Pohorske metamorfne kamenine
Ančka Hinterlechner-Ravnik
S 4 slikami med tekstom in 8 tablami v prilogi
Vsebina
Kratka vsebina.......................187
Uvod...........................189
Klasifikacija metamorfnih kamenin...............189
Pregled kartiranih enot....................191
Petrografski opis.......................194
Filitni skrilavec in peščenjak.................194
Kamenine zelenega skrilavca.................195
Almandinov filitni blestnik in gnajs..............196
Almandinov biotitno muskovitni blestnik in gnajs z vložki almandino-
vega distenovo biotitnega gnajsa..............197
Eklogit........................199
Amfibolit in amfibolovi razilički..............201
Muskovitno biotitni gnajs z almandinom in vložki marmorja, amfibolita
in almandinovega distenovo biotitnega gnajsa.........202
Marmor........................203
Muskovitno biotitni gnajs z očesnim in pegmatitnim gnajsom ....	204
Andaluzitno biotitni blestnik in gnajs.............208
Serpentinit z gabrom....................208
Tonalit in njegovi žilni različki................209
Dacit in njegovi žilni različki.................211
Tektonika ..........................213
Povzetek..........................216
The Metamorphic Rocks of Pohorje................217
Literatura.........................221
Besedilo k tablam 1 do 8....................224
Explanations of Plates 1—8...................224
Kratka vsebina
Na južnem in zahodnem delu Pohorja sem raziskala naslednje kame-
nine:
filitni skrilavec in peščenjak magdalenskogorske serije s karbonatnimi
in bazičnimi vulkanskimi vložki;
različne filite s kislimi in bazičnimi metavulkaniti ter marmorizira-
nimi lečami apnenca, ki v spodnjem nivoju preidejo v biotitno amfibolov
skrilavec;
almandinov filitni blestnik in gnajs;
almandinov biotitno muskovitni blestnik in gnajs, distenov biotitni
gnajs z almandinom, kvarcit, marmor, amfibolit, amfibolovec, amfibolov
187
gnajs, eklogit, muskovitno biotitni gnajs z žilami pegmaütnega gnajsa,
očesni gnajs s porfiroblasti ortoklaza, ki prehaja v mikroklin.
Metamorfne kamenine globljih nivojev spadajo v almandinovo amfi-
bolitni facies z značilnima mineraloma stavrolitom in distenom. Spodnji
del almandinovo amfibolitnega faciesa ni odkrit, nisem namreč našla
silimanita. Vse kamenine so v manjši meri retrogradno metamorfozirane.
Zgornji del pa je bil regionalno retrogradno metamorfoziran in je prešel
v almandinov subfacies, ki predstavlja najgloblji del fadesa zelenega
skrilavca (W i n k 1 e r , 1967). Sem prištevam almaiidinov filitni blestnik.
Filiti s kislimi in bazičnimi metavulkaniti ter marmoriziranimi lečami
apnenca pripadajo progresivno metamorfoziranemu faciesu zelenega skri-
lavca. Kamenine te serije so razširjene na južnem in severozahodnem
Pohorju. Filitni skrilavec s peščenimi vložki in bazičnimi vulkaniti pripada
magdalenskogorski seriji, ki jo uvrščajo v caradoc-ashgill. Razvita je na
zahodnem Pohorju. V najglobljih nivojih so ponekod kamenine te serije
rekristalizirane, kar je značilno za nižjo stopnjo metamorfoze faciesa
zelenega skrilavca. Kontakt kamenin magdalenskogorske serije in bolj
metamorfoziranih kamenin je tektonski.
Pohorske metamorfne kamenine so nastale po regionalni metamorfozi
iz drobnozmalih geosinklinalnih sedimentov, predvsem glinastega skri-
lavca, peščenjaka, apnenca in laporja ter iz bazičnih magmatskih kamenin.
Vprašanje starosti metamorfoziranih geosinklinalnih sedimentov še ni
povsem rešeno. Na Svinški planini razlikujejo Ciar in dr. (1963, 48)
metamorfno podlago in na njej serijo sedimentov. Najnižji člen sedimentne
serije štejejo v zgornji karbon. Najvišji paleontološko določen člen meta-
morfne podlage pa postavljajo v zgornji devon. Vmes je še kakih 200 m
kamenin brez fosilov. Po Riehl-Herwirschu (1970) pa je meta-
morfna podlaga starejša in pripada del teh vmesnih plasti magdalensko-
gorski seriji ordovicijske starosti. S tem je zgornja meja metamorfnih
kamenin zadovoljivo postavljena. Zelo nejasna pa je spodnja meja. Ni
namreč nobenega dokaza za ločitev variscične orogeneze od kaledonske,
kaj šele od starejših. Zadnje oblikovanje kristalinika postavlja Ciar
(1963) v bretonsko ali sudetsko fazo variscične orogeneze.
Razen metamorfoziranih produktov vulkanizma so na Pohorju razšir-
jene še naslednje magmatske kamenine: serpentinit z gabrom, tonalit in
dacit ter njuni žilni različki. Serpentinit je delno metamorfoziran, tonalit
je mlajši in je prodrl v že prej metamorfozirane kamenine. Zaradi njegove
skrilave teksture lahko trdimo, da je tudi tonalit metamorfoziran. Za-
nimivo pa je, da je tonalit ponekod kontaktno metamorfoziral almandinov
filitni blestnik v andaluzitno biotitni blestnik ali gnajs. Dadt je najmlajša
magmatska kamenina, ki je prodrla skozi tonalit. Ne kaže skrilavosti niti
lineacije, ki sta lepo vidni v tonalitu. Na območju Velike Kope je dacit
kontaktno metamorfoziral karbonatne kamenine v rogovce in skame. Po
Germovšku (1954, 202) naj bi pripadale kontaktno metamorfozirane
kamenine delno magdalenskogorski seriji, delno pa triadi in zgornji kredi.
Vendar sem mišljenja, da gre za starejše kamenine, ki se litološko in po
stopnji metamorfoze razlikujejo od kamenin magdalenskogorske serije.
188
Uvod
Pohorje štejemo k vzhodnemu delu Centralnih Alp, ki obsega
še Svinško planino. Strojno, Golico in Kozjak. Skupna značilnost teh po-
gorij so regionalno metamorfozirane kamenine.
Na zahodu meji Pohorje na labotski prelom, na severu pa na ribniško
sinklinalo, ki je s terciarnimi sedimenti zapolnjen jarek nekdanje Dravine
struge. Severno od ribniške sinklinale prihajajo metamorfne kamenine
zopet na površje v grebenih Kozjaka in Golice. Proti vzhodu vpadajo pod
Ptujsko polje in se pod zemeljskim površjem nadaljujejo proti severo-
vzhodu. V vrtinah so jih našli na Moti v globini 395 m, v okolici Murske
Sobote v globini 1211 m in 1184 m ter v Filovcih pri 2582 m. Na površju
se pojavijo zopet v okolici Sotine na Goričkem.
Petrografske raziskave na Pohorju financirata skupno Geološki zavod
in Sklad Borisa Kidriča po projektu o raziskavah magmatskih in meta-
morfnih kamenin v Sloveniji. Del stroškov je kril Zvezni geološki zavod
po programu kartiranja za osnovno geološko karto.
Klasifikacija metamorfnih kamenin
Pri kartiranju metamorfnih kamenin moramo za določitev stopnje
metamorfoze najti značilne minerale. Mineralna asociacija določene me-
tamorfne kamenine je odvisna od delne ali popolne fizikalne in kemične
prilagoditve mineralne asociacije prvotne kamenine spremenjenim fizi-
kalno-kemičnim pogojem, zlasti povečanemu pritisku in temperaturi.
Za metamorfne kamenine še nimamo povsem ustrezne klasifikacije, ki
bi temeljila na njihovi genezi. Prva klasifikacija metamorfnih kamenin
temelji na normalnem geotermičnem gradientu ter razlikuje kamenine
epicone, mezoccne in katacone. Uvedel jo je G r u b e n m a n n leta 1904
in jo dopolnil skupaj z Nigglijem leta 1924 (Winkler, 1970).
Pozneje so u gotovih, da je stopnja metamorfoze odvisna predvsem od
temperature. Toda glede temperaturnega gradienta se pogosto kažejo ano-
malije. Nastanejo bodisi po vdoru večjih količin vroče magme v višje
nivoje, ki povzroči kontaktno metamorfozo, bodisi v conah močne oro-
geneze, kjer je granitna magma regionalno dvignjena, in ob globokih
prelomih.
Za razvrstitev metamorfnih kamenin v določeni meri ustreza sistem
metamorfnih faciesov, ki se še naprej dele v subfaciese. Pojem meta-
morfnega faciesa je leta 1915 uvedel E s kol a. Po definiciji iz leta 1939
je metamorfnemu fadesu prištel kamenine, ki imajo pri enaki kemični
sestavi enako mineralno sestavo (Es k ola, 1946, 292). Toda pri različni
kemični sestavi se mineralna sestava spreminja po določenih zakonitostih.
Definicijo metamorfnega faciesa so razni avtorji spreminjali in dopol-
njevali. Po Turner j evi formulaciji iz leta 1966 je metamorfni facies
skupina metamorfnih mineralnih asociacij, ki so vedno znova nastajale
v prostoru in času. Njihovo razmerje med mineralno in kemično sestavo
se dà naprej napovedati (Turner, 1968, 52).
Zaporedje posameznih metamorfnih faciesov in subfaciesov je v raznih
regionalno metamorfoziranih terenih različno ter je odvisno od geoter-
189
mičnega gradienta in dodatnih usmerjenih pritiskov. Zaporedje meta-
morfnih faciesov na določenem terenu predstavlja po Miyashiru
metamorfne facialne serije (Winkler, 1967, 86).
Zaradi stalnega dopolnjevanja je Turner (1968) odpravil v klasi-
fikaciji pojem metamorfnega subfaciesa. Winkler (1970) pa odpravlja
tudi facies in ponovno uvaja pojem »izograda«, ki ga je leta 1924 postavil
Tilley (Winkler, 1970). Izograda je mineraloško petrografski pojem.
Karakterizira jo določen mineral ali mineralna asociacija v metamorf ni
kamenini. Pri tem pa nista upoštevana pritisk in temperatura, ker sta za
določeno izogrado na različnih območjih različna. Winkler (1970) deli
metamorfne kamenine po stopnji metamorfoze v štiri skupine: zelo nizko,
nizko, srednje in visoko metamorfozirane kamenine.
Iz kratkega pregleda o uvajanju ustrezne klasifikacije metamorfnih
kamenin vidimo, da avtorji svoje ugotovitve spreminjajo in dopolnjujejo.
Ker pa je za prikaz določenega zaporedja kamenin klasifikacija potrebna,
sem se odločila za razčlenitev metamorfnih kamenin po W i n k 1 e r j u
(1967).
Na Pohorju je regionalna termodinamometamorfoza potekala pod zelo
visokimi pritiski in temperaturami. Tej vrsti metamorfoze ustreza facialna
serija Barrowega tipa, ki se z naraščajočo temperaturo in pritiskom
deli v naslednje faciese in subfaci ese:
1.	facies zelenega skrilavca,
1.1	kloritni subfacies s kremenom, albitom in muskovitom,
1.2.	biotitni subfacies s kremenom, albitom in epidotom,
1.3.	almandinov subfacies s kremenom, albitom in epidotom;
2.	almandinovo amfibolitni facies,
2.1. stavrolitni subfacies s kremenom, albitom in muskovitom,
2.2	distenov subfacies z almandinom in muskovitom,
2.3	silimanitni subfacies z almandinom in ortoklazom.
Pohorske metamorfne kamenine pripadajo faciesu zelenega skrilavca
in prvima oddelkoma almandinovo amfibolitnega faciesa. Kljub gosti mreži
zbruskov kartografsko ni mogoče razmejiti almandinovo amfibolitnega
faciesa v subfaciese, ker nastopata disten in stavrolit skupaj. Kamenin
faciesa zelenega skrilavca pa do sedaj še nismo poskušali razmejiti. Po
sistemu »izograd« sta na Pohorju zastopani nizka in srednja stopnja
metamorfoze. Nizka metamorfoza pa je bila v regionalnem obsegu dose-
žena tudi retrogradno in ne samo progresivno.
Ob pogojih nastajanja distenovega in silimanitnega subfaciesa so vla-
dali tako visoki pritiski in temperature, da je bila možna anateksa. Zelo
verjetno se nahajajo v globini vsakega večjega regionalno metamorfozi-
ranega terena gnajsi, ki se delno pretvorijo v tekoče taline. Z njimi v zvezi
je nastanek migmatitov, kamor prištevamo metamorfne kamenine, prepre-
dene s pegmatitnim gna j som (Winkler, 1967,112; M e h n e r t, 1968).
Pegmatitni gnajsi segajo do nivoja kamenin faciesa zelenega skrilavca.
Na Pohorju je precej razširjena zanimiva metamorf na kamenina eklo-
git. Es kol a jo je uvrstil v poseben facies, za katerega sta značilna
190
visok pritisk in temperatura. W i n k 1 e r (1968, 141) pa eklogita ne uvršča
v poseben facies, ker ga najdemo na območjih zelo različne stopnje meta-
morfoze. Eklogit sestoji iz granata, monoklinskega piroksena in distena.
Pri tem pa kemična sestava granata in piroksena variira v odvisnosti od
stopnje metamorfoze. Te spremembe bi morda opravičevale uvrstitev
eklogita kot faciesa.
Retrogradna metamorfoza je na Pohorju v zgornjih nivojih regionalna,
v spodnjih pa je vidna le ponekod. Eklogit je zaradi tega pojava povečini
amfibolitiziran; opazujemo lepe psevdomorfoze rogovače po granatu. Re-
gionalno razširjen produkt retrogradne metamorfoze pa je almandinov
filitni blestnik.
Za filitne skrilavce z vložki peščenjaka, apnenca, diabaza in njegovih
tufov je Fritsch (1962), ki je raziskoval ekvivalentne kamenine na
Svinški planini, ponovno vpeljal v klasifikacijo metamorfnih kamenin
pojem »anhicone« oziroma pojem anhimetamorfnih kamenin. Ta pojem
označuje območje sprememb med diagenezo in začetno metamorfozo. Prvi
ga je uvedel v literaturo Harrassowitz (1929). Detritična struktura
v anhimetamorfnem faciesu je v celoti ali delno ohranjena, glinasti sedi-
menti imajo filitno strukturo, vendar opazujemo povečano reagiranje med
posameznimi primarnimi klastičnimi komponentami. Füchtbauer
(1970, 128) predlaga, da se tudi ta pojem opusti, ker so pogoji kristalizacije
v anhiconi preveč variabilni. Mineralne spremembe v anhimetamorfnih
kameninah bi po Winklerju (1970) ustrezale zelo nizki stopnji meta-
morfoze. V najglobljih nivojih magdalenskogorske serije je že dosežena
metamorfna stopnja kloritnega subfaciesa zelenega skrilavca.
Pregled kartiranih enot
Pas metamorfnih kamenin na južnem Pohorju je širok 4 do 10 km in
poteka na vzhodu v smeri E—W, na zahodu pa v smeri WNW—ESE. Vse
glavne strukture imajo isto smer in povečini vpadajo pod majhnim kotom
proti W ali WNW. Zato prevladujejo v tej smeri vedno manj metamor-
fozirane kamenine. Med metamorfozo so bile prvotne sedimentne in mag-
matske kamenine nagubane v dimenzijah nekaj deset metrov in verjetno
tudi naluskane. Tako so bili nekdanji sedimenti geosinklinale z vključe-
nimi magmati s prvotnega zelo razprostranjenega prostora med meta-
morfozo in pred začetkom retrogradne metamorfoze stisnjeni v ozko cono.
Vse debeline so zaradi močnega guban ja in luskanja na videz večje.
Pri dosedanjem kartiranju sem določila naslednje kamenine:
1.	filitni skrilavec in peščenjak s karbonatnimi in bazičnimi vulkan-
skimi vložki;
2.	kamenine faciesa zelenega skrilavca, predvsem razni filiti, kisli
metavulkaniti, marmoriziran bel in siv apnenec. Zastopan pa je tudi
globlji nivo tega faciesa z biotitno amfibolovim skrilavcem;
3.	almandinov filitni blestnik in gnajs z zelo redkimi kloritiziranimi
amfibolitnimi vložki in številnimi retrogradno metamorfoziranimi in ka-
taklaziranimi polami pegmatitnega gnajsa;
191
4a. biotitni gnajs in blestnik z vložki marmorja, amfibolita, distenovo
biotitnega gnajsa, različnih kvarcitov in pegmatitnega gnajsa. Značilni
minerali so zelena rogovača, almandin, disten, stavrolit, rdečkasto rjav
biotit in oligoklazni andezin;
4b. iste kamenine kot v skupini 4a, ki pa preidejo v višjem nivoju
v značilni almandinov biotitno muskovitni blestnik in gnajs s številnimi
vključki amfibolita, eklogita in distenovo biotitnega gnajsa;
5. muskovitno biotitni gnajs in blestnik s številnimi vključki pegmatit-
nega gnajsa (migmatit) in z zelo redkimi vključki amfibolita. Lokalno
je razvit v tej coni muskovitno biotitni očesni gnajs s porfiroblasti delno
mikrokliniziranega ortoklaza. V nižjih nivojih nastopajo kvarcit, grafitni
skrilavec in distenov gnajs.
Razen regionalno metamorfoziranih kamenin so razširjene naslednje
magmatske in kontaktno metamorfne kamenine:
1.	serpentinit z malo gabra, severno od Slovenske Bistrice na obrobju
Pohorja;
2.	tonalit, ki tvori greben Pohorja, je prodrl v metamorfne kamenine;
3.	dacit, ki je predrl vse metamorfne kamenine Pohorja in tonalit.
Večje površine zavzema na zahodnem Pohorju.
V zgornji Mislinjski dolini med Skrlovnikom in Glažuto je tonalit po-
nekod kontaktno metamorfoziral almandinov filitni blestnik v andaluzitno
biotitni blestnik in gnajs. Andaluzit ne spada v mineralno asociacijo ka-
menin facialne serije Barrowega tipa, ker se drobnih porf ir oblasto v
andaluzita ne dà razložiti z regionalno metamorfozo pohorskih kamenin.
Na Veliki Kopi je tudi dacit povzročil kontaktno metamorfozo karbo-
natnih kamenin. Opazujemo rogovec ter diopsidov, grosularjev in epidotov
skam s hematitom in magnetitom.
Vse enote so prikazane na geološkem zaporedju kamenin (si. 1). Petro-
grafske variacije v okvirju posameznih enot so še veliko bolj pogostne, kot
je to v karti možno prikazati. Najgloblji nivo metamorfnih kamenin, ki ga
predstavlja muskovito biotitni paragnajs in blestnik z lokalno razvitim
očesnim gnajsom, tvori jedro antiklinalne strukture, ki je lepo razkrito
zarad neenakomernega dviganja terena. Razteza se med Padežkim vrhom
in Mislinjo. Na južnem krilu te antiklinale sta razkrita med Zrečami in
Vitanjem biotitni blestnik in gnajs z marmorjem in amfibolitom. Severno
krilo nad antiklinalno strukturo pa poteka od Slovenske Bistrice do Mi-
slinjske doline. Vključke karbonatov v biotitnem gna j su vsebuje samo
v spodnjem tektonsko zelo razvlečenem in stanjšanem pasu, razširjenem
na odseku Zlogana vas—Luže. V višjem nivoju pa vsebuje značilni mu-
skovitni blestnik z eklogitom in amfibolitom. Petrografska neenakost se-
vernega in južnega krila je posledica različne sedimentaci j e v prvotni
geosinklinali in tektonskih sprememb.
Najvišji nivo almandinovega muskovitnega blestnika je bil v debelini
do 400 m retrogradno metamorfoziran v almandinov filitni blestnik in
gnajs. Odkrit je v grebenih Volo vice in Skrivnega briber j a in se razteza
dalje proti zahodu.
192
SI. 1. Zaporedje pohorskih kamenin
Fig. 1. Columnar section of Pohorje rocks sequence
13 — Geologija 14
193
Filiti z redkimi peščenimi vključki, marmoriziranim belim, sivim in
črnim apnencem, kislimi metatufi in metakeratofirjem so razkriti v manj-
šem obsegu severozahodno od Zreč proti Vitanju. Leže v tektonskem kon-
taktu z marmorjem ter muskovitno biotitnim blestnikom in gnajsom. Zelo
razširjena je ta serija na zahodnem Pohorju. V zgornjih nivojih faciesa
zelenega skrilavca je klastična struktura pogosto še megaskopsko vidna.
Istočasno je izražena enotna lineacija. V globljih nivojih pa se nahaja
biotitno amfibolov skrilavec, ki zastopa almandinov subfacies.
Filitni skrilavec magdalenskogorske serije s peščenimi vložki, lečami
apnenca in diabazovimi različki je razširjen na zahodnem Pohorju. Jugo-
vzhodno od Dravograda leži v tektonskem kontaktu s kameninami zele-
nega skrilavca, vendar premik ni velik.
Petrografski opis
Filitni skrilavec in peščenjak
Gre za skrilavec, ki je podoben filitu in se menjava z drobnozrnatim
peščenjakom, v katerem že opazimo začetno metam3rfozo, vendar je kla-
stična struktura še ohranjena. Zelo razširjen je na zahodnem Pohorju.
Vsebuje vložke črnega in rumenkastega ploščastega dolomitnega apnenca
ter diabaz in njegov tuf. Njegov kontakt z bolj metamorfoziranimi kame-
ninami je tektonski. Najgloblji del filitnega skrilavca prehaja ponekod
v facies zelenega skrilavca, drugod pa je prišel v stik z gnajsi.
Filitni skrilavec in peščenjak z vsemi značilnimi vključki pripadata
magdalenskogorski seriji, ki jo uvrščamo v caradoc-ashgill (Riehl-
Herwirsch, 1970). Del filitnega skrilavca in peščenjaka brez bazičnih
vulkanitov pa sega verjetno v silur in devon.
Filitni skrilavec je petrografsko kremenov sericitno kloritni skrilavec.
Ce je impregniran z grafitno snovjo, je črn. Različki s fino dispergiranimi
železovimi hidroksidi so vijoličasti. Zeleni in vijoličasti različek vsebujeta
tufsko primes. Ponekod je filitni skrilavec močno rekristaliziran in že
prehaja v filit. Tudi v nekaterih vložkih peščenjaka je opaziti blastezo
albita in epidota, kar dokazuje prehod v kloritni subfacies zelenega skri-
lavca. Po razporeditvi lističastih mineralov in saličnih klastičnih zrn
opazujemo laminaci j o. Mikrodiferenciacija v metamorfnih kameninah, ki
je splošen pojav, je torej pogojena že s prvotno sedimentaci j o.
Po granulaci j i opazujemo postopne in ostre prehode od skrilavca v me-
Ijevec in drobnozrnati peščenjak. V zrnatih vzorcih je razmerje med
osnovo in klastičnimi zrni različno, prevladujejo klastična zma, ali pa
osnova. Tudi v peščenjaku opazimo rahlo mikrodiferenciacijo po velikosti
zrn in po tankih plasteh, bolj ali manj bogatih z lističastimi minerali,
predvsem s kloritom in sericitom. Ponekod prehajajo klastična zrna po
velikosti zvezno v osnovo. Nekatera zma so slabo zaobljena, druga dobro
in so dobro sortirana. Vsa klastična zrna imajo korodiran rob.
Glavne komponente peščenjaka in meljevca so sericit, klorit, droben
muskovit, kremen, lamelami albit, epidot, zoisit, biotit, kalcit, mikrokri-
stalni silikatni fragmenti, pirit in organska snov. Večja idiomorfna zrna
194
pirita so ponekod obdana z žarkovitim kremenom. Lističasti minerali v sa-
ličnih plasteh so zelo drobni. Kot vključki v saličnih zrnih povzročajo
motnost, zaradi katere je težko ločiti kremen od plagioklaza. Kremen
potemnjuje neenotno, zrna se zajedajo druga v drugo. Pogosto opazujemo
tudi avtigeno rast. Velikost zrn variira od nekaj stotink mm do 0,2 mm.
Klorit in muskovit sta pogosto kristalizirana pod določenim kotom glede
na plastovitost. To je značilno za šibko metamorfozirane glinaste sedi-
mente. Rekristalizacija je bila usmerjena proti grobi transverzalni skri-
lavosti SI, ki prečka zelo fino plastovitost ss (tabla 1, si. 1).
Filitni skrilavec sečejo pogosto tanke krem eno ve in s kloritom zapol-
njene žile. V njih so zrna kremena večja kot v osnovi, potemnitev kremena
pa je zelo neenotna.
Na zahodnem Pohorju je filitni skrilavec prepreden s terciarnimi por-
firskimi žilami, najbolj pogosto z dacitom.
Kamenine zelenega skrilavca
Med Slakovo in Vitanjem prihajajo na več krajih na površje kamenine
zelenega skrilavca. Kontakt med filiti z biotitnim Mestnikom in gnajsom
z marmorjem na tem območju je tektonski. Važen stratigrafsko petro-
grafski podatek je, da dobimo žile pegmatitnega gnajsa le do najglobljih
delov kamenin zelenega skrilavca. V muskovitno biotitnem gna j su in Mest-
niku z marmorjem je ob samem kontaktu že razvit lepo kristaliziran blest-
nik z zelenkasto rjavo pleohroičnim biotitom, zeleno rogovačo, granatom
in lepimi conamimi kristali epidota. V kontaktnem območju je ponekod
zaradi preloma lokalno razvit črni diaftoritni skrilavec s posameznimi
luskami muskovita. Karbonatni vložki v bližini preloma so brečasti in
slabo kristalizirani. Na kameninah zelenega skrilavca pri Zrečah leže
v tektonskem kontaktu mezozojske karbonatne kamenine. Dolomit je po-
nekod popolnoma milonitiziran.
Bolj razširjeni so zeleni skrilavci na severozahodnem Pohorju. Tudi
tam zaradi tektonike ni videti zveznega napredovanja metamorfoze med
zelenimi skrilavci ter bolj in manj metamorfoziranimi kameninami. Za-
stopani so različki, v katerih prevladujejo izmenično naslednji drobno-
zrnati minerali: klorit, muskovit, zeleno in rjavkasto zeleno pleohr^^ični
biotit, kremen, albit, epidot, kalcit, turmalin in pirit. Razen filitov so za-
stopani metakeratofir in njegov metatuf, srednje kisli metatufi ter delno
metamorfozirane leče belega, sivega in črnega apnenca. V globljih nivojih
kamenin zelenega skrilavca je kristalizirala poleg navedenih mineralov
tudi zelena rogovača. Nastopa biotitno amfibolov skrilavec z drobnimi
granati. Značilno je, da je v zgornjem delu kamenin zelenega skrilavca
klastična struktura ponekod ohranjena. Opazujemo jo zlasti v filitno
karbonatnih kameninah in v metavulkanitih. Izredno lepo je ohranjen
tudi metakeratofir. Ploskve skrilavosti (nekdanja laminacija) imajo filitni
sijiaj zaradi sericitnih in kloritnih luskic, nekdanji vtrošniki ortoklaza pa
so povečini albitizirani (tabla 1, si. 2). Lineaci j a je v teh kameninah
izrazita in enotna.
195
Almandinov filitni blestnik in gnajs
Almandinov filitni blestnik in gnajs sta razširjena na Volovici in na
Skrivnem hriberju ter v zelo ozkem pasu severno od Rogle. Zahodneje od
tod zavzemata večje površine in se vlečeta prek Cmega vrha proti Mi-
slinjski dolini. Debelina teh plasti je štiristo metrov. Pod almandinovim
filitnim blestnikom leži almandinov biotitno muskovitni blestnik. Meja
med obema je postopna. Ohranjene drobnozmate muskovitne različke
najdemo tudi v višjih legah almandinovega filitnega blestnika, zlasti
v komplicirano zgubanem ozkem erozijskem pasu almandinovo filitnega
blestnika severno od Rogle. Almandinov filitni blestnik in gnajs sta na-
gubana z isto intenziteto in na enak način kot globlje ležeče kamenine.
Enako je izražena tudi lineacija. Filitni blestnik na Volovici in na Skriv-
nem hriberju tvori blagi sinklinali.
Med Roglo in Glažuto meji filitni blestnik na tonalit in je zato ponekod
kontaktno metamorfoziran v andaluzitno biotitni blestnik in gnajs. Na
stiku s tonalitom je andaluzitni blestnik kataklaziran.
Teller (1898) je na svoji karti Mozirje prištel k filitu velike površine
almandinovega filitnega blestnika na Volovici, severno od Rogle in proti
Cmemu vrhu. 2e Kieslinger (1935, 102) je ločil filit od diaftoritizi-
ranega blestnika — almandinovega filitnega blestnika. V svojem članku
piše, da je na zahodnem Pohorju pravi filit razvit nekako do Male Kope,
jugovzhodneje pa se pojavi diaftorit — naš almandinov filitni blestnik.
Avstrijski petrografi, ki so kartirali na Svinški planini, pa so mišljenja,
da gre za progresivno metamorfozirano kamenino, ki jo štejejo v naj-
globlji del faciesa zelenega skrilavca.
Almandinov filitni blestnik je zaradi fino dispergiranega klorita črn.
Po ploskvah skrilavosti opazujemo posamezne lepe kristale muskovita.
Kamenina je mikrodiferencirana. Značilni so posamezni porfiroblasti al-
mandina, ki so povečini nadomeščeni s kloritom in limonitom ter spo-
znavni le še po obliki.
Almandinov filitni blestnik je prepreden z debelejšimi in tanj šimi
žilami kataklaziranega in sericitiziranega pegmatitnega gnajsa, ki vsebuje
ponekod idioimorfni črni turmalin. Zelo redki so vložki zelenega skrilavca:
čistega kloritnega skrilavca s peninom ali drobnozmatega kremenovo epi-
dotovega skrilavca. Redki ohranjeni amfibolovi različki so precej kloriti-
zirani.
V almandinovem filitnem blestniku na Volovici severno od Luž in
Rakovca so pogostne po nekaj metrov debele žile kremena, ki so jih nekoč
topili v pohorskih glažutah. Kremenove žile severno od Rakovca so im-
pregnirane z galenitom in sfaleritom. Sekundami kosi žilnin porfirita in
malhita so pogostni, primarni izdanki pa redki. Žile so povečini paralelne
ploskvam f oliaci je.
Glavne mineralne komponente almandinovega filitnega blestnika in
gnajsa so: klorit, sericit, kremen, granat, muskovit, biotit, plagioklaz,
epidot; akcesomi so neprosojni minerali in turmalin.
Značilen mineral je razpotegnjen, delno ali popolnoma kloritiziran
porfiroblastično razvit granat (tabla 1, si. 3). Prevladujejo drobni ostanki
196
porfiroblastov granata, ki merijo okrog 2 mm, večji so redki. Brez anali-
zatorja so ostanki granata rožnati, torej pripadajo almandina. Kremen
potemnjuje večinoma zelo neenotno. Pogostni so porfiroblasti muskovita,
ki so le delno kristalizirali pod močnimi pritiski. Posamezni vzorci vse-
bujejo idiomorfni drobnozrnati epidot in porfiroblastično razvit plagioklaz,
ki je svež, ali pa poln vključkov, enoten in lamelaren. Po Becke j evi črti
svežih različkov pripada oligoklaznemu andezinu. V mikrokristalni osnovi
so pogostne konture oglatih kristalov, psevdomorfoziranih z mikrokri-
stalno snovjo.
Ostanki kloritiziranih porfiroblastov almandina v drobnozrnati aso-
ciaciji mineralov klorita, sericita in kremena dokazujejo retrogradno
metamorfozo velikega obsega. V tem procesu ni bilo doseženo ravnotežje,
zato imamo ohranjene ostanke granata in ponekod tudi prvotne musko-
vitne in biotitne različke. Zanimiva je nova blasteza muskovita in plagio-
klaza, ki tvorita drobne porfiroblaste. Ta rast je mlajša od diaftoreze.
Almandinov biotitno muskovitni blestnik in gnajs z vložki almandinovega
distenovo biotitnega gnajsa
Te kamenine slede pod almandinovim filitnim blestnikom. Zanje sta
značilna lepo kristaliziran muskovit, čigar porfiroblasti dosežejo celo 3 cm,
in almandin. Almandinov biotitno muskovitni blestnik in gnajs prehajata
pogosto v biotitni blestnik in gnajs. Cona muskovitnega blestnika se raz-
širja od Turiške vasi nad Slovensko Bistrico prek Tinj, Božjega, Rogle
in ob potoku Mislinji do Mislinjske doline. Almandinov biotitno musko-
vitni blestnik z eklogitom in amfibolitom je razširjen tudi na severnem
delu Pohorja ob Lobnici. Ti skladi so na območju od Slovenske Bistrice
dc Božjega inverzno nagubani, proti zahodu pa tvorijo sinklinale. Zaradi
vpadanja vseh struktur proti zahodu so na vzhodu pri Turiški vasi razkrite
najgloblje plasti. Značilni vključki v globljih nivojih so eklogit in amfi-
bolit ter protast distenov biotitni in amfibolov gnajs, v višjih pa samo
amfibolitni različki. Pogosten je bel muskovitni kvarcit. Marmor se pojavi
le izjemoma in v majhnem obsegu (zahodno od Komisije, zahodno od
Krajčeve koče pod Roglo). Povsod najdemo bele žile pegmatitnega gnajsa,
ki imajo isto strukturo kot prikamenina. Nad Slovensko Bistrico in proti
Božjemu so v muskovitnem blestniku v bližini meje s tonalitom številne
diferencirane (aplit, pegmatit) in nediferencirane žile tonalita. Tonalitni
lakolit meji na severu in na jugu ponekod neposredno na biotitno musko-
vitni blestnik, vendar nanj termično ni več mogel vplivati, ker so bile
kamenine že prej kristalizirane v almandinovo amfibolitnem faciesu. Zlasti
proti zahodu so v almandinovem muskovitnem blestniku številne tudi žile
dacita in njegovih različkov.
V coni almandinovo muskovitnega blestnika in gnajsa najdemo po-
nekod diaftorite, ki so megaskopsko in mikroskopsko precej raznovrstni.
V bližini almandinovega filitnega blestnika je diaftoreza najmočneje iz-
ražena, kar se kaže v neenakomerni zrnavosti mineralov in v njihovih
retrogradnih spremembah. Granat je delno kloritiziran, kjer pa ni spre-
menjen, ga obdaja rdečkasto rjavi biotit, iz katerega je granat nastal.
197
Muskovitni blestnik zahodno od Rogle ne vsebuje distena in stavrolita,
pač pa bolj ali manj pravilne oblike, zapolnjene s sericitom in z mikro-
kristali drugih mineralov, kar da slutiti psevdomorfozo. Na območjih, kjer
ni v muskovitnem blestniku distena in stavrolita, so leče eklogita zelo
redke in so amfibolitizirane. Našla sem jih na treh krajih v muskovitnem
blestniku in amfibolitu na pobočjih Mislinjskega potoka.
Zrnavost metamorfnih skrilavcev te cone je zelo različna. Muskovitni
blestnik je pogosto debelozmat. Posamezni porfiroblasti distena in mu-
skovita merijo prek 2 cm. Na debelozrnatih različkih lineacija ni vedno
izrazita. Protasti distenovo biotitni, amfibolov in pegmatitni gnajs so po-
nekod zelo drobnozrnati (velikost zrn pod 0,1 mm) in predstavljajo sled
najstarejše faze kristalizacije.
Muskovitni blestnik je sivkast. Ce pa vsebuje tudi biotit, je vijoličast.
Sekundarni klorit daje zelenkasto sivi odtenek. Biotitni različki so rjav-
kasti, redkeje zelenkasti. Struktura kamenin je metamorfno diferencirana,
lepidoblastična, porfiroblastična in neenakomerno zrnata. V zelo drobno-
zrnatih vzorcih imajo plagioklazi v ločenih mikropasovih granoblastično
strukturo.
Poleg granata, distena in stavrolita, ki so značilni za stopnjo meta-
morfoze, nastopajo še kremen, biotit in plagioklaz; akcesorni so pirit,
rutil, sfen, apatit, šorlit in grafit.
Sekundarni minerali, nastali z retrogradno metamorfozo, so klorit,
sericit, levkoksen, limonit in redko pro klorit. V nekaterih vzorcih je veliko
conarnega epidota-klinozoisita.
Kremen navadno potemnjuje valovito, velike luske muskovita pa vča-
sih dokaj enotno. To dokazuje, da je kristalizacija delno potektonska,
njena glavna faza pa je bila paratektonska. Porfiroblasti granata merijo
od enega do več mm. Ponekod granat ni razvit porfiroblastično, temveč
v osnovi. Porfiroblasti granata so navadno idiomorfni. Ponekod imajo
obliko polzeče kapljice, ki na primarnem kraju lepo kaže smer pritiska
med kristalizacijo. Pogosto opazujemo po kriptokristalnih neprosojnih
vključkih v kristalu rotacijo granata med blastezo. Zrna granata so po-
večini močno razpokana, včasih zdrobljena. Granat prehaja po razpokah
v klorit. Rožnati granat muskovitnega blestnika z distenom s Padežkega
vrha je kemično analiziran (tabela 1, vz. 2 911/717). Vsebuje 60 "/o alman-
dina in 24 ®/o piropa.
Tudi disten in stavrolit sta ponekod razvita porfiroblastično. Stavrolit
nastopa v posameznih idiomorfnih kristalih, ki merijo povečini okrog
0,2 mm. Porfiroblastično razvita zrna so včasih dvojčična in korodirana.
V muskovitnem blestniku so posamezna zrna distena in stavrolita nanizana
v presledkih (tabla 2, si. 1). V protastih distenovo biotitnih različkih pa
tvori disten samostojne mikropasove. Drobna paličasta zrna tega minerala
z značilno razkolnostjo merijo navadno manj od 0,1 mm, le redka dosežejo
0,3 mm. Ti agregati so psevdomorfoze po andaluzitu. Predstavljajo sled
starejše kristalizacije pod nižjim pritiskom (tabla 2, si. 2). Sveži granat
protastega distenovega gnajsa vsebuje od vseh analiziranih granato v pa-
rametamorfnih kamenin največ almandina (tabela 1, vz. 620'240).
198
Biotit je rdečkasto rjav, redkeje zeleno pleohroičen. Vsebuje številne
paličaste vključke rutila in redke črne kolobarje, ki so posledica radio-
aktivnosti cirkona. Včasih je biotit kloritiziran.
Plagioklaz je oligoklazni andezin in andezin, ki navadno ni dvojčičen.
Včasih je porfiroblastično razvit. V nekaterih vzorcih je precej sericitiziran.
V amfibolovem gna j su z blastomilonitno strukturo ima plagioklaz 60 do
80 "/o anortita. Visoke vrednosti anortita so vezane na cono protastega
distenovo biotitnega gnajsa.
Diaftoriti almandinovega muskovitnega blestnika so megaskopsko in
mikroskopsko zelo različni, navadno imajo mikrobrečasto strukturo (ta-
bla 2, si. 3). Njihova barva je črna ali rjavkasta. Cma barva izhaja ver-
jetno od impregnacije z grafitom, rjavkasta pa od limonitiziranih železovih
mineralov in granata. Pogosten je rjav retrogradno metamorfoziran prsten
blestnik s posameznimi večjimi luskami muskovita in kristali granata.
Mikrokristalna osnova sestoji iz kremena, sericita, klorita in limonita.
Eedko si3( ohranjeni kristali distena, ki so prvotno merili okrog 1 mm, a so
po obodu že prešli v sericit (tabla 3, si. 1).
Eklogit
Leče eklogita nastopajo v blestniku in v amfibolitu v coni almandino-
vega muskovitnega blestnika. Zelo pogosten je med Slovensko Bistrica in
Roglo. Več eklogitnih leč je še na južnem pobočju Rogle in severno od
Rakovca prav pod nivojem almandinovega filitnega blestnika. Zahodneje
SI. 2. Eklogitne leče v amfibolitu. Zasukana foliacija v eklogitu. Nahajališče
južno od Cezlaka
Fig. 2. Eclogite lenses in amphibolite. Foliation torsion in eclogite. Outcrop
south of Cezlak
199
sem našla amfibolitiziran eklogit samo na Rutah in pri Pauru na pobočjih
v Mislinjski grapi. Precej je razširjen eklogit na severnem Pohorju, na
območju Žigertovega vrha in proti Šumiku.
Na območju Okoške gore se nahaja nekaj redkih že retrogradno spre-
menjenih leč eklogita tudi v distenovem biotitnem gnajsu. Nad Slovensko
Bistrico nastopajo leče eklogita v serpentinitu; merijo nekaj dm do nekaj
metrov. Tudi v eklogitu je zaradi metamorfne diferenciacije jasno vidna
folia ci j a. Izrazite so mikroplasti granatov, velikih 1 mm do 2 cm, ki lepo
označujejo ploskve f oliaci je. Na obodu leče je follaci j a vzporedna s fo-
liad j o blestnika in amfibolita, v sredini pa je navpična na obod leče. To
je posledica različne tenljivosti eklogita in mehkejših kamenin, ki ga
obdajajo (si. 2).
Razmerje med bistvenimi komponentami eklogita je različno. V skraj-
nih primerih sestoji kamenina samo iz granata, omfacita ali distena in
redkih akcesornih mineralnih vključkov. Posebnost je primarna rjavkasto
zelena nepleohroična rog ova ča carinthin v amfibolovem eklogitu (tabla 3,
si. 2).
Zaradi posebne mineralne sestave, ki je značilna za zelo visoke pritiske,
se je eklogit med dviganjem metamorfnih kamenin na območju nižje
temperature in pritiska povečini bolj ali manj retrogradno metamorfoziral.
Ponekod je prvotna mineralna sestava ohranjena le še v jedru eklogitnih
leč. Ostali del leče pa je amfibolitiziran. Ta spremenjeni eklogit je amfi-
bolitni eklogit. Zanj je značilna simplektitna struktura osnove, zaradi
katere je spremenjeni eklogit zelo trd. Simplektit je redko potektonsko
rekristaliziran; najpogosteje pripadajo tako nastali porfiroblasti korodirani
zeleni rogovači, plagioklazu in agregatu kremena, ki kaže precej enotno
potemnitev (vz. 110/2b/11467).
V tankem simplektitnem obrobku v eklogitu (vz. B 228/128) so distenova
zrna obdana s spinelom in kordieritom ter rjavkasto močno dvolomno
rogovačo. Mikrokristalni obrobek okrog omfacita pa bi bil lahko piroksen
ali rogövaca.
Popolnoma svež porfiroblast granata v simplektitnem agregatu osnove
je zelo redek. Najbolj običajna sprememba porfiroblastov granata je psev-
domorfoza z zeleno rogovačo. Osnova, v kateri so tudi kristali rogovače, je
običajno svetleje zelena, saj sta v njej tudi kremen in plagioklaz. Razen
z rogovačo je granat nadomeščen tudi z oligoklazom in andezinom, zoisi-
tom, redkeje z epidotom, rdečkasto rjavim biotitom in peninom. To so
lepi posamezni kristali ali pa drobnozrnati agregati. Podobne spremembe
opazujemo tudi v retrogradno spremenjenih granatih amfibolita. Ponekod
nastopajo na istem kraju v granatu psevdomorfoze z različnimi minerali in
istočasno tudi sveži rožnati granati (vzorci 657/248). V vzorcu amfibolit-
nega eklogita z granatom se nahajajo serpentinizirana zma, ki so nastala
iz olivina (vz. 110/11434).
Na enem samem kraju nad Slovensko Bistrico so v retrogradno meta-
morfozirani kamenini, podobni eklogitu, po 1 cm veliki porfiroblasti gra-
nata skoraj popolnoma nadomeščeni z žarkovitim agregatom modrikasto
zeleno pleohrodčne rogovače (tabla 3, si. 3). V megaskopsko beli osnovi ni
200
vidna usmerjenost, njeni posamezni deli sestoje iz granoblastičnega lame-
lamega plagioklaza, ki vsebuje 70 Vo do 80 "/o anortita, ter iz ß zoisita, ki
kaže modre disperzijske barve, je optično pozitiven in ima kot optičnih
osi 17" do 37". Redek je klinozoisit. V tem vzorcu opazujemo še kripto-
kristalne razpotegnjene vključke, ki so ostanki nedoločljivih kameninskih
drobcev. V njih je določen zeleni spinel. Ta vzorec predstavlja zelo bazično
kamenino, ki je ob procesu eklogitizacije že zapadla retrogradni meta-
morfozi.
Granat iz eklogita in amfibolitnega eklogita ter omfacit iz eklogita
smo kemično analizirali (tabela 1). Granat iz eklogita vsebuje od vseh
analiziranih granatov največjo količino piropa, ki znaša 49 "/o.
Analizirani omfacit iz eklogita ima podobno sestavo kot omfacit v eklo-
gitu iz Gertruska v Avstriji (Angel, po knjigi Deer, Howie,
Z u s s m a n , 1963, vol. IL, str. 156). Po istih literatimiih podatkih se
naša analiza dobro ujema z omfacitom eklogita iz Fichtelgebirge.
Merjene vrednosti dvoloma Ng-Np omfacita variirajo od 0,014 do 0,024
in se večinoma bolj približujejo zadnji vrednosti. Kot optičnih osi 2 Vz je
50" do 70", povprečje za trinajst zrn je 65°.
Eklogit najdemo na Pohorju le v določenem nivoju, in to ne v najglob-
ljem. Zato sklepamo, da je genetsko vezan na kamenine, v katerih se nahaja..
Nastal je iz bazične magmatske kamenine, verjetno gabra. Morda je bila
prvotna oblika vsaj ponekod podobna žilnini. Poznejše razkosavanje in
guban j e je dalo današnjo obliko. Ker vsebuje pohorski eklogit primarno
rogovačo, ni nastal pri najvišji metamorfozi. Količina piropa 48,97 "/o
ustreza po Eskoli in po Colemanu (Turner, 1968, 337) tistim
eklogitom, ki so nastali v pogojih metamorfoze amfibolitne facije.
Amfiholit in amfibolovi različki
Amfib^love kamenine so najbolj pogostne med muskovitnim blestni-
kom. V nižjih nivojih muskovitnega blestnika vsebuje amfibolit številne
eklogitne leče, ki so amfibolitizirane. V coni biotitnega gnajsa pa je
amfibolit vezan na marmor. V muskovitno biotitnem gna j su je amfibolit
redek, razen v najnižjem delu. Filitni blestnik amfibolita skoraj ne
vsebuje.
Od bazičnih metamorfnih kamenin je amfibolit najbolj razširjen. Po
mineralni sestavi razlikujemo normalni amfibolit, levkoamfibolit, zoisitov
in epidotov amfibolit, prehode v amfibolov gnajs z rjavo in rdeče pleo-
hroičnim biotitom, ter amfibolovec, kamor prištevam kamenine, ki vse-
bujejo več kot 90 "/o zelene rogovače.
Amfibolovi različki so drobnozrnati do debelozrnati. Navadno so meta-
morfno diferencirani. Struktura je nematoblastična, v vzorcih amfibolo-
vega gnajsa z večjo količino sljude lepidoblastična. Ponekod je struktura
porfiroblastična s porfiroblasti rogovače, redkeje granata. Mikrobrečasta
struktura je redka. Rogovača je zeleno pleohroična. Granat je rožnat al-
mandin. Plagioklaz je po sestavi oligoklaz ali andezin; v amfibolovem
gnajsu (tabla 4, si. 1), ki je v zvezi s protastim distenovim biotitnim
gnajsom, celo labradorit-bitovnit. Plagioklaz je dvojčičen in lamelaren.
201
Včaslih je sericitiziran, vsebuje vključke epidota in zoisita. Od drugih
mineralov nastopajo še: kremen, ki potemnjuje zelo neenotno, rdečkasto
rjavo do zeleno pleohroičen biotit, redko diopsid, kalcit, turmalin, rutil,
sfen, pirit in apatit.
Retrogradna metamorfoza kamenin amfibolove skupine se kaže v klo-
ritizaciji, epidotizaciji, zoisitizaciji in tvorbi nontronita. Spremembe so
ponekod delne, drugod popolne.
V coni muskovitnega blestnika zahodno od Resnika in od tod proti
Mislinjski dolini je v amfibolitu razvit porfiroblastični zoisitov amfibolit.
Po nekaj milimetrov veliki porfiroblasti zelene rogovače nastopajo v bolj
ali manj beli osnovi, ki sestoji iz paličastega zoisita (do 0,2 mm, redko več),
plagioklaza, kremena, manjše količine proklorita in drobnih zrn rogovače.
Porfiroblasti rogovače so po obodu korodirani, potemnjujejo neenotno, so
deloma zviti in rotirani med rastjo. Le redko so kloritizirani, močneje
pa je kloritizirana drobna rogovača osnove. Verjetno rogovača nadomešča
pi'votni piroksen. Pro klorit je včasih prečen na smer foliacije. Precej je
akcesomega levkoksena, ki ga obdaja avreola sfena.
Muskovitno biotitni gnajs z almandinom in vložki marmorja, amfibolita
in almandinovega distenovo biotitnega gnajsa
Značilna kamenina tega nivoja biotitnega gnajsa je marmor, ki po-
večini vsebuje primes silikatnih mineralov. Razen tega opazujemo me-
njavanje z amfibolitom in amfibolovimi različki, almandinovo distenovim
biotitnim gnajsom in blestnikom, pegmatitnim gnajsom in kvarcitom.
Naštete kamenine se raztezajo v dveh pasovih na krilih antiklinale,
katere jedro sestoji iz muskovitno biotitnega gnajsa brez vložkov mar-
morja. Južni pas se začne zahodno od Oplotnice, sega prek Loške gore
in se konča ob prelomu zahodno od Vitanja. Ekvivalentne plasti, ki leže
v severnem pasu na muskovitno biotitnem gnajsu, so zelo stisnjene in više
preidejo v almandinov muskovitni blestnik z eklogitom in amfibolitom.
Našteti petrografski različki se nahajajo na območju nad Oplotnico tudi
v jedru antiklinale muskovitno biotitnega gnajsa, medtem ko jih v višjih
legah ni.
Oba pasova sta nagubana v sistem monotropnih gub. Na jugu opazu-
jemo severno vergenco, v severnem pasu pa so gube skoraj navpične.
Protasti različki posameznih metamorfnih kamenin so' na Pohorju po-
gostni. V severnem pasu muskovitno biotitnega gnajsa z marmorjem pa
je to stalna značilnost kameninskih različkov. Prepereli razpadajo zato
iverasto. Protasti različki so navadno zelo drobnozrnati (nekaj stotink mm
do 0,2 mm), čeprav gre za visoko metamorfne kamenine.
Najbolj pogosten petrografski različek je muskovito biotitni gnajs, ki
pogosta vsebuje tudi disten. Porfiroblasti rožnatega granata dosežejo 1 cm.
Zeleni biotitni gnajs je razvit zlasti nad Slakovo. Ponekod vsebuje po-
samezne luske muskovita, ki so razvite porfiroblastično in merijo nekaj
mm. Modrikasto zeleno barvo povzroča precejšnja primes neprosojnega
minerala, verjetno pirita. Lokalno je razvit tudi muskovitni blestnik. Bel
in siv kvarcit je razširjen predvsem zahodno od Oplotnice, tanj še vključke
202
pa najdemo povsod. Opazujemo delno retrogradno metamorfozo, ki se kaže
v tvorbi klorita, proklorita in epidota.
Biotit je rdečkasto rjavo do zeleno pleohroičen. Pogosten je njegov
retrogradni produkt lamelami proklorit. Od količine teh mineralov je
odvisna barva gnajsov: rjavkasta, vijoličasta ali zelenkasta. V biotitnem
gnajsu je značilen disten. Tvori nepravilne, delno razpotegnjene mikro-
kristalne agregate. Disten pogosto obdaja zrna granata.
Plagioklaz je drobnozrnat in debelozrnat. Kaže tudi porfiroblastično
rast. V tem primeru vsebuje luske sericita. Dvojčični kristali so redki.
Sestava ustreza oligoklazu in andezinu. Beckejeva črta plagioklaza je le
izjemoma pozitivna glede na kremen.
Siv porozen kvarcit vsebuje različno količino muskovita, grafit in pirit.
Kvarcit prehaja v blestnik. Bel kvarcit vsebuje predvsem kremen, raz-
lično količino muskovita in biotita, disten, stavrolit, granat, oligoklaz,
andezin, turmalin in malo neprosojnega minerala (tabla 4, si. 2). Pogostna
so conama zrna turmalina s svetlo olivno zelenim pleohroizmom.
Marmor
Značilen kameninski različek v določenem nivoju biotitnega gnajsa
je marmor. Najbolj je razširjen severovzhodno od Zreč v okolici Crešnove
in na Ljubnici. Plasti so povečini tanke, le ponekod dosežejo njegove leče
nekaj metrov zaradi izoklinalnega guban]a.
SI, 3. Zgnetene plasti marmorja z vložki biotitnega blestnika. Kamnolom mar-
morja ob cesti zahodno ob Kotnika
Fig. 3. Highly folded marble intercalated by biotite schist. Marble quarry west
of Kotnik farm
203
Marmor je debelozrnat, redkeje drobnozrnat. Ob kontaktu s filitnim
skrilavcem severovzhodno in severozahodno od Zreč ter vzhodno od Luž
je v bližini tektonskih kontaktov slabo kristaliziran in brečast. Pohorski
marmor brez primesi je bel. Pogosto pa vsebuje fino dispergirana grafit
in pirit, ki mu dajeta sivo barvo. Primes številnih silikatnih mineralov,
zlasti amfibola in biotita, daje zelenkasto in rjavkasto vijolično barvo.
Razmerje med kalcijem in magnezijem smo določili v 30 vzorcih belega
marmorja, ki ni vseboval primesi. Količina magnezijevega oksida variira
od nekaj odstotkov do 20 "/o, s čimer prehaja marmor v dolomitni marmor.
Povečini pa so pripadali vzorci čistemu belemu kalcijevemu karbonatu.
Struktura marmorja je granoblastična, sutuma in blastomilonitna. Na
kristalih kalcita so vidne dvojčične lamele, razkolnost po romboedru in
valovita potemnitev, kar je vse posledica rasti pod pritiski. Primesi pri-
padajo kremenu, kislemu plagioklazu, tremolitu, zeleni rogovači, diopsidu,
forsteritu, zelenkasti sljudi (paragonitu?), rjavkasto pleohroičnemu biotitu,
oranžno pleohroičnemu meroksenu, muskovitu, zelo redko granatu, gra-
fitu, piritu, produktom retrogradne metamorfoze: kloritu, epidotu, klino-
zoisitu, serpentinu po forsteritu in limonitu. Mineralni vključki so navadno
mikrodiferencirani (si. 3).
Muskovitno biotitni gnajs z očesnim in pegmatitnim gnajsom
Jedro antiklinale, ki poteka od Oplotnice prek Skomarja in se konča
ob Mislinjski dolini, sestoji iz muskovitno biotitnega gnajsa in blestnika
(si. 4). Gnajsi so nabrani v gube desetmetrskih dimenzij in tvorijo v celoti
proti zahodu tonečo antiklinalo. ZelO' značilen in pogosten vključek v bio-
titnem gnajsu je pegmatitni gnajs, ki pa nastopa tudi v vseh drugih
metamorfnih kameninah.
Muskovitno biotitni gnajs (tabla 4, si. 3) prehaja pogosto v biotitni in
redkeje v retrogradni prokloritni gnajs ter v različke brez plagioklaza,
kt jim ustrezajo biotitni, muskovitni in prokloritni blestnik. Nastopa tudi
kvarcit, ki vsebuje poleg kremena predvsem muskovit in včasih tudi grafit.
Posebna značilnost med gnajsi te cone sta muskovitno biotitni in biotitni
očesni gnajs s porfiroblasti ortoklaza, ki prehaja v mikroklin.
Gnajs in blestnik sta povečini drobnozrnata (zma od 0,1 do 0,2 mm) in
srednjezmata (nekaj desetink milimetra). Očesni gnajs nad Mislinjo pa je
zelo debelozrnat; porfiroblasti glinenca so veliki navadno 2 cm, ponekod
do 6 cm, sij uda nekaj milimetrov, ostale komponente okrog 1 mm.
Različki so sivkasto rjavi, rjavi, vijoličasti in zeleni. Rjavi odtenki
izhajajo od rjavega biotita, zeleni od zelenega biotita in proklorita, sivi
od muskovita. Primes neprosojnih mineralov povzroča temnejše barve.
Kamenine so metamorfno diferencirane, zato opazujemo bele salične pole.
Megaskopsko vidni rdeči porfiroblasti granata so redki.
Vse naštete mineralne spremembe so pogostne in jih je megaskopsko
težko ločevati.
V gnajsih nastopajo naslednji minerali: biotit, muskovit, kremen, pla-
gioklaz, granat, rogovača, neprosojni minerali, zlasti pirit; redko rutil,
204
SI. 4. Strme gube v muskovitno biotitnem gnajsu prepojenem s pegmatitnim
gnajsom. Ob Ločnikarici vzhodno od Skomarja
Fig. 4. Folded muscovite-biotite gneiss with pegmatite gneiss. East from
Skomarje village at Ločnikarica brook
sien, turmalin, apatit; sekundarni minerali so: klorit, proklorit, penin,
sericit, limonit, epidot in zoisit. Stavrolita in distena ni.
Biotit kaže zelo različen pleohroizem, najpogosteje zelenega, pa tudi
rjavo zelenega, rjavega in rdečkasto rjavega. Lamelami proklorit je po-
gosten biotitov retrogradni produkt. Kremen je zelo zdrobljen. Včasih
opazujemo potektonsko rekristalizacijo, ki se odraža v precej izometrični
obliki in enotni potemnitvi zm. Redka je zeleno pleohroična rogovača.
Granat je prav tako redek in rožnat. Navadno je droben in idiomorfen,
večja zrna so korodirana. Turmalin je umazano zeleno do zelenkasto
modro pleohroičen, včasih rahlo conaren. Sfen je redek, vendar ponekod
nakopičen (npr. vz. 1281/364/9873, biotitni gnajs: 3,38 VoTiOJ.
Plagioklaz pripada oligoklaznemu andezinu in andezinu. Dvojčična
zraščenja in lamele so redke. Navadno je nekoliko moten in se težko loči
od kremena. Nekatera njegova zrna imajo proti obodu rahlo valovito po-
temnitev, kar je posledica sprememb v sestavi za nekaj odstotkov anortita.
Sprememba je lahko normalna ali inverzna. Včasih so samo nekatera
zrna v posameznem vzorcu bolj izrazito conama. V drobnozrnatem bio-
titnem gnajsu (vz. 1281/364/9873) ima jedro plagioklaza 25 Vo anortita, ovoj
pa 45 "/o anortita. Pole plagioklaza imajo granularno strukturo, včasih pa
kaže plagioklaz tudi blastično rast. Značilen je porfiroblast oligoklaza,
ki vsebuje sericit in muskovit. Oligoklaz s temi vključki nadomešča po-
nekod v pegmatitnem in očesnem gnajsu porfiroblaste ortoklaza in mikro-
klina.
205
Posebnost med gnajsi na Pohorju je očesni gnajs, ki je razširjen na
večjem območju nad MisHnjo in v okohci Smartnega na Pohorju; vzhodno
od Oplotnice pa ga je manj. Menjava se z različki brez porfiroblastov in
vsebuje številne žile pegmatitnega gnajsa. Glede na različno količino mi-
neralov sljude opazujemo postopne prehode med očesnim in pegmatitnim
gnajsom. Amfibolitni različki med očesnim gnajsom so pogostni samo
v okolici Šmartnega.
Sivkasto zelen biotitno muskovitni očesni gnajs nad Mislinjo (tabla 5,
si. 1) z nekaj milimetrov velikimi lističi muskovita je najbolj debelozrnat.
Muskovit je rahlo zelenkast, biotit je zelenkasto rumeno in rdečkasto
rjavo pleohroičen. Kremen in oligoklaz osnove sta delno kataklazirana,
delno pa potektonsko rekristalizirana. Precej je drobnih in večjih zm
epidota in klinozoisita. Porfiroblasti glinencev so povečini paralelni, red-
keje prečni na ploskev f oliaci je, kar tudi dokazuje delno potektonsko
kristalizacijo. Porfiroblast je ortoklaz, ki prehaja v mikroklin. Potemnitev
ortoklaza je zelo neenotna. Mikroklinska mreža je najlepše izražena ob
robovih zrn, in sicer na manjših kristalih osnove bolje kot na večjih.
Porfiroblasti so karlovarski dvojčki. Ploskve zraščenja so zaradi krista-
lizacije pod pritiski navadno zelo nepravilne. Neposredno merjen kot 2 Vx
meri 50" do 81" (merjenih 6 zrn), kar dokazuje prehod med ortoklazom
in mikroklinom. Kemično analiziran porfiroblast glinenca vsebuje 9,45 "/o
kalijevega oksida, 2,92 ®/o natrijevega oksida in 0,56 "/o kalcijevega oksida
(vz. 10/5723).
Sivkast biotitni očesni gnajs pri Oplotnici je bolj drobnozrnat, ni re-
kristaliziran in ima blastomilonitno strukturo. Muskovita vsebuje malo,
prevladuje zeleno pleohroičen biotit. Glinenec je ortoklaz, ki potemnjuje
zelo neenotno. Delno ga nadomešča granulami agregat oligoklaza. Edini
v ortoklazu neposredno izmerjen kot 2 Vx je 76". Neizrazito lamelami
vključek oligoklaza v glinencu in osnovi vsebuje 30 "/o anortita.
Sivkast očesni gnajs pri Šmartnem vsebuje zelenkasto in rdečkasto
pleohroičen biotit in malo muskovita. Porfiroblast ortoklaza, ki je ponekod
prešel v mikroklin, kaže bolj enotno potemnitev kot na drugih raziskanih
območjih.
Povprečna vrednost 2 Vx je 51" (3 zrna). Kemično analizirani kristal
vsebuje približno 10 "/o kalijevega oksida in 2 "/o natrijevega oksida
(vz. 77/36). Plagioklazi osnove so lamelami, neizrazito conami. Sestava
variira od 23 "/o do 44 "/o anortita, kot 2 Vx od 73" do 89", povprečno znaša
83". Ob glinencu je pogosto vidna mirmekitna struktura.
Porfiroblasti v očesnem in pegmatitnem gnajsu so ponekod delno ali
popolnoma nadomeščeni z oligoklazom, redkeje s kremenom (vz. 5654/18595
biotitni očesni gnajs in vz. 628/243 očesni gnajs pri Oplotnici). Psevdomor-
foza je lahko en sam kristal oligoklaza. Novi kristal oligoklaza je kata-
klaziran, kremen v psevdomorfozi pa potemnjuje enotno.
Južno od Rakovca pod Volo vico opazujemo v debelozrnatem biotitno
muskovitnem gnajsu in v pegmatitnem gnajsu z oligoklazom in albitom
nadomeščene porfiroblaste kalijevega glinenca. V sivkasto rjavi osnovi
gnajsa so< prvotne oblike porfiroblasta lepo vidne, saj merijo do 2 cm.
206
Muskovit nastopa v nekaj milimetrov velikih luskah; biotit je zeleno in
rdečkasto rjavo pleohroičen. Medtem ko sta oba minerala lepo kristalizi-
rana, delno potektonsko, opazujemo tudi dele zbruska, v katerih sta oba
popolnoma zdrobljena. Isto velja tudi za kremen in plagioklaz. Količina
plagioklaza v saličnih polah zelo variira. Ponekod ga ni. Oligoklaz osnove
je redko dvojčičen. Porfiroblasti pripadajo lamelarnemu nekoliko katakla-
ziranemu oligoklazu, ki ponekod vsebuje velike luske sericita. Ugotovljena
sestava plagioklaza je v skladu s kemično analizo pegmatitnega in musko-
vitno biotitnega gnajsa. Kalija vsebujejo ti vzorci izredno malo, prevladuje
natrij (tabela 1, analizi 5 in 6); to kaže na natrijevo metasomatozo v končni
fazi metamorfoze.
V več zbruskih vzorcev z enega nahajališča sem ugotovila na UM
v biotitno muskovitnem gnajsu naslednjo sestavo plagioklaza:
oligoklazni andezin (23 zrn) : 33,5 "/o anortita, 2 Vx 98" (4 zma- di-
rektno merjeni koti);
albit (7 zrn) :	3 Vo anortita, 2 Vx = 98".
Plagioklaz v pegmatitnem gnajsu:
oligoklazni andezin (18 zm): 29 "/o anortita, 2 Vx = 95" (5 zrn);
albit (8 zm) :	4 "/o anortita.
Značilni petrografski različek med gnajsi je pegmatitni gnajs, ki nima
nobene zveze s pegmatitnimi diferenciati tonalita. Pojavlja se tudi v mar-
morju, eklogitu in amfibolitu ter retrogradno metamorfoziran v coni
filitnega blestnika. Naguban je obenem s kamenino, v kateri se nahaja.
Le redko je diskordanten ali ima slabo izraženo foliacijo, kar opazujemo
zlasti v bližini eklogitnih leč. Metamorfna diferenciacija je vidna že ma-
kroskopsko, lineacija je zaradi razporeditve muskovita in turmalina vedno
lepa. Pole pegmatitnega gnajsa so debele nekaj milimetrov do deset metrov.
Pegmatitni gnajs ima blastomilonitno strukturo (tabla 5, si. 2). V 'Osnovi
se nahajajo zelo drobnozrnat metamorfno diferenciran oligoklaz, ločen od
kremena, ter tanke pole muskovita, sericita, biotita in klorita. Velikost
teh mineralov je navadno okrog 0,2 mm. Porfiroblasti kalijevega glinenca
pripadajo ortoklazu, ki je delno mikrokliniziran, pogosto nadomeščen
z oligoklazom, ki vsebuje veliko vključkov sericita. S Kozjaka severno od
Ribnice pa sem raziskala vzorec, ki je imel v drobnozrnati osnovi in kot
vtrošnik razvit svež mikroklin z značilno mrežo. Količina mineralov sljude
je zelo različna; prevladujeta muskovit in sericit. Granat je redek. V ke-
mično analiziranem granatu pegmatitnega gnajsa južno od Rakovca pre-
vladuje almandin (tabela 1).
Gnajs, ki se povečini konkordantno izmenjuje s pegmatitnim gnajsom,
prištevam k migmatitu (tabla 7, si. 1 in 2). S tem izrazom v splošnem
označujejo menjavo kisle magmatske in metamorfne komponente, ki se
vzdolž ploskev foliacije tesno prepletata. Obe komponenti sta na terenu jasno
ločljivi. Poreklo granitoidnega materiala je po različnih teorijah različno.
Lahko je diferenciat granitnih magem, ki so nastale pri višji stopnji
metamorfoze v vsakem regionalno metamorfoziranem območju in bile
207
potem potisnjene više po ploskvah skrilavosti. Lahko pa so granitoidne
taline posledica diferencialne talitve kamenin, podvrženih metamorfozi
visoke stopnje. Pri tem se izločijo laže taljive komponente, kot so kisli
plagioklazi Ln kremen. Po Winklerju (1967, 112) se ta proces lahko
začne v mezoconi, oziroma v distenovem subfaciesu.
Po Kieslingerju (1935, 102) so žile pegmatitnega gnajsa injici-
rane. Po dosedanjih raziskavah domnevam, da je salični material današ-
njega pegmatitnega in očesnega gnajsa pritekal med metamorfozo. Ka-
menine te skupine kažejo delno potektonsko rekristalizacijo.
Andaluzitno biotitni blestnik in gnajs
Tonalitna magma na mineralno paragenezo kamenin almandinovo am-
fibolitnega faciesa termično ni več mogla vplivati. Kontaktno metamorfozo
je povzročil tonalit le v filitnem blestniku. Spremembe opazujemo na raz-
dalji do 100 m od kontakta s tonalitom, vendar ne povsod. Andaluzitno
biotitni blestnik in gnajs z žilami pegmatitnega gnajsa najdemo na ob-
močju Glažute in pri Skrlovniku.
Andaluzitno biotitni blestnik in gnajs sta sivkasto vijoličasta. Kame-
nina je metamorfno diferencirana. Plagioklaz in andaluzit sta razvita
kot drobna porfiroblasta in ju na prežagani površini lepo vidimo (tabla 5,
si. 3). Glavne komponente so rjavkasto rdeče pleohroičen biotit, muskovit,
kremen, plagioklaz, rožnat granat in pirit. Razen že omenjenih porfiro-
blastov dosežejo večjo velikost tudi posamezne luske biotita in muskovita.
Osnova je drobnozrnata (okrog 0,1 mm do 0,2 mm). Andaluzit je brez anali-
zatorja rahlo rožnato pleohroičen. Nekateri preseki kažejo skeletno zgradbo
kristala. Vsebujejo veliko vključkov, predvsem biotita, kremena in nepro-
sojnega minerala. Plagioklaz je neizrazito lamelaren, precej moten in vse-
buje veliko vključkov kremena. Včasih ne potemnjuje enotno. Pripada oli-
goklaznemu andezinu, redkeje andezinu.
V andaluzitnem gnajsu nastopajo tudi decimetrske plasti zelenkasto
sivega kalcijevega silikatnega rogovca. Ločimo pole kremena s posamez-
nimi zmi plagioklaza in močno sericitizirane pasove z visokim reliefom,
ki jih je v kamenini največ, poleg tega zeleno rogovačo, ki je redko
porfiroblastična, akcesorni sfen in neprosojni mineral.
Serpentinit z gabrom
Pas serpentinita nad Slovensko Bistrico je dolg 5 km in širok nekaj
100 metrov. Na severu meji na amfibolit in almandinov muskovitni blest-
nik, na jugu na pliocenske sedimente. V dolini Polskave je med očesnim
gnajsom 0,5 km^ velik izdanek serpentinita, ki se nepravilno prepleta
z amfibolitom. Serpentinit je nastal iz ultrabazitov, amfibolit pa iz gabra.
Makroskopsko je serpentinit temno zelen ali zelenkast in značilno mre-
žast. Ponekod vsebuje veliko rjavkastega broncita, ki meri po nekaj
milimetrov. Serpentinit je večidel limonitiziran in prepreden z razpokami,
ki so včasih zapolnjene z opalom, vlaknatim antigoritom in magnezitom.
Ponekod je serpentinit silificiran in rjavkast.
208
v zbruskih serpentinita opazujemo značilno mrežasto strukturo psevdo-
morfoze mineralov antigorita in hrizotila po oli vinu, klorit, lojevec, amfibol
in železove okside (tabla 6, si. 1). Magnetit in kromit sta akcesorna in
dajeta serpentinitu temno barvo. V nekaterih vzorcih je pogosten idio-
morfni karbonat. Zanimiv je gručast, na površini modrikast mineralni
agregat, ki pripada serpofitu (vz. 505/217). Kamenina je le redko sveža in
tedaj sestoji iz olivina in dialaga (vz. 321/148). Lokalna prisotnost broncita
dokazuje, da je pohorski serpentinit nastal iz dunita in harzburgita, ki je
vseboval velike vtrošnike rombičnega piroksena. Bazični pegmatitni dife-
renciat predstavljajo redke žile kristalov broncita.
Serpentinit vsebuje leče eklogita, amfibolitnega eklogita in amfibolit.
Sečejo ga tudi žile pegmatitnega gnajsa, debele po več metrov. Pegmatitni
gnajs je svež, drugod pa popolnoma kaoliniziran in so material nekoč izko-
riščali za keramično industrijo (Zafošt).
Pegmatitni gnajs je na kontaktu s serpentinitom povzročil silifikacijo
v obliki ozke avreole tanko skrila vega svetlo zelenega lojevca in temno
zelenega klorita. Kemično analiziran lojevec vsebuje predvsem kremenico
in magnezijev oksid. Značilni refleksi lepo kristaliziranega lojevca na de-
byegramu so:
V serpentinitu in na kontaktu z muskovitnim blestnikom in eklogitom
sta dve žili olivino vega gabra, ki prehaja v peridotit. Kamenina je temno
zelena, plagioklaz je rožnat. Struktura kamenine je debelozrnata, panalo-
triomorfna; sestoji iz olivina, dialaga, plagioklaza in rožnatega granata.
Nekateri vzorci so popolnoma sveži, drugi pa imajo simplektitne obrobke.
Ponekod je bilo možno določiti obrobek brezbarvne rogovače, ki obdaja
olivin in pripada morda antofilitu, kar bi dokazovalo metamorfozo v
amfibolitnem faciesu. D volom simplektitnega obrobka je precej višji od
rogovačinega. Akcesorna sta primarni rjavkasti pikotit in zelenkast spinel.
Olivin je včasih neizrazito lamelaren; po kotu optičnih osi, ki znaša okrog
90", pripada forsteritu. Dialag kaže značilne dvojčične lamele in je zaradi
finih vključkov titanovega železa rjavkast. Sestava plagioklaza variira
med 80 "/o in 90 "/o anortita, kar ustreza bitovnitu-anortitu. Plagioklaz je
navadno moten, ker so se izločili številni mikroliti zoisita. Razpoke v olivinu
so zapolnjene z lojevcem.
Tonalit in njegovi žilni različki
Glavni greben Pohorja sestoji iz tonalita. Tonalitna magma je nastala
z anatekso gnajsov v najglobljih delih regionalno metamorfoziranega
kompleksa. Dvignila se je ob prelomu, vzporednem periadriatskemu pre-
lomu v laramijski fazi alpske orogeneze.
Pohorski tonalit je povečini skrilav in zato makroskopsko podoben
gnajsu. Kontakt in skrilavost v tonalitu sta paralelna ploskvam follaci j e
kamenin metamorfnega ovoja. Glavna faza metamorfoze in diaftoreze je
bila končana že pred vdorom tonalitne magme v višje nivoje. Zato na
tonalitu ni opaziti sledov retrogradne metamorfoze. Pač pa so v njem
14 — Geologija 14	209
številni vključki metamorfnih kamenin. Na južnem obrobju so zlasti
pogostni vključki amfibolita.
Kontaktno metamorfozo je povzročil tonalit le na filitnem blestniku,
na kamenine almandinovo amfibolitnega faciesa termično ni mogel vpli-
vati.
Po barvnih odtenkih tonalita vidimo, da tonalitna masa ni enotna,
razlike so v zmavosti in sestavi. Deli različne zrnavosti in sestave so krista-
lizirali približno istočasno (tabla 8, si. 1). Prehodi so nepravilni ali paralelni
foliaciji in večinoma ostri. Tonalit je metamorfne skrilavce skoraj po-
polnoma absorbiral in jih ločimo le še po rahlem odtenku barve. Pojav
ustreza migmatitom nebulitom. Foliacija je v tonalitu povečini dobro
razvita, ponekod pa ni izražena. Navadno se sklada s foliacijo obdaj ajočih
metamorfnih kamenin, včasih pa ima popolnoma drugačno smer. V aplitnih
delih tonalita je foliacija povečini slabo izražena.
Ob tonalitni meji, zlasti v njenem jugovzhodner , delu nad Slovensko
Bistrico, opazujemo v muskovitnem blestniku in amfibolitu številne dife-
rencirane in nediferencirane tonalitne žile. Povečini so paralelne plo-
skvam foliacije, v tonalitu pa potekajo aplitne in pegmatitni žile tudi
nepravilno. V kamnolomih v tonalitu vidimo, da so si salične injekcije
sledile v kratkih presledkih.
Velike koncentracije saličnih tonalitnih žil v tonalitu in v metamorf-
nem ovoju na jugovzhodu dokazujejo, da je tekoča tonalitna magma
prodirala v to smer (Kieslinger, 1935). Vendar poteka tudi na severu
med tonalitom in metamorfnimi skrilavci prek Jelenske peči (Sumik)
močna aplitna žila.
Aplit in pegmatit sta kristalizirala pod istim usmerjenim pritiskom
kot metamorfne kamenine in tonalit. Linea ci j e se zato v vseh kameninah
skladajo, vendar so v metamorfnih kameninah in tudi v tonalitu bolj izra-
zite. V prečnih aplitnih žilah v tonalitu opazujemo cik-cakaste meje, ki so
paralelne foliaciji.
Glavne mineralne komponente tonalita so: nizkotemperaturni plagio-
klaz, kremen, rumenkasto zeleno pleohroičen biotit, zeieno pleohroična ro-
govača, ortoklaz, klorit, epidot, sfen, neprosojni minerali in apatit (tabla 6,
si. 2).
Tekstura je skrilava, struktura drobnozrnata do grobozrnata. V skraj-
nih južnih odcepih tonalita nad Slovensko Bistrico opazujemo blasto-
milonitno strukturo. Porfirsko so razviti do 3 mm veliki plagioklazi, ostale
komponente so drobnozmate. Tudi nekateri vzorci tonalita in aplita nad
Glažuto imajo razvito to strukturo.
Plagioklaz je hipidiomorfen, femičen mineral idiomorfen. Kremen
zapolnjuje vmesne prostore in je kataklaziran. Luske biotita so upognjene.
Vpliv pritiska ob času kristalizacije se pozna tudi na plagioklazu. Po-
temnjuje valovito, dvojčične lamele v posameznem zrnu so premaknjene;
zrna so se med seboj močno ovirala v rasti. Značilna za plagioklaz je
oscilacijska conarnost, dvojčična rast in lamelamost v dveh sistemih: po
drugem in tretjem pinakoidu. To so bistvene razlike med plagioklazi v
metamorfnih kameninah ter plagioklazi v tonalitu, dacitu in njunih
210
žilnih diferenciatih. Sestava plagioklaza niha med 20 "/o in 45 "/o anortita.
Eoi j kisel je zunanji ovoj. Plagioklaz je nizkotemperaturen. Večja ne-
pravilna zma ortoklaza, ki potemnjujejo včasih zelo neenotno, vsebujejo
do nekaj desetink milimetra velike idiomorfne vključke plagioklazov.
Ob ortoklazu je včasih razvita mirmekitna struktura. Ponekod prodira ta
agregat tudi v plagioklaz.
V	drobnozrnatem tonalitnem različku pri Skrinj etu nad Tinj ami je
sestava plagioklaza od 49 "/o do 72 "/o anortita. V conamem zmu istega
vzorca je sestava jedra 70 Vo do 60 "/o anortita, in ovoja 30 "/o do 40 "/o
anortita. Podatek je ekstremen. Kamenina ne vsebuje kremena, pač pa
veliko zelenega biotita. Tudi kemična analiza tega tonalitnega različka,
ki pripada že gabru, kaže veliko bazičnost.
Mineralna sestava tonalita variira. Včasih je prisotnega precej orto-
klaza, včasih ga skoraj ni. Glede na to se spreminjajo tudi petrokemični
podatki. Različki brez ortoklaza pripadajo kremenovemu dioritu, različki
z ortoklazom pa granodioritu. Ime tonalit za pohorsko globočnino je pra-
vilno le v širšem smislu, kot sinonim za kremenov diorit (Faninger,
1970, 49).
Pegmatitni gnajs nima z aplitnimi in pegmatitnimi žilnimi diferen-
ciati tonalita nič skupnega. Predstavlja mnogo starejše žilne injekcije, ki
so prestale paratektonsko kristalizacijo ob metamorfozi pohorskih kamenin.
Aplitne in pegmatitne žile, ki so tonalitovi dif eren ciati, dosežejo ponekod
debelino nekaj metrov, povečini pa merijo nekaj centimetrov do nekaj
decimetrov. Žila aplita, ki se razteza na precejšnji razdalji severno od
Šumika, je debela celo 100 metrov. Pogosto opazujemo ob robovih žil
grobo kristalizacijo, v sredini pa drobnozmato, ponekod pa obratno.
Aphte in pegmatite sta pregledovala Dolar-Mantuanijeva
(1935) in Faninger (1970). Sestoje iz kremena in kislega plagioklaza,
akcesomi minerali so kalijev glinen ec, muskovit in rožnati granat.
V	tonalitu so številni drobni temno zeleni do nekaj decimetrov veliki
bazični vključki, ki vsebujejo veliko biotita in rogovače. Orientirani so
paralelno z lineacijo (tabla 8, si. 2). Verjetno predstavljajo rekristalizirane
in s kalijem obogatene kose amfibolita. V njih nastopajo nematoblastično
razvita rogovača, plagioklaz in rjavo pleohroični biotit. Plagioklazi so
dvojčični in conami, po sestavi srednje kisli. Ob njih opazujemo ponekod
mirmekitno strukturo.
Tonalit na južnem Pohorju vsebuje čizlakit. Gre za metamorfno ali
magmatsko bazično kamenino, ki jo je tonalitna magma ponovno natalila
(Faninger, 1967; 1969, 51).
Dacit in njegovi žilni različki
Dacit je razširjen na večji površini zahodno od Črnega vrha. Povečini
nastopa kot žila. Opazujemo diferencirane in nediferencirane žile dacita.
K diferenciranim dacitnim žilninam spadata malhit in kerzantit, ne-
difer'endrana žilnina je tonalitni porfiriit. Na vzhodnem Pohorju so
žilnine, ki so v zvezi z dacitom, redke, proti zahodu pa vse pogostnejše.
Najdemo jih v vseh metamorfnih kameninah in v tonalitu. Zlasti so
211
dacitne žile pogostne ob kontaktu dveh kamenin, kot npr. filitnega skrilavca
in almandinovega filitnega blestnika, ali tonalita in almandinovega filit-
nega blestnika. Večinoma so paralelne ploskvam foliacije in glavnim
razpokam, ki so pravokotne na ploskve foliacije in na lineacijo. Včasih
so žile daoita lečasto prekinjene. Po razporeditvi vtrošnikov je v njih
pogosto vidna fluidalna struktura.
Dacit je porfirska kamenina. V kriptokristalni in tudi izraziteje krista-
lizirani, a le zelo redko steklasti osnovi vsebuje vtrošnike kremena, sred-
njega plagioklaza, zelene rogovače ali biotita (tabla 6, si. 3). Plagioklaz
je po sestavi podoben plagioklazu v tonalitu, je pa visokotemperaturen,
bolj izrazito dvojčičen in oscilacijsko conaren; redko opazujemo v njem
zakrpano conarnost. Vtrošniki krernena so vidni megaskopsko, so idio-
morfni, hipidiomorfni in magmatsko korodirani. Tonalitni porfirit je po
strukturi prehodna kamenina med tonalitom in dacitom, kemično pa so
vse tri kamenine enake (Faninger, 1970). Drobnozrnata osnova tona-
litnega porfirita sestoji iz plagioklaza, rogovače ali biotita in kremena.
Enake sestave so tudi vtrošniki. Med dacitom in tonalitnim porfiritom
opazujemo prehode po stopnji kristalizacije osnove in po zmih kremena,
plagioklaza in biotita, ki pripadajo delno osnovi, delno pa so že porfirsko
razviti. Nekateri avtorji omenjajo, da je dacit in tonalit težko ločiti, ker
prehajata drug v drugega (Kieslinger, 1935, Dolar-Mantuani,
1935). Teže se mi zdi ločiti posamezne vzorce žilnine debelozrnatega tona-
litnega porfirita od manj skrilavega tonalita, zlasti če ima tonalitni por-
firit fluidalno teksturo, ali pa, če imata obe kamenini homogeno struk-
turo. Kremen v dacitu in tonahtnem porfiritu ni kataklaziran. Vedno
najdemo vsaj kakšen hipidiomorfen vtrošnik kremena. Za razliko pa je
kremen v tonah tu kataklaziran. Zato je obe kamenini v glavnem možno
ločiti.
Dacitov bazični diferenciat malhit sestoji iz rogovače in plagioklaza,
ki vsebuje do 70 anortita. Medsebojna količina obeh mineralov, pa tudi
struktura, sta zelo različni. Nekateri različki imajo kot vtrošnik samo
enega od obeh mineralov. Včasih je kamenina enakomerno drobnozrnata.
Manj je biotita. Vtrošniki rogovače in biotita v pohorskih predorninah
pogosto kažejo zelenkasto rjav pleohroizem, ki je najbolj izrazito rjav
v malhitu.
Dacit in njegovi žilni različki so pogosto spremenjeni. Glavne spre-
membe so kloritizacija, kalcifikacija, sericitizacija in kaolinizacija.
Na starost dacita sklepamo po tem, da je kontaktno metamorfoziral
miocenske sedimente pri Ribnici, kjer pa nahajamo tudi njegov tuf
(Ž u r g a , 1928, W i n k 1 e r , 1928). Ivniške miocenske plasti na severnem
Pohorju vsebujejo že tudi dacitne prodnike. Dacit in njegovi žilni diferen-
ciati so mlajši od tonalita, kar je prvi ugotovil Kieslinger (1935, 107).
Kemično sta si obe kamenini po sestavi podobni (Faninger, 1970).
Razlika pa je v njuni strukturi in teksturi. V dacitu ni foliacije, ki jo
opazujemo v tonalitu, aplitu in pegmatitu ter v vseh metamorfnih ka-
meninah. Dacit torej ni kristaliziral pod pritiskom, ki se jasno odraža
v foliaciji drugih pohorskih kamenin. Prav tako ni v dacitu tonalitnih
212
diferenciranih in nediferenciranih žil, pač pa vsebuje tonalit dacitne, tona-
litno porfiritne in malhitne žile. Oboje dokazuje časovni presledek med
kristalizacijo obeh kamenin.
Tektonika
Pohorje je del vzhodnih Centralnih Alp. Njegov nastanek razlagamo
z velikimi orogenetskimi premiki, regionalno metamorfozo in s pluto-
nizmom v velikih časovnih intervalih (Bemmelen, 1969, 133 do 158).
Izoblikovalo se je v alpski orogenezi, njegove kamenine pa so se regionalno
metamorf ozirale že v variscični dobi, torej mnogo preje. V alpski orogenezi
sta prodrla skozi metamorfne kamenine najprej tonalit in pozneje dacit.
Na širšem območju Alpidov se je v starejšem paleozoiku razprostirala
geosinklinala s pelitskmi sedimenti, diabazi in tufi. Ob grezanju geosin-
klinale so se sedimenti nagubali in v najglobljih nivojih rekristalizirali ob
visokometamorfnih pogojih. Ciar in dr. (1963, 48) postavljajo zadnje
možno formiranje vzhodnoalpskega kristalinika v bretonsko ali sudetsko
fazo variscične orogeneze. Razvite so kamenine faciesa zelenega skrilavca
in kamenine almandinovo amfibolitnega faciesa facialne serije Barrowega
tipa. Silimanit ni razvit, kar kaže, da metamorfoza ni dosegla najvišje
stopnje. Kristalizacija pohorskih kamenin je paratektonska in le delno
potektonska. Ohranjena pa je tudi sled nekoliko starejše faze kristalizacije
pri visokih temperaturah in nekoliko nižjem pritisku. Dokazujejo jo
psevdomorfoze distena po andaluzitu v protastem distenovo biotitnem
gnajsu. Spremembe metamorfnih kamenin ustrezajo prvotnim kamenin-
skim spremembam v geosinklinali. Foliacije so zato ss ploskve. V naj-
globlje dele metamorfnih kamenin so prodrle pegmatitne injekcije; to so
kisli diferenciati hipotetične anatektične magme. Nagubane so bile obenem
s celotnim kompleksom metamorfnih kamenin. Predstavljajo današnje
pegmatitne gna j se. Podobne razmere so vladale na Svinški planini
(Kamp, 1963,23,40).
Po močnem guban j u in po končanem procesu progresivne regionalne
metamorfoze v variscični orogenezi so se metamorfne kamenine v ne-
spremenjenih pogojih intenzivnega guban j a dvignile. Temperatura in pri-
tisk sta bila v globljih nivojih dvignjenega kompleksa še vedno visoka,
a najvišji del metamorfnih kamenin je prišel v epidermalno območje.
V najglobljih delih je vladala še vedno plastična deformacija in ohranila
se je v glavnem prvotna mineralna asociacija. Vendar opazujemo povsod
sledove retrogradne metamorfoze. Nekoliko više so bile metamorfne ka-
menine v plastičnem stanju popolnoma retrogradno metamorfozirane v
almandinov filitni blestnik. Vse metamorfne kamenine, ležeče nad njimi,
so bile precej denudirane.
Fazi grezanja geosinklinale je torej sledilo dviganje v hercinski oroge-
nezi. Izoblikovano gorstvo je bilo pozneje erodirano. Na njegovem območju
se je od perma do srednje krede razprostirala geosinklinala Tetida. Ze ob
začetku razvoja Tetide je vzdolž geosinklinale nastala geofraktura, ki jo
imenujemo periadriatski prelom. Pomemben je za ves nadaljnji razvoj
Vzhodnih Alp. Razmejuje severni in južni alpski facies. Ob tem prelomu
213
so se mase premikale v smeri E—W in N—S, s čimer je bila oživljena stara
variscična tektonika. Granit in tonalit sta prodrla v smeri E—W, narivi
so bili usmerjeni proti N in S.
V	geosinklinali Tetide se niso grezali samo sedimenti, temveč tudi
metamorfna podlaga. Zato se je sialična plast zelo stanjšala. Prelagati se
je začela sama metamorfna podlaga. To je povzročilo velike nari ve
v Vzhodnih Alpah v severno kredno flišno kadunjo. Kristalinik Centralnih
Alp je bil ob tem razgaljen. Periadriatski prelom je mejna črta pri nariva-
nju proti severu. Karavanke so ostale v glavnem na mestu, sevemeje
k'žeči sedimenti Tetide pa so, narinjeni proti severu, oblikovali prve
osnove Severnih apneniških Alp. Na razgaljenem centralno alpskem kri-
staliniku so ostali raznovrstni paleozojski in mezozojski sedimenti. Glavna
faza narivanja je bila predgosavska (Bemmelen, 1970, Tollmann,
1963). Morje se je pri tem umaknilo. Ob severnem robu današnjih Ka-
ravank pa je ostal odprt morski rokav, kjer je sledila nova šibka trans-
gresija. Sedimentirali so se gosavski konglomerat, lapor in hipuritni apne-
nec. Potem je zopet sledila morska regresija (Brinkmann, 1966, 221).
Ob nari van j u proti severu je bil periadriatski prelom ob desnih stranskih
premikih razkosan v smeri NW—SE. Po končani fazi velikih alpskih na-
rivov je ob periadriatskem prelomu, na Pohorju pa temu prelomu para-
lelno, prodrla v laramijski fazi palingena tonalitna magma.
Centralno alpski kristalinik, olajšan teže sedimentne skorje, se je
dvignil glede na permske in mezozojske sedimente današnjih Karavank,
ležeče južno od periadriatskega preloma, ki so v glavnem ostali v prvotnem
položaju. Šele terciarni sedimenti so ponovno prekrili osnovno gorstvo in
Karavanke.
Relativno dviganje z orogeno molasno fazo je nastopilo ponovno v zgor-
njem miocenu in se nadaljevalo v pliocen. V tej fazi so se Karavanke
antiklinalno nagubale, dvignjen in razgaljen pa je bil tudi centralno
alps:ki kristalinik.
Miocenski sedimenti so na Pohorju kljub temu precej razširjeni. Pri
gorotvomem oblikovanju je ostala aktivna stara tektonska smer E—W.
V neozoiku se nadaljuje tudi premikanje južnih Karavank v SE—NW
smeri. Posledica teh premikanj so raztezanje Karavank v E—W smeri in
lečasto razpotegnjene oblike, ki imajo po labotskem prelomu smer ESE.
Prav tako se nadaljuje v neozoiku tudi severno narivanje Karavank: pri
Lešah so na miocenske sedimente narinjeni mezozojski sedimenti.
Kot posledico alpskih nari van j opazujemo na Pohorju pokrov ordovi-
cijskih, silurskih, devonskih, permotriadnih in mezozojskih sedimentov
na metamorfnih kameninah. Na zahodnem Pohorju prevladujejo paleo-
zojski sedimenti, na južnem pa mezozojski. Ob narivni ploskvi ne opazu-
jemo diaftoreze večjega obsega.
V	laramijski orogenezi, ki je sledila fazi velikih alpskih narivov, je
prodrl v pohorski masiv tonalit, ki predstavlja palingenetsko sinorogenetsko
magmo. Kontäktno metamorfozo pa je povzročila tonalitna magma lahko
le ponekod na meji s filitnim blestnikom. Metamorfne kamenine so se
ponašale napram tonalitu plastično, kar dokazujejo enake strukture v
214
tonalitu in v kristaliniku. Tonalitni lakolit sledi na vzhodu stari tektonski
smeri E—W, na zahodu mlajši smeri WNW—ESE, prav tako kot kamenine
v metamorf nem ovoju. Finalno postorogenetsko magmatsko fazo pa pred-
stavlja tonalitov vulkanski ekvivalent dacit in njegov tuf. Trajala je do
vključno miocena. V srednjem miocenu je bil dacit že delno denudiran
(helvet). Žile dacita slede vsem starim tektonskim smerem, v kristalizaciji
je vidna le redko fluidalnost, sicer pa minerali niso kristalizirali pod
usmerjenim pritiskom.
Glavna tektonska smer na Pohorju, ki je pogojena s periadriatskim
prelomom, a je zelo verjetno starejša, je E—W. Tej smeri so podrejene
strukture v vzhodni polovici pohorskega masiva ter njegova severna in
južna meja. Na zahodu pa prevlada mlajša tektonska smer labotske
prelomnice WNW—ESE, ob katero meji Pohorje na zahodu. Tako meta-
m.orfne kamenine, kakor tonalitni lakolit so bili plastično razpotegnjeni
v to smer, kar lahko opazujemo na jugozahodnem Pohorju. Ker prelomi
v najmlajših orogenetskih fazah niso sledili le mladim smerem, se
to odraža zlasti na zahodnem Pohorju v njegovi »parketni strukturi«.
Pohorske metamorfne kamenine so B-tektoniti. Osi gub so bile bolj
ali manj horizontalne, aksialne ravnine povečini strme, in kažejo severno
vergenco. To je posledica nari van j a alpskih pokrovov prek metamorfne
podlage proti severu. Na nastanek plitkih gub ob jugozahodnem Pohorju
je vplival tudi vdor tonalitne mase. Pritisk proti severu je vladal skoraj
v celotni fazi kristalizacije tonalita, kar se odraža v njegovi gnajsu po-
dobni strukturi z jasno foliacijo in lineacijo.
Merjene mikrostrukture, ki se odražajo v lineaci j i in B-oseh gub
centimetrskih dimenzij, se skladajo z veliko tektoniko. V glavnem vpa-
da j o opazovane lineacije rahlo proti W in WNW, redkeje za 180" v obratni
smeri. Zato so od zahoda proti vzhodu razkrite vedno starejše plasti.
Merjene vrednosti maksimumov lineacije, dobljenih iz strukturnih
diagramov, so:
270"/0"	— območje Slovenska Bistrica in Tinje,
2700/140	_ območje Božje,
2790/210	_ območje Skomarje,
280V7" — 273V10" — območje Vitanje,
270^/4"	— biotitni gnajs, območje Mislinjskega potoka,
290^/20" —llOVlO" — območje Komisija.
Vse kamenine so bile ob metamorfozi enako plastične, zato na dolo-
čenem območju med posameznimi petrografskimi različki ni razlik v
vrednostih lineacije in foliacije. Lokalno se spremene vrednosti lineacije
enako v različnih kameninah. Vnarinjenih kameninah magdalenskogorske
serije vzhodno od labotskega preloma so vrednosti foliacije in lineacije
manj enotne, kar je značilno za manj metamorfozirane kamenine. Istočasno
sta v lineaci j ah izraženi smeri N—S in WNW—ESE.
215
Povzetek
Pohorske metamorfne kamenine so nastale iz sedimentov in vključenih
vulkanskih kamenin, ki so zapolnili veliko geosinklinalo na območju
današnjih Alpidov. Ob grezanju geosinklinale so se kamenine nagubale
in v najglobljih delih metamorfozirale. Po C 1 a r u in dr. (1953, 48) se je
vzhodnoalpski kristalinik formiral najkasneje v bretonski ali sudetski
fazi variscične orogeneze. Progresivna regionalna metamorfoza se je
končala z retrogradno metamorfozo. Petrografske razmere so zaradi mlajše
tektonike večidel nejasne.
Pohorske metamorfne kamenine ustrezajo Barrowi facialni seriji, in
sicer faciesu zelenega skrilavca in almandinovo amfibolitnemu faciesu
z eklogitom.
Kristalizacja v almandinovo amfibolitnem faciesu je paratektonska, le
redko potektonska. Ohranjena je sled nekoliko starejše kristalizacije, ki
je potekala pri visoki temperaturi in nekoliko nižjem pritisku. Predstavlja
jo protasti almandinovo distenov biotitni gnajs. Značilni minerali alman-
dinovo amfibblitnega faciesa so almandin, zelena rogovača, stavrolit,
disten, rdečkasto rjavo in zeleno pleohroičen biotit, oligoklaz in andezin.
Zelo redek je bazični plagioklaz. Silimanit ni razvit, kar kaže, da metamor-
foza ni dosegla najvišje stopnje. Za facies zelenega skrilavca značilni
minerali pa so muskovit, klorit, zeleni biotit, albit in epidot ter v glob-
ljem nivoju zelena rogovača in brezbarvni granat.
Pegmatitne injekcije, ki jih predstavljajo današnji pegmatitni gnajsi,
so kisli diferenciati hipotetične anatektične magme. Prodrle so v globlje
dele metamorfnih kamenin in so bile nagubane obenem s celotnim meta-
morfnim kompleksom. Podobne razmere so vladale na Svinški planini.
Sledovi retrogradne metamorfoze so vidni v vseh kameninah alman-
dinovo amfibolitnega faciesa. Zgornji del tega faciesa pa je popolnoma
retrogradno metamorfoziran v almandinov filitni blestnik. Retrogradna
metamorfoza je potekala pri nespremenjenem pritisku in nekoliko nižji
temperaturi. Tem spremembam je sledila natrijeva metasomatoza. Blest-
nik in gnajsi v osnovi narinjenih paleozojskih sedimentov niso retrogradno
metamorfozirani v večjem obsegu.
Različki metamorfnih kamenin ustrezajo kameninskim spremembam
v geosinklinali. Iz plastovitosti se je razvila foliacija. Zaradi pritiskov, ki
so vladali na tem območju skozi celo geološko zgodovino, kažejo aksialne
ravnine gub severno vergenco. Metamorfne kamenine so B-tektoniti.
Lineacije in osi gub so horizontalne ali rahlo vpada j o v smeri 270" do 290".
Strukture metamorfnih kamenin se ujemajo s strukturo laramijskega
tonalita, kar dokazuje najmlajšo alpsko metamorfozo na tem območju.
Usmerjen pritisk ni vplival le na kristalizacijo dacita, ki je najmlajša
magmatska kamenina na Pohorju.
Vse vrste kamenin na južnem in zahodnem Pohorju so prikazane v geo-
loškem zaporedju (si. 1). Najgloblji del almandinovo amfibolitnega faciesa
predstavljata muskovitno biotitni gnajs in blestnik, ki vsebujeta očesni
gnajs in tvorita jedro antiklinale med Padežkim vrhom in Mislinjo. Te
kamenine ne vsebujejo značilnih metamorfnih mineralov, celo almandin
216
je redek. Porfiroblast v očesnem gnajsu je ortoklaz, ki se je spremenil
v mikroklin in metasomatsko v oligoklazni andezin.
Na južnem krilu antiklinale sta razkrita med Zrečami in Vitanjem
biotitni blestnik in gnajs z marmorjem in amfibolitom, ki so nagubani
izoklinalno s severno vergenco. Severno krilo nad antiklinalno strukturo
pa poteka od Slovenske Bistrice do Mislinjske doline. Vključke karbonatov
v biotitnem gnajsu vsebuje samo v spodnjem, tektonsko zelo razvlečenem
in stanj šanem pasu, ki se razteza na odseku Zlogana vas—Luže. Za ta
odsek sta značilna tudi protasti almandinovo distenov biotitni in amfibo-
lov gnajs z bitovnitom. V višjem sinklinalnem delu gube pa sestoji to
krilo iz debelozrnatega almandinovega biotitno muskovitnega blestnika
s porfiroblasti distena. Značilni so še biotitni blestnik, eklogit, amfibolit in
protasti almandinovo distenov biotitni gnajs. Eklogit vsebuje carinthin.
Količina piropa v njegovem granatu je 49 Vo (tabela 1).
Kamenine v krovnini almandinovega muskovitnega blestnika so bile
retrogradno metamorfozirane v almandinov filitni blestnik in gnajs, ki sta
razširjena na Volovici in na Skrivnem hriberju ter dalje proti zahodu.
Kamenine zelenega skrilavca so razvite predvsem na zahodnem Po-
horju in imajo tektonske kontakte. Zastopajo jih razni filiti, metakeratofir
in njegov tuf ter različni delno kristalizirani apnenci. V zgornjem oddelku
kamenin zelenega skrilavca je ohranjena klastična struktura, v spodnjem
pa je kristaliziral biotitni amfibolov skrilavec.
Nad Slovensko Bistrico prihajajo na površje serpentinit, gabro in
peridotit. Ostanki gabra, dunita in harzburgita dokazujejo, da je serpen-
tinit prodrl šele proti koncu variscične metamorfoze. Tudi serpentinit
vsebuje leče eklogita.
Tonalitna magma ni mogla termično vplivati na kamenine almandi-
novo amfibolitnega faciesa. Pač pa je povzročil tonaht spremembe na
kontaktu z almandinovim fihtnim blestnikom, ki je ponekod rekrlstali-
ziral v andaluzitno biotitni blestnik. Andaluzit tvori drobne prosojne
kristale in ne spada v mineralno asociacijo kamenin facialne serije Bar-
rowega tipa.
Regionalno metamorfozirane kamenine so glavna značilnost pohorskega
masiva. Paleozojski sedimenti z vključenimi vulkaniti v njegovem za-
hodnem delu, tonalitno in dacitno osrednje jedro masiva ter miocenski
sedimenti na njegovem severnem obrobju pa so skupna posledica več faz
magmatskega delovanja, orogeneze in tektonike.
The Metamorphic Rocks of Pohorje
Ančka Hinterlechner-Ravnik
The succession of rocks and their pétrographie composition in the
southern and western Pohorje mountains are described. Metamorphic
rocks prevail in the southern Pohorje whereas to the west Paleozoic
sedimennts including diabase and associated tuff are predominant. The
Pohorje crest is composed of tonalité and dacite.
217
The metamorphic rocks of the Pohorje are a part of the central zone
of the Eastern Alps. The examinations showed that they originally
existed as sediments and volcanic rocks of a geosyncline spreading out
in extensive belt of recent Alpides. As the geosyncline subsided the
sediments with including volcanic rocks were folded and the deep layers
were metamorphosed. The last metamorphism took place at the latest in
the Bretonic or the Sudetic phase of the Variscan orogeny (Ciar,
1953, 48). The rocks had already been subjected to progressive regional
metamorphism terminating in retrogressive metamorphism. The pétro-
graphie relations are obliterated by younger tectonic.
The metamorphic rocks of Pohorje belong to the facies-serie of Barrow
type, developed as greenschist and almandine-amphibolite facies with
eclogite.
As regards the crystallization of almandine-amphibolite facies it is
paratectonic and only partly posttectonic. There are some traces of an
older crystallization phase occurring at high temperature and relatively
low pressure, represented by almandine-disthene-biotite flaser gneiss.
The characteristic minerals of the almandine-amphibolite facies are
almandine, green hornblende, staurolite, disthene, deep-red-brown biotite,
oligoclase, and andesine. Basic plagioclase is rare. Sillimanite was not
found, which indicates that metamorphism did not reach the highest degree.
The characteristic minerals of the greenschist facies are chlorite,
muscovite, green biotite, albite, epidote, and, in the deeper strata, green
hornblende and colourless garnet.
Pegmatitic injections, represented by pegmatite gneiss, are acid dif-
ferentiates of a hypothetical anatectic magma. These injections penetrated
the metamorphic rocks to the deeper level of the greenschist facies and
were folded synchronously with them. Similar relations are observed also
in Saualp.
In the rocks of the almandine-amphibolite facies submitted to retro-
gressive metamorphism, the orignial mineral association is usually partly
preserved. But the rocks of upper most level of this facies are completely
reversely altered into the almandine phyllite schist. The retrogressive
metamorphism occurred under unchanged pressure and somewhat lower
temperature, and was followed by a sodium metasomatism.
The bedding of derivative rocks is transposed into foliation of meta-
morphic rocks. Their axial fold planes are inclined towards the north
following the stress direction which governed during the geologic history.
The metamorphic rocks are B-tectonites. Lineations and fold axes are
horizontal or plunging in a direction between 270" and 290". The accordance
of metamorphic rocks lineation with that of Laramidian tonalité proves
the youngest Alpine metamorphism.
All units of metamorphic rocks in the southern and western Pohorje
are shown in the geologic column (Fig. 1). The deepest level of the alman-
dine-amphibolite facies is represented by the muscovite-biotite gneiss and
schist with locally developed augen gneiss, forming the core of an anti-
clinal structure. These rocks occur between Padežki Vrh and the Mislinja
218
river. They do not contain characteristic minerals for the level of
metamorphism; even almandine is scarce. Porphyroblasts in the augen
gneiss are orthoclase, transformed to microcline and metasomatically to
oligoclase-andesine. On the southern limb of the anticline the biotite
schist and gneiss with marble and amphibolite are exposed between
Zreče and Vitanje in the form of superimposed folds inclined to the north.
The northern limb, between Slovenska Bistrica and the Mislinja valley,
includes marble lenses in biotite gneiss only in the tectonically flattened
lower level (between Zlogana vas and Luže) where the almandine-
disthene-biotite flaser gneiss and hornblende gneiss with bytownite are
characteristic. In the higher level of the same anticlinal limb the synclinally
folded coarse-grained muscovite schists with porphyroblasts of disthene
prevail, whereas the biotite schist, eclogite, amphibolite, and almandine-
disthene-biotite flaser gneiss are also significant. Eclogite contains ca-
rinthin and, the amount of pyrope in the garnet is 49 "/o (Tab. 1).
The rocks overlaying .the almandine-muscovite schist belong to alman-
dine-phyllite schists and crop out between Volovica and Skrivni hriber.
Rocks belonging to the greenschist fades, which are developed mainly
in the western Pohorje, are not abundant and often have tectonic contacts.
They are represented by various phyllites, meta-keratophyre, meta-tuff,
and different crystalline limestones.
In the upper level of the greenschist faci es, the clastic structure is
preserved in places, whereas in its lower part the biotite-amphibole
schist is crystallized.
Serpenti nite,/ gabbro and peridotite crop out inorth of Slovenska
Bistrica. The remnants of gabbro, dunite, and harzburgite respectively
indicate that their intrusion belongs to a later state of Variscan meta-
morphism. Serpentinite includes lenses of eclogite.
The tonalité magma could not have any thermal influence on the
rocks of the almandine amphibohte fades, but it changed the almandine-
phyllite schist into andalusite-biotite schist in places along the contact.
Andalusite forms small idiomorphic cyrstals and does not enter the
mineral assodation of the Barrow facies-serie.
219
Kemične analize kamenin
Rock analyses
1.	304/146 Eklogit, južno od Radkovca, Slovenska Bistrica
Eclogite, S of Radkovec, Slovenska Bistrica
2.	657,248 Amfibolitni eklogit, zahodno od Keblja, Oplotnica
Amphibolite eclogite, W of Kebelj, Oplotnica
220
3.	620,240 Almandinov distenov biotitni protasti gnajs, jugovzhodno od
Keblja, Oplotnica
Almandine-disthene-biotite flaser gneiss, SE of Kebelj, Oplotnica
4.	428/188b Almandinov muskovitni blestnik, zahodno od Sv. Urha, Sloven-
ska Bistrica
Almandine-muscovite schist associated with eclogite, W of Sv.
Urh, Slovenska Bistrica
5.	2237/707,6a Pegmatitni gnajs, južno od Rakovca, Vitanje
Pegmatite gneiss, S of Rakovec, Vitanje
6.	2237/707 3 Muskovitno biotitni gnajs, južno od Rakovca, Vitanje
Muscovite-biotite schist, S of Rakovec, Vitanje
Kemične analize mineralov
Mineral analyses
7.	304/146 omfacit iz eklogita
Omphacite, eclogite
8.	304/146 granat iz eklogita
Garnet, eclogite
9.	657/248 granat iz amfibolitnega eklogita
Garnet, amphibolite eclogite
10.	620/240 granat iz almandinovega distenovega biotitnega protastega gnajsa
Garnet, almandine-disthene-biotite flaser gneiss
11.	2911/717 granat iz almandinovega muskovitnega blestnika, vzhodno od
Ločnikarja, Zreče
Garnet, almandine-muscovite schist, E of Ločnikar, Zreče
12.	2557;'638 granat iz pegmatitnega gnajsa
Garnet, pegmatite gneiss
Analizirali: Kandare S., Kemični inštitut Boris Kidrič, Ljubljana: 1, 4.
Analysts: Treppo, M., Lavrič, T., Metalurški inštitut, Ljubljana: 3, 5, 6, 7,10,11,12.
Institut für Gesteinskunde der Universität München: 2, 8, 9.
Literatura
Bemmelen, R. W. van 1970, Tektonische Probleme der östlichen Süd-
alpen. Geologija 13, Ljubljana, str. 133—158.
Brinkmann, R. 1966, Abriss der Geologie. Zweiter Band: Historische
Geologie. Ferdinand Enke Verlag, Stuttgart.
Ciar, E., Fritsch, W., Meixner, H., Pilger, A., Schönen-
berg, R. 1963, Die geologische Neuaufnahme des Saualpenkristallins (Kärn-
ten), VI. Carinthia II, Mitteilungen des Naturwissenschaftlichen Vereins für
Kärnten, 73. bzw. 153. Jg., Klagenfurt, str. 23—51.
Deer, W. A., Howie, R. A., Z u s s m a n , J. 1963, Rock Forming Mi-
nerals, Vol. 1—5. Longmans, London.
D e 1 e o n , G. 1969, Pregled rezultata odredjivanja apsolutne geološke sta-
rosti granitoidnih stena u Jugoslaviji. Radovi Instituta za geološko-rudarska
istraživanja i ispitivanja nuklearnih i drugih mineralnih sirovina, sv. 6, Beograd,
str. 165—182.
Dolar-Mantuani, L. 1935, Razmerje med tonalitom in apliti Pohor-
skega masiva. Geol. an. Balk. Pol. 12/2, str. 1—165.
Dolar-Mantuani, L. 1942, Tonaliti in apliti na jugovzhodu pohorskega
tonalitnega masiva. Razpr. mat. pr. raz. Akad. znan. umetn. Ljubljana.
E s k o 1 a , P. 1946, Kristalle und Gesteine. Springer-Verlag, Wien.
Faninger, E. 1965, Cizlakit v novejši petrografski klasifikaciji. Geolo-
gija 9, Ljubljana, str. 263—278.
221
Faninger, E. 1970, Pohorski tonalit in njegovi diferenciati. Geologija 13,
Ljubljana, str. 35—104.
Forestier, F. H. 19G2, Les péridotites serpentinisées en France. Bulletin
du Bureau de Recherches Géologiques et Minières, No. 2, Paris, str. 46—75.
Fritsch, W., Meixner, H., Pilger, A., Schönenberg, R.
1960, Die geologische Neuaufnahme des Saualpenkristallins (Kärnten), I. Ca-
rinthia II, Mitteilungen des Naturwissenschaftlichen Vereins für Kärnten, 70.
bzw. 150. Jhg., Klagenfurt, str. 7—28.
Fritsch, W. 1962, Erläuterungen zu einer neuen geologischen Übersichts-
karte von Kärnten (1:500 000). Carinthia II, Mitteilungen des Naturwissenschaft-
lichen Vereins für Kärnten, 72. bzw. 152. Jhg., Klagenfurt.
Fritsch, W. 1962, Von der »Anchi« — zur Katazone im kristallinen
Grundgebirge Ostkärntens. Geologische Rundschau, Bd. 52, Stuttgart, str. 202
do 210.
Fritsch, W. 1966, Zum Einteilungsprinzip der Gesteine nach dem Um-
wandlungsgrad mit besonderer Berücksichtigung der Anchimetamorphose. N. Jb.
Miner., Abh., Bd. 105, H. 2, Stuttgart, str. 111—132.
Fritsch, W., Meixner, H., Wieseneder, H. 1967, Zur quantita-
tiven Klassifikation der kristallinen Schiefer. 2. Mitteilung. N. Jb. Miner., Mh.,
H. 12, Stuttgart Str. 364—376.
Füchtbauer, H., Müller, G. 1970, Sedimente und Sedimentgesteine.
Sediment-Petrologie, Teil II. Schweizerbart'sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart.
Germovšek, C. 1954, Petrografske preiskave na Pohorju v letu 1952.
Geologija 2, Ljubljana, str. 191—210.
Grad, K. 1963, Raziskave grödenskih skladov v Sloveniji. Arhiv Geolo-
škega zavoda Ljubljana.
Hahn-Weinheimer, P., Luecke, W. 1966, Berechnungen zur Klas-
sifizierung eklogitischer Gesteine. Krystallinikum 4, Prag, str. 55—64.
H a m r 1 a , M. 1957, Geologija ozemlja Vitanje—Zreče—Konjice—Stoprče
v premogovnem mislinjsko-dravinjskem pasu. Arhiv Geološkega zavoda v Ljub-
ljani.
Harder, H. 1961, Beitrag zur Geochemie des Bors, Teil III: Bor in meta-
morphen Gesteinen und im geochemischen Kreislauf. Nachr. d. Akad. d. Wiss.
Göttingen, II. Math.-phys. KL, Nr. 1, Göttingen, str. 1—26.
Hoernes, S. 1971, Petrographische Untersuchungen an Paragneisen des
polymetamorphen Silvrettakristallins. Tschermak's Miner. Petr. Mitt., Bd. 15, H. 1,
Wien.
Kamp, H. von, Weissenbach, N. 1961, Die geologische Neuaufnahme
des Saualpenkristallins (Kärnten). Carinthia II, Mitteilungen des Naturwissen-
schaftlichen Vereins für Kärnten, 71. bzw. 151. Jhg., Klagenfurt, str. 5—40.
Kappel, F. 1967, Die Eklogite Meidling im Tal und Mitterbachgraben im
niederösterreichischen Moldanubikum südlich der Donau. N. Jb. Miner., Abh.,
Bd. 107, H. 3, Stuttgart, str. 266—298.
Kieslinger, A., Beck, H., Teller, F., Winkler, A. 1929, Geo-
logische Karte Unterdrauburg, Wien.
Kieslinger, A. 1935, Geologie und Petrographie des Bachern. Verh.
Geol. B. A., Wien, str. 101—110.
Knauer, E., Matthes, S. 1970, Die Eklogitvorkommen des kristallinen
Grundgebirges in NE-Bayern, V. Die Opakminerale und Rutil der Eklogite und
Eklogitamphibolite des Münchberger Gneisgebietes. N. Jb. Miner., Abh., Bd. 114,
H. 1, Stuttgart, Str. 1—17.
Lodenmann, C. K. W. 1970, Geochemie der Metamorphose im Saualpen-
Kristallin (Ostkärnten), N. Jb. Miner., Abh., Bd. 112, H. 2, Stuttgart, str. 188—218.
Mehnert, K. R. 1968, Migmatites and the Origin of Granitic Rocks. New
York.
Metz, K. 1967, Lehrbuch der tektonischen Geologie. Ferdinand Enke
Verlag, Stuttgart.
222
Mottana, A. 1970, Distribution of Elements among co-existing Phases
in Amphibole-bearing Eclogites. N. Jb. Miner., Abh., Bd. 112, H. 2, Stuttgart,
str. 161—187.
Neugebauer, J. 1970, Alt-paläozoische Schichtfolge, Deckenbau und
Metamorphose-Ablauf im südwestlichen Saualpen-Kristallin (Ostalpen). Ost-
al pen-Tektonik II. Geotektonische Forschungen, H. 35, Stuttgart, str. 23—93.
N i k i t i n , V. V. 1942, Prispevek h karakteristiki eklogitov in amfibolitov
jugovzhodnega Pohorja in k vprašanju o nastanku eklogitov. Razprave mat.-prir.
raz. Akad. znan. umet. Ljubljana, 2, str. 299—362.
Piccoli, G. 1962, Le migmatiti del granito di San Fedelino. Consiglio na-
zionale delle ricerche, Centro di studi geologici e petrografici sulle Alpi, Padova.
P r e V o t, L., Eller, J. P. von, 1963, Le grenat. Présence, nature et signi-
fication de ce minéral dans les séries méthamorphiques. Bull. Serv. carte géol.
Alsace et de Lorraine, T. 16, fase. 3, Strasbourg, str. 175—193.
Riehl-Herwirsch, G. 1970, Zur Altersstellung der Magdalensberger-
serie Mittelkärnten Österreich. Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud., Bd. 19, Wien,
str. 195—214.
Sarantschina, G. M. 1963, Die Fedorow-Methode. VEB Deutscher
Verlag der Wissenschaften, Berlin.
Schönenberg, R. 1967, Uber das Altpaläozoikum der südlichen Ost-
alpen (Karawanken — Klagenfurter Becken — Saualpenkristallin). Geol. Rund-
schau, Bd. 56, Heft 2, Stuttgart, str. 473—480.
Schönenberg, R. 1970, Das variszische Orogen im Räume der Südost-
alpen. Ostalpen-Tektonik II. Geotektonische Forschungen, H. 35, Stuttgart,
Str. 1—22.
Stojanov, R. 1957, Migmatiti Selečke Planine. II. kongres geologa Jugo-
slavije, Sarajevo.
Sch winner, R. 1943, Die'Zentralzone der Ostalpen. Iz: Geologie der
Ostmark. Wien.
St r e h 1, E. 1962, Die geologische Neuaufnahme des Saualpen-Kristallins
(Kärnten). Carinthia II, Mitteilungen des Naturwissenschafthlichen Vereins für
Kärnten, 72. bzw. 152. Jhg., Klagenfurt, str. 46—74.
Teller, F. 1898, Geologische Spezialkarte, Blatt Prassberg an der Sann.
Wien.
Teller, F. 1898, Erläuterungen zur geologischen Karte Prassberg an der
Sann. Wien.
Teller, F., Dreger, J. 1898, Geologische Spezialkarte, Blatt Pragerhof-
Windisch Feistritz. Wien.
Teller, F. 1899, Erläuterungen zur geologischen Karte Pragerhof-Win-
disch Feistritz. Wien.
T h i e d i g , F. 1962, Die geologische Neuaufnahme des Saualpen-Kristallins
(Kärnten). Carinthia II, Mitteilungen des Naturwissenschaftlichen Vereins für
Kärnten, 72. bzw. 152. Jhg., Klagenfurt, str. 21—45.
T h i e d i g , F. 1966, Der südliche Rahmen des Saualpen-Kristallins in
liärnten. Geologische Neuaufnahme des Saualpen-Kristallins, Teil VII. Mitt.
Ges. Geol. Bergbaustud., Bd. 16, Wien, str. 5—70.
Tollmann, A. 1963, Ostalpensynthese. Verlag Franz Deuticke, Wien.
T r ö g e r , E. W. 1959, Optische Bestimmung der gesteinsbildenden Minerale,
Teil 1, Schweizerbart'sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart.
T r ö g e r , E. W. 1967, Optische Bestimmung der gesteinsbildenden Mine-
rale, Teil 2. E. Schv/eizerbart'sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart.
Turner, F. J., Verhoogen, J. 1960, Igneous and Metamorphic Pe-
trology. McGraw-Hill Book Company, New York, Toronto, London.
Turner, F. J. 1968, Metamorphic Petrology. McGraw-Hill Book Company,
New York, Toronto, London.
Weissenbach, N. 1963, Die geologische Neuaufnahme des Saualpen-
kristallins (Kärnten), V. Carinthia II, Mitteilungen des Naturwissenschaftlichen
Vereins für Kärnten, 73. bzw. 153. Jhg., Klagenfurt, str. 5—23.
223
Wieseneder, H. 1969, Der Eklogitamphibolit von Hochgrössen Steier-
mark. Mitteilungsblatt, Abt. für Mineralogie am Landesmuseum Joanneum,
Graz, Str. 12—20.
Winkler, H. 1938, Erläuterungen zur geologischen Spezialkarte der Re-
publik Österreich, Blatt Marburg, Z. 19, Kol. XIII, Nr. 5355, Wien.
W i n k 1 e r, H. G. F. 1967, Die Genese der metamorphen Gesteine. 2. Aufl.
Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, New York.
W i n k 1 e r, H. G. F. 1970, Abolition of Metamorphic Facies. Introduction
of the four Divisions of Metamorphic Stage, and of a Classification based on
Isograds in Common Rocks. N. Jb. Miner., Mh., H. 5, Stuttgart, str. 189—248.
Yod er, H. S., Tilley, C. E. 1962, Origin of Basalt Magmas: An
Experimental Study of Natural and Synthetic Rock Systems. Journ. Petrol.,
Vol. 3, No. 3. Papers from Geophysical Laboratory, Carnegie Institution of
Washington, No. 1387.
2 u r g a, F. 1927, Starost granita na Pohorju. Geogr. vestnik, 2, Ljubljana,
str. 35—37.
Besedilo k tablam 1 do 8
Explanations of Plates 1—8
Tabla 1 — Plate 1
SI. 1. Menjavanje fino zrnatih kremenovo plagioklaznih in muskovitno kloritnih
lamin v filitnem skrilavcu. Plastovitost prehaja v foliacijo
Vzorec 240531 22936, 10 X, nikola //, SW od Velike Kope
Fig. 1. Alternation of fine-grained quartz-plagioclase and muscovite-chlorite
bands of phyllite slate. Bedding transposed into foliation
Specimen 240531/22936, 10 X, niçois //, SW of Velika Kopa
SI. 2. Vtrošnik glinenca, ohranjen v metakeratofirju
Vzorec 21242, 35 X, nikola +, SE od Dravograda
Fig. 2. Meta-keratophyre including a preserved feldspar phenocryst
Specimen 21242, 35 X, niçois +, SE of Dravograd
SI. 3. Almandinov filitni blestnik. Porfiroblast almandina delno spremenjen v
klorit in kremen v zelo drobnozrnati osnovi
Vzorec 2569/647 a/13623, 25 X, nikola //, Volovica
Fig. 3. Almandine phyllite schist. A crystal of garnet partially retrogressively
transformed to chlorite and quartz in the fine-grained matrix
Specimen 2569 647 a'13623, 25 X, niçois //, Volovica
Tabla 2 — Plate 2
SI. 1. Almandinov biotitno muskovitni blestnik z distenom in stavrolitom
Vzorec 24567, 35 X, nikola //, S od Rogle
Fig. 1. Almandine-biotite-muscovite schist with golden staurolite and well-
developed cleavage in disthene
Specimen 24567, 35 X, niçois //, S of Rogla
SI. 2. Protasti distenov biotitni gnajs z almandinom. Lepo vidni zelo drobno-
zrnati agregati distena predstavljajo psevdomorfoze po andaluzitu
Vzorec 545,224 b/9528, 25 X, nikola //, NW od Oplotnice
Fig. 2. Almandine-disthene-biotite flaser gneiss. Fine-grained disthene aggregates
are pseudomorphous after andalusite
Specimen 545/224 b/9528, 25 X, niçois //, NW of Oplotnica
224
Tabla — Plate 1
GEOLOGIJA 14
Hinterlechner-Ravnik: Pohorje
Tabla — Plate 2

GEOLOGIJA 14
Hinterlechner-Ravnik: Pohorje
Tabla — Plate 3
GEOLOGIJA 14
Hinterlechner-Ravnik: Pohorje
Tabla — Plate 4
GEOLOGIJA 14
Hinterlechner-Ravnik: Pohorje
Tabla — Plate 5

GEOLOGIJA 14
Hinterlechner-Ravnik: Pohorje
Tabla — Plate 6
GEOLOGIJA 14
Hinterlechner-Ravnik: Pohorje
Tabla — Plate 7
GEOLOGIJA 14
Hinterlechner-Ravnik: Pohorje
Tabla — Plate 8
GEOLOGIJA 14
Hinterlechner-Ravnik: Pohorje
SI. 3. Almandinov muskovitni blestnik, milonitiziran in diaftoritiziran ob prelomu
Vzorec 2016/602/13770, 25 X, nikola +
Fig. 3. Almandine-muscovite schist phyllonitised along a fault zone
Specimen 2016/602/13770, 25 X, niçois
m
Tabla 3 — Plate 3
SI. 1. Almandinov biotitno muskovitni blestnik, delno diaftoritiziran. V sredini
slike je porfiroblast distena, ob robovih spremenjen v sericit
Vzorec 5167/18741, 25 X, nikola //, Božje
Fig. 1. Almandine-biotite-muscovite schist partially submitted to retrogressive
metamorphism. The central porphyroblast of disthene is marginally altered to
fine mica
Specimen 5167/18741, 25 X, niçois //, Božje
SI. 2. Eklogit s carinthinom
Vzorec 304, 25 X, nikola //, SW od vasi Radkovec
Fig. 2. Eclogite with carinthine having closely spaced cleavage cracks
Specimen 304, 25 X, niçois //, SW of Radkovec village
SI. 3. Retrogradno metamorfozirana bazična kamenina podobna eklogitu. V
osnovi bazični plagioklaz in zoisit. Porfiroblast granata večidel spremenjen
v zeleno rogovačo
Vzorec 331/154/9917, 25 X, nikoda //, NW od Slovenske Bistrice
Fig. 3. Basic eclogite like rock submitted to retrogressive metamorphism. Its
granoblastic groundmass consists of basic plagioclase and zoisite. Large
idiobLastic pink garnets highly altered into green hornblende
Specimen 331/154/9917, 25 X, niçois //, NW of Slovenska Bistrica
Tabla 4 — Plate 4
SI. 1. Protast zelo drobnozrnat amfibolov gnajs z almandinom. Blastomilonitna
struktura
Vzorec 1300/375 a, 25 X, nikola //, NW od Oplotnice
Fig. 1. Fine-grained almandine-hornblende flaser gneiss
Specimen 1300/375 a, 25 X, niçois //, NW of Oplotnica
SI. 2. Kvarcit z distenom in porfiroblastom almandina
Vzorec 726/18417, 85 X, nikola //, NW od Oplotnice
Fig. 2. Almandine-disthene quartzite
Specimen 726/18417, 85 X, niçois //, NW of Oplotnica
SI. 3. Drobnozrnati muskovitno biotitni gnajs
Vzorec 707/11/14105, 25 X, nikola S od zaselka Rakovec
Fig. 3. Fine-grained muscovite-biotite gneiss
Specimen 707/11/14105, 25 X, niçois S of Rakovec hamlet
Tabla 5 — Plate 5
81.1. Muskovitno biotitni očesni gnajs s porfiroblasti ortoklaza, delno mikro-
kliniziranega
Vzorec 5721 A, 10 X, nikola +, E od Mislinje
Fig. 1. Muscovite-biotite augen gneiss. Porphyroblasts of orthoclase showing
transitions to microcline
Specimen 5721 A, 10 X, niçois E of Mislinja
SI. 2. Pegmatitni gnajs z blastomilonitno strukturo
Vzorec 656/315, 25 X, nikola +, NW od Oplotnice
Fig. 2. Pegmatite gneiss
Specimen 656/315, 25 X, niçois NW of Oplotnica
15 — Geologija 14	225
SI. 3. Andaluzitno biotitni blestnik
Vzorec 24165, 35 X, nikola //, S od Črnega vrha
Fig. 3. Andalusite-biotite schist
Specimen 24165, 35 X, niçois //, S of Crni vrh
Tabla 6 — Plate 6
SI. 1. Dunit delno serpentiniziran. Prečno poteka žilica lojevca
Vzorec 484/209, 25 X, nikola //, NW od Slovenske Bistrice
Fig. 1. Partially serpentinized dunite. Cross vein of talc
Specimen 484/209, 25 X, niçois //, NW of Slovenska Bistrica
SI. 2. Biotitni tonalit z oscilacijsko conarnimi plagioklazi in zdrobljenim kremenom
Vzorec 24419/22924, 25 X, nikola +, N od Črnega vrha
Fig. 2. Biotite tonalité. Its plagioclase shows oscillatory zoning and quartz mortar
structure
Specimen 24419/22924, 25 X, niçois +, N of Crni vrh
SI. 3. Biotitni dacit. Mikrokristalna osnova, vtrošniki plagioklaza, biotita in
kremena (eno zrno)
Vzorec 24365 III/21690, 25 X, nikola //, W od Črnega vrha
Fig. 3. Biotite dacite. Microcrystalline matrix, phenocrysts of plagioclase, biotite,
and quartz (one grain only)
Specimen 24365 III/21690, 25 X, niçois //, W of Crni vrh
Tabla 7 — Plate 7
SI. 1. Migmatit. Pegmatitni gnajs z biotitnim gnajsom. S od zaselka Rakovec
Fig. 1. Migmatite. Pegmatite gneiss with biotite gneiss. South of Rakovec hamlet
SI. 2. Biotitni gnajs in konkordantni pegmatitni gnajs. Ob Ločnikarici
Fig. 2. Biotite gneiss with pegmatite gneiss. At Ločnikarica brook
Tabla 8 — Plate 8
SI. 1. Tonalitni različki. Spremembe v barvi, sestavi in zrnavosti so paralelne
ploskvam foliacije. Kamnolom Lukanija
Fig. 1. Tonalité differentiates. Changing in colour, composition and grain size
along foliation planes. Lukanija quarry
SI. 2. Biotitni vključek v tonalitu, paralelen lineaciji. Verjetno gre za biotitiziran
amfibolit. Kamnolom Lukanija
Fig. 2. Biotite inclusion in tonalité, highly dissolved and oriented parallel to
lineation. Probably biotitized amphibolite. Lukanija quarry
226