UDK 552.321.3(234.323.61) Karavanski tonalit Ernest Faninger Prirodoslovni muzej Slovenije, Ljubljana, Prešernova 20 Karavanška magmatska cona je nastala v dveh časovno ločenih mag-matizmih. Globočnine granitnega pasu so variscične, tonalit pa je mlajši in bi mogel biti alpidski; njegova paralelna tekstura je posledica usmerjenega pritiska med strjevanjem magme. Na različen izvor kamenin dveh magmatskih pasov kažejo modalna in kemična sestava, struktura in tekstura ter podatki o določitvi njihove starosti po radiometričnih metodah. Vsebina 1. Uvod............................154 2. Geologija Karavank.......................154 3. Dosedanje raziskave.......................156 4. Starost globočnin karavanške magmatske cone............156 5. Karavanški tonalit.......................158 5.1. Tekstura.........................158 5.2. Kemična sestava......................I59 5.3. Klasifikacija........................159 5.4. Aplit...........................159 5.5. Melanokratni vključki....................160 5.6. Nastanek.........................160 6. Karavanški granit in genetsko sorodne kamenine...........160 7. Razmerje med karavanškim tonalitom in granitom...........163 8. Določitev starosti globočnin po radiometričnih metodah.........163 9. Pohorski tonalit........................163 10. Medsebojna primerjava karavanškega in pohorskega tonalita ....... 167 11. Primerjava slednih prvin....................167 12. Povzetek...........................167 13. Zahvala...........................173 Literatura............................ 1. Uvod Od Železne Kaple mimo Črne na Koroškem se proti vzhodu do Plešivca razteza karavanška magmatska cona. Sestoji iz dveh pasov, ločenih s kontaktno metamorfoziranim filitom. Južni pas je tonalitni, severni pa sestoji iz granita, monzonitnega diorita in gabra, vendar ga imenujemo granitni pas, ker granit v njem prevladuje. Namen našega dela je petrolosko obdelati karavanški tonalit. Preučili smo njegovo teksturo in strukturo, modalno in kemično sestavo, vključno sledne prvine, ter ga klasificirali po sodobnem sistemu. Preiskali smo žilne diferenciate in melanokratne vključke v tonalitu. Obravnavali smo genezo karavanškega tonalita ter njegovo razmerje do globočnin granitnega pasu in do pohorskega tonalita. Skušali smo določiti še starost karavanških globočnin in smo pri tem upoštevali tudi rezultate radiometričnih metod. 2. Geologija Karavank Karavanke so mlado gorovje, nagubano v terciarju. Višji grebeni sestoje v glavnem iz triadnih apnencev in dolomitov, v podlagi pa prihajajo na dan paleozojski skladi. Staropaleozojski štalenskogorski skladi v okolici Črne na Koroškem vsebujejo vložke diabaza, medtem ko so v južnem delu Karavank pogosti izdanki triadnega kremenovega keratofirja in kremenovega porfirita. Predvsem pa moramo omeniti v alpski smeri potekajočo karavanško magmatsko cono z njenim tonalitnim in granitnim pasom, ki se začne nekako pri Železni Kapli na Koroškem in sega do Plešivca nad Velenjem, kjer jo prekrijejo terciarne usedline (si. 1). Majhen izdanek karavanškega tonalita se pojavi še dlje proti vzhodu v Trebuhinji nad Vitanjem (F. Teller, 1896, str.20), proti zahodu pa pri Zužalčah južno od Beljaka (C. Exner, 1972, str. 10). Karavanška magmatska oona leži ob veliki tektonski črti periadriatskega šiva. Ob njej je v velikem loku od Adamella na zahodu pa do Pohorja na vzhodu prišlo do mogočnih intruzij večidel tonalitne in granodioritne sestave, v manjši meri s kremenico bogatejših in bolj mafičnih kamenin. W. Salomon (1897) meni, da so intruzije nastale zaradi istih vzrokov in približno istočasno, zato jih združuje v poseben, tako imenovani periadriatski niz. Prvotno so mislili, da so periadriatske globočnine mlade, se pravi alpidske. Geološke raziskave so namreč pokazale, da je moralo priti do intruzije adamel-skega tonalita med zgornjo kredo in sredino terciarja (H. P. Cornelius, 1928). Kasneje so radiometrično določili starost adamelskih globočnin med 31 in 45 milijoni let (E. Callegari — G. Dal Piaz, 1973, str. 32), kar potrjuje terciarno starost adamelskega tonalita. Toda v novejšem času so med periadriat-skimi globočninami našli v briksenškem masivu tudi kamenine variscične starosti (S. Borsi, A. Del Moro & G. Ferrara, 1972). Periadriatske globočnine so torej nastale delno v zvezi z variscično, delno pa kasneje v zvezi z alpidsko orogenezo. To velja tudi za karavanške globočnine, kar bi bilo treba potrditi z določitvijo starosti po radiometričnih metodah. Si. 1. Karavanška magmatska cona Abb. 1. Die Karawanken-Aufbruchzone 1 Granitni pas 2 Kontaktno metamorfoziran filit 3 Tonalitni pas Granitzug Kontaktmetamorphosierter Phyllit Tonalitzug 4 Kraj vzorčevanja. S številkami so označeni vzorci, navedeni v tabeli 1 Probestellen. Die in der Tabelle 1 angefiihrten Proben sind entsprechend nummeriert. 5 Kmetije, navedene v tekstu v zvezi z vzorčevanjem. Die im Text im Zusammenhang mit den Probenahmen erwahnten Bauernhofe Skica je narisana na podlagi T e 11 e r j e v e (1898) geološke karte in korigirana po Isailoviču in Miličeviču (1964). Die Skizze ist nach Teller (1898) abgefaBt und nach Isailovič und M i 1 i č e v i č (1964) korigiert. 3. Dosedanje raziskave Petrografsko so karavanško magmatsko cono raziskovali H. W. G r a b e r (1897, 1929), L. D o 1 a r-M a n t u a n i (1935, str. 133), E. Faninger (1970, str. 58—59) in C. Exner (1972). Dosedanje raziskave so pokazale, da sestoji južni pas karavanške magmatske cone iz tonalita, ki ga zaradi paralelne tek-sture imenujemo tudi gnajsni tonalit odnosno tonalitni gnajs. Globočnine severnega pasu ne kažejo paralelne teksture. Med njimi prevladuje granit, ki je ponekod porfiroidno razvit. Po raziskavah C. Exner j a (1972, str. 104) so z granitom v genetski zvezi gabro, diorit, granodiorit in aplitno pegmatitne žil— nine. Geološko je karavanško magmatsko cono preiskal F. Teller (1896, str. 32), ki sicer ni mogel določiti starosti tamkajšnjih intruzij, trdil je le, da mora biti granit mlajši od »tonalita s paralelno strukturo«. Tudi po H. W. G r a -ber j u (1929, str. 48) je karavanški granit mlajši od tonalita; tonalit naj bi bil permokarbonski, granit pa postpermski, oziroma predmiocenski. Tudi po C. Exner ju (1972, str. 103) je granit mlajši od tonalita. 2e A. Zore (1955, str. 28) pa je računal z možnostjo, da je karavanški granit variscične, tonalit pa alpidske starosti. Da je tonalit dejansko mlajši od granita, sta na področju Raven nad Šoštanjem ugotovila S. Isailovič, in M. Miličevič (1964, str. 21). Enakega mišljenja je J. Š t r u c 1 (1970, str. 6). 4. Starost globočnin karavanške magmatske cone Pri določevanju starosti karavanških intruzij moramo upoštevati naslednje: 1. Na severu meji karavanška magmatska cona s svojim granitnim pasom na triadne sklade in na staropaleozojsko štalenskogorsko serijo, ki jo sestavljajo glinasti skrilavci z vložki diabaza. Po G. Riehl-Herwischu (1970) pripada večji del štalenskogorske serije ordoviciju. Meja je povsod tektonska. Upoštevati je treba, da je granit kontaktno metamorfiziral štalenskogorsko serijo, v triadnih kameninah pa ni videti sledov kontaktne metamorfoze (A. Zore, 1955, str. 28; C. Exner, 1972, str. 64 in 98). Potemtakem mora biti karavanški granit vsaj nekoliko mlajši od štalenskogorske serije, in kot je sklepal A. Zore (1955, str. 28), tudi starejši od triade, torej variscične starosti. 2. Karavanški granit je ob svoji južni meji kontaktno metamorfoziral filit, ki ga loči od tonalita. Enaka metamorfna kamenina se nahaja tudi ob severnem kontaktu z granitom med Koprivno in Toplo (si. 1). Izvor filita si raziskovalci Karavank različno razlagajo. H. W. Graber (1929, str. 48) mu je pripisal zgorajekarbonsko starost, F. Kahler (1953, str. 14) ga je primerjal s staropaleozojsko štalenskogorsko serijo v Celovški kotlini, medtem ko je menil C. Exner (1970, str. 103—104), da je skrilavec retrogradno metamorfozirana mezoconarna regionalno metamorfna kamenina, ki jo je zato označil kot filonit. Vsekakor gre za slabo metamorforiziran skrilavec, v katerem se je zato pozneje, med intruzij o granitne magme, tem bolj uveljavila kontaktna metamorf oza. Če upoštevamo le novejšo literaturo, se nam zato zdi F. K a h I e r j e v a (1953, str. 14) razlaga še najverjetnejša. Tako nam torej tudi kontaktno metamofozirani filit potrjuje, da mora biti karavanški granit vsaj nekoliko mlajši od staropa-leozojske štalenskogorske serije. 3. Po F. Teller ju (1896, str. 31) je tonalitna magma prodrla v sklade, ki jih v našem delu označujemo kot kontaktno metamorfoziran filit. Tonalit mora biti torej mlajši od filita, kar potrjujejo tudi apofize tonalita v filitu (H. W. Graber, 1929, str. 44; S. Isailovič in Mili cevi č, 1964, str. 5—6). 4. Na jugu meji karavanški tonalit na triadne sklade in na smrekovški an-dezit, toda ker je meja povsod tektonska (A. Hinterlechner-Ravnik in M. Pleničar, 1967, str. 224; I. Strucl, 1970, str. 6; E. Faninger, 1970, str. 7; C. Exner, 1972, str. 9), ne pride v poštev za določevanje spodnje meje intervala, v katerem je prišlo do intruzije tonalitne magme. Potemtakem predstavlja spodnjo mejo intruzije karavanškega tonalita kontaktno metamorforizirani filit, ki je po F. Kahlerju (1953, str. 14) ekvivalent staropaleozojske štalenskogorske serije. 5. Prodniki karavanškega tonalita in granita se pojavljajo v terciarnih usedlinah okolice Hude luknje (E. Faninger, 1970, str. 58), ki jih je F. Teller (1896, str. 77) štel v zgornji del soteških skladov. Ker pripadajo po D. Kuščerju (1967, str. 68) soteski skladi srednjemu oligocenu, bi morale biti karavanške intruzije vsaj nekoliko starejše od srednjega oligocena. Po najnovejših ugotovitvah predstavljajo terciarne usedline s prodniki karavanškega tonalita in granita ob Velunji in pri Hudi luknji ob Paki ekvivalent hel-vetskih ivniških skladov (P. Mioč, osebno sporočilo), ki jih je K. Kolini a n n (1964, tabla 3) uvrstil v srednji miocen. Globočnine karavanške magmatske cone morajo torej biti mlajše od staropaleozojske štalenskogorske serije in starejše od srednjemiocenskih usedlin ob Velunji in Paki. Interval je torej tako velik, da bi lahko bile vse karavanške globočnine tako variscične kot tudi alpidske starosti. Vendar je bolj verjetno, kot smo že omenili, da so globočnine granitnega pasu variscične. S tem se seveda pojavi vprašanje, ali izvirajo globočnine obeh pasov karavanške magmatske cone iz enega samega ali pa iz dveh različnih magmatizmov. V drugem primeru se bomo tudi vprašali, kateri je starejši. 2e C. Exner (1972, str. 104) je ugotovil, da so nastale globočnine granitnega pasu karavanške magmatske cone, torej gabro, diorit, granodiorit in granit z magmatsko diferenciacijo. Odprto pa je ostalo vprašanje, ali je nastal v istem magmatizmu tudi tonalit. V nadaljnjem tekstu bomo dokazali, da je karavanška magmatska cona rezultat dveh časovno ločenih magmatskih procesov; v enem so nastale globočnine granitnega pasu, v drugem pa tonalit. Od F. Teller j a (1896, str. 31) naprej vemo, da je tonalitna magma prodrla v filit, ki tako tvori pokrov tonalitni intruziji. Kasneje je bil pokrov delno erodiran, delno pa tonalit narinjen na filit (C. Exner, 1972, str. 9). Takšne so razmere v zahodnem in srednjem delu karavanške cone. V njenem vzhodnem delu pa najdemo na področju ravenske občine nad Šoštanjem še velike grude kontakno metamorfoziranega filita v tonalitu. Značilno je tudi, da se na tem območju granit pojavlja le v filitu, nikjer pa ne prodre tonalita. Torej je moral granit prej prodreti v filit, ga kontaktno metamorfozirati, in šele potem je prišlo do intruzije tonalitne magme. Zato se strinjamo s S. Isailovičem in M. Miličevičem (1964, str. 21), da je tonalit mlajši od granita. 5. Karavanški tonalit Južni pas karavanške magmatske cone sestoji iz srednjezrnate do debelo-zrnate globočnine s paralelno teksturo (tabla 1, si. 1). Njene glavne sestavine so plagioklazi, kremen, biotit in rogovača. V manjših količinah vsebuje orto-klaz, klorit, epidot, sfen in apatit ter od nepresojnih mineralov magnetit, titano-magnetit, pirit, ilmenit in levkoksen. Velikost neprosojnih mineralov se giblje med 0,02 in 0,2 mm. Magnetit v rogovači je starejši od rogovače; ilmenit vsebuje tudi lamele magnetita in levkoksen je moral nastati iz ilmenita. Nekateri plagioklazi v tonalitu kažejo sledove kataklaze. Kremen se pojavlja v drobnozrnatih lečastih agregatih, pri čemer so posamezna zrnca povečini sploščena. Večje luskice biotita so ukrivljene. Biotit je delno nadomeščen s klo-ritom, rogovača pa z epidotom. Paralelno teksturo povzročajo približno paralelno ležeči sploščeni agregati kremena in lističi biotita, medtem ko so zrnca plagioklazov različno orientirana. Čeprav je južni pas karavanške magmatske cone na videz enoličen, najdemo s podrobnejšo raziskavo določene razlike. Najbolj reprezentativen je vsekakor biotitni rogovačni kremenov diorit, torej tonalit. S povečanjem količine biotita na račun rogovače prehaja tonalit v biotitni kremenov diorit, pri povečanju količine ortoklaza pa v granodiorit (tabela 1, vzorci 1 do 7). Plagioklazi v obravnavanih vzorcih so lahko conami in neoonarni, poprečno pa ustrezajo bazičnemu andezinu z okrog 47% an; nekaj primerkov prikazujemo na tabli 2, si. 1 do 3. Alkalni glinenci v karavanškem tonalitu in njegovih različkih ustrezajo, po mikroskopskem videzu sodeč, ortoklazu, vendar pri posameznih zrncih prihaja do manjšega odstopanja od monoklinske lege optične indikatrise, kar seveda kaže na delni prehod v mikroklin (tabela 2). Ker pa je kot optičnih osi sorazmerno majhen in mikroklinske mreže nismo našli, smo vse alkalne glinence prišteli k ortoklazu. Med navzkrižnimi nikoli zapažamo valovito potemnitev. Kot potemnitve znaša pri rogovači poprečno 17°, variira med 12° in 21° (4 meritve), medtem ko smo za kot optičnih osi izmerili 2 V = —63° in 2V =—67®. Pleohroizem rogovače: ng modrikasto zelen, nm rjavkasto zelen, np svetlo rjavkasto zelen. V tonalitnem pasu karavanške magmatske cone najdemo tudi različke s srednje kislim andezinom (kamnolom pri Jožefovem mlinu na Ravnah nad Šoštanjem), s srednje kislim andezinom in sorazmerno velikimi količinami ortoklaza (nad Silvestrovo kmetijo na Ludranskem vrhu), pa tudi porfiroidne različke z vtrošniki kremena in ortoklaza, pri čemer je večina plagioklazov spremenjena v zmes sericita in glinastega agregata, pri drugih pa d a Beckejeva črta sklepati na albit (južni rob tonalitnega pasu pri Mravljaku ob Velunji). Na splošno je vzhodni del tonalitnega pasu preperel, toda mikroskopska preiskava svežega vzorca, pobranega severno od Sedlarjeve kmetije, dokazuje, da se tudi tam pojavlja tonalit z lastnostmi, kot jih kaže tipični karavanški tonalit. 5.1. Tekstura. Paralelna tekstura lahko nastane med prekristalizacijo pri povišani temperaturi pod usmerjenim pritiskom, ali med kristalizacijo magme pod usmerjenim pritiskom v končni fazi njenega strjevanja. V prvem primeru gre za regionalno metamorfno kamenino, v drugem pa za magmatsko kamenino, ki je zaradi paralelne teksture le podobna metamorfni kamenini. Da je paralelna tekstura pri karavanškem tonalitu posledica kristalizacije magme pod usmerjenim pritiskom v končni fazi njenega strjevanja, dokazujejo zapolnitve pri kataklazi nastalih razpok v plagioklazih z minerali, ki se izločajo v končni fazi strjevanja magme. Tako je našel H. W. G r a b e r (1897, str. 251 in 253) plagioklaz, v katerem je bila razpoka zapolnjena z alkalnim glinen-cem, optično enako orientiranim kot zrno alkalnega glinenca na robu plagiokla-zovega kristala. Primer zapolnitve razpoke v plagioklazu z epidotom in kremenom, ki prodira v razpoko iz zrnatega kremenovega agregata na robu plagiokla-zovega kristala, kaže tabla 2, si. 3. Zato karavanški tonalit ni metamorfna kamenina, temveč magmatska, in je le podoben gnajsu. Če pri njegovi klasifikaciji upoštevamo še teksturo, ga moramo označiti kot gnajsni tonalit. Izvor paralelne teksture pri karavanškem tonalitu je pomemben pri presoji vprašanja, ali je karavanški tonalit starejši ali mlajši od globočnin granitnega pasu, ki ne kažejo paralelne teksture. Ker je skrilavost tonalita posledica usmerjenega pritiska v končni fazi strjevanja magme, nam paralelna tekstura ne pove ničesar glede relativne starosti, temveč le to, da je intruzija karavanškega tonalita potekala pod čisto drugačnimi tektonskimi pogoji kot pri granitu. 5.2. Kemična sestava. Po Nigglijevi klasifikaciji na kemični osnovi (C. Burri, 1959) ima biotitni rogovačni kremenov diorit (tonalit) izofalni kemizem (al«fm), magme pa pripadajo prehodu med peleeitnim in tonalitnim tipom kremenovih dioritnih magem (tabela 1, vzorci 1, 3, 4 in 5). Pri biotitnem kremenovem dioritu so magme nekoliko bolj salične (al > fm), ustrezajo pa prehodom med kremenovodioritnimi in granodioritnimi magmami (tabela 1, vzorca 2 in 6). Primerek granodiorita (tabela 1, vzorec 7) ima že izrazito salični kemizem (al > fm) in pripada prehodu med levkopeleeitnim in levkotonalitnim tipom granodioritnih magem. 5.3. Klasifikacija. Po Streckeisenovi klasifikaciji magmatskih kamenin na modalni osnovi kot tudi po drugih ustreznih klasifikacijskih sistemih (Ron-ner, 1963; Lindgren, 1900; IUGS, 1973) je biotitni rogovačni kremenov diorit (tabela 1, vzorci 1, 2, 4 in 5) tonalit; ustreza pa tudi tonalitu v prvotnem pomenu besede (vom Rath, 1864) kakor tudi definiciji tonalita današnjih raziskovalcev Adamella (Bianchi, Callegari, Jobstraibizer, 1970, str. 136). Vsi drugi vzorci tonalitnega pasu karavanške magmatske cone, navedeni v tabeli 1 (vzorci 2, 6 in 7), ustrezajo tonalitu, biotitnemu kre-menovemu dioritu, oziroma granodioritu, odvisno pač od klasifikacijskega sistema, ki ga uporabljamo. Na si. 2 grafično podajamo A. Streckeisenovo (1967) klasifikacijo za vse kvantitativno mikroskopsko preiskane vzorce iz tonalitnega pasu karavanške magmatske cone. 5.4. Aplit. Tonalitni pas karavanške magmatske cone je zelo siromašen z aplitnimi žilninami. Za mikroskopsko preiskavo primeren vzorec smo našli v nekem tonalitnem prodniku ob Meži zahodno od Črne na Koroškem. Aplit sestavljajo plagioklazi, ortoklaz, kremen, majhne količine biotita z rogovačo in granat. Ortoklaza je več kot plagioklazov, ki poprečno vsebujejo 49 °/o an. Zelo preperelo avtohtono aplitno žilnino v tonalitu smo našli pri Kešpanu na Ravnah nad Šoštanjem. Kamenina sestoji v glavnem iz plagioklazov in kremena, ki se jima pridružujejo še majhne količine klorita in epidota. Plagioklazi so kisli. V enem zrnu smo izmerili 14 °/o an. V obeh primerkih aplita se pojavlja kremen v sploščenih drobnozrnatih agregatih kot v karavanškem tonalitu. 5.5. Melanokratni vključki. Karavanški tonalit je bogat z melanokratnimi vključki (tabla 1, si. 2), velikimi od nekaj dm, ki sestoje iz enakih mineralov kot obdajajoča globočnina, le da je femičnih mineralov približno dvakrat več. Podolgovati vključki leže vzporedno foliaciji v tonalitu. Raziskani melano-kratski vključek iz doline Bistre (tabela 1, vzorec 8) je nekoliko bolj drobno-zrnat kot obdajajoči tonalit, nima paralelne teksture, struktura pa je zaradi večjih zrn plagioklazov in rogovače porfiroidna. Plagioklazi s poprečno 50 °/o an so praktično identični s plagioklazi v tonalitu. Tudi rogovača s kotom potemni t ve c/ng — 17° (1 meritev) se ujema z rogovačo v tonalitu. Kremen se pojavlja v drobnozrnatih agregatih. Z rudnim mikroskopom smo našli magnetit, magne-tit z maghemitom, ilmenit, ilmenit s hematitom, grafitoid, sfalerit, pirit, titano-magnetit, levkoksen in rutil. Našli smo dve generaciji magnetita; mlajša je bogata s titanom. Magnetit je ksenomorfen in mlajši od biotita. Nastanek me-lanokratnih vključkov v tonalitu je pojasnil že C. Gottfried (1932). 5.6. Nastanek. Granitoidne kamenine lahko nastanejo na različne načine, od katerih pa pride pri karavanškem tonalitu v poštev le magmatska diferenciacija neke juvenilne, iz zemeljskega plašča izvirajoče gabroidne magme, saj za ada-melsko globočnino navajajo diferenciacijski niz od gabra prek diorita, tonalita do granodiorita (E. Callegari, 1963, str. 117), karavanški tonalit pa je v petrografskem pogledu identičen z adamelskim tonalitom. V prid magmatski diferenciaciji govore tudi plagioklazi karavanškega tonalita, ki so sorazmerno bogati z anortitom. 6. Karavanški granit in genetsko sorodne kamenine O karavanškem granitu in drugih globočninah granitnega pasu je bilo že mnogo povedanega v zvezi z njihovo starostjo. Glavni predstavnik granitnega pasu karavanške magmatske cone je granit, ki mu zaradi ponekod razvite por-firoidne strukture pravimo tudi porfiroidni granit (tabla 3, si. 1). V granitnem pasu je zelo razširjen tudi monzonitni diorit (tabla 3, si. 2), ki je ponekod porfi-roidno razvit (tabla 4, si. 1). Bolj redki so izdanki gabra (tabla 4, si. 2). Najdemo tudi magmatsko brečo z odlomki gabra v granitnem vezivu (tabla 5, si. 1). Na tabli 5, si. 2 podajamo še kontaktno metamorfozirani filit, ki loči tonalitni pas od granitnega. Modalno in kemično sestavo porfiroidnega granita navajamo na tabeli 1, vzorec 9. Njegovi plagioklazi ustrezajo v poprečju oligoklazu z 21,5 °/o an. Alkalni glinenci predstavljajo ortoklazni mikropertit z deli, v katerih se že pojavljajo dvojčki mikroklina (tabla 6, si. 1). Nekatere vtrošnike mesnato rjavih alkalnih glinencev obroblja bel plagioklaz; po C. Exnerju (1972, str. 72) in P. Mioču (1972, str. 226) so metasomatskega izvora. Redkejši so obratni primeri, da imajo plagioklazova zrna rob iz alkalnega glinenca. V odbojni svetlobi so bili določeni ilmenit, titanomagnetit, levkoksen, psevdobrookit, pirit, rutil, cirkon in sfen. Sestavo monzonitnega diorita navajamo na tabeli 1, vzorec 10. Plagioklazi imajo poprečno 21 % an, toda v notranjosti so povsem spremenjeni v zmes glinastih agregatov, sericita, kalcita in klorita (tabla 6, si. 2). Značilne so še številne iglice apatita v plagioklazih. V odbojni svetlobi so bili določeni ilmenit, Q -f. r.—> # tonalitm pas granitni pas Tonaiitzug ° Granitzug SI. 2. Grafični prikaz vzorcev karavanške magmatske cone na diagramu Q-A-P (Streckeisen, 1967) Abb. 2. Graphische Darstellung der aus der Karawanken-Aufbruchzone stammenden Gesteinsproben auf dem Diagramm Q-A-P (Streckeisen, 1967) f.r. = razmerje med glinenci Q = kremen A = alkalni glinenci P = plagioklazi Feldspatverhaltnis Quarz Alkalif elds pate Flagioklase 11 — Geologija 19 Legenda k si. Z Legende zur Abb. Z Vzorci Geste insproben /. r. Q Tonalit. Dolina Bistre pri Črni na Koroškem Tonalit. Bistra-Tal bei Črna na Koroškem 97.2 29,1 Biotitni kremenov diorit. Dolina Bistre pri Črni na Koroškem Quarzbiotitdiorit. Bistra-Tal bei Črna na Koroškem 94,9 41,7 Tonalit. Dolina Bistre pri Črni na Koroškem Tonalit. Bistra-Tal bei Črna na Koroškem 93,9 32,9 Tonalit. Vzhodno od Šumela v Koprivni Tonalit. Ostlich Šumel in Koprivna 96,6 42,8 Tonalit. Jugozahodno od Šumela v Koprivni Tonalit. Sudwestlich Šumel in Koprivna 99,9 30,7 Biotitni kremenov diorit. Pod Jedlovčnikom na Ludranskem vrhu Quarzbiotitdiorit. Unterhalb Jedlovčnik in Ludranski vrh 92,8 35,6 Granodiorit. Pod Hedom v Koprivni Granodiorit. Unterhalb Hed in Koprivna 86,3 33,1 Granodiorit. Iznad Silvestra na Ludranskem vrhu Granodiorit. Oberhalb Silvester in Ludranski vrh 79,8 31,3 Biotitni kremenov diorit. Jožefov mlin na Ravnah nad Šoštanjem Quarzbiotitdiorit. Jožefov mlin in Ravne nad Šoštanjem 96,9 28,3 Tonalit Severno od Sedlarja na Ravnah nad Šoštanjem Tonalit. Nordlich Sedlar in Ravne nad Šoštanjem 91,0 23,2 Melanokratni vključek v tonalitu. Dolina Bistre pri Črni na Koroškem Melanokrater EinschluG im Tonalit. Bistra-Tal bei Črna na Koroškem 99,8 9,7 Porfiroidni granit. Topla Porphyroider Granit. Topla 62,5 28,8 Monzonitni diorit. Jugovzhodno od Črne na Koroškem Monzodiorit. Siidostlich Črna na Koroškem 80,3 3,1 Gabro. Jugovzhodno od Črne na Koroškem Gabbro. Sudostlich Črna na Koroškem 100,0 0,0 magnetit, pirit, titanomagnetit, levkoksen cirkon in sfen. Magnetit je korodiran, ilmenit pa mlajši od silikatnih mineralov. Sestavo gabra navajamo na tabeli 1, vzorec 11. Plagioklazi vsebujejo poprečno 43,5 °/o an. Nepresojne minerale zastopajo pirit, ilmenit, magnetit, levkoksen in pirotin; prevladuje pirit, ki je starejši od ilmenita, ilmenit pa starejši od sfena. Vakuole zapolnjujejo kalcit, epidot in plagioklazi. Zbrusek kamenine pod pola-rizacijskim mikroskopom vidimo na tabli 6, si. 3. Po Streckeisenovi (1967) klasifikaciji na modalni osnovi so preiskani vzorci granitnega pasu karavanške magmatske cone prikazani grafično na si. 2. 2e C. Exner (1972, str. 72, 86 in 104) je ugotovil medsebojno genetsko zvezo globočnin granitnega pasu karavanške magmatske cone, ki so produkt magmatske diferenciacije; upoštevati pa je treba še metasomatozo in hibridizacijo. Po magmatski breči sodeč je gabro relativno starejši od granita (E. Faninger, 1970, str. 59). 7. Razmerje med karavanškim tonalitom in granitom Karavanška magmatska cona je nastala v dveh časovno ločenih magma tiz-mih; v prvem je nastal granit in genetsko sorodne globočnine granitnega pasu, v drugem pa tonalit. Dokazi za to so naslednji: V granitnem pasu se nikjer ne pojavlja tonalit. Globočnine granitnega pasu nimajo paralelne teksture, ki je tako značilna za karavanški tonalit. Na Ravnah nad Šoštanjem se v tonalitu pojavljajo bloki filita, prežetega z granitom (S. Isailovič in M. Milice v i č, 1964, str. 21). Diferenciacijske krivulje Nigglijevih parametrov za globočnine granitnega pasu so drugačne kot pri vzorcih tonalitnega pasu (si. 3). 8. Določitev starosti globočnin po radiometričnih metodah Ze več avtorjev je po radioaktivnosti določevalo starost mineralov v karavanških globočninah (H. J. Lippolt in R. Pitgeon, 1974; R. Cliff, H. F. Holzer & D. C. Rex, 1974; S. Scharbert; 1975). Ne glede na to, katere minerale so preiskali in po kateri metodi so delali, so dobili pri magmatskih kameninah granitnega pasu karavanške magmatske cone starosti v intervalu od 244 do 216 milijonov let. Granit in genetsko sorodne globočnine granitnega pasu so torej variscične starosti. Za biotit karavanškega tonalita je S. Scharbertova (1975) po Rb/Sr metodi izmerila 28 ± 4, oziroma 29 ± 6 milijonov let. Ker imamo zaenkrat samo podatke o starosti biotita, še ni gotovo, ali velja alpidska starost tudi za intruzijo, ali pa gre za kakšno kasnejše dogajanje, ki bi znižalo starost biotita. Toda v tem primeru bi se morala bistveno znižati tudi starost biotita v magmatskih kameninah granitnega pasu, kjer pa po Rb/Sr in K/Ar metodi dobimo le variscične starosti; zato lahko za karavanški tonalit predvidevamo alpidsko starost. 9. Pohorski tonalit Vzhodno od karavanškega tonalita se razteza na Pohorju globočnina, ki jo tudi imenujejo tonalit, čeprav po novejših raziskavah gre za biotitni kremenov diorit, ki postopno prehaja v granodiorit (E. Faninger, 1970, 1973). Kolikor po Streckeisenovi (1967) klasifikaciji ustreza pohorska globočnina kre-menovemu dioritu, jo moramo po IUGS (1973) imenovati tonalit. Pohorska glo- 100 200 # tonalitni pas Tonalitzug —i-1-1-r 100 —i— 200 # tonalitni pas Tonalitzug 11 ..... i i i-1-f" r i —> 300 SI granitni pas Granitzug 300 SI granitni pas Granitzug SI. 3. Nigglijevi variacijski diagrami vzorcev karavanške magmatske cone. Vrednosti parametrov al, jm, c, alk, si najdemo na tabeli le, vzorci 1 do 11 Abb. 3. Niggli-Variationsdiagramme der aus der Karawanken-Aufbruchzone stam-menden Gesteinsproben. Die entsprechenden Werte fur al, fm, c, alk, si befinden sich in der Tabelle le, Gesteinsnummer 1 bis 11. —i-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1- 100 200 300 Si # tonalitni pas Q granitni pas Tonalitzug Granitzug —o ^00* t-r 1-T T-1-r 100 300 SI tonalitni pas Tonalitzug granitni pas Granitzug . karavanški tonalit pohorski tonalit Karawankentonalit ° Pohorje-Tonalit SI. 4. Primerjava kemizma vzorcev tonalitnega pasu karavanške magmatske cone z vzorci pohorskega tonalita po parametrih Zavarickega (S a w a r i z k i, 1954) Abb. 4. Vergleich des Chemismus der aus dem Tonalitzug der Karawanken-Auf-bruchzone stammenden Gesteinsproben mit den von Pohorje-Tonalit entnommenen Proben mittels der Zavarickij-Parameter (S a w a r i z k i, 1954) bočnina je izredno levkokratna, plagioklazi vsebujejo poprečno 35 ®/o an, kemi-zem pa izrazito saličen, pri čemer se pojavljajo farsunditne magme z delnimi prehodi iz farsunditnega v normalni tip granodioritnih magem. Nepresojne minerale zastopajo magnetit, levkoksen, pirit, pirotin in molibdenit. Melankokratni vključki pohorskega tonalita vsebujejo naslednje nepresojne minerale: magnetit, titanomagnetit, ilmenit, levkoksen in pirit. Magnetit je mlajši od biotita. 10. Medsebojna primerjava karavanškega in pohorskega tonalita Pohorska globočnina se pojavlja v bližini periadriatskega šiva, ob katerem je v Karavankah prifilq do intruzije tonalitne magme. Zato se bomo vprašali, ali je pohorski tonalit v genetski zvezi s karavanškim tonalitom, ali pa je nastal v zvezi s povsem drugim magmatizmom. V petrografskem pogledu kamenini nista identični, kar jasno vidimo po primerjavi kemizmov s parametri Zava-rickega (si. 4). Nadalje kaže primerjava z adamelskim tonalitom, da je karavanški tonalit identičen z adamelskim tonalitom, ne pa s pohorskim (si. 5). Pohorski tonalit torej ni nekakšen vzhodni podaljšek karavanškega tonalita. Toda na drugi strani imata obe kamenini nekaj skupnega, saj je za obe značilna paralelna tekstura, po radioaktivnosti določena starost biotita v pohorskem tonalitu 19 ± 5 milijonov let (Dele on, 1969) pa se tudi bistveno ne razlikuje od ustreznih podatkov za karavanški tonalit. Zato bi mogli sklepati, da je magmatizem ob samem periadriatskem šivu v določeni meri vplival na nastanek magme, ki je v Centralnih Alpah intrudirala kot pohorski tonalit. Mislimo lahko na hibridizacijo med neko večidel palingeno in neko juvenilno magmo, ki naj bi s področja periadriatskega šiva v bližini pohorskega masiva prodrla v območje nastajanja palingene magme. 11. Primerjava slednih prvin Podatke o slednih prvinah za vzorce karavanške magmatske cone navajamo na tabeli 1 c, za pohorsko globočnino pa na tabeli 3 a. Primerjava slednih prvin kaže določene razlike med pohorskim in karavanškim tonalitom (si. 6 in 7), pa tudi med karavanškim tonalitom in globočninami granitnega pasu karavanške magmatske cone (si. 8). 12. Povzetek Petrološko smo preiskali karavanško magmatsko cono, da bi ugotovili medsebojno razmerje in genezo globočnin, kakor tudi razmerje do pohorske globočnine. V južnem pasu karavanške magmatske cone prevladuje bolj ali manj skri-lav biotitni rogovačni kremenov diorit; njegovi plagioklazi vsebujejo okrog 47 °/o an. Mineralna sestava pa ustreza tonalitu po vseh klasifikacijskih sistemih. Paralelna tekstura karavanškega tonalita je nastala kot posledica kristalizacije magme pod usmerjenim pritiskom. Poleg tonalita najdemo v južnem pasu karavanške magmatske cone tudi biotitni kremenov diorit in granodiorit ter primerke z večidel epidotizirano rogovačo ali kloritiziranim biotitom, ali pa različke Legenda k si. 5 Legende zu der Abb. 5 Št. kamenine Gesteinsn ummer a c b s a' r m' c' n 1 11,7 5,8 6,3 76,2 17,6 48,4 34,1 — 76,5 2 12,7 4,3 6,0 77,0 18,2 42,0 39,8 — 72,3 3 10,9 6,1 12,5 71,0 — 47,5 38,1 14,4 81,0 4 9,2 6,7 13,4 70,7 7,3 41,5 51,3 — 68,2 5 13,0 4,3 6,8 75,9 16,3 42,9 40,8 — 58,5 6 10,8 6,9 11,6 70,7 — 50,9 42,3 6,8 71,1 7 9,1 7,9 13,4 69,6 — 45,7 46,3 8,0 70,3 8 8,6 7,5 19,1 64,8 — 40,1 45,6 14,3 73,8 9 8,3 9,2 26,3 56,2 — 41,9 38,1 20,0 80,7 1 Kremenov diorit (tonalit). Šmartno na Pohorju (tabela 3c, vzorec 1) Quarzbiotitdiorit (Tonalit). Šmartno na Pohorju (Tabelle 3 c, Gesteinsnummer 1) 2 Granodiorit, Kamnolom ob Črnem potoku pri Ribnici na Pohorju (tabela 3 c, vzorec 6) Granodiorit. Steinbruch am Črni potok bei Ribnica na Pohorju (Tabelle 3 c, Gesteinsnummer 6) 3 Tonalit. Dolina Bistre pri Črni na Koroškem (tabela 1 f, vzorec 1) Tonalit. Bistra-Tal bei Črna na Koroškem (Tabelle 1 f, Gesteinsnummer 1) 4 Tonalit. Vzhodno od Šumela v Koprivni (tabela 1 f, vzorec 4) Tonalit. Ostlich Šumel in Koprivna (Tabelle 1 f, Gesteinsnummer 4) 5 Granodiorit. Adamello (Ca lie gar i, 1963, str. 16) Granodiorit. Adamello (Callegari, 1963, p. 16) 6 Tonalit. Adamello (Callegari, 1963, str. 12) Tonalit. Adamello (Callegari, 1963, p. 12) 7 Tonalit. Adamello (Callegari, 1963, str. 10) Tonalit. Adamello (Callegari, 1963, p. 10) 8 Rogovačni biotitni diorit. Adamello (Callegari, 1963, str. 22) Hornblendebiotitdiorit. Adamello (Callegari, 1963, p. 22) 9 Rogovačni gabro. Adamello (Callegari, 1963, str. 35) Hornblendegabbro. Adamello (Callegari, 1963, p. 35) ■10 •15 ■20 25 30 karavanski tonalit Karawankentonalit pohorski tonalit Pohorje-Tonalit 0 adamelska globočnina Adamello-Tiefengestein SI. 5. Medsebojna primerjava vzorcev pohorskega in karavanškega tonalita z ada-melsko globočnino po parametrih Zavarickega (S a w a r i z k i, 1956) Abb. 5. Vergleich des Pohorje- und Karawankentonalits mit dem Adamello-Tiefengestein mittels der Zavarickij-Parameter (S a w a r i z k i, 1954) BaxlOO 20 ^ 15 10- o 5- -5 -4 -1 # karavanški tonalitni pas Karawanken -Tonalitzug SI. 6. Odvisnost barija (Ba) od funkcije f (Nockolds in magmatske cone in pohorskega tonalita pohorski tonalit Pohorje-Tonalit 10 f Allen, 1953) pri vzorcih tonalitnega pasu karavanške Abb. 6. Abh&ngigkeit des Bariums (Ba) von der Funktion f (Nockolds & Allen, 1953) bei den aus dem Tonalitzug der Karawanken-Aufbruchzone und aus dem Pohorje-Tonalit stammenden Gesteinsproben karavanški tonalitni pas pohorski tonalit Karawanken-Tonalitzug Pohorje-Tonalit SI. 7. Odvisnost stroncija (Sr) od funkcije / (Nockolds in Allen, 1953) pri vzorcih tonalitnega pasu karavanške magmatske cone in pohorskega tonalita Abb. 7. Abhangigkeit des Strontiums (Sr) von der Funktion f (Nockolds & Allen, 1953) bei den aus dem Tona-litzug der Karawanken-Aufbruchzone und aus dem Pohorje-Tonalit stammenden Gesteinsproben . tonalitni pas granitni pas Tonalitzug Granitzug SI. 8. Odvisnost stroncija (Sr) od funkcije f (Nockolds in Allen, 1953) pri vzorcih tonalitnega in granitnega pasu karavanške magmatske cone Abb. 8. Abhangigkeit des Strontiums (Sr) von der Funktion / (Nockolds & Allen, 1953) bei den aus dem Tonalitzug und dem Granitzug der Karawanken-Aufbruchzone stammenden Gesteinsproben s plagioklazi z nekoliko manjšim odstotkom anortita. Ker obstajajo med naštetimi različki številni prehodi, sklepamo, da so produkt enega samega magma-tizma. V severnem pasu karavanške magmatske cone prevladuje granit, ki ga zaradi ponekod razvite porfiroidne strukture imenujemo tudi porfiroidni granit. Poleg njega se pojavljajo še druge globočnine, npr. gabro in monzonitni diorit, ki so genetsko med seboj sorodne. Karavanški tonalit ni v genetski zvezi z granitom, oziroma globočninami granitnega pasu. Oba pasova karavanške magmatske cone sta posledica dveh različnih in časovno ločenih magmatizmov. Zaradi velikega razpona bi lahko bile vse globočnine karavanške magmatske cone tako variscične kot alpidske starosti. Toda granit in genetsko sorodne globočnine granitnega pasu so starejše od tonalita. Meritve radioaktivnosti njihovih mineralov kažejo na variscično starost. Tonalit pa bi mogel biti alpidske starosti. Pohorski tonalit petrografsko ni identičen s karavanškim tonalitom. Toda bolj ali manj izrazita skrilavost obeh kamenin govori za to, da je intruzija pohorske globočnine in karavanškega tonalita potekala pod enakimi tektonskimi pogoji. Tudi radiometrično določeni starosti biotitov v obeh kameninah se bistveno ne razlikujeta, zato sklepamo na določeno genetsko zvezo med pohorsko globočnino in karavanškim tonalitom. Seveda je potekal magmatizem na področju Pohorja, ki pripada Centralnim Alpam, povsem drugače kot v Karavankah ob samem periadriatskem šivu. Medtem ko lahko imamo magmo karavanškega tonalita za diferenciat neke iz zemeljskega plašča izvirajoče mafične magme, predstavlja magma pohorskega tonalita produkt hibridizacije med daleč prevladujočo palingenetsko magmo in magmo, v zvezi s katero je prišlo tudi do nastanka karavanškega tonalita. 13. Zahvala Iskreno se zahvaljujem za pomoč in napotke profesorju dr. Stanku Grafenauerju, ki je določil tudi nepresojne minerale. Dalje se zahvaljujem za sodelovanje profesorju dr. Jožetu Duhovniku, profesorju dr. Christofu Exner ju z dunajske univerze za razlago njegovih stališč v zvezi z raziskavami karavanške magmatske cone pri Železni Kapli na Koroškem in dr. Susanni Scharbertovi z Zveznega geološkega zavoda na Dunaju za podatke o radiometricnih določitvah starosti biotita v karavanških globoč-ninah. Zahvaljujem se tudi ing. Ančki Hinterlechner-Ravnikovi in magistru Peru Mioču z Geološkega zavoda v Ljubljani za koristno izmenjavo izkušenj pri petro-grafskih in geoloških raziskavah Pohorja in Karavank ter tehničnemu sodelavcu Cirilu Gantarju za lepe fotografske posnetke. Tabela 1. Mikroskopsko In kemično raziskani primerki iz karavanške magmatske cone Tabelle 1. Mikroskopisch und chemisch untcrsuchte Gesteinsproben aus der Karawanken-Eruptivzone a) Modalna sestava ) mikroskopisch untersucht: Plagioklase 46,3, Ortoklass 11,7, Quarz 26,2, Biotit 0,3, Chlorit 12,3, Epidot 2,7, Apatit 0,1 und opake Minerale 0,3. Die Plagioklase enthalten durch-schnittlich 38,5 °/o An. Das Gestein hat eine ausgesprochene Paralleltextur. Wegen des verhaltnismaBig grossen Ortoklasgehaltes handelt es sich offen-sichtlich um Granodiorit. Eine oberhalb des Gehoftes Jožefov mlin in Ravne oberhalb Šoštanj (Abb. 1) entnommene Probe hat folgende modale Zusammensetzung (Vol. °/o): Plagioklase 53,8, Ortoklas 1,7, Quarz 21,9, Biotit 8,2, Chlorit 14,3, Epidot 0,09 und Apatit 0,09. Die Plagioklase enthalten durchschnittlich 39 °/o An. Es handelt sich um einen stark chloritisierten Quarzbiotitdiorit. Man beobachtet, daB der Sudrand des Tonalitzuges, von wo auch die beiden letztgenannten Proben stammen, stark verwittert, chloritisiert und epidotisiert ist. Auch der Anortitgehalt der Plagioklase weist einen etwas niedrigeren Wert auf. So konnte in einer am Sudrand des Tonalitzuges siidwestlich šumel in Koprivna (Abb. 1) entnommenen Probe bei den Plagioklasen nur 35 D/o An festgestellt werden, wahrend die Plagioklase der unweit davon doch aus der Mitte des Tonalitzuges gesammelten Probe (Tabelle 1, Gesteinsnummer 5) durchschnittlich, wie schon erwahnt, einen bedeutend hoheren Anortitgehalt aufweisen. Das Gestein ist auBerdem noch stark zerbrockelt, limonitisiert und vollig chloritisiert. Es befindet sich am Kontakt mit der Trias. Die Grenze ist tektonisch. Eine noch groBere Abweichung vom typischen Tonalit konnte an jener Stelle des Stidrandes des Tonalitzuges festgestellt werden, wo siidlich Mravljak die Velunja den Tonalitzug durchbricht (Abb. 1). Hier ist das Gestein sogar porp-hyroid entwickelt, stark mylonitisiert, wahrend die Paralleltextur noch kaum wahrnehmbar ist. Die Einsprenglinge werden vom Quarz und Ortoklas gebildet. Der Quarz kommt nicht in den fiir den Tonalit sonst typischen langgestreckten zerbrockelten Formen vor, er zeigt aber eine undulose Ausloschung. Die ur- sprunglich vorhandenen Plagioklase werden vollig durch Sericit und1 Kaolinitag-gregate ersetzt. Das Verhalten der Beckeschen Linie laBt bei den etwas frischer aussehenden Plagioklasen auf Albit schlieBen. Die femischen Minerale werden vom Chlorit vertreten. Es handelt sich offensichtlich um einen albitisierten por-phyroiden Granodiorit. Trotz der Unterschiede gegenuber dem typischen Tonalit steht sicher fest, daB das Gestein mit ihm genetisch gebunden ist. 4.2. Die Paralleltextur. Fiir den Karawankentonalit und fur alle im Tonalit-zug vorkommenden Abarten des Tonalits ist charakteristisch eine mehr oder weniger in Erscheinung tretende Paralleltextur, weswegen das Gestein schon als Tonalitgneis (E. Suess, 1868; L. D ol a r-M an t u a n i, 1935; C. Exner, 1972), Tonalit mit Parallelstruktur (F. Teller, 1896); Flasertonalit (H. W. Graber, 1897) und Gneistonalit (H. W. Graber, 1929) genannt worden ist. In Anbetracht der vielen Benennungen wird man sich fragen, wie soil der Karawankentonalit naher bezeichnet werden, wenn die Gefiigeregelung bei der Gesteinsbenennung mitberucksichtigt werden soli. Die Antwort ergibt sich aus der Feststellung des Zustandekommens der Paralleltextur. Nach A. Johannsen (1958, p. 129) muB streng zwischen einem »granitoid gneiss« und einem »gneissoid granite« unterschieden werden. Im ersten Falle handelt es sich um ein metamorphes Gestein, im zweiten dagegen um ein magmatisches Gestein, das einem Gneis nur ahnlich aussieht. Danach muB mit dem Tonalitgneis ein regionalmetamorphes Gestein bezeichnet werden, das die modale Zusammensetzung des Tonalits besitzt. Handelt es sich aber um ein Tiefengestein von tonalitischer Zusammensetzung, das wegen der vorhandenen Paralleltextur einem Gneis nur ahnlich aussieht, so muB dessen nahere Be-zeichnung anderswie lauten. Der Karawankentonalit wurde zuerst als Tonalitgneis bezeichnet (E. Suess, 1868). Eine Paralleltextur aufweisende Modifikation des Tonalits kommt auch am Nordostabhang des Adamello-Presanella Massives vor. W. Salomon (1891) bewies, daB es sich hier trotz des gneisahnlichen Aussehens um ein magmatisches Gestein handelt, weshalb er die verschieferte Tonalitmodifikation als gneisartiger Tonalit bezeichnet hat. Als Beweis dienten ihm die flieBenden Ubergange zwischen dem normalen und den verschieferten Abarten des Tonalits. Die Paralleltextur der gneisartigen Modifikation des Tonalits faBt W. Salomon (1891) als Produkt einer Dynamometamorphose auf, die an den be-kannten tektonischen Linien am Nordostrand des Adamello-Presanella Massives erst nach vollendeter Kristallisation zur Wirkung gekommen sein solite. Im Ge-gensatz zur dieser Auffassung halt F. Lowl (1893) die Annahme fur wahr-scheinlicher, daB die Schieferung des Tonalits schon wahrend der Intrusion und Erstarrung des Magmas durch den Druck beim Aufsprengen und Auftreiben der Schieferkuppel entstanden sei. Spater konnte G. B. Trener (1906, p. 423) bei seinen Begehungen in der Presanellagruppe eine Reihe von Tatsachen fest-stellen, welche fiir die Auffassung Salomons (1891) als ungunstig erklart werden muBten, dagegen hat er keine gefunden, welche die Erklarung F. Lowls (1893) widersprachen. Auf Grund des Schieferungsgrades unterscheidet G. B. Trener (1906) zwischen dem normalen Tonalit, Tonalit mit Parallelstruktur und dem Tonalitgneis, wobei er aber auch die verschieferten Abarten fur mag-matische Gesteine halt. Nach G. B. Trener (1906, p. 423) konnte die Paralleltextur auch dadurch entstanden sein, daB der bei dem Erstarrungsvorgang aus dem Magma freiwerdende Gasdruck die schon erstarrten Randpartien des Tonalits gegen die Schieferhulle gedriickt haben solite. Die Losung des Problems der Entstehung der Paralleltextur, die bei manchen periadriatischen Plutonen so deutlich in Erscheinung tritt, gelang eigentlich schon H. W. Graber (1897). Er stellte fest, daB der Karawankentonalit die Paralleltextur schon im Zuge der Erstarrungsvorgange erhalten hat. Beim Karawankentonalit werden namlich starke Kataklaserscheinungen wahrgenom-men. So werden z. B. in manchen Plagioklasen durch Druck verursachte Klufte festgestellt, die nachtraglich mit Alkalifeldspat, Quarz, Epidot und Chlorit auf-gefullt worden sind. In einer solchen Kluft stellte H. W. Graber (1897, p. 251 und 253) eine Alkalifeldspatfiillung fest, die optisch genau so orientiert ist wie der sich am Plagioklasrand befindende Alkalifeldspat, der von auBen her in die Kluft reicht. Dieselbe Erscheinung konnte von uns im Falle einer Quarz-fullung (Tafel 2, Abb. 3) beobachtet werden. Das bedeutet also, daB die beim Erstarrungsvorgang schon in reichlicher Menge ausgeschiedenen Plagioklase bei der Kataklase zuerst gebrochen worden sind, und nachher in die so entstan-denen Klufte die sich zuletzt aus dem Magma ausscheidenden Minerale, das heiBt vorwiegend der Quarz und die Alkalifeldspate, eingepreBt worden sind. Der gerichtete Druck muBte also schon vorhanden gewesen sein, ehe das Tona-litmagma vollig auskristallisierte. Das Zustandekommen der Paralleltextur beim Karawankentonalit kann auf Grund der besprochenen Tatsachen auf folgender Weise erklart werden: Im flussigen wie auch noch im zu Teil auskristallisierten Magma herrscht nur ein allseitig gerichteter hydrostatischer Druck, obwohl zu diesem Zeitpunkt schon von auBen her auf das Magma ein gerichteter Druck einwirken konnte. Sobald aber das Magma zum groBen Teil auskristallisiert hat, kommt immer mehr der gerichtete Druck, wenn vorhanden, zum Ausdruck. Dann werden die sich schon beruhrenden in reichlicher Menge ausgeschiedenen Plagioklase teilweise gebrochen. Der sich nun auszuscheiden beginnende Quarz wird in linsenformige zerbrockelte Aggregate gepreBt, denen sich die schon vorher ausgeschiedenen Biotitflockchen anzuschmiegen beginnen, wahrend die kleineren Plagioklaskor-ner zwischen abgeplatteten Quarzaggregaten zum groBten Teil richtungslos liegen bleiben. So wird dem Karawankentonalit die Paralleltextur hauptsachlich von den ungefahr parallel liegenden Quarzaggregaten und Biotitflockchen erteilt. Sie entstand also nicht erst nach der Erstarrung des Magmas durch Einwirkung einer Regional- oder Dynamometamorphose, sondern schon im Zuge der Erstarrungsvorgange, genauer gesagt gegen ihren Ende zu. Deshalb ist der Karawankentonalit trotz seines gneisahnlichen Aussehens kein Gneis, sondern dur-chaus noch ein magmatisches Gestein. Zwar nennt ihn H. W. Graber (1897, p. 240) zuerst noch Tonalitgneis, betonte aber zugleich, daB er nur deshalb so getan hat, weil das betreffende Gestein schon vorher von E. Suess (1864) als Tonalitgneis bezeichnet worden war; Graber selbst hatte das Gestein lieber Flasertonalit genannt. In der spateren Arbeit ist bei H. W. Graber (1929) nur vom Gneistonalit, Flasertonalit oder einfach vom Tonalit die Rede. Die heutigen Adamelloforscher bezeichnen die eine Paralleltextur aufweisen-den Tonalitabarten als »tonaliti a tessitura parallela« (A. Bianchi, E. C a 1 -legari, P. G. Jobstraibizer, 1970, p. 108 und 109), worunter sie zwei Typen einschlieBen. In einem Falle handelt es sich um die Fluidaltextur. Die- ser Typus kommt an mehreren Stellen innerhalb des Tonalitmassives vor, beze-ichnet fur ihn ist aber die Abwesenheit der Kataklase. Dagagen ist fiir den zweiten Typus, der aber nur auf den nordostlichen Rand des Adamello-Presanel-la Massives, wo die bekannten tektonischen Linien auftreten, beschrankt ist, ge-rade die Kataklase die charakteristische Erscheinung. Mit dem letzt erwahten Typus vergleicht F. Teller (1896) den in den Karawanken vorkommenden »Tonalit mit Parallelstruktur«. Wie soil nun ein Tonalit naher bezeichnet werden, der wegen der Parallel-textur einem Gneis ahnlich aussieht, aber durchhaus noch ein magmatisches Gestein darstellt? Es stehen die Ausdrucke gneisartiger Tonalit (W. Salomon, 1891), Flasertonalit (H. W. G rabe r, 1897), Gneistonalit (H. W. Grab er, 1929) und Tonalit mit Paralleltextur (A. Bianchi, E. Callegari, P. G. Jobstraibizer, 1970) zur Verfiigung. Da H. W. Graber (1897) die Entstehung der Paralleltextur beim Karawankentonalit zuerst richtig erkannt hat, so mochten wir fur dieses Gestein die nahere Bezeichnung Gneistonalit (H. W. Graber, 1929) vorschlagen, doch wir werden es im weiteren Text wie auch in den Tabellen, da es sich ja hier um ein magmatisches Gestein handelt, einfach Tonalit nennen, wie H. W. Graber (1929) auch selbst getan hat. In diesem Zusammenahang soil auch der Tonalit von Pohorje Gebirge er-wahnt werden, der einige km nordostlich der Karawanken-Aufbruchzone, aber schon im Bereiche der Centralalpen auftritt, und bei dem auch eine Paralleltextur beobachten wird. Nach F. Tellers (1893) ersten Auffassung solite dieses Gestein einen alten Gewolbekern bilden, weshalb er es als Granitgneis bezeichnet hat. Spater hat F. Teller (1896) eingesehen, daB es sich hier doch um ein magmatisches Gestein handelt, weshalb er den »Granitgneis« in Granit mit Parallelstruktur umbenannt. hat. Nach eingehenden Untersuchungen A. Kieslingers (1935) hat das Tiefengestein von Pohorje Gebirge die Paralleltextur schon erlangt im Zuge der Erstarrungsvorgange, weshalb er es gemaB der modalen Zusammensetzung einfach als Tonalit bezeichnet. Die richtige Deutung des Zustandekommens der bei manchen Tiefengestei-nen auftretenden Paralleltextur scheint beim Karawankentonalit von besonderer Wichtigkeit zu sein im Zusammenhang mit der Beurteilung der Frage, ob der Tonalit jiinger oder alter ist als die im Granitzug vorkommenden Tiefengesteine, bei denen die Paralleltextur nicht vorkommt. Da der Karawankentonalit die Paralleltextur schon im Zuge der Erstarrungsvorgange erhalten hat, so darf sie in diesem Falle zur Losung der relativen Altersfrage nicht herangezogen werden; sie besagt nur, daB der Karawankentonalit unter ganz anderen tektonischen Bedingungen erstarrt ist als die im Granitzug der Karawanken-Aufbruchzone vorkommenden Gesteine. 4.3. Chemismus. Nach Niggli (C. Burri, 1959) treten beim Karawankentonalit ausgesprochen isophale (al^fm) quarzdioritische Magmen auf, die naher genommen, Ubergange zwischen dem peleeitischen und tonalitischen Magmatypus darstellen (Tabelle le, Gesteinsnummer 1, 3, 4 und 5). Beim Quarzbiotitdiorit sind Ubergange zu salischen (al > fm) granodioritischen Magmen vorhanden (Tabelle le, Gesteinsnummer 2 und 6). Der im Tonalitzug vorkom-mende Granodiorit (Tabelle le, Gesteinsnummer 7) weist einen Ubergangsche- mismus zwischen dem leukopeleeitischen und leukotonalitischen Typus der granodioritischen Magmen auf. 4.4. Klassifikation. Der im Tonalitzug der Karawanken-Aufbruchzone vor-kommende Quarzbiotithornblendediorit (Tabelle 1, Gesteinsnummer 1, 3, 4 und 5) entsprieht nach jeder Klassifikation dem Tonalit, sei es nach A. S t r e c -keisen (1967), F. Ronner (1963), W. Lindgren (1900) oder im urs-prunglichem Sinne des Wortes Tonalit (G. vom Rath, 1864). Er entsprieht nach dem Vorschlag der International Union of Geological Sciences (IUGS, 1973) dem Tonalit. Der Karawankentonalit ist auch in petrographischer Hinsicht iden-tiseh mit dem Adamello-Tonalit, wie ihn A. Bianchi, E. Callegari, P. G. Jobstraibizer (1970) beschrieben haben, und zwar mit der am Nordo-strand des Adamello-Presanella Massives vorkommenden versehieferten Abart, bei der Kataklaserscheinungen wahrgenommen werden. Ob die Quarzbiotitdioritproben (Tabelle 1, Gesteinsnummer 2 und 6) als Tonalit bezeichnet werden konnen, hangt vom Klassifikationsprinzip ab. Nach IUGS (1973) sind sie Tonalit. Auch die Namensgebung der Gesteinsprobe Nr. 7 in der Tabelle 1 hangt vom gewahlten Klassifikationsprinzip ab; nach W. Lindgren (1900), A. Streckeisen (1967) und IUGS (1973) haben wir mit Granodiorit zu tun, nach F. Ronner (1963) dagegen mit Tonalit. Die Klassifikation nach A. Streckeisen (1967) fur alle aus dem Tonalitzug stammenden quantitativ mikroskopish untersuchen Gesteinsproben ist auf der Abb. 2 dargestellt. 4.5. Aplitgange des Tonalits. Der Karawankentonalit ist ausgesprochen ap-litarm. Einen ungefahr 1 m breiten autochtonen Aplitgang im Tonalit wurde bei dem Gehoft Kešpan in Ravne oberhalb Šoštanj entdeckt. Das Gestein ist stark verwittert. Das Verhalten der Beckeschen Linie laBt schlieBen auf ver-haltnismafiig saure Plagioklase; in einem Plagioklaskorn wurden 14 °/o An gemessen. Der Quarz kommt in langgestreckten zerbrockelten Aggregaten vor. Ein ungefahr 1 cm breiter Aplitgang wurde in einem an der Meža westlich Črna na Koroškem gefundenen Tonalitgerolle entdeckt. Die aus einem Diinn-schliff errechnete modale Zusammensetzung (Vol. °/o) enthalt: Plagioklase 15, Ortoklas 50, Quarz 32 und Biotit mit Hornblende 2. Auch wintzige Granatkorner kommen vor. Die Plagioklase enthalten durchschnittlich 49 °/o An. Der Quarz zeigt wie in der vorher besehriebenen Aplitprobe dieselben Erscheinungsformen wie im Tonalit. 4.6. Melanokrate EinschlUsse im Tonalit Wie in alien granitoiden Tiefenge-steinen kommen auch im Karawankentonalit einige dm lange melanokrate Ein-schlusse vor. Die modale und chemische Zusammensetzung eines solehen aus dem Tonalit in Bistra-Tal stammenden melanokraten Einschlusses (Tafel 1, Abb. 2) ist in der Tabelle 1, Gesteinsnummer 8, angefuhrt. Wegen der Fednkor-nigkeit und des Auftretens einiger groBeren Plagioklas- und Hornblendekristalle ist die Struktur porphyroid. Beim untersuchten Stuck kommt die Paralleltextur nicht vor. Die Plagioklase enthalten durchschnittlich 50°/o An. Quarz kommt nicht in langgestreckten Formen vor, er ist aber zerbrockelt und zeigt undu-lose Ausloschung. Mittels der Auflichtmikroskopie wurden Magnetit, Magnetit mit Maghemit, Ilmenit, Ilmenit mit Hamatit, Grafitoid, Sphalerit, Pyrit, Tita-nomagnetit, Leukoksen und Rutil entdeckt. Es kommen zwei Magnetitgenera- tionen vor, von denen die jiingere titanreicher ist. Der Magnetit ist ksenomorph und junger als der Biotit. Die Entstehung der melanokraten Einschliisse kann verschiedentlich sein. Was deren im Karawankentonalit betrifft, so stimmen wir mit Gottfried (1932) uberein, der die Bildung der melanokraten Einschliisse im Adamello-Tonalit gedeutet hat. Es soil sich danach um Differentiationsprodukte handeln, die sich im Tonalitmagma schon im fliissigen Zustand abgesondert hatten und gleich nach der darauf erfolgten Intrusion zuerst auskristallisierten. 4.7. Entstehung. Die granitoiden Magmen konnen auf verschiedene Weisen entstehen. Es kann sich um einen Differentiationsvorgang eines gabbroiden Magmas handeln. Einige granitoiden Magmen verdanken ihre Entstehung der Palingenese. Es kommen auch die Hybridisationsprozesse in Frage, aber auch die Metasomathose kann manche Gesteinsarten in granitoide Gesteine umwandeln. Fiir eine Metasomathose oder Hybridisation gibt es beim Karawankentonalit keine Anzeichen. Es kommen bei seiner Entstehung nur die magmatische Differentiation und Palingenese in Frage. Die relativ anortitreichen Plagioklase sprechen eher fiir die Differentiation eines gabbroiden Magmas. Zwar werden heute im Zusammenhang mit dem Karawankentonalit keine Gabrovorkommen gesichtet, doch am Adamello wird eine liickenlose Differentiationsreihe vom Gabbro iiber den Diorit und Tonalit zum Granodiorit beobachtet (Callegari, 1963, p. 117). Da der Karawankentonalit in petrographischer Hinsicht identisch mit dem im Adamello vorkommenden Tonalit ist, kann bei ihm die gleiche Entstehungsart erwartet werden, das heiBt die magmatische Differentiation. 5. Der Granitzug der Karawanken-Aufbruchozone Der Granitzug der Karawanken-Aufbruchzone wird von mehreren struktu-rell und der mineralen Zusammensetzung nach verschiedentlich gestalteten Tiefengesteinskorpern zusammengesetzt, bei denen aber, im Gegensatz zu dem Karawankentonalit, die Paralleltextur nicht beobachtet wird. Nach C. E x n e r (1972, p. 104) kommen im Granitzug Gabbro, Diorit, Granodiorit und Granit mit einer lamprophyrischen und aplitisch-pegmatitischen Gangfolge vor, die alle Produkte einer magmatischen Differentiation darstellen. Auch Mischgesteine (C. Exner, 1972, p. 72), die schon von H. W. Graber (1929, p. 29) erwah-ten »Redwitzite«, kommen vor. SchlieBlich spielten auch die Verdrangungser-scheinungen eine groBe Rolle; ihnen hat die Entstehung der bis cc. 2 cm grofi werdenden und einen weissen Oligoklassaum aufweisenden fleischroten Alkali-feldspate zu verdanken (C. Exner, 1972, p. 86; P. Mioč, 1972, p. 226), die den Granitzug aufbauenden Gesteinen, insbesondere dem Granit, eine porphy-roide Struktur erteilen konnen. Von uns werden hier drei typische Vertreter der im Granitzug vorkommenden magmatischen Gesteine naher beschrieben. Es handelt sich um den Granit, der wegen der porphyroiden Struktur naher als porphyroider Granit bezeichnet werden muB (Tafel 3, Abb. 1), ferner um den Monzodiorit (Tafel 3, Abb. 2), der ebenso porphyroid entwickelt sein kann (Tafel 4, abb. 1), und Gabbro (Tafel 4, Abb. 2). In dem Granitzug der Karawanken-Aufbruchzone kommen an manchen Stellen magmatische Breccien vor, in denen Bruchstiicke vom Gabbro im Granit gefunden worden (Tafel 5, Abb. 1), woraus hevorgeht, daB der Gabbro relativ alter als der Granit sein muB. Im Zusammenhang mit den Abbildungen soli hier noch der kontaktmetamorph umpragter Phyllit gezeigt werden (Tafel 5, Abb. 2), der die beiden Eruptivzuge der Karawanken-Auf-bruchzone von einander trennt. Die Hauptbestandteile des porphyroiden Granits sind Plagioklase, Alkali-feldspat, Quarz, Biotit und Hornblende, wobei der Biotit teilweise vom Chlorit und die Hornblende teilweise vom Epidot ersetzt wird (Tabelle 1, Gesteinsnum-mer 9). In ganz geringen Mengen kommen Apatit und Calcit vor. Mit der Auflichtmikroskopie wurden noch Ilmenit, Titanom agne tit, Leukoksen, Pseudo-brookit, Pyrit, Rutil, Zirkon und Sphen entdeckt. Die Plagioklase entsprechen im Mittel einem Oligoklas mit 21,5 °/o An. Die Alkalifeldspate werden vom Orto-klas-Aderperthit vertreten, der stellenweise schon in Mikroklin iibergegangen ist (Tafel 6, Abb. 1). Einige Alkalifeldspate weisen einen Plagioklassaum auf, seltener vird aber das Entgegengesetzte beobachtet, daB nahmlich die Plagioklase einen aus Alkalifeldspat bestehenden Saum besitzen. Die Hauptbestandteile des Monzodiorits sind Plagioklase, Ortoklas, Biotit und Hornblende (Tabelle 1, Gesteinsnummer 10). Charakteristisch fur diesen Gesteinstypus sind die vielen Apatitnadeln in den Plagioklasen, deren Innere zum groBen Teil mit einer Fullsubstanz, bestehend aus Tonaggregaten, Sericit, Calcit und Chlorit, ersetzt wird (Tafel 6, Abb. 2). Die noch erhaltenen Plagio-klasteile enthalten durchschnittlich 21 %* An. Mit der Auflichtmikroskopie wurden Ilmenit, Magnetit, Pyrit, Titanomagnetit, Leukoksen, Zirkon and Sphen entdeckt. Der Magnetit ist korodiert. Der Ilmenit ist jiinger als die Silikat-minerale. Im Monzodiorit werden hier und da die groBen einen Plagioklassaum besitz-enden Alkalifeldspate beobachtet (Tafel 4, Abb. 1). Kommt es zu deren An-haufungen, so entsteht aus dem Monzodiorit der fur den Granitzug so typische »Randporphyr« (H. V. G r aber, 1897, p. 234). Der im Granitzug vorkommende Gabbro ist fein- bis mittelkornig und besteht hauptsachlich aus Hornblende, Plagioklas, Chlorit, Sphen und Apatit (Tabelle 1, Gesteinsnummer 11). Die Plagioklase enthalten im Mittel 43,5 % An. Die opaken Minerale werden vom Pyrit, Ilmenit, Magnetit, Leukoksen und Pyrrhotin vertreten, wobei unter ihnen der Pyrit, der schon makroskopisch sichtabar ist, vorherrscht. Der Pyrit ist alter als Ilmenit und der Ilmenit alter als Sphen. Es kommen auch viele Vakuolen vor, die mit Calcit, Epidot und Plagioklas ausgefullt werden. Die Abb. 3 der Tafel 6 zeigt das Erscheinungs-bild des Gabbros unter dem Polarisationsmikroskop. Die graphische Darstellung der Klassifikation nach A. Streckeisen (1967) fur die drei untersuchten aus dem Granitzug stammenden Gesteinsarten wird auf der Abb. 2 gezeigt. 6. Das Verhaltnis zwischen dem Karawankentonalit und Granit Die Karawankenplutone sind aus zwei zeitlich getrennten Magmatismen hevorgegangen. Im Zusammenhang mit dem einen sind die im Granitzug vor-kommenden Tiefengesteine entstanden, mit dem anderen dagegen der Tonalit. Es gibt dafur folgende Beweise: 1. Obwohl im Granitzug manigfaltig beschaffene magmatische Gesteine vorkommen, wird unter ihnen der Tonalit nicht gefunden. 2. Der Karawankentonalit und alle im Tonalitzug vorkommende Abarten des Tonalits sind durch eine mehr oder weniger ausgepragte Paralleltextur charakterisiert, die bei den den Granitzug zusammensetzenden magmatischen Gesteinen nicht feststellbar ist. 3. In Ravne oberhalb Šoštanj wurden im Tonalit von dem Granit durch-trankte Phyllitschollen festgestellt (S. Isailovič & M. Miličevič, 1964). 4. SchlieBlich laBt auch der Chemismus der Vertreter der beiden Eruptivzuge auf zwei verschiedene Magmatismen schliessen, was der Vergleich der Niggli-Variationsdiagramme deutlich hervorbringt (Abb. 3). 7. Radiometrische Untersuchungen Nach den bisherigen geologischen Untersuchungen konnten alle Karawan-kenplutone sowohl variszisch wie auch alpidisch sein, doch fur die im Granitzug vorkommenden Tiefengesteine, die sicherlich alter als der Tonalit sind, besteht eine groBere Wahrscheinlichkeit fur ein variszisches Alter. Das konkrete Alter der Karawankenplutone konnte nur mit radiometrischen Altersbestim-mungsmethoden ermittelt werden. Diesbeziiglich sind schon Untersuchungen eingeleitet- worden. So bestimmte S. Scharbert (1975) mit der Rb/Sr Methode die Abkuhlalter der Biotite. Die Datierungen ergaben beim Tonalit Alterswerte 29 ± 6 Millionen Jahre (Bistra—Tal siidwestlich Črna na Koroškem) bzw. 28 ± 4 Millionen Jahre (Javorski potok ostlich Orna na Koroškem), bei den im Granitzug im Raum Eisenkappel (Karnten) entnommenen und als Gra-nodioritporphyr bezeichneten Proben 224 ± 9 bzw. 216 ± 9 Millionen Jahre. Flir die anderen aus dem Eisenkappler Granitzug stammenden Gesteinstypen gibt es noch weitere Mineralaltersangaben. So erhielten H. J. Lippolt und R. Pidgeon (1974) mit der K/Ar Methode fiir die im Diorit vorkommende Hornblende 244 ± 8 Millionen Jahre, wahrend der Biotit des Diorits das Alter 227 ± 7 Millionen Jahre aufgezeigt hat. Die beiden Autoren untersuchten mit der U/Pb Methode auch das Alter des Titanits im Diorit, flir welchen sie das Alter 230 ± 5 Millionen Jahre angegeben haben. R. Cliff, H. F. Holzer & D. C. Rex (1974) errechneten mit der K/Ar Methode das Alter der Hornblende im Hornblendepegmatit auf 224 ± 9 Millionen Jahre. Die gute Ubereinstimmung der mit den verschiedenen Methoden und an verschiedenen Mineralen durchgefuhrten Altersbestimmungen bei den aus dem Granitzug stammenden Gesteinsproben weist eindeutig darauf hin, daB die gewonnenen Resultate auch als das Intrusionsalter der entsprechenden Gesteine interpretiert werden konnen. Die den Granitzug der Karawanken-Aufbruchzone aufbauenden magmatischen Gesteine muBten also gegen Ende des Palaozoicums entstanden sein. Somit ist jetzt das variszische Alter des Karawankengranits bewiesen. Anders steht mit der Deutung der alpidischen Abkuhlalter der im Karawankentonalit vorkommenden Biotite. Da hier nur Biotit-Alterswerte vorliegen, kann einstweilen nicht entschieden werden, ob sie zugleich auch mit dem Intrusionsalter des Tonalits im Zusammenhang stehen, oder ob sie vielleicht einer eventuell spater erfolgten Verjungung zuzuordnen sind. Zur Klarung dieser Frage werden noch weitere Untersuchungen erforderlich sein. Trotzdem aber kann beim Karawankentonalit schon heute eher ein alpidisches als ein variszi-sches Alter erwartet werden: Die beiden beim Karawankentonalit gewonnenen alpidischen Abkuhlalter der Biotite stimmen gut iiberein, ebenso gibt es aber auch anderseits eine gute Ubereinstimmung bei den wesentlich alteren Alters-angaben fiir die im Granitzug vorkommenden Biotite. Sollten nahmlich die niederen Abkuhlalter der im Tonalit vorkommenden Biotite im Zusammenhang mit einer zur Zeit der alpidischen Orogenese stattgefundenen Verjungung stehen, so muBten davon auch die im Granitzug auftretenden Biotite betroffen sein, wo aber mit der Rb/Sr und K/Ar Methode auschliefflich nur variszische Alterswerte gewonnen worden sind. Die im Granitzug der Karawanken-Aufbruchzone vorkommenden Plutone sind also variszisch, der Tonalit konnte dagegen alpidisch sein. 8. Vergleich des Karawankentonalits mit dem Tonalit von Pohorje Gebirge Nordostlich der Karawanken-Aufbruchzone kommt im Centralalpenbereich des Pohorje Gebirges ein riesiger Lakkolith vor, der von einem Quarzbiotitdiorit mit allmahlichen Ubergangen in Granodiorit gebildet wird (E. Faninger, 1970, 1973). Insofern das Gestein dem Quarzbiotitdiorit entspricht, so kann es auch, aber nicht nach alien Klassifikationsprinzipien, Tonalit genannt werden; nach IUGS (1973) handelt es sich um Tonalit. Die wesentlichen Bestandteile sind Plagioklase, die einen mittleren Anortitgehalt von 35°/o An aufweisen, dann wechselnde Mengen an Ortoklas, ein stets hoher Quarzgehalt und geringe Mengen femischer Bestandteile, hauptsachlich Biotit, der teilweise vom Chlorit ersetzt wird. Es kann auch die Hornblende, doch gegeniiber dem Biotit stets in untergeordneten Mengen, zugegen sein. In geringen Mengen wurden noch Sphen, Epi dot, Apatit, Magnetit, Leukoksen, Pyrit, Pyrrhotin und Molybdanit festgestellt. Der Magnetit kommt idiomorph vor und zahlt deshalb zu den Erstausscheidungsprodukten des Magmas. Der Pyrit und Pyrrhotin werden wegen ihres Auftretens in Adern als hydrothermale Minerale angesehen. Wie schon erwahnt worden ist, weist auch der Pohorje-Tonalit eine Paralleltextur auf, die er im Zuge der Erstarrungsvorgange erhalten hat. Was des Chemismus anbelangt, so treten nach Niggli (C. Burri, 1959) beim Tiefengenstein des Pohorje Gebirges quarzreiche salische Magmen auf und zwar beim Tonalit der farsunditische Typus der granodioritischen Magmen, beim Granodiorit dagegen ITbergange zwischen dem farsunditischen tmd dem normalen Typus der granodioritischen Magmen. Auch das Alter des Pohorje-Tonalites konnte wie beim Karawankentonalit mit geologischen Mitteln nicht ermittelt werden; er ist jiinger als die umgebenden regionalmetamorphen Gesteine und alter als die mittelmiozanen Eibiswalder Schichten, in denen Tonalitgerolle vorkommen (L. Dolar-Mantuani, 1935, p. 160). So konnte der Pohorje-Tonalit alpidisch wie auch variszisch sein. Obwohl heute genugend Griinde vorhanden sind, den Pohorje Tonalit als ein verhaltnismaflig junges, alpidisches Gebilde zu betrachten, wird sein Intrusionsalter gewifi erst nach den entsprechenden radio-metrischen Altersbestimmungen festgestellt werden. Bisher wurde durch die Rb/Sr Methode nur das Abkuhlalter des Biotits ermittelt: 19 ± 5 Millionen Jahre (G. Del eon, 1969). Wie alle granitoiden Plutone enthalt auch der Pohorje-Tonalit melanokrate Einschliisse. Eine aus dem Steinbruch Cezlak entnommene Probe (E. Faninger, 1973, p. 306) besteht im wesentlichen aus Biotit, Plagioklasen mit durch-schnittlich 34 °/o An, Ortoklas und Quarz, ferner aus geringen Mengen von Apatit, Sphen und opaker Minerale, unter denen Hmenit, Titanomagnetit, Leukoksen und Pyrit vorkommen. Magnetit uberwiegt bei den opaken Mineralen und ist junger als der Biotit. 1st schon einmal das Tiefengestein von Pohorje Gebirge Tonalit genannt worden, so wird man sich fragen, ob es nicht die ostliche Fortsetzung des Karawankentonalits darstelle. In petrographischer Hinsicht sind beide Gesteine jedenfalls nicht identisch. Man vergleiche nur die modale Zusammensetzung des Pohorje-Tonalits (E. Faninger, 1973, p. 282) mit einer Probe des typischen Karawankentonalits. Unterschiede sind deutlich vorhanden bezuglich der Summe der femischen Bestandteile, des Verhaltnisses des Biotites zur Hornblende, und des Anortitgehaltes der Plagioklase. Oder man vergleiche mittels der Zavarickij-Parameter die Chemismen der beiden Plutone, was auf Abb. 4 wiedergegeben wird. Ferner wird auf der Abb. 5 mittels derselben Parameter gezeigt, daB in chemischer Hinsicht der Karawankentonalit identisch mit dem Adamello-Tonalit ist, was fur das Tiefengestein des Pohorje Gabirges nicht behauptet werden kann. Das alles deutet darauf hin, daB es keinen genetischen Zusammenhang zwischen dem Pohorje- und Karawankentonalit gabe. Im Ge-genteil gibt es aber auch gewisse Hinweise, die auf eine Verwandschaft der beiden Intrusionen schliessen lassen. So liegt der Lakkolith von Pohorje Gebirge nicht weit entfernt vom periadriatischen Lineament, an dem der Karawankentonalit emporgestiegen ist, ferner zeigen die beiden Geisteinskorper gleiche Texturmerkmale und ein nicht viel unterschiedliches Abkuhlalter des Biotits. Das alles laBt vermuten, daB der sich am periadriatischen Lineament abwickeln-der Magmatismus doch einen gewissen EinfluB auf das Entstehen des Magmas, das spater nach der Intrusion als der Pohorje-Tonalit erstarrte, gehabt hatte. Man konnte sich vorstellen, daB in den Magmaherd, in dem sich bei der Palin-genese der Hauptteil des Magmas des Pohorje-Tonalits gebildet hat, ein an dem periadriatischen Lineament aufsteigendes juveniles Magma eingedrungen sei, was zu einer Hybridisation der beiden Magmen gefiihrt haben muBte. Insofern den juvenilen Anteil des Hybridisationsproduktes anbelangt, konnte der Pohorje-Tonalit, obwohl bei ihm der palingene Magmaanteil uberwiegt, genetisch mit dem Karawankentonalit gebunden sein. 9. Vergleich der Spurenelemente Viele der hier behandelten magmatischen Gesteine wurden auch auf Spurenelemente untersucht, wobei sie fur die aus der Karawanken-Aufbruchzone (Tabelle 1 c) und von Pohorje (Tabelle 3 a) stammenden Proben besonders angefuhrt sind. In der graphischen Darstellung treten bezuglich des Verhaltens der Elemente Ba (Abb. 6) und Sr (Abb. 7) deutliche Unterschiede zwischen dem Karawanken- und Pohorje-Tonalit zu Tage. Bezuglich des Sr gibt es auch einen Unterschied zwischen den beiden Karawanken-Eruptivziigen (Abb. 8). 10. Zusammenfassung Die Karawanken-Aufbruchzone wird aus zwei Eruptivziigen gebildet, die nach den markantesten Vertretern als der Tonalit- und der Granitzug bezeich-net werden. Wahrend der erste aus einem eine mehr oder weniger ausgepragte Paralleltextur aufweisenden Tonalit besteht, kommen in dem Granitzug auBer dem Granit auch andersbeschaffene Tiefengesteine wie etwa Gabbro und Mon-zodiorit vor. Es ist festgestellt worden, daB die Karawankenplutone Folge von zwei zeitlich getrennten Magmatismen darstellen, so daB im Zusammenhang mit dem einen die im Granitzug vorkommenden magmatischen Gesteine, mit dem anderen dagegen der Karawankentonalit, entstanden sind. Was des Alters der Karawankenplutone anbelangt, so konnten alle nach geologischen Untersuchungen sowohl variszisch wie auch alpidisch sein, doch fur die im Granitzug auftretenden und genetisch miteinander gebundenen Tiefengesteine besteht eine groBere Wahrscheinlichkeit fur ein variszisches Alter. Jedenfalls ist der Tonalit junger als die den Granitzug aufbauenden Plutone. Die radiometrischen Absolutaltersbestimmungen bestatigen fur die im Granitzug vorkommenden Tiefengesteine das variszische Alter, wahrend die bei dem Karawankentonalit gewonnenen alpidischen Abkuhlungsalter des Biotits die Frage noch offen lassen, ob sie zugleich auch als das Intrusionsalter des Tonalits aufgefaBt werden konnen, oder ob sie vielleicht mit einer eventuell spater erfolgten Verjungung im Zusammenhang stehen. Die Umstande sprechen beim Karawankentonalit eher flir ein alpidisches Alter. 11. Danksagun? Fiir die Beihilfe, Ratschlage und wertvolle Diskussionen bedanke ich mich schon-stens folgenden wissenschaftlichen Arbeitern: Professor Dr. Jože Duhovnik (Ljubljana), Professor Dr. Christof Exner (Wien), Professor Dr. Stanko Grafenauer (Ljubljana), Dipl. Ing. Ančka Hinterlechner-Ravnik (Ljubljana), Magister Pero Mioč (Ljubljana) und Dr. Susanne Scharbert (Wien). Ebenfalls soil mein Dank ausge-sprochen werden dem technischen Mitarbeiter Ciril Gantar fiir die Herstellung der Photographien. Literatura Bianchi, A., Callegari, E., Jobstraibizer, P. G. 1970, I tipi petro-grafici fondamentali del plutone deirAdamello. Mem. 1st. Geol. Miner. Univ. Padova, vol. XXVll, 1—148, Padova. Borsi, S., Del Moro, A. & Ferrara, G. 1972, Et& radiometriche delle roche intrusive del massicio di Bressanone—Ivigna—Monte Croce (Alto Adige). Bull. Soc. Geol. Ital. Vol. XCI, Fasc. 2, 387—406, Roma. Burri, C. 1959, Petrochemische Berechnungsmethoden auf aquivalenter Grund-lage. BirkhSuser Verlag, Basel und Stuttgart. Callegari, E. 1963, La Cima Uzza (Adamello Sud-orientale), Parte II — Studio petrografico e petrogenetico della massa femica. Mem. 1st. Geol. Miner. Univ. Padova, vol. XXIV, 1—127, Padova. Callegari, E. — Dal Piaz, G. 1973, Field Relationships between the Main Igneous Masses of Adamello Intrusive Massif (Northern Italy). Mem. 1st. Geol. Miner. Univ. Padova, vol. XXIX, 1—38, Padova. Cliff, R., H o 1 z e r, H. F. & Rex, D. C. 1974, The Age of the Eisenkappel Granite and the History of the Periadriatic Lineament. Verh. Geol. B.-A., Heft 2—3, 347—350, Wien. Cornelius, H. P. 1928, Zur Altersbestimmung der Adamello- und Bergeller Intrusion. Sitzungsberichte der Akademie der Wissenschaften in Wien, Abt. I, 137. Band, 541—562, Wien. Delon,G. 1969, Pregled rezultata odredivanja apsolutne geološke starosti gra-nitoidnih stena u Jugoslaviji. Radovi Instituta za geološko-rudarska istraživanja i ispitivanja nuklearnih i drugih mineralnih sirovina, sv. 6 — jubilarna, 165—182, Beograd. Dolar-Mantuani, L. 1935, Razmerje med tonaliti in apliti pohorskega masiva. Geol. Anali Balkanskog Poluostrva, Knjiga XII, Sveska 2, 1—165, Beograd. E x n e r, C. 1972, Geologie der Karawankenplutone ostlich Eisenkappel, Karnten. Mitt. Geol. Ges. in Wien, 64, Band, 1—108, Wien. Faninger, E. 1970, Pohorski tonalit in njegovi diferenciati. Geologija, 13. knjiga, 35—104, Ljubljana. Faninger, E. 1973, Pohorske magmatske kamenine. Geologija, 1973, 16. knjiga, 271—315, Ljubljana. Gottfried, C. 1932, Ueber endogene basische Einschliisse in sauren Tiefen-gesteinen. Chemie der Erde, Band VII, 586—593, Jena. Graber, H. W. 1897,, Die Aufbruchzone von Eruptiv- und Schiefergesteinen in Siid-Karnten. Jb. d. k. k. geol. Reichsanstalt, Bd. XLVII, Heft 2, 225—294, Wien. Graber, H. W. 1929, Neue Beitrage zur Petrographie und Tektonik des Kristal-lins von Eisenkappel in Sudkarnten. Mitt. d. Geol. Ges. Wien, XXII. Band, 25—64, Wien. Hinterlechner-Ravnik, A. in Pleni čar, M. 1967, Smrekovški ande-zit in njegov tuf. Geologija, 10. knjiga, 219—237, Ljubljana. Isailovič, S. — M i 1 i č e v i č, M. 1964, Geološka kartiranja granita Orne na Koroškem i obodnih tvorevina. Poročilo Zavoda za nuklearne sirovine. 1—35 (+ priloge geoloških kart), Beograd. (Arhiv Rudnika svinca in topilnice v Mežici). International Union of Geological Sciences (IUGS), 1973, Classification and Nomenclature of Plutonic Rocks Recomendations. N. Jb. Miner. Mh. Jg. 1973, H. 4. 149—164, Stuttgart. Johannsen, A. 1958, A Descriptive Petrography of Plutonic Rocks, Vol. II, Chicago. K a hier, F. 1953, Der Bau der Karawanken und des Klagenfurter Beckens, Carinthia II, Sonderh. 16, 1—78, Klagenfurt. Kieslinger, A. 1935, Geologie und Petrographie des Bachern. Verh. d. geol. Bundesanstalt, Nr. 7, 101—110, Wien. Kollmann, K. 1964, Jungtertiar im Steirischen Becken. Mitt. Geol. Ges. in Wien, 57. Band, Heft 2, 479—632, Wien. Kuščer, D. 1967, Zagorski terciar. Geologija, 10. knjiga, 5—85, Ljubljana. Lindgren, W. 1900, Granodiorite and other intermediate rocks. Amer. Jour. Sci. (Loc. cit. Johannsen, 1958, Vol. II, p. 318). Lippolt, H. J. & Pitgeon, R. 1974, Isotopic Mineral Ages of a Diorite from the Eisenkappel Instrusion, Austria. Z. Naturforsch. 29 a, Wiesbaden. (Loc. cit. Scharbert, 1975). L o w 1, F. 1893, Die Tonalitkerne der Rieserferner in Tirol. Separatabdruck aus Pettermanns Mitteilungen, Heft IV 8c V, 1—14. M i o č, P. 1972, Geološki razvoj magmatizma v vzhodnih Karavankah, VII kongres geologa SFRJ, Predavanja, II knjiga, 223—232, Zagreb. Nockolds, S. R. and Allen, R. 1953, The geochemistry of some igneous rocks series. Geochimica and Cosmochimica Acta, Vol. 4, 105—142, London. Rath, G. (vom), 1864, Beitrage zur Kenntnis der eruptiven Gesteine der Alpen. Z. d. g. G., XVI. (Loc. cit. Johannsen, 1958, Vol. II, p. 378). Riehl-Herwirsch, G. 1970, Zur Altersbestimmung der Magdalensbergserie. Mittelkarnten, Osterreich. Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud., Bd. 19, 195—214, Wien. Ronner, F. 1963, Systematische Klassifikation der Massengesteine. Springer Verlag, Wien. 14 — Geologija 19 Salomon, W. 1891, Neue Beobachtungen aus den Gebieten der Cima d'Asta und Monte Adamello. Tscherm. min. u. petr. Mitt., XII. Bd., 5. Heft, 408—415, Wien. Salomon, W. 1897, Uber Alter, Lagerungsform und Entstehungsart der peri-adriatischen granitisch-kSrnigen Massen. Tscherm. min. u. petr. Mitt., Vol. XVII, 109—175, Wien. Sawarizki, A. N. 1954, Einfuhrung in die Petrochemie der Eruptivgesteine. Akademie-Verlag, Berlin. Scharbert, S. 1975, Radiometrische Altersdaten von Intrusivgesteinen im Raum Eisenkappel (Karawanken, KSrnten). Verh. Geol. B.-A., Jahrgang 1975, Heft 4, 301—304, Wien. Sikošek, B. und Medwenitsch, W. 1965, Neue Daten zur Fazies und Tektonik der Dinariden. Verh. Geol. B.-A, Sonderheft G, 86—102, Wien. Sikošek, B. 1971, Tolmač geološke karte SFR Jugoslavije. Zvezni geološki zavod, 1—56, Beograd. Streckeisen, A. 1967, Classification and Nomenclature of Igneous Rocks. Neues Jahrbuch fur Mineralogie, Abhandlung, Band 207, Heft 2, 144—214, Stuttgart. Suess, E. 1868, Ober die Aquivalente des Rotliegenden in den Siidalpen. Sitzungsber. Akad. Wiss. Wien (Loc. cit. Graber, 1897, p. 240). Strucl, I. 1970, Stratigrafske in tektonske razmere v vzhodnem delu severnih Karavank. Geologija, 13. knjiga, 5—34, Ljubljana. Teller, F. 1893, tlber den sogenannten Granit des Bachergebirges in Siidsteier-mark. Verh. d. geol. R. A., 169—189, Wien. Teller, F. 1896, ErlSuterungen zur geologischen Karte der ostlichen Auslaufer der Karnischen und Julischen Alpen (Ostkarawanken und Steiner Alpen). K. k. Geologische Reichsanstalt, Wien. Teller, F. 1898, Geologische Spezialkarte, Blatt Prassberg a. d. Sann, Mafistab 1 :75 000. Geol. R. A., Wien. Teller, F. 1898, Geologische Spezialkarte, Blatt Eisenkappel und Kanker, MaBstab 1 :75 000. Geol. R. A., Wien. Trener, G. B. 1906, Geologische Aufnahmen im nordlichen Abhang der Presa-nellagruppe. Jahrbuch der k. k. Geologischen Reichsanstalt, LVI. Band, 405—496, Wien. Zore, A. 1955, Rudarsko geološka karakteristika rudnika Mežica, Geologija, 3. knjiga, 24—80, Ljubljana.