ore; 17. coal lenses (anthracite); 18. erosion and slide surface; 19. lithological sequences Kamnine zaporedja A K zaporedju A prištevamo različne peščene in apnenčeve kamnine, ki jih starejši avtorji niso prištevali plastem skonca. Kot samostojno litostratigrafsko enoto jih je izločil Mlakar (1967). Kamnine naj bi ležale na ladinijskem konglomeratu in predstavljale podlago plastem skonca. Na tabli 2 in 4A, ki sta jo objavila Mlakar & Drovenik (1971), naj bi apnenčev peščenjak in jedrnat apnenec prehajala bo~no v dolomitni konglomerat. Raziskave so pokazale, da ležijo različne kamnine niza A res najve~krat v podlagi zaporedja C neposredno na dolomitnem konglomeratu. Lahko so tudi bo~ni ekvivalenti spodnjega karbonatnega dela zaporedja C, torej podzaporedja C1, ali pa so vanj vklju~ene. Na prehodu karbonatnih kamnin zaporedja A v podzaporedje C1 so razviti členi zaporedja B (sl. 3 in 4). Mlakar je leta 1967 podal kratek litološki D A WW A -vVW v ^VW A -vVW v Z^AA/ A /WW V AA^ A ^W V /V\/VV A V A^^^V A ^AA/ V ^A/ A ^■A/W A fN _I A A\/Vv v /,Ay\,v A AA/Vv y AVW V A A^Vv y y WW A A\/W V ^A/V^ A -WW V ^ D • ■ —L ■ ■ ■ 9 9o.p. ■ ■ . . Ö . ..••.;•••. .^^JI^S^ZZ^ CSSSSS^ _______ • '■•.=? '.p. ■ ^ 'O .'■; ■ •,■ • ~ • ■■..,.' ■ ■— " " CTO - °o -o o o o o o o o --> o W or^ Op o 2-S oO c-T^oO^^?^'^ o —? ■O; ToT M ---- 0 ° r, 0 ^V A A /V^ V AVV □zrrm 8 1-rf 9 ---- 10 ------- 11 ^ ° 0 12 13 14 15 16 17 A, B, C1 - C2, D Sl. 4. Vertikalni in bočni prehodi med litološkimi zaporedji v plasteh skonca. 1. dolomitni konglomerat in gramozovec; 2. mu-ljasti konglomerat ali muljasta breča; 3. bituminozni dolomitni peščenjak in meljevec; 4. dolomitni peščenjak, ponekod prodnat; 5. apnenčev dolomitni ali dolomitni apnenčev meljevec, ponekod prodnat; 6. peščeni in meljasti mikritni apnenec z redkimi prodniki; 7. meljasti in laporasti apnenec s prehodi v kalcitni laporovec; 8. meljasti mikritni apnenec in mikritni apnenec; 9. skrilav bituminozni dolomitni (C1) ali kremenov (C2) meljevec in skrilavi glinavec; 10. bituminozni dolomitni (C1) ali kremenov (C2) peščenjak; 11. glinenčevo-litični kremenov peščenjak z ostanki lupin brahiopoda Discina; 12. piroklastiti z roženci; 13. plasti in leče zelo bogatih sedimentnih cinabaritnih rud; 14. leče premoga (antracit); 15. plasti in leče pirita; 16. erozijska in drsna površina; 17. litološka zaporedja Fig. 4. Lithological sequences in the Skonca beds and their transitions. 1. dolomite conglomerate and gravel; 2. paraconglomerate or muddy breccia; 3. bituminous dolomite sandstone and siltstone; 4. dolomite sandstone, pebbly in some parts; 5. calcareous dolomitic or dolomitic calcareous siltstone, pebbly in some parts; 6. sandy and silty micritic limestone with rare pebbles; 7. silty and marly limestone with transitions to calcitic marlstone; 8. silty micritic limestone and micritic limestone; 9. shaly bituminous dolomitic (C1) or quartz siltstone and clayey shale; 10. bituminous dolomitic (C1) or quartz (C2) sandstone; 11. feldspar-lythic quartz sandstone containing remains of the brachiopod Discina; 12. pyroclastic rocks with chert; 13. strata and lenses of very rich sedimentary cinnabar ores; 14. coal lenses (anthracite); 15. pyrite strata and lenses; 16. erosion and slide surface; 17. litho-logical sequences 1 2 3 4 5 6 7 opis kamnin zaporedja A, vendar petrografsko takrat niso bile raziskane. Podoben kratek opis istih kamnin najdemo tudi v razpravi Mlakarja in Drovenika (1971). Leta 1975 sta bili izdelani kemi~ni analizi in mikroskopska pregleda dveh vzorcev apnenca iz plasti skonca (Mlakar, 1975). Prvi vzorec (št. 54) iz 'Talnine' IV. obzorja, je bil določen kot dismikritni apnenec, drugi (št. 42) nabran za slepim jaškom Logar na III. obzorju, kot peščeni apnenec z dolomitnimi ekstraklasti. Kamnine zaporedja A so razvite na obmo~ju 'Talnine' (tektonaka enota Zorc in Cemernik) in južnem bloku rudišča (tektonska enota Auersperg in Pront), medtem ko jih v severnem bloku nismo našli (sl. 1 in 2). Odložene so bile v obliki različno velikih razpotegnjenih teles ali obsežnih leč. V južnem bloku rudišča (tektonska enota Auersperg) opazujemo do 8 m debela, približno 150 m dolga in do največ 70 m široka telesa (III. obzorje), (sl. 2). Na severni strani Auerspergovega preloma (sl. 1) so obravnavane kamnine razvite v nekoliko manjših lečastih telesih. Njihova največja dolžina je 80 m (17. etaža nad I. obzorjem), širina pa 50 m. Debelina običajno ne presega 4 m. Podobne dimenzije imajo tudi lečasto oblikovane kamnine zaporedja A v 'Talnini' (sl. 2). Litološki različki peščeno-apnenčevih plasti zaporedja A so si po barvi med seboj zelo podobni. Največkrat jih lahko označimo kot srednje do temno sive včasih pa tudi temno zelenkasto sive. Leta 1967 je Mlakar zapisal, da prehaja konglomerat postopno v drobnozrnat peščenjak z apnenčevim vezivom in sledovi rastlinskih ostankov (Mlakar, 1967). Z naraščanjem apnenčeve komponente prehaja peščenjak v peščeni apnenec, ki je v glavnem neplastnat in vsebuje tu in tam skrilave vložke. Pri kasnejših raziskavah smo k Mlakarjevemu litološkemu seznamu dodali še meljevec, laporovec, laporasti apnenec ter prehodne kamnine med naštetimi litološkimi različki (sl. 3 in 4). Prehodi med kamninami so ponavadi postopni in po sestavi zvezni. Mlakar (1967, 1969) omenja predvsem vertikalno zaporedje in sicer konglomerat, peščenjak z apnenčevim vezivom, apnenec s skrilavimi vložki. Vendar najdemo med peščenjakom in apnencem še bolj ali manj debele vložke meljevca in prehodnih kamnin. Bočni ekvivalent dolomitnega peščenjaka je običajno meljevec, ki prehaja v litološke različke zaporedja C (sl. 4). Apnenec prehaja bočno v gomoljas-ti apnenec in laporovec, sledijo pa meljevec in 'klasične' kamnine skonca spodnjega karbonatnega dela niza C. Peščenjak. V peščenjaku zaporedja A je plast-natost slabo razvita. Tu in tam opazujemo prekinjene vložke sivega, temno zelenega ali skoraj črnega skrilavega glinavca, ki daje kamnini go-moljast videz. Prehodi med skrilavim glinavcem in peščenjakom so hitri, vendar postopni. Peščena zrna so največkrat usmerjena v smeri plastnatosti. Ponekod opazujemo tudi slabše izraženo nepravilno valovito laminacijo. Včasih najdemo v njem razporejene različno velike nepravilne 'prodne koncentracije' dolomitnega ali apnenčevo dolomitnega konglomerata s peščeno osnovo. Osnova je po sestavi enaka kamninam, v katere so konglomerati vloženi. Prehodi so v vseh smereh postopni (sl. 4). V profilih, kjer so razviti vsi litološki različki zaporeja A, leži peščenjak vedno neposredno na temno sivem ali zelenkasto sivem nesortiranem polimiktnem konglomeratu. Prehodi med konglomeratom in peščenjakom so običajno postopni. V nižjem delu peščenih plasti opazujemo velik delež prodnikov (>30 %), ki se navzgor v splošnem postopno znižuje. V nekaterih profilih izginejo že po nekaj decimetrih, drugod pa so skoraj enakomerno (10-20 %) razporejeni po vsem preseku peščenih plasti in se v nekaj odstotkih pojavljajo še v meljevcu in celo apnencu (sl. 4). Velikost prodnikov je dokaj različna. Najpogostejši imajo premer 5 mm, medtem ko so oblice s premerom do 1,5 cm redke. Ponavadi so grupirani v 2 dm širokih in nekaj decimetrov visokih lečah. Prodniki so pretežno dolomitni, le tu in tam najdemo nepravilne, običajno deformirane odlomke apnenca. Med peščenimi zrni so najpogostnejši odlomki dolomita. Njihov delež dosega celo 75 %, nikjer pa ni nižji od 50 %. Prevladujejo klasti veliki od 50 do 700 mm. Opazujemo tudi kamnine v katerih velikostnega razreda dolomitnih zrn ne moremo omejiti, saj prehaja peščenjak zvezno v meljevec. Dolomitna zrna so dobro zaobljena, po obliki pa izometrična in podolgovata. Največkrat plavajo v vezivu, v nekaterih vzorcih se med seboj dotikajo z ravnimi ali stilolitskimi stiki in tvorijo gosti zlog. Najpogostejši so delci algnega dolobiomikrita, dolopelmikrita, dolointrasparita, dolodismiktrita in delno ali povsem prekristaljeni odlomki. Nekateri dolomitni prodniki in peščena zrna so bila očitno močno spremenjena že pred presedimen-tacijo. Številne izsušitvene pore v njih so bile zapolnjene s kalcitom ali kaolinitom. Kamnino sekajo kalcitne in bituminozne žilice bogate s piritom in kaolinitom (Drovenik, Čar & Strmole, 1975). Redkejša apnenčeva zrna so v splošnem manjša in ne presegajo 200 mm. Njihov delež je največ 10 do 15 %. Apnenčevi klasti so dosledno iz prekristaljenega mikrita. Ne glede na njihovo velikost so zelo nepravilnih oblik in se plastično prilegajo očitno tršim dolomitnim zrnom. Zato imajo konkavno-konveksne kontakte ali pa že toliko deformirana, da oblikujejo psevdoosnovo. Zrna kremena so zastopana le z nekaj odstotki. Velika so do 100 mm, oglata in imajo enotno po-temnitev. V obravnavanih kamninah najdemo še odlomke karbonatizirane predornine, sljudo in redke dobro zaobljene piritizirane klaste. V peščenjaku zaporedja A klaste sestavlja le pet litoloških različkov, medtem ko so klasti nekoliko starejših konglomeratov in peščenjakov iz območja Karoli in Auersperg (sl. 1 in 2) sestavljeni iz 10 do 15 kamninskih različkov (Čar, 1985). V peščenjaku ločimo dve vrsti veziva - teri-geno in kemično. Največkrat predstavlja osnovo dolomit v velikosti melja od 30 do 5 mm. Dolomitni drobir je razporejen značilno neenakomerno. Ponekod zelo prevladuje in je kamnina skoraj- da brez cementa, drugod pa je dolomitni melj na redko posejan. Kot smo že omenili, opazujemo tu in tam močno deformirane apnenčeve mikritne klaste, ki prehajajo v psevdoosnovo. Kot osnovno in porno vezivo nastopa zelo zaglinjeni mikrit. Poznodiagenetski kalcitni cement je srednje do drobnozrnat, svetlejši in prozornejši. Kristali so euhedralni ali subhedralni. Poznodiagenetski kalcit je korozivnega tipa in nadomešča vse sestavine - klaste, dolomitno in mikritno osnovo. Kot cement nastopa tudi pirit, ki je prav tako korozivnega značaja in lahko nadomešča vse ostale dele kamnine. Največkrat ga opazujemo v nepravilnih poljih v velikosti 20 do 60 mm. Tu in tam v poljih velikih do več milimetrov. V nekaterih vzorcih je dokaj enakomerno razporejen po kamnini v obliki framboidalnih zrn v velikostih do 5 mm. Iz opisa vidimo, da poimenovanje karbonatno litičnega peščenjaka iz zaporedja A plasti skonca ni preprosto. V osnovi gre za slabo sortiran, srednjezrnat apnenčev dolomitni peščenjak z dolomitnim in kalcitnim vezivom. Zaradi večje ali manjše prisotnosti prodnikov (od 0 do 30 %) moramo nekatere različke imenovati prodnat ali maloprodnat peščenjak. Kamnino lahko v splošnem imenujemo sortirani, srednjezrnati, dolomitni, maloprodnati, muljasti peščenjak z dolomitnim in kalcitnim vezivom. Meljevec (sl. 5). Meljevci so v zaporedju A plasti skonca značilne prehodne kamnine med peščenjaki in apnenci. So temno zelenkasto sive barve. V debelini do 4,5 m ležijo na apnenčevo dolomitnem peščenjaku ali redko neposredno na dolomitnem konglomeratu. Navzgor prehajajo v apnenec. Njihovi bočni ekvivalenti so že obravnavani peščenjaki ali bituminozne kamnine podzaporedja C1. Prehodi med naštetimi litološkimi členi so postopni (sl. 4). Sl. 5. Peščeni apnenčev dolomitni meljevec z zaglinjenim mi-kritom (temnejši deli - obarvano). Vzorec L I/17 A-3, =N, 40x Fig. 5. Sandy calcareous dolomite siltstone with clayey micri-te (dark coloured). Sample L I/17 A-3,=N, 40x Obravnavane kamnine so plastnate (sl. 3 in 4), le mestoma neplastnate. Decimetrske plasti so izrazite, po obliki valovite, gomoljaste, le redko ravne in neprekinjene. Litološke spremembe znotraj plasti povzročajo do en centimeter debeli vložki temno zelenega meljastega glinavca. V meljevcu opazujemo tudi laminacijo, ki je pogojena v večjo ali manjšo primesjo organske snovi. Na številnih mestih je laminacija 'vijugava' zaradi sinsedimentacijskih deformacij. Meljevci vsebujejo številne teksturne in strukturne posebnosti, ki so sicer bolj značilne za apnence. Kamnina je na svežem prelomu 'lisasta'. Svetlejše in temnejše nepravilne 'pege' so pogojene z več ali manj kalcitne komponente, oziroma z večjo ali manjšo prisotnostjo dolomitnega drobirja. Temnejši deli vsebujejo več kalcitne komponente, svetlejši so iz dolomitnega drobirja. Naslednje 'razvitejše' strukturno-teksturne oblike v meljevcu so do več cm2 veliki apnenčevi vključki z različnimi količinami kalcitne komponente. Lepo so vidni na svežih presekih meljevcev. Nekatere že lahko imenujemo intraklaste, saj so dobro definirani in kažejo na kratko preložitev. Večina apnenčevih vključkov so protointraklasti, saj so komaj izločeni iz svoje oklice in se ponavadi po obliki še prilegajo drug drugemu, ali pa jih že lahko opredelimo kot več centimetrov velike plastiklaste. Meljaste kamnine vsebujejo številne, tudi več centimetrov dolge, različno oblikovane biotur-bacijske oblike. Zapolnjene so s sedimentom, ki je bolj kalciten oziroma dolomiten, kot pa neposredna okolica. Pogostne so tudi okrogle in podolgovate votlinice zapolnjene s čistim euhe-dralnim in subhedralnim kalcitom in predstavljajo zapolnjene plinske mehurčke. Bioturbacija kot tudi plinski mehurčki so na nekaterih mestih močno deformirani. Tu in tam je bioturbaci-ja tako močna, da razpada kamnina v večje ali manjše delce - psevdointraklaste. Velikost klastov se hitro spreminja. Ponekod najdemo le delce med 5 in 50 mm, medtem ko opazujemo drugod odlomke do največ 120 mm. Meljevec je običajno dobro sortiran. Terigeni detritus je združen v velikostih od 20 do 60 mm in od 5 do 10 mm. V meljevcu najdemo ponekod tudi več centimetrov velike dolomitne prodnike ali dolomitna peščena zrna velika do 250 mm (sl. 4 in 5). Med klastičnimi delci močno prevladujejo dolomitni odlomki. Predstavljajo vsaj 60 do 80 % terigene komponente. Sicer pa najdemo v meljevcu še nekaj odstotkov apnenčevega melja, 2 do 5 % oglatih kremenovih zrn v velikosti do 100 mm z enotno potemnitvijo, sericit, ki je pogostno skon-centriran v 'gnezdih' in redka kaolinitna zrna. Terigeni delci so v kamnini neenakomerno razporejeni. Ponekod povsem prevladuje osnova, drugod grade odlomki zelo gost zlog. Nepravilna je tudi razporeditev delcev različnih kamnin. V nekaterih delih meljevcev prevladujejo dolomitni klasti, drugod je več kremenovih ali apnenčevih. Vse to povzroča značilen marogast izgled meljev-ca. Vezivo je v splošnem enakega značaja kot v peščenjaku - terigeno in kemično. Pogosto veže meljaste delce zaglinjen mikrit osnovnega ali pornega tipa. Meljaste delce pod mikroskopom ne moremo ločiti in natančneje opredeliti. Za obravnavane kamnine so zelo značilni različki, v katerih je kalcitno-dolomitno vezivo bolj opredeljivo. Razmerje med njima je najve~krat okrog 60:40 v korist kalcitne komponente, neredko približno 50:50. V peščenjaku kot tudi 'debelozrnatih' meljevcih (delci ve~ji od 30 mm) predstavljajo dolomitni del veziva izklju~no terigeni detritus, ki leži v zaglinjenem mikritu. Menimo, da imamo enake razmere tudi v vezivu drobnozrnatih meljevcev. V meljevcu opazujemo poznodiagenetski kalcitni cement, ki je najve~krat korozivnega zna~aja. V obliki anhedralnih in subhedralnih kristalov nadomešča klaste kot tudi osnovo. Avtigenega pirita v obliki drobnih zrnc v velikosti od 4 do 25 mm, od katerh imajo nekateri framboidalno zgradbo, je sorazmerno malo. V žilicah opazujemo vsaj dve generaciji pirita. Za meljevce zna~ilna mineralna sestava je podana v tabeli 1. V meljevcih opazujemo tudi 'prodne koncentracije', podobno kot v apnen~evem dolomitnem pe{~enjaku. Prodniki znotraj le~ niso urejeni. Opisane kamnine lahko v splo{nem imenujemo apnen~ev dolomitni meljevec z zaglinjenim mik-ritom ali dolomitni apnen~ev meljevec. Za nekatere vzorce bi morali dodati {e izraz pe{~en ali prodnat. Poskus natančnejše opredelitve pokaže, da lahko večino različkov združimo pod imenom temno sivozelen, ponekod laminiran, slabo sortiran, debelo do srednjezrnat apnen~ev dolomitni ali dolomitni apnen~ev, pe{~eni ali maloprodnati meljevec. Apnenec. Apnenec je razvit v obliki razpoteg-njenih teles ali plošč. Njihova debelina je v južnem bloku rudi{~a (tektonska enota Auersperg) od 0,5 do 3 m. V območju »Talnine« do 4 m (sl. 1, 2, 3 in 4). Kamnine so zelenkasto sive, na svežem preseku marogaste. Na stiku z meljevci opazujemo tanke vložke laporastega apnenca in laporovca. Plasti nakazujejo prekinjeni vložki sivega ali zelenkastega skrilavega muljevca v razdalji do najve~ 0,5 m. Apnenec ima zaradi tega pogostno gomoljast izgled, sicer pa je masiven. Ponekod nakazuje laminacijo vzporedno orientirani organski drobir. Teksturno-strukturne oblike, ki jih opazujemo v apnencu, so povsem enake kot v meljevcu. V prvi vrsti moramo omeniti do 1 cm velika ostro omejena polja okroglih ali elipsastih oblik. Zapolnjena so s prozornim debelozrnatim sparitnim kalcitom in najverjetneje predstavljajo plinske mehur~ke. Kjer so sparitna polja pogostnej{a, prehaja kamnina v zna~ilen pe{~en ali meljast dismikrit. V »Talnini« opazujemo še do več centimetrov velike pore zapolnjene z debelozrnatim sparitnim kalcitom. Tudi v apnencih opazujemo obmo~ja z razli~nimi koli~inami kalcitne komponente, ki dajejo kamnini marogast videz. Na {tevilnih lokacijah najdemo razli~no oblikovane protoin-traklaste in plastiklaste, ki že lahko prehajajo v ve~ centimetrov velike intraklaste. Enako kot v karbonatnem meljevcu opazujemo tudi v apnencu razli~no oblikovane biotur-bacijske oblike zapolnjene obi~ajno s svetlej{im, manj zaglinjenim mikritom do mikrosparitom. Protointraklasti in plastiklasti ter {tevilne bio-turbacijske oblike ustvarjajo zelo zapleteno notranjo zgradbo. Vzorec apnenca iz »Talnine« je raziskala Oreh-kova (Mlakar, 1975). Kamnino je poimenovala prekristaljeni dismikritni apnenec (vzorec {t. 54). Izdelana je bila tudi kemi~na analiza. Poleg kalcita vsebuje 9,48 % SiO2, 2,72 % Fe2O3 in 1,59 % Al2O3. Pri kasnej{ih raziskavah '~istih' apnencev v zaporedju A nismo na{li. Vsi preiskani vzorci so vsebovali ve~je ali manj{e koli~ine terigenih primesi (sl. 6). Med litoklasti prevladujejo dolomitni in apnen~evi ekstraklasti. Razmerje med njimi je približno 70:30 oziroma 80:20 v korist dolomit-nih delcev. Dolomitni klasti so sorazmerno lepo zaobljeni. Njihova velikost je 70 mm, najdemo pa tudi delce s premerom do 250 mm. Prevladujejo razli~ki dolobiosparita, dolointrasparita in prekristaljenih dolomikritov. Apnen~evi klasti so iz zaglinjenega mikrita ali prekristaljenega mi-krita. Obi~ajno je glinasta snov koncentrirana v ve~jih ali manj{ih krpah. Opazujemo {e sljudo in korodirana zrna kremena z enotno potemnitvijo v velikosti do 50 mm. Med alokemi~nimi komponentami omenjamo slabo ohranjene intraklaste in redke, že delno prekristaljene bioklaste (sl. 6). Alokemi so obi~ajno skoncentrirani v manj{ih, na obrobju slabo izraženih poljih. Vse omenjene komponente ležijo v mikri-tu, oziroma mikrosparitu v velikosti od 7 do 20 mm. Mikrita in mikrosparita ni mogo~e lo~iti po obmo~jih, ampak povsem nepravilno prehajata med seboj. Vsebujeta veliko glinastih primesi, zato sta zelo motna. Mikrit je na {tevilnih mestih popolnoma prekristaljen in prehaja v ~istej{i anhedralni sparit s kristali velikimi do 100 mm. Čistej{i kalcit obdaja tudi {tevilne dolomitne in apnen~ev ekstraklaste. V kamnini so dokaj enakomerno razporejena piritna zrna. Nekatera zrna imajo framboidalno zgradbo, ponekod pa se združujejo in dosežejo velikost do 400 mm. Apnenec sekajo kalcitne, ka-olinitne in piritne žilice. Tabela 1. Mineralna sestava meljevca iz zaporedja A plasti skonca vzorec dolomit kalcit kremen illit-muskovit kaolinit pirit plagioklazi L/R8 +++ +++ +++ ++ - + + L/R8 = meljevec iz sledilnega rova za sl. j. Bajt na II. medobzorju, vzorec L II m A-8; +++ = 10 - 30 % ++ = 5 - 10 % + = do 5 % Večina pregledanih apnenčevih različkov lahko poimenujemo peščeni ali meljasti mikritni do mikrosparitni apnenec, oziroma dismikrit. Le tu in tam najdemo polja delno prekristaljenega in-trabiomikrita (sl. 6). Sl. 6. Prekristaljeni meljasti intrabiomikrit. Vzorec L II m A-6, +N, 15x Fig. 6. Recrystallised silty intrabiomicrite. Sample L II m A-6, +N, 15x Kamnine zaporedja B K zaporedju B plasti skonca prištevamo ozek pas prehodnih litoloških različkov. Najdemo jih na stiku zaporedij A in spodnjega karbonatnega (Cj) dela niza C, (sl. 4). Prehodi med petrografski-mi različki so hitri, litološko zvezni, po sestavi pa postopni. Količina prehodnih kamnin zaporedja B je glede na kamnine zaporedij A, C in D zelo majhna. Iz navedenih razlogov jih ne bomo podrobno obravnavali. V okviru zaporedja B smo na podlagi ocene sestave določili naslednje petrografske različke (sl. 3 in 4): - meljasti apnenec (od 50 do 85 % karbonata), - laporasti apnenec (65 do 85 % karbonata), - laporovec (35 do 65 % karbonata), - glinavec (0 do 15 % karbonata), Vse naštete kamnine so sicer dobro stratifici-rane, vendar pa so plasti nepravilne, lečaste ali gomoljaste. V laporovcu so plasti debele okrog enega centimetra in so prekinjene ali neprekinjene. Sedimentacijske teksture so enake kot v kamninah zaporedja A. Kamnine zaporedja C K zaporedju C prištevamo 'klasični' del plasti skonca in sicer litološke člene, ki jih rudarji že vse skozi prištevajo 'idrijskemu skrilavcu', oziroma od liFOLDovEGA (1874) poimenovanja, plastem skon-ca. Za kamnine zaporedja C je značilna izrazita dvojnost v sestavi. V spodnjem delu zaporedja C -podzaporedje C^ - prevladuje karbonatna sestava, v zgornjem delu - podzaporedje C2 - pa silikatne komponente. Prevladujoča karbonatna komponenta v podzaporedju C1 je pogojena s karbonatnimi terigenimi delci in zaglinjenim mikritnim vezivom. Številni so nedoločljivi rastlinski delci, drugih fosilnih ostankov v podzaporedju C^ ni. Približno na nivoju prvega močnejšega vložka piroklastičnih kamnin (sl. 3 in 4) se sestava hitro, vendar postopno, spremeni. Kamnine sestavlja terigeni material v obliki drobirja meljevca in peščenjaka, li-monitiziranega mono in polikristalnega kremena, sljude in drobnega glinenega veziva, ki se meša s sekundarnimi preperinskimi minerali kot sta kaolinit in sericit. Glede na sestavo menimo, da naštete komponente predstavljajo presedimentiran material karbonskih klastitov. Sočasni vulkani-zem je skupaj s kasnejšimi spremembami prispeval odlomke čistega monokristalnega kremena, spremenjenih kislih predornin, illitiziranih in ka-oliniziranih glinencev, kvarcita ter zrna cirkona, apatita, turmalina in epidota, delci terigenega kremena in spremenjenih magmatskih kamnin. Pomembni komponenti v omenjenih kamninah podniza C2 so številni radiolariji, ki lahko tvorijo radiolarite in iglice kremenovih spongij (Mlakar & DrovENiK, 1971). V najvišjem delu plasti skonca so se odložili drobno do srednje zrnati kremeno-vo-litični pešečenjaki z ostanki lupin brahiopoda Discina in glinastim vezivom. Najdemo tudi vložke orudenih radiolaritov (Mlakar & Drovenik, 1971). Kamnine celotnega zaporedja C so v veliki večini močno skrilave, zaradi velikih količin bi-tuminoznih snovi v celoti črne ali skoraj črne. Zaradi tega kamnin podzaporedij C1 in C2 brez natančnejšega pregleda makroskopsko ni mogoče ločiti med seboj (sl. 3 in 4). Pač pa jih po skrila-vosti in barvi dobro ločimo od sivo-zelenkastih kamnin nizov A in B. Kamnine zaporedja C so nastajale v vseh tektonskih enotah rudiščnega dela idrijskega sred-njetriasnega tektonskega sistema (Flacer & Čar, 1975, 1977; Čar, 1985) od območja 'Talnine' do Pronta (sl. 1). V današnji zgradbi najdemo kamnine zaporedja C v obliki različno velikih tektonsko omejenih telesih v vseh delih rudišča (Čar, 1985, 1989). Zaradi zapletenih morfoloških razmer v idrijskem srednjetriasnem tektonskem sistemu je debelina kamnin zaporedja C od profila do profila drugačna (sl. 1 in 3). O spremembah debeline v različnih delih rudišča (sl. 2) zaradi pomankanja podatkov iz starejših odkopnih polj, ni mogoče podati zadovoljive predstave. Pri nadaljnem razpravljanju se bomo poslužili le povprečnih, že v začetnih poglavjih omenjenih številk. Po podatkih starejših raziskovalcev sestavljajo 'klasične plasti skonca' - zaporedje C - v rudišču bituminozni skrilavec in meljevec, kremenov peščenjak, peščenjak z ostanki brahiopoda Disci-na, konglomerat, leče antracita, radiolarit in tuf (Lifold, 1874; Kossmat, 1899, 1911; KrofAč, 1912; Berce, 1958; Mlakar, 1967; Mlakar & Drovenik, 1971). O morebitnih zakonitostih zaporedja usedanja in odnosih med posameznimi litološkimi členi znotraj plasti skonca starejši raziskovalci niso ničesar zapisali. Podatke o tem podajamo v nadaljevanju (Čar, 1985). Zaporedje kamnin C ima zapleteno notranjo zgradbo. Litološki različki prehajajo bočno drug v drugega, vertikalno se med seboj menjavajo. Peščene, meljaste, bituminozne glinaste ali skrilave muljaste kamnine prekinjajo v spod- njem karbonatnem delu (C^) vložki debelozrnate-ga dolomitnega konglomerata, dolomitnega para-konglomerata, laporovca, laporastega apnenca, le~e antracita in sedimentnih cinabaritnih rud, v zgornjem silikatnem delu (C2) tanke plasti piro-klastitov, premoški vložki (antracit) in plasti ali le~e izjemno bogatih sedimentnih cinabaritnih rud (sl. 3 in 4). Dimenzije naštetih vložkov so od nekaj decimetrov do ve~ sto metrov. Za zaporedje C velja, da so posamezne kamnine v nekaterih delih rudi{~a pogostnej{e kot v drugih, v nekaterih profilih celo manjkajo, kar je pogojeno z usedanjem na razli~nih strukturnih blokih (tektonskih enotah) idrijskega srednjetriasnega tektonskega sistema (sl. 1). Na območju »Talnine« so bili odloženi predvsem bituminozni skrilavi muljevci C2. V rudarski praksi so jih imenovali 'skrilavec ali antracitni skrilavec'. Le redko so bile kamnine toliko kompaktne, da smo jih lahko brez zadržkov imenovali bituminozni meljevec ali glinavec. Podobno velja tudi za zaporedje C2 v tektonski enoti Čemernik (sl. 1). V tektonski enoti Karoli (sl. 1) mo~no prevladuje pe{~enjak, ki prehaja navzgor v razli~ne bituminozne skrilave muljevce. Najbolj menjajo~e so kamnine zaporedja C razvite na severnem pragu srednjetriasnega tektonskega sistema (sl. 1). Do Auerspergovega preloma so dokaj enakomerno zastopane pe{~ene in muljaste kamnine z vsemi prehodi. Na obmo~ju tektonske enote Pront (sl. 1) so pogostnej{i bituminozni skrilavi meljevci in predvsem zelo bituminozni glinasti muljevci z antracitnim sijajem. Na severnem delu severnega praga (tektonska enota Pront) je bil odložen le zgornji silikatni del C^, {e vi{e na severnem pragu plasti skonca niso bile odložene (sl. 1). Zunanja plastnatost je najlep{e razvita v do-lomitnih pe{~enjakih in meljevcih (C^) ter kre-menovih pe{~enjakih in meljevcih (C2). To velja zlasti za zgornji del plasti skonca v tektonski enoti Karoli in tektonski enoti Auersperg (sl. 1). V splo{nem si sledijo pe{~enjak-meljevec-skrilavec. Tabela 2. Mineralna sestava nekaterih meljevcev iz zaporedja C Postopna zrnavost skozi ve~ plasti je bila lahko popolna ali nepopolna, saj je ta ali oni ~len manjkal. V manj skrilavih delih presekov je razvita horizontalna ali valovita plastnatost. Plasti pe{~enjaka so debele od 5 do 7 cm, meljevca od 1 do 3 cm. Pe{~ene in meljaste kamnine so lami-nirane. Kot posebnost omenjamo {e 'piritni rit-mit', ki ga najdemo v nekaterih profilih zaporedja C2. Menjavajo se do 1 cm debele plasti pirita in skrilavca, (sl. 3, presek 2; sl. 14). O nekaterih najpogostnej{ih litolo{kih ~lenih iz zaporedja C skonca plasti že obstajajo petro-grafski opisi Mlakarja in Drovenika (1971). Spremljajo jih kemi~ne in rentgenske analize ter podatki o orudenju. V nadaljevanju bomo obravnavali predvsem litolo{ke razli~ke, ki jim doslej niso posve~ali posebne pozornosti. Meljevec. Meljastih kamnin v nizu C dosedanji raziskovalci ne omenjajo. To je nenavadno, saj so meljevci pogostni in zna~ilne kamnine tako za karbonatno C1 kot tudi za silikatno C2 podzaporedje. Ker so kamnine v glavnem mo~no skrilave so jih zagotovo uvr{~ali med 'glinaste skrilavce', v manj klivažiranih profilih pa k drobnozrnatimi peščenjakom. Bituminozni meljevec prehaja zvezno v skoraj ~rn, laminiran, mo~no bituminozen kremenov glinavec oziroma skrilavec. Omenjene kamnine sestavljajo dobr{en del zaporedja C (sl. 4). Kamnine, ki smo jih raziskali, izhajajo iz obeh podzaporedij - C^ in C2. V meljevcih je bituminozna snov na gosto, vendar neenakomerno razporejena. Sredi glinaste osnove opazimo zrna kremena, orudena zrna kalcedona, sericita (illit-muskovit), delno kaolin-izirana in karbonatizirana zrna glinencev velika do 35 mm in redke apnen~eve klaste. V nekaterih obmo~jih prevladujejo zrna, drugod vezivo. Laminacijo velikokrat ustvarja neenakomerne porazdelitve bituminozne snovi. Pirit v velikosti od 2 do 4 mm najdemo sicer povsod v kamnini, vendar je njegov delež v bituminoznejših delih precej ve~ji. Vzorec dolomit kremen Illit- muskovit kaolinit pirit markazit glinenci drugo L/R3 ++++ +++ + ++ +++ - - - L/R6 - +++ ++ ++ ++++ ++ - - l/r7 - ++++ +++ ++ ++ - ++ - L/R14 ++++ ++++ ++ ++ +++ - - sadra L/R3 L/R6 l/r7 L/R,4 bituminozni kremenov dolomitni glinasti meljevec, III. obz., preboj sl.j. Leithner - Vsi Sveti; vložek v dolomitnem konglomeratu piritizirani kremenov meljasti glinavec, etaža Ziljska I/17; podzaporedja C2 kremenov glinasti meljevec, etaža Kropač I/19; podzaporedja C2 skrilavi vložek v kremenovo-dolomitnem glinastem meljevcu, III. obz. pri slepem jašku št. 14.; podzaporedja C1 ++++ = 30 - 50 % +++ = 10 - 30 % ++ = 5 - 10 % + = 5 % Osnovne tipe meljastih kamnin lahko poimenujemo laminiran, bituminozni dolomitni meljevec (podzaporedja C^). Kamnino iz etaže Ziljska I/17 smo označili kot piritiziran kremenov meljasti glinavec (vzorec iz podzaporedja C2). Skrilavi bituminozni muljevec. Crni bituminozni skrilavi muljevec z antracitnim sijajem je prav gotovo najznačilnejši litološki člen plasti skonca idrijskega rudišča. Prve petrografske preiskave črnega skrilavca z antracitnim sijajem sta opravila Mlakar in Drovenik (1971). Ugotovila sta, da so skrilave kamnine sestavljene večji del iz mineralov glin in organske snovi, zato jih uvrščata med bituminozne glinaste skrilavce. Mlakar (1975) navaja tudi njegovo kemično sestavo. Kamnina vsebuje visok odstotek SiO2 (48,5 %) in karbonata (36,30 %), 1,9 % C in le 7,22 % Al2O3 (Mlakar, 1975). Na III. obz. so bili v progi med sl.j. št. 14 in št. 1 odprti kremenovi dolomitni meljevci z vmesnimi centimetrskimi vložki črnega skrilavca. Rentgenski pregled (tabela 2, vzorec L/R14) potrjuje, da je njegova mineralna sestava povsem v soglasju s sestavo meljevca, v katerem se nahaja (tabela 2, vzorec L/R3). V skrilavih vložkih se pojavljajo tudi sledovi sadre, ki je pogosten sekundaren mineral idrijskega rudišča in nastaja pri oksi-dacijskih procesih. Pe{~enjak z ostanki lupin brahiopoda Dis-cina, zgornji del podzaporedja C^, (sl. 3 in 4). V številnih profilih se sedimentacija podzaporedja C2 zaključuje z največ 2,5 m debelo plastjo kre-menovega peščenjaka, ki lahko prehaja lateralno in vertikalno v lumakelo iz lupin brahiopoda Dis-cina (sl. 3 in 21). Peščenjak z lupinami discin je bil pogosto bogato oruden. V rudarski praksi so tovrstno rudo imenovali 'koralna ruda' (sl. 21). Prvi podroben petrografski opis peščenjaka z ostanki discin sta podala Mlakar in Drovenik (1971). Podrobno sta obravnavala tudi način orudenja. Leta 1975 je Mlakar (1975) dodal še kemično sestavo dveh vzorcev peščenjaka. Ugotavlja, da vsebujeta od 59,5 do 74,3 % SiO2, okoli 7 % Al2O3, komaj 1 % karbonatov in precej žvepla. V nadaljevanju podajamo še petrografski opis peščenjaka z ostanki discin. Peščenjak ima homogeno strukturo. Terigenih zrn je približno 80 %, ostalih 20 % zavzema vezivo. Zrna se večinoma dotikajo v točkah, ravnih in konkavno-konveksnih kontaktih, nekatera pa plavajo v osnovi. Zrna niso orientirana. Terigeni delci so veliki od 30 do 300 mm, v povrečju okoli 150 mm. So srednje dobro sortirani. Njihovi preseki so vmesnih oblik in so večinoma zelo oglati. Kamnina je strukturno nezrela. Med terigenimi delci prevladuje kremen. Zastopan je s prevladujočimi mono- in redkejšimi po-likristalnimi zrni velikimi do 30 do 300 mm. Tu in tam imajo kremenova zrna vključke, največkrat muskovita. Na robovih so nekatera redka zrna nadomeščena s sericitom. Avtigene rasti kremena v zbrusku nismo opazili. Po količini sledijo litična zrna v velikosti od 100 do 300 mm, povprečno 200 mm. Med njimi prevladujejo zrna kislih predornin. Njihova osnova je večinoma močno ali popolnoma spremenjena. Poleg tega najdemo še zrna polikristalnega kaolinita, roženca in kvarcita. Litična zrna so razvrščena slučajno in niso orientirana. Njihovo velikost in obliko je zaradi močnih sprememb težko določiti. Zrnca spremenjenih predornin, kaolinita in roženca vsebujejo ponekod vključke cinabarita. Glinenci so zastopani z dvojčičnimi in nedvojčičnimi različki. Prvi prevladujejo. Razporeditev glinencev, tako kot drugih zrn, je povsem slučajen. Tudi velikost je podobna kot pri kremenu. Vključki v glinencih so precej pogostni. Na j večkrat opazujemo illit (sericit), cinabarit, redkeje pa kalcit in neprozorne minerale. Avti-genih robov pri glinencih nismo opazili. Nekatera zrna glinencev so močno spremenjena. Večinoma so sericitizirana, v manjši meri pa kaolinizirana in delno ali popolnoma kalcitizirana. Značilno je, da v najbolj spremenjenih, predvsem illitiziranih glinencih, opazujemo največje število cinabarit-nih vključkov. S približno dvema odstotkoma so v kamnini zastopani še muskovit, ki se delno prerašča s klo-ritom, in večji ali manjši odlomki lupin brahiopo-da Discina (sl. 7 in 21). Sl. 7. Glinenčevo-litični kremenov peščenjak z ostanki lupin brahiopoda Discina. Vzorec iz etaže Turniš I/5, =N, 15x Fig. 7. Feldspar-lythic quartz sandstone containing remains of the brachiopod Discina. Sample from the Turniš level I/5, =N, 15x Osnovo, ki jo je v povprečju 20 %, sestavljajo minerali glin. Prevladuje illit, ki je zaradi organskih primesi obarvan največkrat rjavkasto. Razvrščen je slučajno in je pornega, redkeje osnovnega tipa. Verjetno je del osnove primaren in pripada ortoos-novi, večji del pa predstavlja epiosnovo. Cement nastopa le v sledovih. Največ je koro-zivnega kalcitnega cementa. Najdemo še skupke pirita, v žilicah pa kremen in cinabarit. Glede na zgornji opis lahko peščenjak, ki predstavlja matično kamnino koralne rude, poimenujemo temnosiv, srednje sortiran, drobnozrnat, sljudnat, glinenčevo litični kremenov peščenjak. Apnen~eve in laporaste le~e (podzaporedje C^). V bituminoznem meljevcu in skrilavcu najdemo ponekod le~e ali plasti temno sivega do ~rnega apnenca z laporovcem na obrobju (sl. 4). Leče ali le~aste plasti so lahko decimetrskih do največ metrskih debelin. V dolžino in širino segajo obi~ajno le nekaj metrov. Približno 75 % kamnine predstavlja močno zaglinjen in bituminozen mikrit in dolomikrit. Organska snov je neenakomerno porazdeljena. Razmerje med kalcitno in dolomitno komponento je približno 55:45. V mikritni osnovi opazujemo 15 do 20 % terigenih karbonatnih, kreme-novih in kalcedonskih zrn velikih do 35 mm. Tu in tam najdemo še sericit. Pirita je približno 5 do 7 %. Framboidalni pirit v velikosti okoli 4 mm se ponekod združujejo v skupke velike do 70 mm. V kamnini opazujemo do 1 cm velike razli~no dobro izoblikovane plastiklaste. Obi~ajno so bolj zaglinjeni in bituminozni od okolice. V~asih prehajajo v velike intraklaste s prozornim karbonatnim robom. Glede na odstotek dolomita v mikritni osnovi kamnino pri{tevamo dolomitnemu apnencu. Z upo{tevanjem velikega odstotka glinenih mineralov (15 do 35 %) ga opredelimo kot laporasti do-lomitni apnenec. V neposredni okolici dolomitnega apnenca opazujemo zvezne prehode v skrilavi muljevec. Odstotek mineralov glin se postopno ve~a. Apnenec prehaja v laporovec (od 35 do 65 % glinaste komponente), ta pa v karbonatni skrilavi muljevec (65 % mineralov glin) in dalje v skrilavi glinavec. Dolomitni konglomerat in muljasti konglomerat. Konglomerati in parakonglomerati so po sestavi dosledno monomiktni. Sestavljeni so samo iz prodnikov presedimentiranega zgornjeanizijskega dolomita, ki je bil po prvem erozijskem obdobju odložen neposredno na karbonske kamnine (Čar, 1985, 1989, 1990). Dolomitne debeloklasti~ne kamnine po nastanku niso enotne in se pojavljajo v obliki različno velikih lečastih vložkov. Največkrat je kamnina neplastnat, slabosortiran, drobnozrnat dolomitni konglomerat z gostim zlogom, muljasto osnovo in kalcitnim cementom. Na etažah Turniš in Kropa~-Ziljska so konglomerati zapolnjevali do 3,5 m {iroke in okoli 1,5 m globoke erozijske kanale (sl. 3, 4 in 23). Drobni, slabo zaobljeni do-lomitni prodniki so mo~no prevladovali, bitumi-nozno-glinastega veziva in kalcitnega cementa je bilo malo. Dolomitni klasti so bili sekundarno razpokani, mo~no bituminizirani in najve~krat bogato prepojeni s cinabaritom. Na ve~ lokacijah smo v bituminoznih muljevcih opazovali le~e dolomitnega neurejenega, slabo sortiranega muljastega konglomerata z veliko muljaste osnove in ostro omejenimi diskontinu-itetnimi obrobji. Dolomitni prodniki so bili slabo do zelo slabo zaobljeni, veliki od približno 1 cm pa do 20 cm in tudi ve~. Muljasti konglomerat je lahko bo~no prehajal v obmo~ja 'prodnih koncentracij', kjer je mo~no prevladovala muljasta osnova. V muljastih konglomeratih so bili pogostni tudi nezaobljeni dolomitni odlomki. Pirit in markazit. Pirit in markazit, ki ga je bistveno ve~ v podzaporedju C2 kot v podnizu C1, se pojavlja v obliki le~ in plasti (sl. 3). Podroben opis in problematiko njunega nastanka najdemo v razpravi Mlakarja in Drovenika (1971). Premoski vložki (antracit) in druge organske snovi. Vložke premoških leč in rastlinskih ostankov je v zgornjih plasteh skonca ugotovil že Lipold (1874). Janda (1892) je pripravil kemi~no analizo antracita, Schrauf (1891) pa 'antracitu podobnega' skrilavca skonca. Vsi kasnej{i raziskovalci so antracit in organske ostanke omenjali, niso pa jim posve~ali posebne pozornosti. Oruden 'antracit' sta raziska {ele Mlakar in Drovenik (1971). Premo{ke le~e in luske brezstrukturnega sap-ropela najdemo v celotnem delu zaporedja C (sl. 3 in 4). Pojavljajo se najve~krat v milimetrskih in centimetrskih debelinah, redkeje v decimetrskih. V sedemdesetih letih preteklega stoletja smo ve~jo orudeno 'antracitno' le~o odkopavali na etaži Turniš I/4. Debela je bila 40 cm, dolga več kot 3 m. Manj pogostne so koncentracije nerazpoznavnega rastlinskega detritusa, ki je ohranjen predvsem v pe{~enih litolo{kih ~lenih v zgorne-jem delu plasti skonca. Orudeni 'antracit' so v 18. stoletju rudarji slikovito imenovali 'gorljiva ruda' (sl. 3 in 4). Cinabaritne sedimentne rude. Posebno vrsto sedimentnih kamnin predstavljajo razli~ki sinsedimentnih cinabaritnih rud. Sem pri{tevamo rude z rudarskimi imeni jeklenka, opekovka, jetrenka, koralna ruda in razli~ne druge plastnate rude (sl. od 8 do 12, od 15 do 17 in od 19 do 21). Nastanek sedimentnih rud in njihovo sestavo sta podrobno obravnavala Mlakar in Drovenik (1971). Na nekatere njihove posebnosti bomo opozorili pri obravnavi sedimentnih tekstur. Sl. 8. Zaradi pogrezanja deformirane cinabaritne, piritne in piritno-cinabaritne lamine v menjavi z zaglinjenim meljev-cem. Bogata cinabaritna ruda imenovana tudi 'plastnata' ruda. Kropac IIm/8. Velikost vzorca: 15 x 10 cm. Foto: Rafael Podobnik Fig. 8. Cinnabar, pyrite and pyrite-cinnabar laminates alternating with clayey siltstone, deformed due to sinking. Rich cinnabar ore is also called 'bedded' ore. Kropač IIm/8. Sample size: 15 x 10 cm. Photo: Rafael Podobnik Sl. 9. Sedimentna ruda - opekovka. Navzkrižna laminacija, vzdolžni presek male koritaste plastnatosti. Zgoraj vodoravna laminacija. Kropac IIm/7. Velikost vzorca 7 x 8 cm. Foto: Jani Peternelj Fig. 9. Sedimentary 'brick' ore - opekovka. Cross lamination - longitudinal section of minor trough bedding. In the upper part parallelly lamination. Kropac IIm/7. Sample size 7 x 8 cm. Photo: Jani Peternelj Sl. 10. V spodnjem delu slike vidimo plast s koritasto navzkrižno laminacijo, bogato s piritom. V zgornjem delu so sipinice erodirane in jih prekriva plast s skoraj vodoravno laminacijo. Lamine so sestavljene iz bituminoznega dolomi-tnega glinastega meljevca z razli~nimi koli~inami piritnih zrn. Sedimentne teksture so sekundarno deformirane zaradi kasnejše rasti pirita. Kropač IIm/ 7. Velikost vzorca 5 x 3 cm. Foto: David Toncic Fig. 10. Visible in the lower part of the photo is a pyrite-ri-ch layer with trough-cross lamination. In the upper part, the ripples are eroded and covered with a layer of almost horizontal lamination. The laminates are comprised of bituminous dolomitic clayey siltstone with varying quantities of pyritic grains. The sedimentary structures are secondarily deformed due to the subsequent growth of pyrite. Kropač IIm/ 7. Sample size 5 x 3 cm. Photo: David Ton~i~ Sl. 11. Vzporedno laminiran langobardski tufit. Menjavajo se lamine in tanke plasti s postopno zrnavostjo orudenih kalce-donskih zrn in piroklasticnega materiala. Kropac IIm/8. Velikost vzorca 10 x 6,5 cm (levi rob vzorca). Foto: Rafael Podobnik Fig. 11. Parallelly laminated Langobardian tuffite. Alternations of laminate and thin-bedded, mineralised chalcedony grains and pyroclastic materials exhibiting graded bedding. Kropac IIm/8. Sample size 10 x 6,5 cm (left edge of sample). Photo: Rafael Podobnik Sl. 12. Postopno zrnavost v tufitu gradijo s cinabaritom prepojena kalcedonska zrna. Iz etaže Kropač I/19. Velikost vzorca 4 x 8 cm. Foto: Jani Peternelj Fig. 12. Graded bedding in tuffite built by cinnabar-bearing chalcedony grains. From the Kropac I/19 level. Sample size 4 x 8 cm. Photo: Jani Peternelj Sl. 13. Zaradi zdrsa nagubana in razlomljena piritna plast. Odkopno polje Ziljska I/17. Velikost vzorca 9,5 x 3,5. Foto: David Toncic Fig. 13. Pyrite bed, folded and crushed as the result of slump. Mine field Ziljska I/17. Sample size 9.5 x 3.5. Photo: David Toncic Kamnine zaporedja D K zaporedju D prištevamo piroklastične kamnine - tuf, tufit in radiolariski roženec, ki jih najdemo na stiku podzaporedij C1 in C2, kot vložke v podzaporedju C2 ter najnižji del piroklastičnega horizonta, ki prekriva plasti skonca v rudišču v debelini do 80 m (Mlakar, 1967). Tufske vložke v plasteh skonca idrijskega rudišča je doslej omenil le Berce (1958). Njihov delež se na območju severnega praga (sl. 1) od juga proti severu veča. V okviru tektonske enote Pront so vložki piroklastitov v zgornjem delu plasti skonca že sorazmerno pogostni (sl. 3). Opazili smo jih na številnih odkopnih poljih. Običajno se pojavljajo v obliki tankih vložkov ali leč, ki dosežejo maksimalno 40 m dolžine in okoli 25 m širine. Debelina ne presega 1,5 m. Prehod v sosednje litološke člene je postopen. Ali se nahajajo vložki tufita in roženca tudi v tektonski enoti Karoli (sl. 1), zaradi nedostopnosti območij v zadnjem desetletju rudarjenja (1967 -1977) nismo mogli preveriti, omenjamo pa, da smo našli v plasteh skonca pri sl.j. št. 4 na III. obz., tri 15 cm debele lečaste plasti orudene kremenove kamnine, verjetno radiolarita, vložene v ritmično menjavanje tufskega muljevca in peščenjaka s 5 mm debelimi laminami pirita. Orudenje s cinabaritom in samorodnim Hg ter številnimi bituminoznimi vključki, ki ga prištevamo zaporedju D, se pojavlja le še približno 2,5 metra nad postopnim kontaktom s plastmi zaporedja C. Leta 2003 je Kadunec v okviru svoje seminarske naloge pregledal 4,34 m dolg profil pirokla-stitov nad plastmi skonca na odkopnem polju Kropač I/20. Ugotovil je, da prevladuje od drobno do debelo zrnat tufski pečenjak, precej manj je tufskega meljevca, vložki okremenjenega pelitskega tufa so zelo redki. Neposredno nad plastmi skonca leži tudi več plasti radiolaritnega peščenjaka (Kadunec, 2003). Sl. 16. Brečasta cinabaritno-kalcedonska opekovka, nastala zaradi sinsedimentnega drsenja in lomljenja. Kropač IIm/7. Velikost vzorca spodaj 8 cm, višina 11 cm. Foto: Rafael Podobnik Fig. 16. Brecciated cinnabar-chalcedony »opekovka« (brick ore), formed as the result of synsedimentary sliding and fracturing. Kropač nm/7. Size of sample: bottom 8 cm, height 11 cm. Photo: Rafael Podobnik Sl. 17. Cinabaritna intraformacijska breča (opekovka). Vezivo je cinabaritni gel. Velikost vzorca 13,5 x 6,5 cm. Foto: Rafael Podobnik Fig. 17. Cinnabar intraformational breccia (»opekovka« - brick ore). Cinnabar gel serves as cement. Sample size 13.5 x 6.5 cm. Photo: Rafael Podobnik Sl. 18. Obremenitvene izbokline na spodnji strani piritne plasti. Kropač IIm/7. širina slike 12 cm. Foto: Rafael Podobnik Fig. 18. Load-cast structure on lower part of pyrite bed. Kropač IIm/7. Photo width 12 cm. Photo: Rafael Podobnik Sedimentne teksture v plasteh skonca in orudenem delu piroklastičnega horizonta (singenetske cinabaritne rude) Ideja o triasni starosti idrijskega živo-srebrovega orudenja je stara že skoraj stoštiri-deset let (Gröger, 1876, 1879). Iz različnih gledišč so to misel dopolnili Schrauf (1891), KropAč (1912), Berce (1958) in Mlakar (1967). Leta 1971 sta Mlakar in Drovenik opisala sedimentne cinabaritne rude v plasteh skonca in s tem potrdila srednje-triasno starost orudenja. Najdba in opis singene-tskih cinabaritnih rud vsekakor presega zgolj okvir genetskih posebnosti idrijskega rudišča. Iz drugih velikih živosrebrovih rudišč cinabaritnih rud sedimentnega nastanka ne poznamo. Pri tem preseneča, da je prišlo do »odkritja« sedimentnih rud - kljub skorajda petstoletnemu neprekinjenemu odkopavanju orudenih plasti skonca - tako pozno. V vseh starejših delno ohranjenih zbirkah idrijskih rud doma in po svetu najdemo tudi različne plastnate rude (Rečnik, 2012). Gotovo je odkritje dozorelo sočasno z napredkom nekaterih teoretičnih spoznanj o genezi rudišč. Vse doslej opisane sedimentne teksture iz orudenega horizonta plasti skonca so bile opisane kot značilne teksture plastnatih cinabaritnih rud (Mlakar & Drovenik, 1971). Dejansko pa najdemo enake sedimentne teksture tudi v neorudenih Tabela 3. Pregled sedimentnih tekstur v plasteh skonca in spodnjem delu piroklasti~nega horiznta OMCM nUXXM HMTMM CuMstjuau MECTO •UISTMKK /MMM biotewt MMHUMtlE lUSHIPMU* Vrsta tflature In po^ovljor^ (Čar, 1985} Mlakar & OrovenSt, 157J V rMCwrmiw pfediedlmentAdJake te^tur« med plastmi eraaisU - efOElJskl lunftit ■ medplastne «rotfjste povrtjne ■ medformaciiske dU(ordance A,C1 masiMiB, rxvTu, nepr^rfna 23) • ptastnata teldtura A, a, C1-C2, D tduture vpluH pretetno udknenuätikl vcdoravTk»« nanolvitn«, pivnam«, kofttasta, krpasta^ v^Ju^iv» {il. 11,12,13) ' prrina plastnatost B, C1-C2 " ocHtODna zrmwst: AE^malna, invenna, Mpopalna, pomnoiou • postopna irnaMst drsne gube. pretrgane plasti ' drobna nabranost intraUutlčna • rastirskJdddnadofnej^ a ptrlcom poudtnKfitBdJ&ke v p^a&tl In med pretesno lntralormael)&kj br«£j {sl. 13,14,15.16.17) ■ ktfrialLeta Ii ostankov lupin brahlopoda Osdne (koralna K B, a-CZ 0 teluuire plastmi (tefomucUskl obreriMAitvene iibdUne, pogreznjeni deld, ptacnenasta tekstura {St. lainid) ruda) ■ Möturtudja ■ upointtev razpok a dnabarttofn In piritom {sl. 20} A, C1X2, D kamninah, predvsem mo~no bituminoznih drob-nozrnatih peščenih in muljastih kamninah. Mlakar in Drovenik (1971) sta opisala le najizrazitejše teksture v sedimentnih cinabaritnih rudah. V naslednjih odstavkih podajamo pregled vseh ugotovljenih teksturnih oblik v orudenih in neorudenih plasteh skonca in najnižjem delu piroklasti~nega horizonta s kratkim opisom (tabela 3). Opis sedimentnih tekstur K predsedimentacijskim teksturam v plasteh skonca {tejemo sorazmerno redke erozijske kanale v podzaporedju C^. Zapolnjeni so slabo zaobljenim dolomitnim konglomeratom z glinasto osnovo. Kanali so {iroki do 3,5 m, globoki najve~ 1,5 m (sl. 3, 4 in 23). O zunanji plastnatosti plasti skonca idrijskega rudišča smo že poročali pri opisu posameznih litolo{kih razli~kov. Tu naj dodamo, da so plasti skonca skoraj v celoti tanko (3 do 7 cm) do zelo tanko plastnate (1 do 3 cm) ali pa so mo~no skrilave. Le lečasto ali nepravilno oblikovane plasti glinen~evo liti~nega kremenovega pe{~enjaka s prehodi v lumakelo v najvi{jem delu zaporedja C2 so lahko debeli do 1,5 m (sl. 3 in 4). Glinavci, meljevci in drobni pe{~enjaki so najve~krat ravno plastnati. V debeleje zrnatih kamninah, kot tudi v meljastih apnencih, laporovcih in prehodnih kamninah so plasti nepravilne ali le~aste. Na {tevilnih lokacijah smo v bituminoznih meljevcih opazovali piritni 'ritmit', menjavanje meljevca in pirita v plasteh. Neplastnati so mikritni apnenci in dolomitni konglomerati v podlagi (sl. 3, 4 in 23). Vodoravna in navzkrižna laminiranost v plasteh skonca ima razli~ne vzroke (sl. 8, 9, 10 in 11). V ve~ nivojih plasti skonca smo na{li sedimentne cinabaritne rude v katerih smo opazovali ritmi~no menjavanje treh lamin (sl. 8) in sicer muljevec-pirit-s cinabaritom prepojen kalcedon, v~asih samo muljevec-pirit ali muljevec-kalcedon s cina-baritom. Debelej{e lamine imajo ponavadi {e bolj drobno notranjo zgradbo. V~asih tudi postopno zrnavost. Zaradi večje gostote sulfidnih mineralov so lamine pogostno deformirane (sl. 8). Primere ugrezanja piritnih lamin v mulj sta opisala že Mlakar in Drovenik (1971; tabela 9, sl. 1). V jalovih bituminoznih muljevcih so teksture v svežih presekih vidne le, ~e se menjavata muljevec in drobnozrnati pe{~enjak. V primeru menjavanja lamin glinavca in meljevca so teksture v naravnih presekih težko vidne. Lepo pa jih lahko opazujemo na poliranih prerezih. Razli~en odboj svetlobe nastopa zaradi neenakih koli~in organskih primesi in pirita (sl. 9 in 10). V glinavcu so lamine debele le od nekaj desetink milimetra do 1,5 mm, v meljevecu od 1 do 8 mm. V drobno zrnatih pe{~enjakih in meljevcih je lami-nacija opazna zaradi zelo drobne postopne zrnavosti v debelini do 1 cm. V orudenih laminiranih kamninah se menjavajo lamine glinavca ali meljevca, piritnih zrna in intraklastov (od 10 do 70 % FeS2) in kalcedonsko-cinabaritnih zrn ali me{anice piritnih intraklastov in orudenih kalcedonskih zrn (sl. 9 in 10), (Mlakar & Drovenik, 1971). V piroklastitih opazujemo menjavanje lamin ali plasti piroklasti~nega materiala in koncentracij kalcedonsko-cinabaritnih zrn s postopno zrnavostjo. Vodoravne lamine so ponavadi debele le nekaj milimetrov. Tu in tam najdemo tudi zelo tanke plasti debele do 1,3 cm z enako notranjo zgradbo (sl. 11 in 12). Pri navzkrižni laminaciji so lamine debele od nekaj desetink do 1 mm (sl. 9 in 10). Zgrajene so iz melja in drobnozrnatega pe{~enjaka ali pa melja in me{anice kalcedonsko-cinabaritnih zrn in piritnih intraklastov. Podroben pregled lamin, sestavljenih iz sulfidnih mineralov, pokaže zanimivo posebnost. V vsaki lamini opazujemo vertikalno, ponekod tudi vzdolžno, separacijo zrn po njihovi masi (sl. 9). Najnižje dele grade zaobljena debelejša, nato drobnejša kalcedonsko-cinabaritna zrna, sledijo debelejša piritna in končno drobnejša piritna zrna. Nekatera večja piritna zrna so rasla tudi kasneje v času diageneze. Lamine se lahko zaključujejo planarno ali klinasto. Tudi postopna zrnavost je v plasteh skon-ca zelo pogostna. Najdemo jo v peščenjakih, meljevcih, muljevcih in tufitih. Tako kot za vse doslej omenjene teksture velja tudi za postopno zrnavost, da je v nekontrastnih bituminoznih kamninah slabo opazna, pač pa je odlično vidna v tufitu (sl. 11 in 12). Najdemo jo v tufskih lečah zaporedja D znotraj bituminoznih skonca kamnin kot tudi v do 2,5 m debelem horizontu piroklas-titov zaporedja D neposredno nad plastmi skonca (sl. 3 in 4), kjer sta razvita dva nivoja postopne zrnavosti. Postopna zrnavost ustvarjajo od 0,5 do 1 mm, izjemoma do 1,5 cm velika, delno zaobljena rdeča, s cinabaritom prepojena kalcedonska zrna, ki ležijo v zelenkastosivi tufitski osnovi (sl. 11 in 12). Glede na razpored zrn smo ločili normalno, inverzno, pomnoženo in nepopolno postopno zr-navost. Zgornje plasti skonca so bogate tudi s postsedimentacijskimi deformacijskimi teksturami. Najprej naj omenimo lepe primere drsnih tekstur (sl. 13 in 14). Največkrat so zdrsele mm do cm debele cinabaritne in piritne plasti, ki so bile odložene v drobnozrnatih bituminoznih kamninah. Zdrsele plasti so se nagubale, nastale so lepe drsne gube, ali pa so se razlomile (sl. 13 in 14). Sl. 19. Laminiran tufit. Zrna kalcedona prepojena s cinabaritom v tufitu. Zgoraj vidimo bolj ali manj razvito obremenitveno teks-turo. Nekaj delcev se je že skoraj odvojilo od zgoraj ležeče plasti in gradijo teksturo 'pogreznjenih delcev'. V sredini in spodaj različno razvite postopne zrnavosti. Velikost vzorca 13 x 14 cm. Odkopno polje Kropač I/19. Foto: Jani Peternelj Fig. 19. Laminated tuffite. Chalcedony grains interspersed with cinnabar in tuffite. A more or less developed load-cast structure can be seen above. Some particles have almost freed themselves and are building a structure of 'sunken particles'. Graded beddings are diversely developed in the middle and at the bottom. Sample size 13 x 14 cm. Mine field Kropač I/19. Photo: Jani Peternelj Sl. 20. Bituminozni meljevec s številnimi orudenimi kalcedon-skimi zrni in lamine cinabarita sekajo postsedimentne razpoke zapolnjene s cinabaritnim gelom. Razpoke so nastale še v mehkem sedimentu. Odkopno polje Kropač IIm/7. Velikost vzorca 9 x 3,5 cm. Foto: Rafael Podobnik Fig. 20. Bituminous siltstone with numerous mineralised chalcedony grains and cinnabar laminates cut by synsedimenta-ry fissures filled with cinnabar gel. Mine field Kropač IIm/7. Sample size 9 x 3.5 cm. Photo: Rafael Podobnik Sl. 21. S cinabaritom bogato prepojena lumakela iz lupin bra-hiopoda Discina. Rudarsko ime za tovrstne rude je 'koralna ruda'. Foto: Jani Peternelj Fig. 21. Cinnabar-rich lumachella of the brachiopod Discinea The mining name for these types of ores is 'coral ore'. Photo: Jani Peternelj Sl. 14. Zaradi zdrsa nagubane, pretrgane in rahlo narinjene piritne plasti. Odkopno polje Kropač IIm/7. Debelina zgornje piritne plasti 1,2 cm. Foto: Jani Peternelj Fig. 14. Pyrite bed, folded, crushed and slightly overthrust as the result of slump. Mine field Kropač IIm/7. Thickness of upper pyrite bed 1.2 cm. Photo: Jani Peternelj V bituminoznih glinavcih in meljevcih litolo{kega zaporedja C, {e posebej v zgornjem silikatnem delu, so bile odložene izjemno bogate gelaste jeklenke -do 78 % Hg - z ledvi~asto teksturo. Jeklenke se pojavljajo v obliki bolj ali manj deformiranih le~ ali le~astih plasti v debelini do 30 cm, izjemoma 60 cm (rudno telo Turni{). Zaradi medplastnih zdrsov prehajajo plasti jeklenk bo~no v razli~no razvite intra-formacijske bre~e. Najmanj 'razvite' bre~e so sestavljene iz plastiklastov in intraklastov z ledvi~asto teksturo. Vezivo je najve~krat glina ali melj, v~asih pa tudi bituminizirani cinabaritni gel (sl. 15). Podobne teksture smo opazovali tudi v povpre~ju nekoliko manj bogatih opekovkah (sl. 16), ki so sestavljene iz bogato orudenih kalcedonskih zrn. Tudi v njih smo opazovali vse primere deformacij od za~etnih medplastnih zdrsov do 'pravih' medplastnih bre~ (sl. 16 in 17). lahko le nekaj piritno-kalcedonsko-cinbaritnih lamin in drobnozrnatih lamin prikamnin ali pa ve~ razli~no orudenih plasti in so dajale rudam poseben izgled (sl. 20). Poznodiagenetske razpoke v orudenih plasteh skonca, nastale že v strjeni sedimentni kamnini, zapolnjujejo poleg cinabarita {e kremen, idri-jalin, pirit in bitumen. Naj na koncu pregleda sedimentnih tekstur v plasteh skonca omenimo {e bogato do zelo bogato koralno rudo, ki prehaja v brahiopodno lumakelo s pe{~enim vezivom (sl. 21). Koli~ine tovrstne rude so bile v rudišču velike in pogostne. Bistveno redkeje pa smo naleteli na piritne ali markazitne psevdomorfoze rastlinskih ostankov (sl. 22). Nadome{~eni rastlinski ostanki so se ohranili bodisi v tanj{ih plasteh ali le~ah. Opomba: Vsi obravnavani vzorci cinabaritnih rud se nahajajo v geološki zbirki Rudnika živega srebra v Idriji. Sl. 15. Jeklenka sestavljena iz plastiklastov in intraklastov ledvi~astega cinabaritnega gela. Vezivo je mo~no bituminizi-ran cinabaritni gel. Širina posnetka 25 mm. Odkopno polje Turniš I/5. Foto: David Tončič Fig. 15. »Jeklenka« (steel ore) comprised of the plasticlasts and intraclasts of a kidney-shaped cinnabar gel. Strongly bi-tuminized cinnabar gel serves as cement. Photo width 25 mm. Mine field Turniš I/5. Photo: David Tončič Sl. 22. Piritne psevdomorfoze po rastlinskih ostankih. Vmes različno veliki dolomitni odlomki (temnejši delci). Velikost fotografiranega dela vzorca je 4 cm. Odkopno polje Ziljska I/16. Foto: Rafael Podobnik Fig. 22. Pyrite pseudomorphosis along plant remains. Intercalations of dolomite fragments of varying size (dark particles). Size of photographed part of sample 4 cm. Mine field Ziljska I/16. Photo: Rafael Podobnik Izrazite obremenitvene teksture opazujemo najve~krat na spodnjih piritnih, cinabaritno-piritnih ali cinabaritno-kalcedonskih plasteh ali laminah, ki so se nahajale sredi glinsto-meljastih kamnin, (sl. 18) ali tu in tam na kontaktu pe{~enjaka in drobnozrnatih meljastih kamnin. Teksture so se ohranile v razli~nih ravojnih stopnjah. V nekaterih primerih - predvsem v tufitu - so se že deli gostejših cinabaritno-kalcedonskih lamin pogreznili bolj ali manj gloko v mehak tufitski material. Posamezni deli plasti so se povsem oddvojili in 'plavajo' v sedi-mentu podlage. Nastala je tekstura 'peščenih žog', ki pa bi jo bilo v na{em primeru bolje imenovati tekstura 'pogreznjenih delcev' (sl. 19). V orudenih plasteh skonca smo opazovali tudi {tevilne in najrazli~nej{e zgodnje postsedimentacij-ske 'razpoklinske' deformacije nastale {e v mehkih sedimentih. Razpoke reverznega ali normalnega zna~aja obi~ajno sekajo eno, le redko ve~ plasti. Pogostnej{e pa so bile odprte natezne razpoke, ki jih je nato zapolnil cinabaritni gel. Tudi v tem primeru so odprte s cinabaritom zapolnjene razpoke sekale Sedimentacijsko okolje in nastanek plasti skonca Rekonstrukcija okolja sloni na litolo{kih podatkih ter vertikalni in bo~ni povezavi kamnin. Osrednji del idrijskega srednjetriasnega tektonskega jarka in južni del severnega praga do preloma Auersperg (sl. 1) ležijo plasti skonca normalno na ladinijskem nesortiranem dolomitnem konglomeratu in dolomitnem pe{~enjaku. Njihove sedimentološke značilnosti kažejo na odlaganje na umirjenih obpoto~nih ravnicah s prehodi v manj{e poto~ne delte (Čar, 1985). V plasteh skonca si obi~ajno v vertikalni smeri sledijo zaporedja A - B - C - D, lahko pa tudi neposredno A - C - D. V bo~ni smeri si vedno sledijo zaporedja A - B in karbonatno zaporedje Cj (sl. 3 in 4). S silikatnim podzaporedjem C2 se sedimentacija plasti skonca zaklju~uje. Sledijo {e piroklastiti zaporedja D. Ponekod podniz Cj manjka in je razvit samo zgornji silikatni del C2. Tako je naprimer ponekod v 'Talnini' (tektonska enota Zorc) ter na območju tektonske enote Pront, kjer neposredno na erodirane karbonske klastite nale-gajo vedno mlajši nivoji ladinijskih plasti, na skrajnem severnem delu že piroklastiti zaporedja D. Jezerska in močvirska sedimentacija sta, kljub nekaterim skupnim značilnostim, zelo raznoliki in notranje litološko zapleteni tako, da praktično ni mogoče podati enotnega splošnega sedimenta-cijskega modela (Picard & High, 1972; Freytet, 1973; Reineck & Singh, 1975; Gollineson, 1978; Matter & Tugker, 1978; Fouch & Dean, 1992; Diessel, 1992; Gharman, 2002). Kot značilne klastične sedimente jezerskih in močvirskih okolij raziskovalci omenjajo različne glinavce, meljevce ali muljevce ter karbonatne in kremenove litične peščenjake. Med karbonatnimi petrografskimi različki najdemo največkrat detritične, meljaste ali peščene mikritne apnence in med prehodnimi kamninami različne laminirane laporo-vce. Naštete kamnine iz močvirskih okoljih so običajno bogate z organskim materialom. Najdemo še piroklastite, v posebnih pogojih premog, oljne skrilavce ali evaporite (Picard &High, 1972; Matter & Tucker, 1978; Diessel, 1992; Gharman, 2002). Jezerske in močvirske sedimentne kamnine so lahko povezane z robnimi potočnimi in in rečnimi klastiti. Primerjava zgornjega seznama z litološkim razvojem plasti skonca v idrijskem rudišču pokaže visoko stopnjo soglasnosti (sl. 3 in 4). V plasteh skonca prevladujejo skrilavi glinav-ci in muljevci, plastnati meljevci, drobno zrnati peščenjaki, laporovci in zaglinjeni apnenci. Količinsko je kamnin niza C bistveno več kot kamnin zaporedja A. Razmerje med njimi je približno 1:4. Litološki členi niza B se pojavljajo le v nekaj metrskih pasovih med zaporedjem A in podzaporedjem C1 in so izrazito prehodne kamnine. Ce ozek pas prehodnih kamnin zanemarimo vidimo, da je osnovna značilnost notranje zgradbe plasti skonca v makroskopski dvojnosti. Najbolj opazna je velika razlika v količini organskega materiala. Kamnine zaporedja C so v celoti, ne glede na sestavo, bogate z organskimi snovmi in zato skoraj črne ali črne. Velika količina organske snovi je razpršena v vseh litoloških različkih. Najdemo jo v obliki brezstrukturnega gela, slabo ohranjenih rastlinskih delcev in tudi kot premoške vložke debele do 40 cm. V kamninah zaporedja B je količina organskih primesi že bistveno manjša. Litološki različki zaporedja A organske snovi praktično ne vsebujejo, zato so temno sive ali zelenkasto sive barve. Slabo ohranjene rastlinske delce najdemo le v vmesnih lapo-rastih in glinastih vložkih. Podobno kot organska snov, sta razporejena tudi diagenetski pirit in markazit. Največjo količino železovih sulfidov najdemo v bitumi-niziranih kamninah celotnega niza C2. Med pirit-nimi in markazitnimi različki najdemo singenet-ske idiomorfne kristale ter piritne plasti in leče, ki so sestavljene iz presedimentiranih piritnih kristalov (Mlakar & Drovenik, 1971). Poleg tega najdemo v zaporedju C zgodnjediagenetski pirit v obliki framboidalnih zrn, posameznih kristalov, skupkov, do decimeter velikih konkrecij, pa tudi psevdomorfoz po rastlinskih ostankih (sl. 22). Podobno kot smo ugotovili že za organski material, je v zaporedju B tudi pirita bistveno manj kot v nizu C. V glavnem pripada framboidalnemu piritu ali pa je nastal pri hidrotermalni piritizaciji. Pomemben podatek za rekonstrukcijo geokemičnih razmer v sedimentacijskem okolju so velike razlike v vezivu kamnin iz posameznih zaporedij. Vezivo peščenjaka in meljevca v zaporedju A je mikrit. Bočno in v vertikali prehajata peščenjak in meljevec v različke mikrit-nega apnenca. Omenjene kamnine so nastajale v bazičnem in bolj oksidacijskem okolju (pH večji od 7,8). Kamnine celotnega niza C z vsem svojim organskim in piritno-markazitnim bogastvom so produkt bolj redukcijskega okolja. Kamnine zaporedja A imajo znotraj podza-poredja C^ značilno razprostranjenost (sl.4). V eni smeri se lahko kamnine zaporedja A vlečejo neprekinjeno več deset metrov, pravokotno na to smer običajno niso širše od 6. metrov (sl. 23). Na več mestih se kamnine zaporedja A pojavljajo v tudi več deset metrov velikih in nekaj metrov debelih ploščah. To kaže, da so znotraj redukcijskega okolja (podzaporedje C^) obstajala ožja in širša oksidacijska območja (zaporedje A). Opisane razmere razlagamo s sedimentacijo v močvirju, gosto poraslem verjetno z nižjim rastlinjem. V poraslih zamočvirjenih delih so se odlagali bituminozni drobnozrnati peščenjaki, bituminozni laminirani meljevci in glinavci z redkimi lečami premoga. Skozi močvirje so se po sorazmerno ozkih, plitvih in neizrazitih, neporaščenih ali slabo poraščenih kanalih, pretakale počasi tekoče 'sveže' hidrogenkarbonatne vode. (sl. 23 in 24). Vode so iz kopnega prinašala poleg melja in gline predvsem karbonatni drobir, poleg tega se je iz nje izločalo mikritno vezivo. V dotočnih kanalih so se usedali apnenčevo dolomitni peščenjaki in meljevci s kal-citnim vezivom. Po kanalih so se vode stekale v manjša plitva jezerca, kjer so nastajali predvsem različki karbonatnih kamnin in sicer peščeni in meljasti mikritni apnenec, ponekod tudi intra-biomikritni apnenec. Zaradi goste poraščenosti močvirja in majhne hitrosti dotekajočih vod so se vode mešale med seboj le v ozkem obdotočnem pasu. Tu so nastajale prehodne kamnine zaporedja B in sicer meljasti apnenci, kalcitni meljevci, laporasti apnenci, laporovci in kalcitni glinavci, ki so lahko tudi skrilavi (sl. 4 in 23). Po skromni razširjenost in nepravilni oblikovanosti kamnin zaporedja B sklepamo, da je bila meja med redukcijskim in ok-sidacijskim okoljem na obrobju kanalov postopna, vendar hitra. Ob počasnem pogrezanju terena in v odvisnosti od vsakokratnih hidrodinamskih in morfoloških pogojev ob dokaj konstantnem dotoku vode, so dotočni kanali le počasi spreminjali svojo obliko in se postopno bočno premikali po močvirskem okolju. Bočni premiki niso bili večji od nekaj metrov (sl. 23). Ob nenadnem večjem dotoku vode, ob poplavnih razmerah, so vode hitro zarezale nove struge v močvirsko okolje in nanosile debelejši, slabo zaobljen, dolomitni prodnat material. Včasih je pridrsel v močvirsko okolje tudi drobirski tok, ki je odložil leče neurejenega dolomitnega pe{~enjaka, konglomerata in mul-jastega konglomerata in (sl. 3, 4 in 24). Po takih, sorazmerno redkih dogodkih, so se pogoji sedimen-tacije ponovno hitro stabilizirali in nadaljevala se je umirjena sedimentacija (sl. 3, 4, 23 in 24). Kamnine podzaporedje C2 v celoti prekrivajo karbonatno podzaporedje Cj in kamnine nizov A in B (sl. 3 in 4). Kamnine niza A in B se v zgornjem delu plasti skonca ne pojavlja več. Tudi silikatno podzaporedja C2 je močno bituminozno z ostanki nedoločljivih rastlinskih ostankov, premoškimi vložki, lečami in plastmi pirita, markazita in sedimentnih rud (sl. 4). Največkrat se spodnji karbonatni del zaključi približno v višini prvega močnejšega vložka piroklastičnih kamnin (zaporedje D). Vendar močnej{ega vložka piroklastitov ne najdemo v vseh profilih (sl. 3 in 4) tako, da se ne moremo vedno zanesti na ta kriterij. Zanesljivo jih lahko ločimo le po sestavi. V vi{ini prehoda se namreč dokaj hitro, vendar postopno spremeni sestava kamnin. Karbonatni terigeni material izgine, nadomestijo ga različne, predvsem silikatne komponente in slabo predelani drobir starej{ih karbonskih klastičnih kamnin. V kemičnem pogledu se razmere na meji med podnizoma Cj in C2 niso bitveno spremenile. Še vedno je sedimentacija potekala v močno redukcijskem, vendar verjetno v nekoliko bolj kislem okolju. Povečana vulkanska in tudi tektonska aktivnost sta odprli pot dotoku morske vode in morskim organizmom (radiolariji). Voda je počasi preplavila sladkovodno močvirje. Nastala je zaprta restriktivna, z nižjim rastlinstvom poraščena laguna (sl. 4). Sl. 23. Prostorski prikaz sedimentacijskih razmer v času nastajanje spodnjega karbonatnega dela zaporedja C1 1. voda; 2. močvirje; 3. premoški vložki; 4. bituminozni dolomitni peščenjak; 5. bituminozni dolomitni meljevec in skri-lavi glinavec; 6. meljasti mikritni apnenec in mikritni apnenec; 7; meljasti apnenec s prehodi v apnenčev laporovec; 8. peščeni in meljasti mikritni apnenec z redkimi prodniki; 9. kalcitno dolomitni ali dolomitno kalcitni meljevec, ponekod prodnat; 10. dolomitni peščenjak, ponekod prodnat; 11. dolomitni koglomerat; 12. erozijska površina; 13. smer dotekanja sveže vode v močvirje Fig. 23. Spatial presentation of sedimentary conditions during formation of the lower, carbonate part of sequence C (C1) 1. water; 2. marsh; 3. coal intercalations; 4. bituminous dolomite sandstone; 5. bituminous dolomite siltstone and clayey shale; 6. silty micritic limestone and micritic limestone; 7; silty limestone passing into calcareous marlstone; 8. sandy and silty micritic limestone with rare pebbles; 9. calcitic dolomitic or dolomitic calcitic siltstone, pebbly in some parts; 10. dolomite sandstone, pebbly in some parts; 11. dolomite conglomerate; 12. erosion surface; 13. direction of fresh water inflow into the marsh O hidrodinamskih pogojih v močvirju (C1) in laguni (C2) pričajo sedimentne teksture. V karbonatnem podnizu Cj prevladujejo različne plast-natosti, horizontalna laminacija in neizrazita postopna zrnavost, kar kaže na počasnejše tokove (sl. 9 in 10). V silikatnem podnizu C2 so pogostne bolj ali manj izrazite laminacije in postopne zr-navosti. Zanimiva je mala koritasta plastnatost (navzkrižna laminacija), ki nastaja s talnim transportom (sl. 9). Pogostna je tudi horizontalna laminacija (sl. 8). Nastaja večinoma iz suspenzije. Drobne erozijske površine so posledica erozije šibkih tokov v plitvi vodi. S cinabaritom je lahko bolj ali manj oruden celoten kamninski niz C, vendar se najbogatejše sedimentne rude nahajajo predvsem v zgornjem delu podzaporedja C2. Orudeni del plasti skonca, njihova sestava in teksture govore predvsem o Sl. 24. Prostorski prikaz sedimentacijskih razmer idrijskem srednjetriasnem tektonskem jarku v času nastajanja bogatih cinabaritnih sedimentnih rud 1. karbonske kamnine; temnosivi skrilavi glinavec in meljevec z lečami sivega sljudnatega kremenovega peščenjaka; 2. grödenske plasti; sivi in rdečkasti kremenovi klastiti; 3. spodnji skit; zelenkastosivi skrilavec, muljevec, peščenjak in leče sivega oolitnega apnenca; 4. zgornji skit; sivi neplastnati zrnati dolomit; 5. zgornji skit; temno sivi laporasti apnenec; 6. anizij; svetlo-sivi dolomit; 7. zgornji anizij; sivi zrnati dolomit; 8. ladinij; kaolinitne klastične kamnine; 9. ladinij; zdrsela blokovna breča; 10. ladinij; nesortirana muljasta blokovna breča; 11. ladinij; gramozovec (kamnina iz mešanice prodnikov in nezaobljenih klastov); 12. ladinij; dolomitni konglomerat; 13. ladinij; dolomitni peščenjak; 14. ladinij; meljevec in muljevec; 15. ladinij, langobard -plasti skonca; bituminozni skrilavec in meljevec; 16. srednjetriasni normalni prelom; 17. smer premikanja blokov; 18. erozijska površina prve srednjetriasne erozijske faze v idrijskem srednjetriasnem tektonskem jarku; 19. erozijska površina druge srednje-triasne erozijske faze v idrijskem srednjetriasnem tektonskem jarku; 20. voda; 21. močvirje; 22. singenetske cinabaritne rude; 23. hidrotermalni izviri s kalcedonskimi skorjami; 24. tektonska enota Fig. 24. Spatial presentation of sedimentary conditions in Idrija Middle Triassic tectonic fault trough during the formation of rich sedimentary cinnabar ores 1. Carboniferous rocks; dark grey clayey shale and siltstone with lenses of grey micaceous quartz sandstone; 2. Val Gar-dena beds; grey and reddish quartz clastic rocks; 3. Lower Scythian; greenish-grey shale, mudstone, sandstone and lenses of grey oolitic limestone; 4. Upper Scythian; grey unbedded grained dolomite; 5. Upper Scythian; dark grey marly limestone; 6. Anisian; light-grey dolomite; 7. Upper Anisian; grey grained dolomite; 8. Ladinian; kaolinitic clastic rocks; 9. Ladinian; boulder slump breccia; 10. Ladinian; unsorted muddy basal breccia; 11. Ladinian; gravel (rock comprising a mixture of pebbles and angular cla-sts); 12. Ladinian; dolomite conglomerate; 13. Ladinian; dolomite sandstone; 14. Ladinian; siltstone and mudstone; 15. Ladinian, Langobardian - Skonca beds; bituminous shale and siltstone; 16. Middle Triassic normal fault; 17. direction of block movement; 18. erosion surface of first Middle Triassic erosion phase in the Idrija Middle Triassic tectonic fault trough; 19. erosion surface of second Middle Triassic erosion phase in the Idrija Middle Triassic tectonic fault trough; 20. water; 21. marsh; 22. syngenetic cinnabar ores; 23. hydrothermal springs with chalcedony crusts; 24. tectonic unit hidrotermalnem delovanju in drobnih premikih v bazenu. S hidrotermalnim delovanjem se je povečala tudi kislost sedimentacijskega okolja. Sočasno z bituminoznimi meljevci in glinav-ci so se v močvirsko-lagunskem okolju odlagale bogate sedimentne cinabaritne rude. Nekateri dovodni prelomi in razpoke so namreč segali neposredno v dno močvirja, oziroma lagune (sl. 24). Iz dotekajočih hidrotermalnih raztopin se je zaradi spremenjenih fizikalno-kemičnih pogojev izločal živosrebrov sulfid v obliki zelo drobnih kosmičev in se usedal skupaj z organskimi snovmi in terigenimi delci (Mlakar & Drovenik, 1971) presedimentiranih erodiranih karbonskih kamnin, ki so bile takrat na severnem delu Severnega praga (sl. 1) še vedno na kopnem. Iz cinabaritni kosmičev so nastajale izjemno bogate gelaste jeklenke z ledvičasto teksturo (do 78 % HgS), ki so kasneje marsikje kristalizirale (Mlakar & Drovenik, 1971), (sl. 15). Pogosteje so se ob hidrotermalnih vrelcih izločale opalne skorje in cinabaritni geli (sl. 24). Opal je kasneje prešel v bogato oruden stabilnejši kalcedon (Mlakar & Drovenik, 1971). Zaradi tektonske aktivnosti in s tem povezanih premikanj v sedimentacijskem bazenu so bile kalcedonske skorje zdrobljene v različno velike klaste, ki jih je voda skupaj z drobnimi cinabaritnimi delci razpadlih gelastih in krista-lastih jeklenk raznašala po bazenu (sl. 24) in oblikovala različne sedimentne rude in sicer jetrenke, opekovke in koralno rudo (sl. od 8 do12 in 16, 17, 19 in 21). Številne plasti še ne strjenih gelastih jeklenk in ostalih sediment-nih rud so bile spremenjene v sinsedimentne znotrajplastne intraklastične cinabaritne breče (različne jeklenke in opekovke), (sl. 15, 16, 17). Največkrat imajo zapleteno sestavo. Poleg in-traklastov gelastih rud (sl. 15) so se odlagali odlomki orudenih kislih predornin, kaolinita in roženca ter velikih količin s cinabaritom prepojenih kalcedonski zrn (Mlakar & Drovenik, 1971). Nekatere še nekonsolidirane sedimentne rude so bile razpokane in dodatno prepojene s cinabaritnim gelom (sl. 20). Sočasno so nastajali tudi s cinabaritom prepojeni muljevci in peščenjaki. S postopnim zamiranjem hidrotermalne dejavnosti se je večala vulkanska aktivnost. Skon-ca plasti so prekrile do 80 metrov debele plasti piroklastitov (Mlakar & Drovenik, 1971). Sedi-mentne rude, sestavljene iz orudenih kalcedon-skih zrn s postopno zrnavostjo, najdemo tudi v piroklastitih, vendar le še okrog 2,5 m nad kontaktom s plastmi skonca (Čar, 1985), (sl. 11, 12 in 19). Zahvala Izkreno se zahvaljujem recenzentoma doc. dr. Dragotu Skabernetu in prof. dr. Andreju Šmucu za natančen pregled teksta, popravke in tehtne predloge, ki so pomembno izboljšali tekst. Hvala tudi Urošu Erženu, ki se je trudil z izdelavo grafičnih prilog. Literatura Berce, B. 1953: Jamsko kartiranje rudnika živega srebra Idrija. Arhiv rudnika Idrija in Geološkega zavoda Ljubljana, (neobjavljeno). Berce, B. 1958: Geologija živosrebrnega rudišča Idrija. Geologija, 4: 5-49. BusER, s. 1980: Stratigrafske vrzeli v paleozojskih in mezozojskih plasteh v Sloveniji. Simpozium iz regionalne geologije i paleontologije. Rud. Geol. fakultet, Beograd: 335-344. BusER, s. 1989: Development of the Dinaric and the Julian Carbonate Platforms and of the intermediate Slovenian Basin (NW Yugoslavia). Mem. Soc. Geol. It., 40 (1987): 313-320. Charman, D. 2002: Peatlands and Environmental Change. John Wiley & Sons Ltd, 289:1-38. CiGALE, M. 1983: Rezultati raziskav urana v skonca kamninah idrijskega rudišča. Geološki zbornik, 4: 205-212. Colbertaldo, d. & slavik, s. 1961: Il giacimento cinabrifero di Idria in Jugoslavia. Rend. Soc. Min. Italiane, 1-27. Collinson, J.D. 1978: Vertical sequences and sand body chapes in alluvial sequences, 577-586. In: Maill (ed.): Fluvial Sedimentology, Can. Soc. Pet. Geol. Mem. 5. Cousin, M. 1973: Le sillon slovene: les formations triasiques, jurassiques et neocomiennes au Nord-Est de Tolmin (Slovenie occiden-tale, Alpes meridionales) et leurs affinites di-nariques. B.S.G.F., 7/15, 3-4:327-339. Čar, J. 1975: Olistostrome v idrijskem srednje-triasnem tektonskem jarku = Olistostromes in the Idrija Middle Triassic Trough-Fault. Geologija, 18: 157-183. Čar, J. 1985: Razvoj srednjetriasnih sedimentov v idrijskem tektonskem jarku. Doktorska disertacije, FNT VTOZD Montanistika, Odsek za geologijo, Ljubljana: 236 p. Čar, J. 1988: Ali je cerkev sv. Trojice zgrajena na »živosrebrnem studencu«? Idrijski razgledi, 1: 41-42. Čar, j. 1989: Okolje nastanka anizijskega dolomita nad srednjetriasno erozijsko diskordanco v Idrijskem rudišču = Depositional environment of the anisian dolomite abov the middle trias-sic erosional diskonformity in the Idrija ore deposit. Rudarsko-metalurški zbornik, 36/2: 395-407. Čar, j. 1990: Kotna tektonsko-erozijska diskor-danca v rudiščnem delu idrijskege srednjetri-asne tektonske zgradbe = Angular tectonic-erosional unconformity in the deposit's part of the Idrija Middle Triassic tectonic structure. Geologija, 31-32, (1988/89): 267-284. Čar, j. 2010: Geološka zgradba idrijsko-cerkljan-skega hribovja. Tolmač h geološki karti idrijsko - cerkljanskega hribovja med Stopnikom in Rovtami 1:25 000 = Geological structure of the Idrija-Cerkno hills. Explanatory Book to the Geological map of the Idrija-Cerkljansko hills. Geološki zavod Slovenije, Ljubljana:127 p. Diessel, C. F. K. 1992: Coal-Bearing Depositional Systems. Springer-Verlag, 721: 1-32. Drovenik, m., čar, j. & Strmole, D. 1975: Langobardske kaolinitne usedline v idrijskem rudi{~u. Geologija, 18: 107-155. Ferber, j. j. 1774: Beschreibung des Quecksilber -Bergwerks zu Idria in Mittel - Kräyn. Berlin. Prevod: Jože Pfeifer, Opis živosrebrovega rudnika v Idriji na srednjem Kranjskem. Zbornik za zgodovino naravoslovja in tehnike 11, Slovenska matica Ljubljana 1991, 173-207, Ljubljana. FoucH, t. d. & Dean, W. E. 1992: Lacustrine Environments. In: Scholle & Spearing (eds.): Sandstone Depositional Environments, 87115. The American Association of Petrleum Geologists Tulsa, Oklahoma 74101, U.S.A. Freytet, p. 1973: Petrography and paleo-environ-ment of continental carbonate deposits with particular reference to the Upper Cretaceous and Lower Eocene of Languedoc (Southern France). Sediment. Geol., 10: 25-60. Gröger, F. 1876: Zur Vorkommen des Quecksilbererzes. Verh. Geol. R.A., 24: 60-70. Gröger, F. 1879: Der Idrianer "Silberschiefer". Verh. Geol. R.A., 105-106. Hagquet, B. 1781: Oryctographia Carniolica oder Physikalische Erdbeschreibung des Herzogtums Krein, Istrien und zum Theil der benachbarten Länder. II Theil, 33-157. Janda, f. 1892: Einige Idrianer Mineralien und Gesteine. Oesterreichischen Zeitschrift für Berg- und Hüttenwesen, 40/11: 483-485,. Kaduneg, K. 2003: Tufski pe{~enjaki iz idrijskega rudi{~a. 2. seminarska naloga, NTF, Oddelek za geologijo, Univerza v Ljubljani: 30 p. Kossmat, F. 1899: Über die geologischen Verhältnisse des Bergbaugebietes von Idria. Jahrb. geol. R. A., 260-286. Kossmat, F. 1910: Erläuterungen zur geologischen Karte Bischoflack und Idria. 1-101. Kossmat, f. 1911: Geologie des Idrianer Quecksilbergergbaues. Jahrb. Geol. R.A. 15/ 2: 339-383. KropAč, J. 1912: Die Lagerstättenverhältnisse des Bergbaugebietes Idria. Berg und Hüttenmännischen Jahrb., 60/2: 1-52. Lipold, M. V. 1874: Erläuterungen zur geologischen Karte der Umgebung von Idria in Krain. Jahrb. Geol. R.A., 24/4: 425-456. Matter, A. & Tugker, M. (eds.) 1978: Modern and ancient lake sediments. Internac. Assoc. of Sediment., Spec. Publ. 2: 1-290. Mlakar, I. 1967: Primerjava spodnje in zgornje zgradbe idrijskega rudišča = Relations Between the Lower and the Upper Structure of the Idrija Ore Deposit. Geologija, 10: 87-126. Mlakar, I. 1969: Krovna zgradba idrijsko žirovskega ozemlja = Nappe Structure of the Idrija-Žiri Region. Geologija, 12: 5-72. Mlakar, I. 1975: Mineralo{ke, petrografske in kemicne znacilnosti rude in prikamnine idrijskega rudi{~a. Mezozoik v Sloveniji (tipkano poročilo), I., 143 in II., 331, arhiv RŽS Idrija. Mlakar, I. & Drovenik, M. 1971: Strukturne in genetske posebnosti idrijskega rudi{~a = Structural and Genetic Particularities of the Idrija Mercury Ore Deposit. Geologija, 14: 67-126. Mlakar, I. & Čar, J. 2009: Geolo{ka karta idrijsko - cerkljanskega hribovja med Stopnikom in Rovtami 1 : 25 000. Geološki zavod Ljubljana, 2009, Gorica (Italija). Pigkard, M.D. & High, L.R. 1972: Criteria for recognizing lacustrine rocks. In: Rigby, J.K. & Hamblin, W.K. (eds.): Recognition of ancient sedimentary environmets. Soc. Econ. Paleont. Min., Spec. Publ. 16: 108-145. Placer, L. 1982: Tektonski razvoj idrijskega rudi{~a = Structural history of the Idrja mercury deposit. Geologija, 25/1: 7-94. Placer, L. & Čar, J. 1975: Rekonstrukcija sred-njetriasnih razmer na idrijskem prostoru = Rekonstruktion der mitteltriassischen Verältnisse im Idrija-Gebiet. Geologija, 18: 197-209. Placer, L. & Čar, J. 1977: Srednjetriadna zgradba idrijskega ozemlja = The Middle Triassic Structure of the Idrija Region. Geologija, 20: 141-166. Račnik, a. 2012: Minerali živosrebrovega rudišča Idrija. Institut »Jožef Stefan« Ljubljana, Bode Verlag GmbH, 1-112, Ljubljana. Reinegk, H.E. & Sing, B. 1975: Depositional Sedimentary Environmets. Springer-Vrlag, Brlin: 434 p. Sghrauf, a. 1891: Ueber Metacinabarit von Idria und dessen Paragenesis. Jahrb. Geol. R. A., 349-399. Sgopoli, g. a. 1761: De Hydrargyro Idriensi. Tentamina physico-chemico-medica. Venetiis, 761. Prevod v nem{~ino: M., Meidinger, 1786: 1-108. Verbič, m. 1965: Idrijski rudnik do konca 16. stoletja. Inavguralna disertacija, Ljubljana: 250 p.