YU ISSN 0016-7789 GEOLOGIJA RAZPRAVE IN POROČILA 25. KNJIGA 2. del GEOLOGIJA LETO 1982 25. KNJIGA 2. del Str. 209 do 356 LJUBLJANA GEOLOGIJA RAZPRAVE IN POROCiLA Od leta 1978 dalje (21. knjiga) izhaja GEOLOGIJA dvakrat na leto, v juniju (1. del) in decembru (2. del), da bi imeli avtorji možnost hitreje objaviti svoja dela Izdajatelja: Geološki zavod in Slovensko geološko društvo, Ljubljana Glavni in odgovorni urednik: Stefan Kolenko, Yu 61000 Ljubljana, Parmova 33 Uredniški odbor: M. Drovenik, M. Iskra, S. Kolenko, D. Kuščer, A. Nosan, M. Pleničar in L. Žlehnik Naklada: 1000 izvodov Letna naročnina: 400 din Tisk in vezava: LJUDSKA PRAVICA, Ljubljana, Kopitarjeva 2 V letu 1982 financirata: Raziskovalna skupnost Slovenije in Geološki zavod, Ljubljana From 1978 (Volume 21), GEOLOGIJA appears biannually, in June (Part 1) and December (Part 2), to advance our publishing activity by a more rapid printing of the submitted papers Published in Ljubljana by the Geological Survey and the Slovene Geological Society Editor-in-Chief: Stefan Kolenko, Yu 61000 Ljubljana, Parmova 33 Editorial Board: M. Drovenik, M. Iskra, S. Kolenko, D. Kuščer, A. Nosan, M. Pleničar, and L. Zlehnik Subscription price: $ 14 per year Printed by LJUDSKA PRAVICA, Ljubljana, Kopitarjeva 2 GEOLOGIJA 25/2, 209—356 (1982), Ljubljana VSEBINA — CONTENTS Paleontologija — Paleontology Jelen, B., Kušej, J. Quantitative palynological analysis of Julian clastic rocks from the lead-zinc deposit of Mežica.......................213 Kvantitativna palinološka analiza julijskih klastičnih kamenin v mežiškem rudišču...........................221 özer, S. Three new species of the genus Gorjanovicia Polsak from Kocaeli region (Northwestern Anatolia).....................229 Sedimentologija — Sedimentology Pungartnik, M., Brumen, S. & Ogorelec, B. Litološko zaporedje karnijskih plasti v Mežici............237 Lithologie succession of Carnian beds at Mežica...........248 Petrologija — Petrology Hinterlechner-Ravnik, A. Pohorski eklogit........................251 Eclogite from the Pohorje Mountains...............285 Geokemija — Geochemistry Omaljev, V. Raspodela U, Th i K u alevrolitima, psamitima i psefitima Zirovskog vrha . 289 Distribution of U, Th, and K in siltstone, psammitic and psephitic rocks of Zirovski vrh.........................304 Hiđrogeologija — Hydrogeology Krivic, P. Transmission des ondes de marée à travers l'aquifère côtier de Kras . . . 309 Razširjanje valov plimovanja skozi obalni vodonosnik Krasa......309 Geofizika — Geophysics Ravnik, D., Verbovšek, R. & Premru, U. Gostota Zemljinega toplotnega toka v konjiški udorini.........327 Heat flow density in the fault basin of Konjice............327 Prelovšek, P., Babic, M. & Uran, B. Meritve toplotne prevodnosti kamenin z izboljšano metodo grelne žice . . . 335 Thermal conductivity measurements on rocks by improved hot wire method 335 Vukašinović, S. Zemljina kora na potezu Pula—Maribor u svetlu aeromagnetskih podataka 341 Composition of Earth's crust along Pula—Maribor section as based on aero- magnetic data.........................348 Nove knjige — Book Reviews Frank Moseley: Übungen zur geologischen Karteninterpretation..... 349 Hisaharu Igo: Permian Conodont Biostratigraphy of Japan......... 349 Gerd Gudehus: Bodenmechanik................... 350 Helmut Schröcke & Karl-Ludwig Weiner: Mineralogie........... 351 Helmut Prinz: Abriß der Ingenieuregeologie.............. 353 GEOLOGIJA GEOLOGICAL RAZPRAVE IN POROČILA TRANSACTIONS AND REPORTS Ljubljana • 1982 • 25. knjiga. 2. del »Volume 25, Part 2 GEOLOGIJA 25/2, 213—227 (1982), Ljubljana UDK 561:551761(497.12) = 836 Quantitative palynological analysis of Julian clastic rocks from the lead-zinc deposit of Mežica Kvantitativna palinološka analiza julijskih klastičnih kamenin v mežiškem rudišču Bogomir Jelen Geološki zavod, 61000 Ljubljana, Parmova 37 Janko Kušej Rudnik in topilnica svinca Mežica, 62392 Mežica Abstract The calcareous-dolomitic sequence of the Karman at Mežica is inter- bedded with three horizons of clastic rocks. Through the palynological assemblages of the 1st horizon a deltaic environment is reflected; spores of pteridophytes being abundant. An ammonoid biocoenose, reported from this horizon previously, may possibly not be autochthonous. The 2nd hori- zon is characterized by the spores of mangrove trees. In the 3rd horizon xerophytic elements prevail. By the frequency distribution of spores, pol- len, and acritarchs a decreasing deltaic influence and an ever increasing marine influence is indicated from the 1st through the 2nd to the third horizon. By the combination Camerosporites secatus and Ovalipollis pseu- doalatus the northern belt of the equatorial Karnian palynofloristic do- main is recognized. Kratka vsebina V zaporedju apneno-dolomitnih plasti karnijske stopnje v Mežici so trije horizonti klastičnih kamenin. Palinološki facies 1. horizonta kaže na okolje rečne delte. Vsebuje veliko spor pteridofitov. Amonoidna bio- cenoza, o kateri poročajo v literaturi, pa verjetno ni avtohtona. Za drugi horizont so značilne spore vegetacije mangrova. V 3. horizontu prevladu- jejo kserofitni elementi. Iz pogostnosti spor, peloda in akritarhov izhaja, da je vpliv rečne delte na sedimentaci j o postopno ponehaval od prvega prek drugega do tretjega horizonta in da je v tej smeri naraščal vpliv morskega okolja. Camerosporites secatus in Ovalipollis pseudoalatus po- menita, da je bila v karnijski dobi Mežica del severnega pasu širokega ekvatorialnega palinoflorističnega območja. 214 Bogomir Jelen & Janko Kušej Introduction Mežica lead-zinc mine is situated north of the Periadriatic lineament in the eastern part of the Northern Karawanken Alps (fig. 1). In the Karnian deposits of this region carbonate rocks - limestone and dolomite - prevail. Between the carbonates maries, shales and sandstones are interbedded. These clastic rocks have played an important role in the genesis of ore as well as in tectonic move- ments. The miners called them "Cardita" and/or "Raibler" beds (A. Z o r c , 1955). There are three horizons of clastic rocks, recently designated as the 1st, 2nd and the 3rd shale. Since the lithology of the 1st, 2nd and the 3rd shale is not uniform it is however incorrect to apply the term "shale". I. Struci (1971) mentioned in the "shales" the following types of rocks: shales, maries, marly limestone and sandstone. For this reason in this paper the terms 1st, 2nd, and the 3rd shale are changed into the 1st, 2nd and the 3rd clastic horizon. Not only in the mining area but also in the Northern Karawanken Alps as a whole, these horizons are playing an important role in the stratigraphi- cal subdivision of Karnian rocks (fig. 2). Because the tectonic setting is rather complicated the stratigraphical and structural position of individual clastic horizons is usually not clear, even when rare micro- or macrofossils occur. The problem of the stratigraphical and structural position is well marked in exploration boreholes where a small part of rock is examined. In the Mežica mining area there are still many unsolved geological problems. For example the clastic horizon bordering the lead-zinc deposit Graben to the south has an unknown stratigraphical and tectonic position. The question is whether the ore bearing reef limestone occurs in normal or in inverse position, and whether it is Cordevolian or Julian in age. A reliable answer to this question is important for the mining development in this area. There are more problems in the southern part of the Northern Karawanken Alps where a lagoonal facies of Longobardian and Karnian age passes laterally into a deeper facies — the Partnach facies. In the absence of realistic criteria it has always been very difficult to correlate chronostratigraphically both facies. Because of the possibilities of palynology in Triassic stratigraphy, we intro- duced palynological research as an aid to the solution of geological problems, important for the mining development. Quantitative palynological analysis Palynological research of the three clastic horizons in the Mežica mining area includes both qualitative and quantitative analysis. A paper on the qualitative analysis is in preparation. The quantitative analysis is based on relative frequencies of morphological groups of palynomorphs. This method was introduced by H. Visscher and C. J. van der Zwan (1981). Histograms, corresponding to each of the clastic horizons are presented in fig. 2. The observed range of relative frequencies for each morphological group is shown in fig. 3. Additional statistical analysis is in progress. However, the information so far available about the quantitative distri- bution of palynomorphs in the three clastic horizons in the Mežica mining area is already a sufficient base for their stratigraphical subdivision on a local scale. Quantitative palynological analysis of Julian clastic rocks from Mežica 215 The histograms of fig. 2 represent the most characteristic examples of rela- tive frequencies of morphological groups of palynomorphs found in assemblages from each of the three clastic horizons. The histograms (N = 5) from the 1st clastic horizon are characterized by the bimodal distribution of morphological groups of palynomorphs. The highest peak is on the side of the typical hygrophytic elements. The small peak is found on the side of xerophytic elements. Fig. 1. Geology (after I. Struci, 1970) and location of the palynological samples examined in the Mežica mine SI. 1. Geologija (po I. Štruclu, 1970) in lokacija palinoloških vzorcev v mežiškem rudniku 1 Upper Miocene beds Zgornjemiocenske plasti 2 Mezozoic beds Mezozojske plasti 3 Palynologically examined area Palinološko raziskano področje 4 Paleozoic mica schist, phyllite and greenschist Paleozojski sljudni skrilavec, filit in zeleni skrilavec 5 Porphyritic dacite Porfiritni dacit 6 Tonalité Tonalit 7 Diabase Diabaz 8 Granodiorite Granodiorit 9 Erosional unconformity Erozijska diskordanca 10 Fault with down thrown side Prelom z ugreznjenim krilom 11 Overthrust Nariv 216 Bogomir Jelen & Janko Kušej A Monolete acavate spores Monoletne akavatne spore B Trilete acavate laevigate or apiculate spores Triletne akavatne levigatne in apikulatne spore C Trilete acavate murornate spores Triletne akavatne murornatne spore D Trilete cingulate and zonotrilete spores Triletne cingulatne in conotriletne spore E Aratrisporites group Skupina Aratrisporites F Porcellispora complex Porcellispora kompleks G Monosulcate pollen grains Monosulkatni pelod H Ovalipollis complex Ovalipollis kompleks I Alete (proto) bisaccate pollen grains Aletni (proto) bisakatni pelod J Samaropollenites K Taeniate (proto) bisaccate pollen grains Teniatni (proto) bisakatni pelod L Triadispora complex Triadispora kompleks M Vesicate pollen grains Vezikatni pelod M фт-otoì monosaccate pollen grains '■"'^roto) monosakatni pelod O rircumpollis group Circumpollis skupina U Leiosphaeridia V Micrhystridium Z Dictyotidium Y Veryhachium U V Z Y Microphytoplankton — Acritarchs Mikrof itoplankton — akritarhi Hygrophile elements Higrofilni elementi A B C D E F GIH I JIK L M N O Xerophile elements Kserofilni elementi Fig. 2. Relative frequency distribution of the morphological groups of palynomorphs from three clastic horizons in the Mežica ore deposit (Code of the samples examined: M—7/+549, II/l and III/l). Method introduced by H. Visscher and C. I. van der Zvann (1981) Columnar section after J. Kušej SI. 2. Porazdelitev relativnih frekvenc morfoloških skupin palinomorf iz treh klastič- nih horizontov mežiškega rudišča (Oznake vzorcev: M—7/ + 549, II 1 in III/l). Metoda po H. Visscherju in C. I. van der Zwannu (1981). Stratigrafsko zaporedje po J. Kušeju Quantitative palynological analysis of Julian clastic rocks from Mežica 217 218 Bogomir Jelen & Janko Kušej The histograms (N = 3) from the 2nd clastic horizon are characterized by a third peak represented by the morphological group E (Aratrisporites). The prominence of the first and the second peaks varies considerably within indi- vidual assemblages. The peak of morphological group E is always very high. The histograms (N = 3) from the 3rd clastic horizon are characterized by the absence of a peak on the side of the typical hygrophytic elements. The increase of the relative and the absolute frequency of the microphytoplankton is a new characteristic of this horizon. Fig. 3. Range of variation of the relative frequency for morphological groups of palynomorphs from the clastic horizons at Mežica SI. 3. Variacij ske širine relativne frekvence morfoloških skupin palinomorf iz klastičnih hori- zontov v Mežici From the quantitative analysis we may conclude that the morphological groups of palynomorphs A, B, E, G, M, N, O, V, Z have a constant distributional trend from the 1st through the 2nd to the 3rd clastic horizon (fig. 3). The clear- ness of this trend is obscured by the range of variation of the relative frequency for morphological groups from the 2nd clastic horizon (for example morpholo- gical group A) as well as by the range of variation of relative frequency of morphological group in samples taken just under the top of the 1st clastic hori- zon (for example maximum values of the relative frequency of groups M, N, and O). We believe that this irregularity could well be caused by the unstable-transi- tional-conditions in the time between deposition of the 1st and the 3rd clastic horizon. The relative frequency of morphological groups A, B, and G is decreasing from the 1st to the 3rd clastic horizon. On the other hand the relative frequency of groups M, N, O, V, Z is increasing in the same direction. Stratigraphical discrimination between the 1st and the 3rd clastic horizon is possible on the base of the relative frequencies of morphologicah groups A, B, N, O, and Z. Additio- Quantitative palynological analysis of Julian clastic rocks from Mežica 219 naly we can use the maximum values of the relative frequency of groups G, M, V. The 2nd clastic horizon is discriminated from the 1st and the 3rd horizon by the value of the relative frequency of the morphological group E. Distributional trends of spores, pollen grains and acritarchs from the 1st through the 2nd to the 3rd clastic horizon is shown on a diagram of mean values of relative frequencies (fig. 4). The prevailing hygrophytic elements in the 1st clastic horizon reflect the existence of a fluviatile-deltaic environment and we can speculate about a strong influence of this environment on the sedimen- tation of the 1st clastic horizon. Among the hygrophytic elements spores of pteridophytes, typical for the coal facies of the Alpine Lunz beds and the Ger- manic "Schilfsandstein" are dominant. The Lunz beds and the "Schilfsand- stein" represent a fluviatile-deltaic coal-bearing facies within an arid climatic Fig. 4. Distribution trend of spores, pollen and acritarchs in the direction from the 1st towards the 3rd clastic horizon interbedded in the limestone and dolomite succession at Mežica SI. 4. Tendenca v porazdelitvi spor, peloda in akritarhov od 1. proti 3. klastič- nemu horizontu v Mežici 220 Bogomir Jelen & Janko Kušej belt (H. Visscher & C. J. van der Zw ar, 1981, 632). A regional arid background is evident by the small peak on the side of xerophytic elements. The relative frequency of hygrophytic and xerophytic elements in the 2nd clastic horizon varies considerably. From the information on fig. 3 one may deduce interruptions in the regime of fluviatile-deltaic environment. The peak of the xerophytic elements is sometimes rather prominent. The absolute frequency of xerophytic elements is also increasing. The peak of the Aratrisporites group suggests optimal conditions for the flourishing of lycopodiophytic mangrove vegetations, a new environment during the time of sedimentation of the 2nd clastic horizon. The hygrophytic elements strongly decrease in the 3rd clastic horizon. Here we can always find a large peak on the side of the xerophytic elements. The elements of an upland flora and the flora of salt swamps of undoubted or presumed coniferalean affinity prevail. Our conclusion is that the fluviatile- -deltaic regime had disappeared. Relative and absolute frequencies of acritarchs are increasing from the 1st through the 2nd to the 3rd clastic horizon (figs. 3, 4). The formgenera Leiosphae- ridia and Micrhystridium are supposed to have lived in more agitated water near the coastline (I. K. L e n t i n & G. L. W i 11 i a m s , 1980, 13; F. L. S t a p - lin, 1961, 397). The first-mentioned authors also suggest that Leiosphaeridia and Micrhystridium characterize the beginning and the end of transgressions, the formgenus Veryhachium is not present in the 1st clastic horizon. According to A. Horowitz (1975, 75) this formgenus inhabited a more open, shallow and quiet marine environment. Some palynologists (W. A. B r u g m a n) state that the formgenus Dictyotidium had the same ecological preference as Very- hachium. According to the distribution of spores, pollen grains and acritarchs in the 1st, 2nd and the 3rd clastic horizon it is supposed that the marine influ- ence during the time of sedimentation of the 1st clastic horizon was subordinate. The marine influence was increasing in the 2nd clastic horizon, and completely prevails in the 3rd clastic horizon. We expect that the research of oxygen and carbon isotope composition of the rock and the macrofauna from the three clastic horizons will confirm the picture as based on the distribution of spores, pollen grains and acritarchs. From the 1st clastic horizon ammonoids are known (A. Ramovš, 1974, 128; B. Jurkovšek, 1978). Not only the present palynological but also sedimentological investigations (M. Pungartnik et all., in preparation) question the autochthonous nature of this ammonoid biocoenose. Palynological assemblages of the three clastic horizons belong to the northern palynofloras of the wide equatorial palynofloristic domain. These assemblages are characterized by the Camerosporites secatus-Ovalipollis pseudoalatus asso- ciation (H. Visscher & C.J. van der Zwan, 1980,629). Conclusions (1) We can use the distribution of relative frequencies of morphological groups of palynomorphs for the palynostratigraphical discrimination of the three clastic horizons on a local scale. (2) The possibility of a palynostratigraphi- cal discrimination may be practically applied with regard to the solution of stra- Kvantitativna palinološka analiza julijskih klastičnih kamenin v Mežici 221 tigraphical and tectonic problems related to mining geology. (3) Hygrophytic elements from the 1st clastic horizon, among which the spores of pteridophytes typical for the coal bearing facies of the Lunz beds and the "Schilfsandstein" prevail, reflect a fluviatile-deltaic environment. (4) By the frequency distri- bution of spores, pollen grains, and acritarchs an decreasing deltaic influence and an ever increasing marine influence is indicated from the 1st trough the 2nd to the 3rd horizon. (5) A new environment is reflected in the 2nd clastic horizon by the flourishing of a mangrove vegetation. (6) The influence of the fluviatile-deltaic regime disappears at the end of the 3rd clastic horizon. (7) At the time of deposition of the 3rd horizon prevail the xerophytic elements of an upland flora and the flora of salt swamps with an undoubted or presumed coniferalean affinity. (8) There is a question, whether the ammonoids from the 1st clastic horizon represent an autochthonous biocoenose. (9) Palynological assemblages belong to the northern palynofloras of the equatorial domain of Ladinian-Karnian times. Acknowledgments One of the authors (B. Jelen) obtained a scholarship from the Govern- ment of the Netherlands for study at the Laboratory of Paleobotany and Paly- nology, State University of Utrecht. He received much aid from the staff and students. He has benefited greatly from the courtesy and kind advice of mentors Prof. Dr. H. Visscher, Dr. W. A. Brugman and Dr. R. E. B e s e m s. They transmited their original ideas to him without any hesitation. Kvantitativna palinološka analiza julijskih klastičnih kamenin v mežiškem rudišču Povzetek V mežiškem rudišču se večkrat srečujemo s problemom določitve prave geološke lege določenih plasti. Kot primer naj navedemo problematiko v zvezi z nezanesljivo stratigrafsko uvrstitvijo klastičnega pasu, ki omejuje rudišče Graben proti jugu. бе vedno je sporno, ali gre v tem rudišču za normalno lego rudonosnega grebenskega apnenca pod klastičnim horizontom, ali za inverzno. Možnih je več interpretacij, ni pa potrebno posebej poudarjati, kako pomembna je za nadaljnje raziskave stratigrafska uvrstitev rudonosnega grebenskega apnenca. Se več problemov se pojavlja v južnih delih severnih Karavank, kjer lagunske karbonatne sedimentne kamenine langobardske in cordevolske podstopnje za- menjujejo globokomorski sedimenti partnaškega faciesa. Kjer so te sedimentne kamenine v stiku z julijskimi plastmi, je njihova stratigrafska razmejitev pro- blematična. Da bi prispevali k reševanju geološke problematike, smo se lotili kvantita- tivne palinološke analize klastičnih horizontov v krovnini rudonosnega apnenca mežiškega rudišča. Pripravlja pa se tudi kvalitativna analiza inventarja (B. Je- len & J. Kušej neobjavljeno poročilo). Uporabljena kvantitativna metoda temelji na določevanju relativnih frek- venc morfoloških skupin palinomorf. Metodo sta uvedla H. Visscher in 222 Bogomir Jelen & Janko Kušej C. J. van der Zwan. Ustrezni histogram je za vsak klastični horizont pri- kazan na si. 2. Variacijska širina vrednosti relativne frekvence posameznih morfoloških skupin palinomorf pa je dana na si. 3. Statistična analiza je še v delu. Toda že sedanja stopnja poznavanja kvantitativne porazdelitve palinomorf v treh horizontih klastičnih kamenin mežiškega rudišča je omogočila njihovo razlikovanje na lokalnem nivoju tudi v primerih, ko njihov stratigrafski položaj ni bil določen. Na si. 2 vidimo histograme, ki kažejo značilno porazdelitev morfoloških skupin palinomorf v klastičnih horizontih julijske podstopnje na območju mežiškega rudišča. Za histograme 1. klastičnega horizonta (N = 5) sta značilna dva viška; prvi, večji, na strani tipičnih higrofitnih elementov in drugi, manjši, na strani tipič- nih kserofitnih elementov. V histogramih 2. klastičnega horizonta (N = 3) se pojavi še tretji višek. Velikosti prvega in drugega viška sta lahko zelo razli.čni. Tretji, ki ga da morfološka skupina E, je vedno visok. Za histograme 3. klastičnega horizonta (N = 3) je značilno, da nimajo več viška tipičnih higrofitnih elementov. Dvig relativne frekvence mikrofitoplank- tona je naslednja značilnost 3. klastičnega horizonta. Kvantitativna analiza je pokazala, da imajo morfološke skupine palinomorf A, B, E, G, M, N, O, V, Z stalno porazdelitveno tendenco, ki je vidna iz zbirnega diagrama variacijskih širin na si. 3. Razločnost porazdelitvene tendence v smeri od 1. proti 3. klastičnemu horizontu motijo variacijske širine relativne frek- vence morfoloških skupin v 2. klastičnem horizontu (npr. morfološka skupina A 2. klastičnega horizonta) in relativne frekvence morfoloških skupin tik pod krovnino 1. klastičnega horizonta (npr. maksimalne vrednosti morfoloških sku- pin M, N, O). Motnje so verjetno posledica nestabilnih — prehodnih — razmer v dobi med 1. in 3. klastičnim horizontom. Za morfološke skupine A, B, G je značilno upadanje relativne frekvence od 1. proti 3. klastičnemu horizontu, medtem ko relativna frekvenca morfoloških skupin M, N, O, V, Z v isti smeri narašča. 1. in 3. klastični horizont se ločita med seboj po relativnih frekvencah mor- foloških skupin A, B, N, O in Z. Dodatno so uporabne tudi visoke vrednosti relativnih frekvenc G, M in V. Drugi klastični horizont se loči od prvega in tretjega po vrednosti relativne frekvence morfološke skupine E. Porazdelitveno težnjo spor, peloda in akritarhov od 1. proti 3. klastičnemu horizontu kaže diagram srednjih vrednosti njihove relativne frekvence na si. 4. V prevladovanju higrofitnih elementov v 1. klastičnem horizontu se odraža močan vpliv fluviatilno-deltnega okolja na sedimentacijo. Med elementi pre- vladujejo spore pteridofitov, tipične za premogov facies, npr. za lunškega ali schilfsandsteinskega, ki sta fluviatilna faciesa aridnega klimatskega pasu (H. Visscher & C. J. van der Zwan, 1981, 632). V manjšem višku na strani kserofitnih elementov in v njihovi majhni absolutni frekvenci se odra- ža vpliv aridnega zaledja. Vrednosti relativne frekvence higrofitnih in kserofitnih elementov v drugem horizontu so zelo različne. Slika 3 kaže, da je v času njegove sedimentad j e ponehaval vpliv fluviatilno-deltnega okolja. Zato se višek na strani kserofitnih Kvantitativna palinološka analiza julijskih klastičnih kamenin v Mežici 223 elementov poveča, na levi pa zmanjša. Poveča se tudi absolutna frekvenca ksero- fitnih elementov. Veliki višek skupine Aratrisporites, tj. spor likopodofitov, tvorcev vegetacije mangrova, kaže na optimalno okolje za njihov razcvet, torej na novo okolje. Higrofitni elementi so popolnoma nazadovali v času sedimentacije 3. klastič- nega horizonta. Veliki višek se preseli na stran kserofitnih elementov. Prevladu- jejo elementi kopenske flore in flore slanih močvirij, ki bi mogli pripadati iglavcem. Vpliv fluviatilno-deltnega okolja na sedimentacijo je prenehal. Relativna in absolutna frekvenca akritarhov naraščata od prvega proti tret- jemu horizontu (si. 3 in 4). Oblikovna rodova Leiosphaeridia in Micrhystridium sta značilna za energijsko razgibani priobalni pas in naj bi označevala začetek in konec transgresije (J. K. Lentin & G. L. Williams, 1980,13; F. L. S t a p 1 i n, 1961, 397). Oblikovni rod Veryhachium v 1. horizontu ne nastopa. Veryhachium je značilen za bolj odprto plitvo mirno morsko okolje (A. H o r o - witz, 1975, 75). Nekateri raziskovalci so mišljenja, da je imel oblikovni rod Dictyotidium podobno ekološko preferenco (W. A. Brugman, v razgovoru). Na podlagi porazdelitve spor, peloda in akritarhov predpostavljamo, da je bil morski vpliv v času sedimentacije prvega klastičnega horizonta neznaten. Porastel je v drugem in je bil najmočnejši v tretjem horizontu. V 1. klastičnem horizontu so našli amonite (A. Ramovš, 1974, 128; B. Jurkovšek, 1978). Vendar palinološko-facialne in sedimentološke (Pungartnik et all., v pripravi za tisk) raziskave nasprotujejo možnosti obstoja avtohtone amonitne biocenoze v 1. klastičnem horizontu. Združba peloda v julijskih klastičnih horizontih mežiškega rudišča pripada severnemu pasu širokega ekvatorialnega palinoflorističnega področja karnijske dobe, ki ga karakterizira palinoflora Camerosporites secatus-Ovalipollis pseudo- alatus. Na jugu meji na osrednji pas mešane palinoflore z elementi severnega in južnega ekvatorialnega pasu Camerosporites secatus-Ovalipollis pseudoalatus- -Samaropollenites speciosus, ki se razteza čez južno in zahodno obrobje Paleo- tetide (H. Visscher & C. J. van der Zwan, 1981, 629). References Horowitz, A. 1975, Espèces du genre Veryhachium du Permo-Trias du Sud d'Israel. Rev. Micropaléontologie, 17, 2, 75—80, Paris. Jurkovšek, B. 1978, Biostratigrafija karnijske stopnje v okolici Mežice. Geo- logija, 21, 2, 173—208, Ljubljana. Lentin, J. K. & Williams, G. L. 1980, Dinoflagellate provincialism with emphasis on Companian Peridiniaceans. A ASP, Cont. Ser. 7, 1—46, pl. 1, Dallas. Ramovš, A. 1974, Paleontologija. 155 str., Univerza Edvarda Kardelja, Ljub- ljana. S t a p 1 i n , F. L. 1961, Reef-controlled distribution of Devonian microplancton in Alberta. Paleontology, 4, 3, 392—424, pis. 48—51, London. Struci, I. 1970, Stratigrafske in tektonske razmere v vzhodnem delu severnih Karavank. Geologija, 13, 5—20, Ljubljana. Visscher, H. & van der Zwan, C. J. 1981, Palynology of the Circum- Mediterranean Triassic: Phytogeographical and paleoclimatological implications. Geol. Rundschau, 70, 2, 625—636, Stuttgart. Struci, I. 1971, On the Geology of the Eastern Part of the Northern Karawan- kes with Special Regard to the Triassic Lead-Zinc-Deposits. In: Sedimentology of parts of Central Europe. Guidebook. Verlag Waldemar Kramer Frankfurt am Main. Z o r c, A. 1955, Rudarsko geološka karakteristika rudnika Mežica. Geologija, 3, 24—28, Ljubljana. 224 Bogomir Jelen & Janko Kušej Plate 1 — Tabla 1 1. Leschikisporis aduncus (morph. gr. A) X 600 2. Aulisporites astigmosus (morph. gr. B) X 600 3. Rogalskaisporites cicatricosus (morph. gr. C) X 900 4. Camerozonosporites rudis (morph. gr. D) X 600 5. Aratrisporites sp. (morph. gr. E) X 600 6. Porcellispora sp. (morph. gr. F) X 600 7. Cycadopites sp. (morph. gr. G) X 900 8. Ovalipollis pseudoalatus (morph. gr. H) X 600 morph. gr. = morphological group — morfološka skupina Plate 1 — Tabla 1 2 — Geologija 25/2 226 Bogomir Jelen & Janko Kušej Plate 2 — Tabla 2 1 Alete (proto) bisaccate pollen grain (morph. gr. I) X 600 Aletni (proto) bisakatni pelod 2 Lunatisporites acutus/noviaulensis (morph. gr. K) X 600 3 Enzonalasporites vigens (morph. gr. M) X 600 4 Patinasporites densus (morph. gr. N) X 600 5 Paracirculina maljawkinae (morph. gr. O) X 600 6 Leiosphaeridia sp. (morph. gr. U) X 600 7 Micrhystridium sp. (morph. gr. V) X 600 8 Veryhachium sp. (morph. gr. Y) X 900 9 Dictyotidium tenuiornatum (morph. gr. Z) X 600 morph. gr. = morphological group — morfološka skupina Plate 2 — Tabla 2 GEOLOGIJA 25/2, 229—236 (1982), Ljubljana UDK 56:594.1(560) = 20 Three new species of the genus Gorjanovicia Polsak from Kocaeli region (Northwestern Anatolia) Sacit özer Ege Universités! Yerbilimleri Fakültesi Jeoloji Bölümü, Bornova-Izmir Abstract Three new species (G. polsaki n. sp., G. kayae n. sp. and G. akyoli n. sp.) of the genus Gorjanovicia Polsak have been determined from the Campanian beds at Köseler village in Northwestern Anatolia. Introduction In the Kocaeli region, the Upper Cretaceous rocks are represented mainly by rudistid limestones. K. Erguvanli (1949) has discovered rudistid lime- stone with Campanian age in the Hereke-Gebze area. I. E. Al t mil (1968) studied the geology of the Kocaeli-Hereke area and also found the rudists in the Campanian limestone. O. Kaya (personal communication, 1981) has recently made a detailed geologic investigation and collected many specimens of rudistid fauna in the Upper Cretaceous of Kocaeli region. The studied samples has been collected by Kaya from a location, approxi- mately 2 km south of Köseler village (map reference G 23-a 4). The rock unit that includes the material is of small-size reefy buildup of rudistids, at the base of the well known Latest Cretaceous limestone-limy mudrock sequence of Northwestern Anatolia. In the area of collection this basal unit unconformably overlies the older Triassic beds. The examination of this collection, of the genus Gorjanovicia Polsak revealed the presence of the three new species. On the otherhand, new species of Gorjano- vicia are associated with Vaccinites inaequicostatus Münster, Gorjanovicia cf. costata Polsak, Gorjanovicia sp., Miseia sp. and Radiolitids. Associated rudistid fauna and previous studies show that three new species are of Campanian age. 230 : Sacit özer Fig. 1. Location map Systematic Study Classis LAMELLIBRANCHIATA Ordo Rudistida Lamarck, 1819 Familia Radiolitidae Gray, 1848 Genus Gorjanovicia Polsak, 1967 Gorjanovicia polsaki n. sp. PI. 1, Figs. 1, 2 Derivatio nominisi This new species is dedicated to Dr. Ante Polsak who has made many valuable works on rudists. Material : Holotype and paratype with lower valves. H o 1 o t y p u s : Pl. 1, Figs. 1, 2, with lower valve is deposited at the Ege Üniversitesi Yerbilimleri Fakültesi, Jeoloji Bölümü, with No. 2568. Diagnosis : Siphonal bands concave, interband bulge. Ligamental pillar inclined toward the anterior, head of ligament with two lobs. Descriptio : Lower valve is conical. The diameter is 3,2 cm, the height is 7.5 cm at posterior. The shell surface is covered with longitudinal costae of 1 mm width. Anterior siphonal band is 4 mm wide and concave. The wide of posterior siphonal band is 6 mm and it has 3 costules. Interband is bulge and 4 mm wide. Probably, there are 2 costules on the interband. The ligamental groove is 3 mm wide and decreases toward the end of cone. Thickness of the outer layer is 4—5 mm. Ligamental pillar inclined towards anterior and it has 3 mm length. The head of ligament has two lobs and elongated towards anterior. The posterior tooth B is more nearer to the ligament than the anterior tooth B'. The anterior accessory cavity can be preserved. Three new species of the genus Gorjanovicia Polsak from Kocaeli region 231 Discussio: G. polsaki n. sp. differs from the other species of the Gorja- novicia by the position of ligamental pillar and the shape of head of the liga- mental pillar. Locus typicus: Holotype, Köseler village, Gebze, Kocaeli. Coordinate on 1 : 25 000 scaled map is 25.20 :17.15. Stratum typicum: Campanian. Gorjanovicia kayae n. sp. PI. 1, Fig. 3 Derivatio nominis: The new species is given the name after late Dr. Orhan Kaya who has made a detailed geologic studies in the Northwestern Anatolia. Material : One sample with lower valve. Holotypus: PI. 1, Fig. 3, with lower valve is deposited at the Ege Üni- versitesi Yerbilimleri Fakültesi, Jeoloji Bölümü, with No. 2566. Diagnosis : The anterior siphonal band as a groove, the posterior sipho- nal band and interband flat. The ligamental pillar strong with a rounded head. Descriptio : Lower valve is conical. The height of the lower valve is 9 cm. In the cross-section, the diameter is 2,8 X 3,7 cm in size. The surface is ornamented with 2—5 mm thick costae and grooves of 1—2 mm wide. The anterior siphonal band as a groove, is 10 mm wide. The posterior band is 7 mm wide and flat. It has 2 costae. Interband is flat and 8 mm wide. Probably, it has 3 costae. The ligamental groove is 5 mm wide and it has 3 costules. Outer layer is 3—5 mm and it is recrystallized. The ligamental pillar is widened in a very short distance and its head rounded off. The ligamental pillar is 2 mm long, head of ligament is 1.3 mm wide. Discussio: G. kayae n. sp., shows similarities with the shape of liga- mental pillar to G. planinica Plenicar and G. n. sp. Plenicar. G. planinica has concave siphonal bands and ridge-shaped interband. G. n. sp. Plenicar has nar- rower siphonal bands (M. Pleničar, 1973). But, G. kayae n. sp. has groove anterior siphonal band and flat posterior siphonal band and interband. G. kayae n. sp. is similar with the ligamental pillar to G. planinica and G. n. sp. Plenicar, but it completely differs with the structure of the siphonal region. Locus typicus: Holotype, Köseler village, Gebze, Kocaeli. Stratum typicum: Campanian. Gorjanovicia akyoli n. sp. PI. 2, Figs. 1—3, PI. 3, Figs. 1, 2 Derivatio nominis: This new species is dedicated to Dr. Eroi Akyol who has made many valuable studies on palynology. Material : Holotype, with well preserved upper and partly broken lower valves, and one paratype represented only with lower valve. H o 1 o t y p u s : Pl. 2, Figs. 1—3 and Pl. 3, Fig. 1 is deposited at the Ege Üni- versitesi Yerbilimleri Fakültesi, Jeoloji Bölümü, with No. 2570. 232: Sacit özer Diagnosis : Lower valve with sharp longitudinal costae. Shell structure partly lamellar, partly prismatic. Ligamental pillar well developed with a triangular in shape at anterior. Upper valve well developed also, and the com- missure makes an upward folding at siphonal region. Descriptio : Lower valve is conical and the end of the lower valve is curved towards the siphonal region. The height of the lower valve in siphonal region is 6 cm, and at ligamental region 7,6 cm. The diameter at commissure is 3,8 X 3,5 cm in size. The surface is ornamented with longitudinal costae. The anterior siphonal band is 9 mm wide and flat. The posterior siphonal band is 5 mm and also flat. But, siphonal band E is narrower than the posterior siphonal band S. Interband has 6 mm width, and as a groove. The shell structure is partly lamellar, partly prismatic. In the cross-section, passing through 2 cm below the commissure, ligamental pillar is 4 mm long, head of ligament is 1 mm wide. The head of ligament is widened towards the anterior side as triangular in shape. Anterior and posterior cardinal teeth are very well developed and anterior tooth is bigger than the posterior tooth. The posterior accessory cavity is very smaller than the anterior accessory cavity. Upper valve is well developed and it is 10 mm in height. The commissure makes an upward folding of 2 mm height at the siphonal region. Shell wall is composed of very thin lamellae. Discussio: G. akyoli n. sp. resembles with the structure of the siphonal region to G. costata Polsak (A. Polsak, 1967; M. Pleničar, 1974). It differs with the head of ligament from G. costata. Locus typicus: Holotype, Köseler village, Gebze, Kocaeli. Stratum typicum: Campanian. Fig. 2. Comparison of the new species of Gorjanovicia Polsak Three new species of the genus Gorjanovicia Polsak from Kocaeli region 233; Plate 1 1 Gorjanovicia polsaki n. sp. 3 Gorjanovicia kayae n. sp. lower valve, cross-section, holotype, 1 X lower valve, cross-section, holotype, 1 X 2 Gorjanovicia polsaki n. sp. lower valve, cross-section, holotype, 3,5 X 234 i Sacit özer Plate 2 1 Gorjanovicia akyoli n. sp. lower and upper valves, anterior side, holotype, 1 X 2 Gorjanovicia akyoli n. sp. lower valve, cross-section, holotype, 1 X 3 Gorjanovicia akyoli n. sp. lower valve, cross-section, holotype, 3,5 X Three new species of the genus Gorjanovicia Polsak from Kocaeli region 2351 Plate 3 1 Gorjanovicia akyoli n. sp. upper valve, external view, holotype, 1 X 2 Gorjanovicia akyoli n. sp. lower valve, cross-section, paratype, 1 X 3 Miseia sp. lower and upper valves, anterior side, 1 X 236 Sacit özer Acknowledgment I thank to Dr. E. Akyol for his critical reading the manuscript and to dr. O. Kaya who provided the material. References A111 n 11, I. E. 1968, Geologic investigation of the Izmit-Hereke-Kurucadag area. Bulletin of the Mineral Research and Exploration Institute of Turkey, 71, p. 1—29. Erguvanli, K. 1949, Hereke pudinglerile Gebze taslarinin insaat bakimindan etüdü ve civarlarinin jeolojisi. Doktora tezi, p. 31—45, Istanbul. Pleničar, M. 1973, Radiolites from the Cretaceous Beds of Slovenia, Part I. Geologija, 16, p. 187—226, Ljubljana. Pleničar, M. 1974, Radiolites from the Cretaceous Beds of Slovenia, Part II. Geologija, 17, p. 131—179, Ljubljana. Polsak, A. 1967, Kredna makrofauna južne Istre. Paleontologia jugoslavica, 8, p. 1—219, Zagreb. GEOLOGIJA 25/2, 237—250 (1982), Ljubljana UDK 552.5.551.35:551.761(497.12) = 863 Litološko zaporedje karnijskih plasti v Mežici Lithologie succession of Carnian beds at Mežica Miha Pungartnik in Slavko Brumen Rudniki svinca in topilnica Mežica, 62392 Mežica Ogorelec Bojan Geološki zavod, 61000 Ljubljana, Parmova 33 Kratka vsebina V karnijskih plasteh julijske in tuvalske podstopnje prevladujejo v okolici Mežice karbonatne kamenine; zanje so značilni trije klastični hori- zonti skrilavca, meljevca in laporja. Skupna debelina plasti znaša 300 do 350 metrov. Apnenec spodnjega dela zaporedja kaže 20 ciklotem, v katerih se menjava debeloplastoviti biomikrit s tanj šimi stromatolitnimi in onko- idnimi plastmi. Delež detritične primesi naraste v zgornjem delu zapo- redja. Spodnji del apnenca se je odlagal v plitvem zaprtem šelfu in ob- časno v litoralu, zgornji pa v nekoliko globljem šelfnem morju. Celotna skladovnica je nekoliko dolomitizirana, posebno horizonti s teksturami litoralnega okolja. Geokemične analize ne kažejo povišane koncentracije svinca in cinka v preiskanih plasteh. Abstract In the Mežica district Triassic system is at least 3000 meters in thickness, 500—650 meters of which fall to the ore bearing limestone of Cordevolian substage and 300—350 meters to the Julian-Tuvalian sub- stage. The contact of the ore bearing limestone and Julian-Tuvalian suc- cession is characterized by a sheetlike oolitic limestone which is used to establish the position of the ore beds. Together with shale, marl and sandy siltstone it makes the first clastic horizon between the Julian- Tuvalian carbonate deposits. The latter exhibit cyclic alternation of thick- bedded biomicrite and sheetlike stromatolitic and oncoid structures. Co- diaceae and Solenoporaceae are the most abundant fossil remains. In the upper part the rhythmic deposition becomes inconspicuous, the limestone contains more detrital material and less trace fossils. In general the Julian- Tuvalian carbonate rocks appear to have been deposited in relatively quiet water environment of a back-reef. Periodically intertidal and supratidal conditions are intended. The upper part of the protracted carbonate deposition reflects an increasing marine influence. There a moderate amount of glauconite points to a deeper shelfsea and slow sedimentation. 238 Miha Pungartnik, Slavko Brumen & Bojan Ogorelec Uvod Koroška svinčevo-cinkova rudišča, med njimi zlasti Mežica, Bleiberg in Rabelj, so enako pomembna za rudarje in geologe. Razumljivo je, da so najprej posvečali več pozornosti rudonosnemu »v^ettersteinskemu« apnencu kot ostalim triadnim členom. Z uvedbo sedimentoloških in novih paleontoloških metod je postal zanimiv kontinuirni razvoj karnijske stopnje v mežiški okolici. Po novejših terenskih in laboratorijskih raziskavah prehajata na ozemlju južno od Crne ladinski partnaški lapor in glinovec zvezno v karnijsko stopnjo in predstavljata v svojem vrhnjem delu južni later alni ekvivalent karnijskih karbonatnih kamenin (L. Placer, 1968; B. Jelen & J. Kušej, 1982). Od celotne debeUne triadnega sistema 3000 metrov odpade na karnijsko stopnjo 800 do 1000 metrov, od tega na cordevolsko podstopnjo z »v^ettersteinskim« ap- nencem 500 do 650 metrov in julijsko-tuvalsko podstopnjo 300 do 350 metrov. Julijsko-tuvalsko zaporedje karbonatnih kamenin prekinjajo trije klastični ho- rizonti, debeli po 15 do 40 metrov. Plasti so zelo enotno razvite na širšem ozemlju Karavank in Karnijskih Alp; klastične horizonte lahko primerjamo in povezujemo do 80 km daleč, kolikor znaša razdalja med Mežico in Bleibergom (I. Struci, 1971). SI. 1. Lega profilov karnijskih plasti v Mežici j Fig. 1. Location map showing two sections of the Carnian beds at Mežica' Litološko zaporedje karnijskih plasti v Mežici 239 Namen naših raziskav je, litološko in mikrofacialno nadrobno opisati julijsko in tuvalsko podstopnjo ter interpretirati sedimentaci j sko okolje. Vzorčevali smo dva sklenjena profila in preiskali skupno 90 vzorcev. Interval med prvim in dru- gim klastičnim horizontom (150 m) smo vzorčevali na 7. obzorju v revirju Na- vršnik v jugozahodnem delu centralnega rudišča, del zaporedja med drugim klastičnim horizontom in noriškim dolomitom (180 m) pa na površju v Helenski grapi (si. 1). Dosedanje raziskave Triadne plasti v Karavankah je najprej razčlenil F. Teller (1896), ki je od leta 1885 do 1919 kartiral del Karavank ter Savinjskih in Julijskih Alp. V karnijsko stopnjo je uvrstil samo prvi klastični horizont, tako imenovani »car- ditski skrilavec« (po školjki Cardita guemhelli), ki ga je ostro ločil od mlajšega dolomita in apnenca noriško-retske starosti. Enako kot Teller sta h karnijski stopnji prištela le prvi klastični horizont tudi B. Granigg in J. H. Korit- schöner (1914), ki sta poudarila njegov pomen za sledenje rudnih teles. Po drugi svetovni vojni so okolico Mežice raziskovali S. B a u č e r (1947, neobjavljeno poročilo), B. Berce (1951, neobjavljeno poročilo) ter B. Ber- ce in M. Hamrla (1953, neobjavljeno poročilo), ki so v karnijsko stopnjo, oziroma med rabelj ske sklade, uvrstili prvi in drugi klastični horizont med de- belimi skladi apnenca in dolomita. Med novejšimi raziskavami karnijskih plasti v Mežici je pomembno delo A. Z o r c a (1955) in S. Pirca (1956, neobjav- ljeno poročilo), ki sta razlikovala naslednje litološke enote: oolitne plasti, lapor- nati in glinasti skrilavec, peščeni in lapornati apnenec, temno siv ploščasti apne- nec in navaden rabelj ski apnenec. V litološki razdelitvi karnijskih kamenin je I. Struci ločil tri pakete, ki jih karakteriziraj o klastični horizonti, sestavljeni iz glinastega skrilavca, laporja, lapornatega apnenca in peščenjaka ter oolitnega apnenca. I. Struci (1962, 1970 a, 1970 b) je nadrobno prikazal stratigrafijo in tektoniko vzhodnih Karavank ter primerjal posamezne revirje mežiškega ru- dišča z rudiščem Bleiberg. F. K. Bauer (1970) je preučeval razvoj triadnih plasti in tektoniko severnega dela grebena vzhodnih Karavank med Obirjem in Peco. L. Brigo et al. (1977) so shematske rekonstruirali paleogeografske razmere v triadni periodi, raziskali litološko sestavo kamenin in primerjali mineralne parageneze štirih alpskih Pb-Zn rudišč — Bleiberg, Mežica, Rabelj in Salafossa. Po njihovi interpretaciji kažejo karnijske plasti severno od peria- driatskega lineamenta na zelo enotno sedimentaci j sko okolje. Severni blok (austroalpin), ki mu pripadata rudišči Bleiberg in Mežica, je ob periadriatskem lineamentu premaknjen glede na južni blok (dinarski blok z rudiščema Rabelj in Salafossa) za 80 do 100 km proti vzhodu. Med vsemi triadnimi kameninami vzhodnih Karavank so karnijske plasti najbogatejše s fosilnimi ostanki. Zlasti velja to za prvi in tretji klastični hori- zont. B. Jurkovšek (1978) je v njih sistematično obdelal makrofavno in iz centralnega mežiškega rudišča določil 15 vrst amonitov, polžev, školjk in nauti- lid. Na podlagi teh vrst je uvrstil vse plasti med prvim in vključno tretjim kla- stičnim horizontom v julijsko podstopnjo. Tuvalske plasti zaenkrat s fosili še niso dokazane, vendar lahko sklepamo po konkordantni legi plasti med tretjim klastičnim horizontom in noriškim dolomitom na zvezno sedimentacijo. Forami- 240 Miha Pungartnik, Slavko Brumen & Bojan Ogorelec nifere iz karnijskih plasti mežiškega ozemlja so raziskovali W. R e s c h (1965, neobjavljeno poročilo), A. Ramovš (1973) in L. Sribarjeva (1978, ne- objavljeno poročilo). Iz oolitnega apnenca na Igrčevem je I. Rakovec (1948, neobjavljeno poročilo) določil brahiopoda Spiriferina lipoldi, ki je značilen fosil za severnoalpski facies karnijske stopnje. Po B. Jelenu (1980, neobjavljeno poročilo in 1982) je na podlagi kvantitativne porazdelitve palinomorf možno ločiti julijske klastične horizonte med seboj. Litološki opis plasti Med cordevolskim rudonosnim apnencem in 1. klastičnim horizontom leži temno sivi oolitni apnenec s številnimi piritnimi zrni. Ta značilna plast »pirit- nega oolita-«, kot jo imenujejo rudarji, je debela 60 cm in predstavlja vodilni horizont za sledenje rude, ki se nahaja 10 do 15 m, 20 do 25 m, 50 do 60 m, 90 m in 130 do 150 m pod njim. Podobna oolitna plast leži tudi pod drugim in tretjim klastičnim horizontom, vendar je pod drugim združena z lumakelno plastjo in vsebuje manj pirita, pod tretjim pa je njena debelina večja, ooliti so večji in je tudi manj pirita, več pa fosilnih ostankov. Prvi klastični horizont se konča z zelenkasto črnim peščenim meljevcem, debelim 60 cm. V mineralni sestavi meljevca s kalcitnim vezivom prevladuje kremen nad kalijevim glinencem, minerala glin sta illit in klorit, v sledovih pa je prisoten še pirit. Mineralna se- stava 1. klastičnega horizonta je prikazana v primerjalni tabeli 1. Apnenec med prvim in drugim klastičnim horizontom je svetlo rožnato siv in večidel debeloplastovit. Podoben je vrettersteinskemu apnencu pod prvim klastičnim horizontom; zato ga imenujejo psevdowettersteinski apnenec. Preki- njajo ga 10 do 50 cm debele plasti z onkoidno in stromatolitno teksturo, ki so značilne za ta del karnijskih plasti. V profilu smo našteli 19 takih plasti, ki razdele psevdowettersteinski apnenec na 20 ciklotem, debelih od 1 do 22 metrov. Apnenec je homogen in čist. Po strukturi pripada večidel biopelmikritu; vse- buje do 30 "/o alokemov (wackestone). Med fosili so najbolj pogostne alge Codiaceae in Solenoporaceae, slede odlomki tankih školjčnih lupin in mikro- gastropodov, foraminifere in fragmenti neskeletnih alg (tabla 1, si. 1 in 2). V vrhnjem delu plasti se najdejo še fragmenti ehinodermov in lupinice ostra- kodov. Peleti so neenakomerno veliki, merijo 50 do 400 ^am, od drugih alokemov so prisotni še plastiklasti, veliki največ en milimeter. Osnova med fosili in peleti sestoji iz mikritnega kalcita. Energijski indeks vzorcev je nizek in zelo nizek (1 do 2). Nekateri vzorci kažejo sledove bioturbacijske teksture, ki je nastala z rit jem in prekopavanjem bentičnih organizmov po nekonsolidiranem karbonatnem blatu. Dvajset metrov nad prvim klastičnim horizontom leži med masivnim apnen- cem šest metrov rjavega in olivno sivega ploščastega in tankoplastovitega apnenca. Po strukturi je apnenec mikriten, s posameznimi peleti, ostrakodi in radiolarijami ter kaže na zelo mirno okolje sedimentacije. Plasti onkosparitnega in stromatolitnega apnenca ter dolomita, ki občasno prekinjajo monotono serijo psevdowettersteinskega apnenca, se makroskop- sko ločijo po nekoliko temnejši barvi in po teksturi. Kontakti s prikamenino so skoraj povsod ostri, le redko so postopni in neizraziti. Med alokemi močno prevladujejo onkoidi, veliki do 1 centimeter. Mednje so pomešani odlomki Litološko zaporedje karnijskih plasti v Mežici 241 skeletnih alg, polži, intraklasti ter posamezne foraminifere. Algina struktura onkoidov ni izrazita, povečini gre za inkrustacije lupin moluskov. Večina vzorcev onkoidnega in stromatolitnega apnenca je delno dolomitizi- rana, nekateri pa popolnoma. Skoraj vsi kažejo tudi izsušitvene pore, ki pome- nijo občasno medplimsko in nadplimsko okolje sedimentacije v litoralnem pasu. Izsušitvene pore so mm dimenzij in nepravilnih oblik (tabla 1, si. 3). Neka- tere imajo geopetalno teksturo z internim mikritnim blatom. V enem izmed vzorcev opazujemo tudi gravitacijski (stalaktitični) cement, ki je nastal v ob- dobju kratkotrajne okopnitve ozemlja in kaže na meteorsko okolje cementacije kamenin. V vzorcih, ki so le delno dolomitizirani (vsebujejo do 20 **/o dolomita), nastopa dolomit v izoliranih, do 400 ^m velikih romboedrih in je kasnodiagenet- ski. Nasprotno je dolomit v vzorcih, ki so popolnoma dolomitizirani, drobno- zrnat (zrna do 120 fim), in sklepamo, da je nastal v zgodnji diagenezi v litoralnem območju. Medzrnske pore in žilice v tem dolomitu zapolnjuje kasno- diagenetski sparitni kalcit. Posamezna dolomitna zrna so dedolomitizirana. Plasti med drugim karnijskim klastičnim horizontom in noriškim dolo- mitom so odkrite v Helenski grapi. Drugi horizont se makroskopsko loči od prvega in tretjega po tem, da vsebuje tri plasti, debele do 60 cm in več manjših gomoljev zelenkasto sivega mikritnega apnenca z detritično primesjo. Sam skrilavec je črn in se iverasto kroji; v tanjših polah se med njim javlja lapor z 32 "/o kalcijevega karbonata. Debelina drugega klastičnega horizonta znaša 14 metrov. Za njegovo talnino je značilna okrog pol metra debela plast apnen- ca, bogata s skeleti školjčnih lupin in krinoidnih ploščic, tako imenovana luma- kelna plast, ki preide navzgor v plast rumenkasto rjavega oolitnega apnenca, debelo 40 cm. Zgornji del karnijskih plasti (Helenska grapa) kaže nekoliko drugačen razvoj kot spodnji (profil Navršnik). V tem delu ciklična sedimentaci j a pre- neha, oziroma se javlja le v sledovih, apnenec postaja bolj tankoplastovit in je večkrat prekinjen s tanjšimi pelami laporja. Pojavi se tudi 35 metrov debel horizont masivnega dolomita. Večji del plasti, debelih po 15 do 60 cm, pripada po strukturi mikritnemu in biomikritnemu apnencu sive ter rjave barve, ki vsebuje pod 10 "/o alokemov in fosilov (mudstone). Apnenec je delno rekri- staliziran v mikrosparit in tudi rahlo dolomitiziran. Med fosili opazujemo foraminifere, skeletne in neskeletne alge, školjčne lupine, ploščice krinoidov, spikule spongij ter ostrakode, med alokemi pa so zastopani predvsem drobni poleti. Redki mikritni plastiklasti merijo do 2 mm. V primerjavi z vzorci iz spodnjega dela karnijskih plasti vsebuje apnenec iz Helenske grape manj fosi- lov ter večjo primes detritičnega materiala, predvsem mineralov glin. Tako lahko nekatere vzorce prištevamo kar v skupino lapornatega apnenca, saj vse- bujejo 82 do 94% karbonata. Med nekarbonatnimi minerali najdemo poredko tudi do 50 џт velika zrna glavkonita in do 100 џт velike kristale avtigenega kremena, medtem ko je piritni pigment pogost. Energijski indeks vzorcev je nizek (1 do 2) in kaže na mirno okolje sedimentacije. V posameznih vzorcih je opazna tudi bioturbacijska tekstura. Dolomit je kasnodiagenetskega nastanka in ima obliko romboedrov, vehkih 50 do 400 ^m, ki večkrat kažejo lepo conarno rast; njegov delež cenimo do 15 "/o. Serija ploščastega apnenca preide po 30 metrih nad drugim skrilavcem v okrog 35 metrov debel paket rjavkastega drobnozrnatega dolomita. Vzorci 3 — Geologija 25/2 SI. 2. Litostratigrafsko zaporedje karnijskih plasti vzdolž Helenskega potoka in v re- virju Navršnik v Mežici Fig. 2. Lithostratigraphic sequence of the Carnian beds along the Helenski Potok and in the Navršnik mine at Mežica 244 Miha Pungartnik, Slavko Brumen & Bojan Ogorelec Tabela 1. Mineralna sestava in delež karbonata v klastičnih horizontih med karbonat- nimi plastmi Table 1. Mineral composition and carbonate content in clastic rocks interbedded within Carnian carbonate succession Rentgenske analize: M. Mišic, Geološki zavod, Ljubljana X-ray diffraction pattern by M. Mišic, Geological Survey, Ljubljana tega dolomita pripadajo po strukturi rekristaliziranemu mikrodolosparitu in bio- sparitu z redkimi konturami peletov, skeletnih alg in foraminifer. Dolomit vsebuje okrog tri odstotke medzrnskih por, ki so v kamenini razporejene ena- komerno. Spodnja meja apnenca in dolomita je ostra, navzgor pa dolomit po- stopoma prehaja najprej v rumenkasto rjavi apnenec, ki postaja vedno tem- nejši in bolj siv ter vsebuje številne lupine drobnih megalodontnih školjk. Apnenec nad dolomitom doseže debelino devet metrov. Neposredno pod tretjim klastičnim horizontom leži plastoviti (20 do 50 cm) rjavkasti oolitni apnenec v skupni debelini sedem metrov (tabla 2, si. 1 in 2). Apnenec je izredno bogat s fosilnimi školjkami, brahiopodi, polži, koralami in predvsem s ploščicami krinoidov. Številni organski skeleti so inkrustirani z algi- nimi ovoji in tvorijo jedra onkoidov, velikih do dva centimetra. Po strukturni klasifikaciji uvrščamo apnenec v onkosparit, saj so pravi ooidi le v podrejeni količini ali celo v sledovih. Cement med bioklasti je neenakomerno zrnati sparit; zrna so velika do 150 jum. Nastal je v dveh generacijah — kot obrobni cement generacije A in kot mozaični sparit generacije B v osrednjih delih medprostorov. Preiskani vzorci kažejo na precej razgibano okolje sedimentacije; njihov ener- gijski indeks znaša 3 do 4. Na onkosparitnem apnencu leži temno sivi skrilavec, debel 15 metrov, ki predstavlja 3. klastični horizont v karnijskih plasteh. V spodnjem delu se med skrilavcem javljajo redke tanke plasti temno sivega biomikritnega apnenca s posameznimi krinoidnimi ploščicami, temen mikritni dolomit in olivno sivi apnenčev peščenjak s skrilavo krojitvijo. V vrhnjem delu se skrilavec menjava z laporjem. Vsebnost karbonata se hitro spreminja in znaša 20 do 85 "/o. Krovnino tretjega klastičnega horizonta, ki stratigrafsko pripada tuvalski podstopnji (B. Jurkovšek, 1978), tvori sprva temno olivno sivi laporni Litološko zaporedje karnijskih plasti v Mežici 245 i Tabla 1 — Plate 1 SI. 1 — Fig. 1 Biomikritni apnenec vsebuje fo- raminifere in fragmente molus- kov. Mežica-Helenska grapa, X 20 Biomicritic limestone (wackstone) contains foraminifers, and mollusc fragments. Mežica-Helena vallev, X 20 SI. 2 — Fig. 2 Dolomitizirani apnenec z algo (Co- diaceae) in različnimi kristali do- lomita. Mežica-Navršnik, X 20 Dolomitic limestone with alga (Co- diaceae) and conspicuous dolomite crystals. Mežica-Navršnik, X 20 SI. 3 — Fig. 3 Izsušitvene pore v mikritnem ap- nencu. Mežica-Navršnik, X 20 Shrinkage pores formed in micri- tic limestone. Mežica-Navršnik, X 20 2461 Miha Pungartnik, Slavko Brumen & Bojan Ogorelec Tabla 2 — Plate 2 SI. 1 — Fig. 1 Oosparitni apnenec. Mežica-He- lenska grapa, X 20 Oosparitic limestone (grainstone). Mežica-Helena valley, X 20 SI. 2 — Fig. 2 Oobiosparitni apnenec. Med ooi- di so pomešane ploščice ehinoder- mov in školjčne lupine. Nekatere lupine so prevlečene z alginimi ovoji. Mežica-Helenska grapa, X 20 Oobiosparitic limestone (grain- stone) contains echinoid plates and pelecypod shells. Some shell debris overgrown with non-skele- tal algal coatings. Mežica-Helena valley, X 20 SI. 3 — Fig. 3 Zrnati dolomit iz vrhnjega dela karnijske stopnje. Ohranjena je prvotna oolitna stuktura kame- nine. Medprostore (temna polja) zapolnjuje sparitni kalcit. Mežica- Helenska grapa, X 20 Sparry dolomite from the upper- most layer of the Carnian stage. Note the primary oolitic texture still preserved. Pores (dark) fill- ed by sparry calcite. Mežica-He- lena valley, X 20 Litološko zaporedje karnijskih plasti v Mežici 247 apnenec, debel osem metrov, nato pa se menjavata med seboj svetlejši plo- ščasti in masivni apnenec. Later alno prehaja masivni apnenec v zrnati dolomit. Po strukturi uvrščamo apnenec v rekristalizirani biomikrit in pelmikrit, ki kaže na sedimentacijo v mirnejšem okolju. Na občasno bolj razgibano sedimen- taci j sko okolje v litoralnem pasu pa sklepamo po treh tanjših plasteh dolomi- tiziranega onkosparitnega apnenca z redkimi ooidi. Meja med karnijskimi in noriškimi plastmi je litološka in je omejena na prehodne plasti ploščastega jedrnatega apnenca v svetlo rumenkasto rjavi, rahlo bituminozni dolomit no- riške stopnje. Dolomit je drobno in srednjezrnat, s 50 do 200 ¡um velikimi zrni in hipidiotopično strukturo. V treh vzorcih je prvotna struktura kamenine še delno ohranjena in kaže na drobnozrnati apnenec (tabla 2, si. 3). Posamezne pore v dolomitu, velike do dva milimetra, zapolnjuje kasnodiagenetski kal- citni cement. Profila karnijskih plasti v Navršniku in v Helenski grapi smo preiskali tudi geokemično. Analizirali smo vsebnost svinca in cinka, in sicer s kolorimetrično ditizon metodo. Rezultati geokemičnih analiz 52 vzorcev so v mejah geoke- mičnega praga; za oba elementa ne presegajo vrednosti 50 ppm. Izjema je le vložek lapornatega apnenca v vrhnjem delu drugega karnijskega klastičnega horizonta, ki vsebuje 600 ppm svinca ter 1250 ppm cinka. Sedimentacijsko okolje Na podlagi mikrofacialnih značilnosti preiskanih vzorcev sklepamo, da so se karnijske kamenine na ozemlju vzhodnih Karavank odlagale na plitvem self u za grebenom, tj. v mirnem sedimentacijskem okolju. V spodnjem delu julijsko-tuvalskih plasti (profil Navršnik) opazujemo 20 ci- klotem, ki merijo 1 do 22 metrov. Vmesne plasti, ki prekinjajo monotoni razvoj debeloplastovitega biomikritnega apnenca, debele do 60 cm, kažejo na občasno medplimsko in nadplimsko sedimentacijo v litoralnem okolju. Teksturne oblike, po katerih sklepamo na litoralne razmere, so izsušitvene pore, stromatolitne lamine in gravitacijski cement. Apnenec je mikrofacialno zelo podoben rudo- nosnemu wettersteinskemu apnencu pod prvim klastičnim horizontom (I. Struci, 1977, neobjavljeno poročilo). Zgornji del julijsko-tuvalskih plasti (profil Helenska grapa) kaže nekoliko drugačen razvoj. Ciklotem tu ni več, apnenec je srednjeplastovit in vsebuje v primerjavi s spodnjim delom profila več detritičnega materiala, predvsem mineralov glin. Energijski indeks vzorcev je nekoliko nižji in delež alokemov ter fosilov manjši. Znakov litoralne sedimentacije tu ne zasledimo več. Ooidi in onkoidi, ki se nekajkrat javljajo v tanjših plasteh, predvsem v talnini kla- stičnih horizontov in so za karnijske plasti značilni, so po vsej verjetnosti nastajali v predelih medplimskih kanalov. To so kanali, do nekaj metrov glo- boki in lahko več sto metrov široki, po katerih se pretaka večina vode med plimo in oseko. Turbulenca, ki nastaja pri tem pretakanju, je bila dovolj močna za tvorbo ooidov in onkoidov. Karbonatno mikritno blato je bilo pri tem tipu sedimenta odplaknjeno; zato so fosili in alokemi številnejši ter dajejo videz lumakel. Karnijski apnenec je večidel dolomitiziran. Dolomit je dveh generacij. Mikritni dolomit, ki nakazuje medplimsko sedimentacijo, je zgodnjediagenetski. 248 Miha Pungartnik, Slavko Brumen & Bojan Ogorelec Dolomitizacija je vezana na porne raztopine, bogate z ioni Mg2+, ki so na področjih prostranih sabk pronicale po nekonsolidiranem karbonatnem blatu zaradi kapilarnih sil. Debelozrnati dolomit v lečah in debelih plasteh (profil Helenska grapa) ter izolirani romboedri v mikritni osnovi pa so kasnodiage- netska tvorba. Karbonatna sedimentacija karnijskih plasti je bila nekajkrat prekinjena zaradi povečanega dotoka terigenega materiala. Takrat so se odlagali glinovec, meljevec in lapor, ki so kasneje, v času diagenetskih procesov, dobili skrilavo teksturo. Značilno je naraščanje karbonatnega deleža v klastičnih horizontih. Medtem ko vsebuje prvi klastični horizont 5 do 8 "/o kalcita, ga vsebuje drugi 30 do 40 Vo in tretji 50 do 70 «/». Lithologie succession of Carnian beds at Mežica Summary The space and time relationship betw^een lead-zinc ores and the lithostra- tigraphic units in the sedimentary succession of Mežica was again and again an interesting subject of geological attention. The following facts are considered as essential by the authors. The local Carnian succession consists of Cordevolian limestone, partly dolomitized, and of Julian and Tuvalian carbonate rocks interbedded by three horizons of clastic rocks. Miners speak of first, second, and third shale. The first shale is considered to be a key horizon used to establish the position of the ore beds. It is well known from the mining practice that the most abundant ore occurs 10—25, 50—60, 90, and 130—150 meters below the first clastic horizon. This report summarizes the result of a detailed study of lithologie properties recognized in thin sections of the Julian-Tuvalian carbonate rocks and clastic interbeds from the Navršnik and Helena sections. Between the ore bearing Cordevolian limestone, designated as Wetterstein limestone, and the first clastic horizon a distinctive oolitic limestone occurs in the Navršnik section up to 60 cm in thickness. It is characterized by abundant pyrite grains. A similar oolite layer occurring under the second clastic horizon contains less pyrite granules and is associated with a lumachelle composed chiefly of pelecypod and crinoid fragments. The oolitic layer that occurs at the base of the third clastic horizon attains up to seven meters in thickness. Table 1 illustrates the mineral composition of the first clastic horizon the top layer of which is a greenish black sandy silt 60 cm thick. In the mineral composition of the silt quartz predominates associated with potassium feldspar. A light pinkish gray thick-bedded limestone in the interval between the first and second clastic horizon highly resembles the ore-bearing Wetterstein limestone. For this reason it is called pseudo-Wetterstein. Its characteristic feature is a cyclothem development which owes its origin to 19 layers showing oncolite and stromatolite sedimentary structures. The rock is a homogeneous pure biopel- micrite containing up to 30 percent allochems (wackestone). Codiaceae and Solenoporaceae are the most abundant algal structures found in many limestone samples. Among other fossil fragments are common thin-shelled pelecypods, microgastropods, foraminifers, and non-skeletal algae, while echinoderms and Lithologie succession of Carnian beds at Mežica 249 ostracodes are restricted to the uppermost portion of the succession. Pellets and fossil fragments are embedded in micritic calcite. A low and very low energy index is indicated by the samples. Some of the samples are bioturbated. The limestone is partly dolomitized and showing irregular shrinkage pores. Dolo- mite rhombohedrons up to 400 ^m in diameter owe their origin to a late diage- nesis. Their content is up to 20 percent in general, but it amounts to 80 percent in the stromatolite and oncoid varieties. This dolomite variety is fine grained (maximum 120 џт in diameter) and points to an early diagenesis in littoral environment. The rocks of the interval between the first and second clastic horizon appear to have been deposited in relatively quiet water environments. By the shrinkage pores intertidal and supratidal conditions are indicated. The upper portion of the Carnian lithostratigraphic succession recorded from the Helena valley shows some differences compared with the Navršnik mine given above. First of all rhythmic sedimentation becomes inconspicuous. The thinbedded micritic limestone is intercalated with marl. A characteristic feature is massive dolomite 35 meters thick. Besides the limestone contains less fossils and more and more detrital admixture, mainly clay minerals and minor glauconite and authigenic quartz. A low water energy index (1—2) indi- cates quiet water environments. Glauconite accumulated near the continental shore in a somewhat deeper shelf sea and points to a low rate of deposition. Protracted deposition of marine limestone during Upper Triassic (Julian- Tuvalian) time did not go on without interruption as it is evidenced by three intervals of rocks of derivative origin, such as sandstone, siltstone, shale, and marl. Each particular clastic horizon begins with ooUtic and oncoid limestone containing pyrite. In general the amount of calcium carbonate is increasing from 5—8 percent in the first clastic interval up to 70 percent in the upper- most horizon, where marl prevails over shale. At the same time the pyrite granules being characteristic of the lowermost oolitic interbed, are only spa- ringly present within the uppermost one. The content of lead and zinc in the Julian-Tuvalian rocks does not exceed the background occurring in the Mežica area. Literatura Bauer, F. K. 1970, Zur Fazies und Tektonik des Nordstammes der Ostkarawan- ken von der Petzen bis zum Obir. Jahrb. Geol. B. A., 189—246. Brigo, L., Kostelka, L., Omenetto, P., Schneider, H. J., Schroll, E., Schulz, O., & Struci, I. 1977, Comparative Reflections on Four Alpine Pb-Zn Deposits; v: D.D. Klemm & H.J. Schneider (eds.): Time-and Strata- Bound Ore Deposits. Springer Verl., 273—293, Berlin. C a s t e 11 a r i n , A. et al. 1979, The Triassic of the Southern Alps. Riccardo Assereto and Giulio Pisa Field Symposium, on Triassic Stratigraphy in Southern Alps. Field Guide-Book, Bergamo, Italy, June 1979, 1—6. Granigg, B. & Koritschoner, J. H. 1914, Die geologischen Verhält- nisse des Bergbaugebietes von Miess in Kärnten. Zeitschrift für praktische Geologie, XXII. Jahrgang, 1914. Jelen, B. & Kušej, J. 1982, Kvantitativna palinološka analiza julijskih klastičnih kamenin v mežiškem rudišču. Geologija, 25/2, Ljubljana. Jurkovšek, B. 1978, Biostratigrafija karnijske stopnje v okolici Mežice. Geo- logija 21/2, 173—208, Ljubljana. 250 Miha Pungartnik, Slavko Brumen & Bojan Ogorelec Kostelka, L. 1971, Introduction to the Lead-Zinc-Deposits of Bleiberg-Kreuth (Kärnten, Austria); v: G. Müller (ed.): Sedimentology of parts of Central Europe; VIII Int. Sediment. Congress, 273—283, Heidelberg. Placer, L. 1968, Razvoj spodnjetriadnih in srednjetriadnih skladov med Crno in Suhodolom. Diplomsko delo. Katedra za geol. in paleont. Univ. Ljubljana. Ramovš, A. 1973, Biostratigrafske značilnosti triasa v Sloveniji. Geologija 16, 379—388, Ljubljana. Štrucl, I. 1961, Geološke značilnosti mežiškega rudišča s posebnim ozirom na kategorijo rudnih zalog. Geologija 6, 251—278, Ljubljana. Štrucl, I. 1962, Rezultati novejših geoloških raziskav v širši okolici mežiškega rudišča. Geologija 7, 43—53, Ljubljana. Štrucl, I. 1970 a, Stratigrafske in tektonske razmere v vzhodnem delu severnih Karavank. Geologija 13, 5—20, Ljubljana. Štrucl, I. 1970 b, Poseben tip mežiškega svinčevo-cinkovega orudenenja v ru- dišču Graben. Geologija 13, 21—^34, Ljubljana. Štrucl, Ì. 1971, On the Geology of the Eastern Part of the Northern Karawan- kes with Special Regard to the Triassic Lead-Zinc-Deposits; v: G. Müller (ed.): Sedi- mentology of parts of Central Europe; VIII Int. Sediment. Congress, 285—301, Heidel- berg. Teller, F. 1896, Erläuterungen zur Geologischen Karte der östlichen Ausläufer der Karnischen und Julischen Alpen. Verlag d. geol. R.-A. Wien. Z o r c, A. 1955, Rudarsko geološka karakteristika rudnika Mežica. Geologija 3, 24—80, Ljubljana. GEOLOGIJA 25/2, 251—288 (1982), Ljubljana UDK 552.48(234.321.43)(497.12) = 863 Pohorski eklogit Eclogite from the Pohorje Mountains Ana Hinterlechner-Ravnik Geološki zavod, 61000 Ljubljana, Parmova 33 Kratka vsebina V polimetamorfnih terenih Pohorja nastopa eklogit povečini kot majhne budinirane leče v almandinovo-muskovitnem blestniku. Eklogit je neposredno vezan na amfibolit in na serpentinit. Vse te kamenine so najbolj razširjene nad Slovensko Bistrico ob globokem prelomu, ki ver- jetno ustreza znanemu periadriatskemu lineamentu. Serpentinit prihaja na površje na dolžini skoraj pet kilometrov ob amfibolitu. Največja eklo- gitova leča ne preseže enega kilometra. Podana je optična in kemična analiza eklogita in njegovih mineralnih faz. Avtor sklepa na istočasno skupno progresivno in retrogradno metamorfozo eklogita in njegove pri- kamenine. Abstract In the polymetamorphic terrains of the Pohorje Mountains eclogite is encountered as small lenses usually boudin shaped in almandine-mu- scovite schist. Eclogite is associated with amphibolite and serpentinite. The largest assemblage of these rocks occurs at Slovenska Bistrica along a deep fault which may be related to the prominent Periadriatic line- ament. The serpentinite body extends for five kilometers. The amphibolite band is still larger and the eclogitic lens does not exceed one kilometer. Eclogite and its mineral phases were analysed optically and chemically. Some conclusions about the crystallization of eclogite and its surrounding rocks are given. 1. Uvod Pri dosedanjih raziskavah smo pohorske metamorfne kamenine ločili na dve skupini; 1. kamenine zelenega skrilavca in 2. kamenine almandinovo-amfi- bolitnega faciesa z eklogitom. Metamorfno zaporedje je zelo moteno zaradi starejše in mlajše tektonike. Zato je prva skupina razvita le podrejeno. Glede na pogostnost almandina ter prisotnost stavrolita, kianita in eklogita v globjem delu zaporedja smo uvrstili metamorfne kamenine v Barrowo facialno serijo. Pri srednjem geotermičnem gradientu v almadinovo-amfibolitnem faciesu ni 252 Ana Hinterlechner-Ravnik moči ugotoviti nobene conarnosti po mineralih, značilnih za določeno stopnjo metamorfoze. Progresivni metamorfozi je sledila retrogradna, ki je izražena v različnih delih pohorskega metamorfnega zaporedja. Po stopnji metamorfoze in po značilnih kameninskih vključkih ter pred- vsem na podlagi kemlzma metapelitov in metabazitov smo psevdostratigrafsko zaporedje pohorskih metamorfnih kamenin razčlenili na več delov, ki ustrezajo nastanku v različnem paleogeografskem okolju v dobi pred metamorfozo in leže danes konkordantno in diskordantno drug na drugem. Po eklogitovih mineralnih fazah in geoloških razmerah v njegovih naha- jališčih sklepamo, da je eklogit nastal v almandinovo-amfibolitnem faciesu skupaj s prikamenino. Najprej se bomo na kratko seznanili z današnjimi pogledi na klasifikacijo metamorfnih kamenin in s starostjo metamorfoze v Vzhodnih Alpah. Nato bodo sledila poglavja o pohorskih metamorfnih kameninah s posebnim ozirom na eklogit. Končno bomo poizkusili podati zvezo med strukturami in mineralnimi asociacijami polimetamorfnih pohorskih kamenin ter med regionalnimi geo- loškimi dogodki. Sledovi globalne tektonike se namreč ohranijo med rekrista- lizacijo. 2. Metamorfoza in klasifikacija metamorfnih kamenin Metamorfoza je proces, v katerem kamenina v trdnem stanju prilagodi svojo mineralno sestavo in strukturo fizikalnim in kemičnim vplivom, ko se znajde v novem okolju, drugačnem od tistega na Zemljinem površju. Fizikalni in kemični pogoji metamorfoze se razlikujejo od tistih, pri katerih je prvotna kamenina nastala in se diagenetsko spremenila. Spremembe kamenin na Zemljinem površju (preperevanje) in kemične spremembe zaradi meta- somatoze ne štejejo k metamorfozi in popolna stalitev tudi ne. Metamorfne kamenine nastajajo torej iz obstoječih kamenin v okolju, kjer se bistveno spremenita pritisk in temperatura. Navadno sta pritisk in temperatura višja, kot sta bila v okolju nastanka sedimentnih kamenin, in nižja kot pri nastajanju magmatskih kamenin. Metamorfne kamenine pa nastajajo tudi zaradi meha- ničnih sil brez dviga temperature. Skupen učinek vseh procesov v zvezi z oro- genetskimi premikanji in diferencialnimi pritiski, pri katerih se struktura in mineralna sestava tako spremenita zaradi drobljenja in striga pri nizki tem- peraturi, da nastane nova — metamorfna kamenina, imenujejo dinamična meta- morfoza, ki ima regionalni obseg. Kataklastična in dislokacijska metamorfoza pa so spremembe zaradi drobljenja in granuliranja ob prelomih in narivih, torej zaradi mehaničnih sil brez bistvenega dviga temperature. Metamorfoza je izokemičen proces; z naraščajočo stopnjo metamorfoze se manjša le količina lahkohlapnih snovi, predvsem H^O in CO,. Obe komponenti, zlasti voda, pa sta nujno potrebni za mineralne spremembe. Razne vrste kataklastičnih kamenin se ločijo po velikosti zrn in po stopnji prekristalizacije. Nastanejo breče in miloniti, po intenzivni rekristalizaciji pa filit ali očesni gnajs (W. G. Ernst, 1977). Rekristalizacijo iz višje metamorfne stopnje v nižjo označujemo kot retro- gradno metamorfozo ali diaftorezo. Te vrste rekristalizacija je posledica po- novnega dotoka H^O in pogosto tudi CO,, potem ko se je močno znižala tem- Pohorski eklogit 253 paratura v primerjavi s prvotno, visoko stopnjo metamorfoze; v plinastem stanju sta prodirala po razpokah, ki so nastajale ob istočasnem premikanju plasti. Retrogradna metamorfoza je omejena na določene cone (H. G. F. Win- kler, 1976). Pri študiju metamorfnih kamenin so razni avtorji postavljali vedno nova načela klasifikacije in jih dopolnjevali. Prva klasifikacija metamorfnih kame- nin temelji na normalnem geotermičnem gradientu; glede na globino razlikuje kamenine epicone, mezocone in katacone. Uvedel jo je U. Grubenmann leta 1904 in jo dopolnil skupaj s P. Nigglijem leta 1924 (H. G. F. Win- kler, 1970). V temperaturnem gradientu se pogosto kažejo anomalije. Na- stanejo bodisi po vdoru večjih količin vroče magme v više ležeče kamenine, bodisi v conah močne orogeneze, kjer je granitna magma regionalno dvignjena, in ob globokih prelomih. Za razvrstitev metamorfnih kamenin ustreza v določeni meri sistem meta- morfnih faciesov in subfaciesov. Pojem metamorfnega faciesa je leta 1915 uvedel P. E s kol a. Po definiciji iz leta 1939 je metamorfnemu faciesu prišlel kamenine, ki imajo pri enaki kemični sestavi enako mineralno sestavo (P. Eskola, v: T. F. W. Barth et al., 1970), pri različni kemični sestavi pa se mineralna sestava spreminja po določenih zakonitostih. Bistvo klasifikacije metamorfnih kamenin po principu faciesov je, da vsakemu faciesu ustreza ostro omejeno polje pritiska in temperature. Tej odvisnosti pa se je Eskola v svojih poznejših formulacijah faciesa izogibal. Tako je bila njegova definicija statična shema klasifikacije metamorfnih kamenin po metamorfnih mineralnih asociacijah. V Eskolovih publikacijah je torej precej nejasnosti glede relativne zveze med petrološkimi in fizikalnimi pogoji metamorfoze, ki karakteriziraj o facies (F. J. Turner, 1968). Definicijo metamorfnega faciesa so zato razni avtorji spreminjali in dopolnjevali. Po Miyashirovi formulaciji pripadajo dolo- čenemu metamorfnemu faciesu kamenine, ki nastajajo v določenem območju temperature in pritiska ter pri določenem kemičnem potencialu K^O (A. M i - yashiro, 1973). Metamorfni facies obsega kamenine različne kemične in mineralne sestave, nastale pri določenem pritisku in temperaturi, potrebnih za stabilnost značilnih mineralov. Vendar ima vsak facies ime po eni sami kamenini, npr. facies zelenega skrilavca, amfibolitni facies. Značilne minerale za stopnjo metamor- foze dajejo v območju nizkega pritiska in temperature predvsem baziti, v ob- močju visokega pritiska in temperature pa metapeliti. Na podlagi značilnih mineralov so kasneje delili faciese na subfaciese. Meje metamorfnih (sub)fa- ciesov predstavljajo značilne mineralne spremembe. Polja metamorfnih faciesov v naravi niso ostro omejena. Bistveni vzrok za to so predvsem postopne mineralne spremembe zaradi pojava trdnih kri- stalnih raztopin v metamorfnih kameninah. H. Ramberg je takole defi- niral metamorfni facies: Kamenine, nastale v določenem polju temperature in pritiska, ki ga označuje stabilnost značilnih mineralov za določeno stopnjo metamorfoze, pripadajo istemu mineralnemu faciesu (cit. po: A. Miyashi- ro, 1973). P. Eskola je uvedel osem metamorfnih faciesov: facies zelenega skrilavca, epidotovo-amfibolitni, amfibolitni, piroksenovo-rogovčev, granulitni, sanidi- nitni, facies glavkofanovega skrilavca in eklogitni facies. D. S. Coombs (cit. 254 Ana Hinterlechner-Ravnik po A. Miyashiro, 1973) je dodal za območje nizkih pritiskov in tempe- ratur zeolitni in prehnitno-pumpellyitni facies. Razni avtorji so predlagali še druge faciese; sistem razčlenitve je postal zato nepregleden. Ker je relativno težko presoditi vrednosti pritiska in temperature že med naštetimi različnimi polji, je Miyashiro odsvetoval uvajanje novih faciesov in njihovo delitev na subfaciese. Faciese je združil v facialne serije ustrezno geotermičnemu gra- dientu. S progresivno stopnjo metamorfoze je ločil v odvisnosti od pritiska tri vrste metamorfoze. Tudi F. J. Turner (1968) je opustil pojem metamorfnega subfaciesa. H. G. F. W i n k 1 e r (1970) pa je odpravil celo faciese, ki jih je prvotno tako natančno razčlenil (H. G. F. W i n k 1 e r , 1965, 1967). Ponovno je uvedel pojem »izograda>Traité de Minera- logie« leta 1822 (V. V. Nikitin, 1942). Nanaša se na prvo znano eklogitovo nahajališče Kupplerbrunn na S vinski planini. Slovensko se imenuje tudi kras- nik. Po R. J. Haüyju sestoji eklogit iz dialaga in granata, lahko pa vsebuje tudi kianit, zoisit, amfibol, kremen in pirotin. Pozneje je prevladalo mišljenje, da nastopa namesto dialaga omfacit, bogat z avgitom in žadeitom. Eklogit je sploš- no razširjen, vendar povsod v obliki majhnih in maloštevilnih leč. P. E s k o 1 a (1921, 1939) je razlikoval štiri vrste geološkega okolja, kjer nastopa eklogit: 1. v obliki fragmentov v kimberlitu, 2. kot trakasta in lečasta telesa v peridotitu, 3. kot leče v migmatitnem gnajsu amfibolitnega faciesa, 4. v obliki večjih in manjših blokov v glavkofanskem skrilavcu. Pozneje so to razdelitev potrdili, vendar so nekateri pri tem združili 1. in 2. razred (R. G. Coleman et al. 1965), drugi pa 2. in 3. razred (F. J. Tur- ner, 1981). Eskola je leta 1921 zaradi posebne eklogitove sestave uvedel pojem eklogit- nega metamorfnega faciesa (T. F. W. Barth, 1952). Ta facies obsega eno samo kamenino, eklogit, ki nastopa kot vložek v metamorfnih kameninah, Pohorski eklogit 263 spremenjenih pod visokim pritiskom in pri visoki temperaturi. Eskolov eklo- gitni facies obsega omfacit, granat (almandin in pirop), podrejeno enstatit, diopsid, olivin, kianit, rutil in zelo redko diamant. Tudi kalcit je obstojen (T. F. W. Barth, 1952). V njegovi sestavi pa ni plagioklaza, ki nastopa v vseh drugih faciesih. Kemično je eklogit vedno različek gabroidne sestave. Zato so gledali nanj kot na modifikacijo nekega gabra, oziroma amfibolita pri visokem pritisku. Pozneje so ugotovili, da eklogit enake mineralne sestave lahko nastopa v zelo različnih intervalih temperature in pritiska v Zemljini skorji, zato pojem faciesa zanj ni upravičen. Po definiciji obsega določeni facies vse kamenine različne kemične sestave, ki so se spremenile pri določe- nem pritisku in temperaturi. Faciesa torej ne more predstavljati samo vložek posebne vrste v zaporedju metamorfnih kamenin (R. G. Coleman, et al. 1965; K. Smulikowski, 1964 a in b; H. G. F. Winkler, 1979). Kljub temu nekateri petrologi, npr. A. Miyashiro (1973) in F. J. Turner (1981), štejejo eklogit kot poseben facies. Eklogitni facies torej ne kaže pravilne cenarne razporeditve v progresivno metamorfoziranih kameninah. Eklogit kot edina tipična kamenina tega faciesa ima obliko nepravilnih vložkov v blest- niku, gnajsu, v glavkofanovemu skrilavcu ter v peridotitu in kimberlitu. Kri- stalizira skupaj s prikamenino v tako obsežnem razponu tlaka in temperature, da ustreza kristalizaciji tako v Zemljini skorji kakor tudi v Zemljinem plašču. Pri enakem kemizmu eklogita se kemizem njegovega granata in klinopiroksena spreminja ustrezno faciesu kristalizacije celotnega zaporedja kamenin. Pogoj za nastanek eklogita pa je nizek parcialni pritisk vodne pare pri visokem celotnem pritisku. Lečaste vložke eklogita v migmatitnem gnajsu in granitu je razlagal Eskola kot fragmente neke eklogitne mase, ki je nastala v globini. Domneval je, da leži pod skorjo siala eklogitna lupina. Granitne intruzije v geosinklinalah pa naj bi bile prinesle njene fragmente više. Drugačno razlago za podobna naha- jališča v Norveških Kaledonidih in Variscidih sta dala A. Fiedler (1936) in H. Backlund (1936). Fiedler je iz zveze eklogita z migmatskim in peg- matitnim granitom sklepal, da je nastal eklogit iz diatektične raztopine gra- nita. Zaradi fluidno-pegmatitnega stanja naj bi bili prehodno nastali visoki pritiski, ki so omogočili nastanek mineralov eklogitnega faciesa. Vendar so take raztopine bogate z vodo, ki preprečuje nastanek eklogita. Eklogit je ob granitu dejansko vedno spremenjen v amfibolit. Drugače je razložil nastanek eklogita H. Backlund in poudaril vlogo usmerjenega pritiska, ki lahko v do- ločenem okolju preseže hidrostatični pritisk. Po tej razlagi je eklogit neke vrste tektonit; prodiranje katalitično pospešuje pretvorbo mineralov. Po A. E. Ringwoodu (1975) eklogit v regionalno metamorfnih terenih ni bil prinesen tektonsko iz Zemljinega plašča v Zemljino skorjo, temveč je nastal in situ iz mafičnih kamenin. Iz Zemljinega plašča izvirajo le različki eklogita v kimberlitih in nekaterih vrstah alkalnega bazalta. Alternativna hipo- teza pravi, da so mnogi eklogitovi različki nastali iz oceanske skorje, ki se je ugrezala v Zemljin plašč pod globokimi oceanskimi jarki. Zanimiva je F. J. Turnerjeva (1981) razlaga, od kod so prišli bloki in manjši fragmenti debelokristaliziranega glavkofanskega skrilavca, eklogita in amfibolita na Ka- lifornijski obali. Gre za tektonsko prenesene fragmente iz večjih globin; v ne- katerih primerih je transport omogočil, oziroma pospešil serpentinit. 264 Ana Hinterlechner-Ravnik Pohorski eklogit je bil raziskovalcem znan že v sredini prejšnjega stoletja. O njem sta pisala A. J. Ippen (1892, oz. 1893) in V. V. Niki tin (1942). Natančno sta navedla starejšo literaturo o pohorskem eklogitu. Ippen je podal tri kemične analize eklogitovega omfacita, Nikitin pa analizo primarne eklogi- tove rogovače in številne meritve optičnih lastnosti eklogitovih mineralov, do- ločene na univerzalni mizici. Nastanek eklogita je razlagal Nikitin s pirometasomatskim (= kontaktno- metamorfnim) vplivom aplitnih in pegmatitnih injekcij na kamenine peridotit- ne vrste. Pri tem naj bi imeli važno vlogo fluidi in mineralizatorji (najbrž klor), podobno kot pri skarnu. Ce je mineralizatorjev malo, nastane v enakem okolju amfibolit. Nikitin je takole povzel svojo razlago o nastanku eklogita: »Y našem kamnolomu imamo torej skrajni, precej ostro različni mineralo- ški facies približno iste kemične sestave: 1. granat z omfacitom, 2. plagioklaz z rogovačo. Obe kamenini sta nastali na videz iz iste magmatske kamenine pod vplivom iste aplitne injekcije ter v majhni medsebojni razdalji. V kamnolomu ob Bistrici leže relativno majhni eklogitovi vložki v amfibo- litu blizu drug drugega. Težko si zamislimo, da bi tu nastala razlika v mineral- ni sestavi obeh kamenin zaradi različnega pritiska. Prav tako je tudi težko sprejeti misel, da bi bila ta razlika nastala zaradi različnih temperatur; v tem primeru bi moral biti eklogit koncentriran vzdolž kontaktov z aplitom. V na- šem kamnolomu leži izjemoma neposredno ob kontaktu, povečini pa v določeni razdalji od njega, čeprav ne posebno veliki. Ako razširimo zgoraj podano mišljenje o nastanku eklogita v okolici Slo- venske Bistrice na vprašanje o genezi eklogita sploh, lahko rečemo: Eklogit nastaja iz kamenin peridotitne skupine, mogoče iz melanokratnih različkov kamenin gabro-bazaltne skupine zaradi aplitnih, oziroma pegmatitnih injekcij v njihovo bližnjo okolico, in sicer ne samo pod vplivom termičnega metamor- fizma, ampak tudi pirometasomatskega, tj. pod vplivom fluidne vode in mi- neralizatorjev (najbrž Cl), ki jih izločuje magma intruzij. Ce je mineralizator- jev le malo, ali pa jih sploh ni, nastane ob enakih ostalih pogojih amfibolit in more eklogit, nastal poprej, preiti v amfibolov eklogit s kelifitsko, oziroma dia- blastično strukturo.-« Nikitin pa je opozoril, da je s to domnevo težko vskladiti pojav eklogita v kamnolomu blizu Reke. Tu ni aplitnih injekcij ali »migmatske fronte«, ampak je samo večja leča eklogita z majhnimi vključki amfibolita v sljudnem skrilavcu, oziroma skrilavem gnajsu. Območje z eklogitom na Pohorju prikazujeta dve geološki karti, ki pa ga ne pokrivata v celoti. Eklogit na južnem Pohorju je shematsko vnesen na geološki karti Slovenska Bistrica 1:75 000 (F. T e 11 e r & J. D r e g e r , 1898). Vendar je omenil že Ippen, da je eklogit bolj razširjen proti zahodu. Teller je uvrstil eklogit v granulitni facies. H granulitom je prištel aplitoidni gnajs z granatom. Po današnjih glediščih je aplitoidni gnajs sinmetamorfni diferen- ciat neke hipotetične magme, ki je nastajala ob metamorfozi v globjih delih Zemljine skorje. Bolj verjetno pa gre za najbolj topno snov v fluidih, ki se sproščajo ob visoki stopnji metamorfoze. Raztopljena snov se pozneje na so- razmerno hladnejšem, tj. višjem mestu, zopet izloči. Pohorski eklogit 265 Bolj nadrobno, vendar zaradi majhnih golic še vedno shematsko, je eklogit prikazan na Osnovni geološki karti SFRJ Slovenj Gradec 1:100 000 (P. Mioč&M. Žnidarčič, 1977). Vendar tudi ta karta ne obsega skrajnega vzhodnega dela Pohorja z eklogitom nad Slovensko Bistrico. 5.2. Razširjenost eklogita na Pohorju Eklogit se nahaja v zaporedju metamorfnih skrilavcev na severnem poboč- ju Pohorja med potokom Lobnico in Hočkim Pohorjem, na južnem pobočju pa med Mislinjskim potokom in Slovensko Bistrico. Debelina metamorfnih skri- lavcev je okrog 1000 metrov; prevladuje almandinov muskovitni blestnik/gnajs, ki vsebuje drobnozrnati plastoviti amfibolit. Blestnik in gnajs vsebujeta po- nekod tudi biotit. Eklogit je povečini združen z amfibolitom, najdemo pa ga tudi v muskovitnem blestniku. Ima obliko leč, velikih nekaj decimetrov do nekaj metrov; večja telesa so redka. Nad Slovensko Bistrico je v tem delu zaporedja tudi vložek serpentinita, dolg nekaj kilometrov in širok nekaj 100 metrov; meji na prelom, ki obroblja Pohorje z južne strani. Serpentinit vse- buje pogosto bastit in redko olivin. Takšna mineralna sestava kaže na harz- burgit kot izhodno kamenino. V združbi s serpentinitom se nahajajo eklogit, granatov gabro, amfibolit in biotitni gnajs. Ves sistem kamenin preprezajo aplitoidne in pegmatoidne žile, ki so ostro omejene in vzporedne s foliacijo; redko potekajo prečno nanjo. V krovnini eklogitnega horizonta leži na južnem pobočju Pohorja diaftori- zirani almandinov blestnik, na severnem pa amfibolit med biotitno-muskovit- nim blestnikom in gnajsom. Kemično je amfibolit podoben metabazitom eklo- gitnega horizonta, zato bomo njihov kemizem obravnavali skupno. Eklogit je za Pohorje sicer značilen, vendar je večidel amfibolitiziran. Am- fibolitizacijo je povzročila voda, ki je med retrogradno metamorfozo prodirala s periferije v notranjost leč. Zato so ostala nespremenjena in kompaktna le jedra eklogitovih leč. Amfibolitizirani del je tanko skrilav, vendar je tudi v kompaktnem jedru foliacija dobro izražena; po obodu je skladna s foliacijo prikamenine, v jedru pa je zasukana v obliko »S«, kar kaže na velike premike (tabla 1, si. 1). Sveži eklogit je lepo svetlo zelen v primeru, ko poleg omfacita in rožnatega granata vsebuje svetlo modri kianit in le malo temne primarne rogovače. Eklogit, ki ne vsebuje kianita, temveč poleg omfacita in granata nekaj več primarne temno zelene rogovače, je temno zelen. Zrnavost eklogita je drobna in srednja; le redko so njegove komponente blastične. Struktura je granularna (tabla 2, si. 1), a tudi usmerjena (tabla 2, si. 2). Značilne sestavine pohorskega eklogita so kianit, zoisit in primarna temno zelena rogovača (tabla 3, si. 1); ustrezno tej sestavi razlikujemo kianitov, zoi- sitov in rogovačin eklogit. Manj je kremena, rutila, pirita in pirotina, zelo redka sta muskovit in biotit. Kvantitativna mineralna sestava eklogita zelo variira. Po Nikitinovih (1942) kvantitativnih podatkih znaša količina granata 30 do 65 "/o in omfacita 20 do 50 Vo. Redko je kamenina celo mono- mineralna: granatova, piroksenova, kianitova in rogovačina; rogovača je na oko temno zelena, pod mikroskopom pa brezbarvna. Monomineralne kose naj- demo predvsem nad Slovensko Bistrico. 266 Ana Hinterlechner-Ravnik Skoraj vsi eklogitovi vzorci kažejo vsaj začetne znake sprememb, ki jih označujemo kot simplektitizacijo in kelifitizacijo. Simplektit obroblja omfacit in ga polagoma nadomešča; predstavlja kriptokristalni in mikrokristalni dia- blastični agregat diopsidovega klinopiroksena in plagioklaza. Kelifitni rob, razvit po periferni coni granata, je modrikasto zelena rogovača, ki polagoma prodira v njegovo notranjost. Kianit se je spremenil v mikrokristalni agregat. Najbolj obstojen je zoisit. V simplektitnem agregatu je mlajša, poikiloblastična rast zelene rogovače in plagioklaza z malo kremena; to pa že predstavlja re- kristalizacijo prvotnega eklogita v amfibolit. Postopno spremembo eklogita v amfibolit kažejo posnetki (tabla 2, si. 2; tabla 3, si. 2 in tabla 4, si. 1). Spremembe so napredovale od jedra proti periferiji eklogitne leče. Simplek- titni deli so svetlo zeleni in mikrokristalni, nova rogovača pa temno zelena in drobnozrnata. Amfibolit, v katerem leže deloma ali povsem spremenjene eklo- gitne leče, je enakomerno temno zelen, tanko plastovit in po večini veliko bolj drobnozrnat kot prvotni eklogit. 5.3. Kemizem eklogita in amfibolita Vzorčevali smo nespremenjeni eklogit (12 vzorcev), simplektitizirani eklogit (5 vzorcev), amfibolitizirani eklogit (6 vzorcev) in plastoviti amfibolit (7 vzor- cev). Te kamenine so si med seboj podobne. Ustrezajo bazaltu, a kažejo tudi tendenco k andezitu. Bazalt lahko vrednotimo kot oceanski tholeiitni. Nekateri eklogitovi različki vsebujejo precej TiOg in Na^O; kažejo na alkalni bazalt, ki verjetno izhaja iz spilitiziranega bazalta — diabaza. Vrednost KjO v metaba- zitih eklogitnega horizonta je zelo nizka; v eklogitu znaša do 0,1 ^/o, z amfibo- litizacijo pa naraste do 0,4 "/o. Retrogradna sprememba eklogita v amfibolit poteka predvsem z dotokom H^O in majhnim povečanjem K^O, ki znaša 0,2 do 0,3 o/o (A. Hinterlechner-Ravnik & B. Moine, 1977). To majh- no povečanje je verjetno povzročil dotok materiala med retrogradno meta- morfozo. Metabaziti v drugih delih pohorskega metamorfnega zaporedja vse- bujejo večjo količino K^O. Amfibolit je precej razširjen tudi v krovnini eklogitnega horizonta. Njegov kemizem je podoben metabazitom eklogitnega horizonta. Razlike med eklogitnimi in amfibolitnimi različki so naslednje: — povečana vrednost razmerja CaO/Si02 v eklogitu; našli smo nekaj iz- redno visokih vrednosti, — povečani vrednosti razmerij Cr V in MgO/Fe203tot v eklogitu v primer- javi z amfibolitom, — povečana vsebnost Ni v kameninah z zelo visokimi vsebnostmi Cr in MgO, — nizka vrednost razmerja Ba, Sr, ki je v eklogitu še nižja kot v amfibolitu. Velike variacije razmerja MgO/FeaOstot kažejo na magmatsko diferenciacijo teh kamenin. Najvišja razmerja, ki jim ustreza 9 do 10 "/o MgO, smo našli v eklogitovih hiperaluminijevih različkih. Samo eklogit z visokimi vrednostmi MgO in AI2O3 vsebuje kristale kianita. Vsebnost Cr je v eklogitu zelo visoka; preseže celo 1000 ppm. Visoke vsebnosti Cr so vezane na povečane količine MgO in torej niso posledica kontaminacije ob pripravi vzorca. Pohorski eklogit 267: SI. 2. Normativna mineralna sestava ne-ol-hy-qu pohorskega eklogita in njegovih retrogradno spremenjenih različkov Fig. 2. Norm mineral composition ne-ol-hy-qu of the Pohorje eclogite and its retrogressed varieties Kemične analize vzorcev našega eklogita in amfibolita smo preračunali v parametre ol-ne-qu-hy norme C1PW, da bi jih mogli primerjati z ustreznimi kameninami po W. Richterju (1973). Izračunani parametri kažejo, da ustreza pohorski eklogit in amfibolit predvsem olivinovemu tholeiitnemu ba- zaltu, redko Na-alkalnemu olivinovemu bazaltu (si. 2). Kemizem pohorskega eklogita in nanj vezanih metabazitov se ujema s sestavo vzorcev, ki jih je zbral W. Richter (1973) drugod v Vzhodnih Alpah. Vendar je celotno polje Richterjevih vzorcev kamenin obsežnejše, ker med našimi metabaziti ni velikih vrednosti parametra ol. Podobno kot pohorski, so tudi metabaziti drugod v Vzhodnih Alpah pogosto hiperaluminijevi. 5.4. Eklogitove mineralne jaze Za razlikovanje mineralnih faz eklogita smo določili njihovo kemično se- stavo, gostoto, optične lastnosti in rob osnovne celice. Za kemično analizo smo pripravili po nekaj gramov čistih mineralnih faz, separiranih iz kamenine. Za mineralno separacijo smo izbrali izrazito zrnate vzorce eklogita, ki so bili le malo spremenjeni. Kemično smo analizirali te 268 Ana Hinterlechner-Ravnik Tabela 1. Kemična in mineralna sestava vzorcev pohorskega eklogita Table 1. Chemical and mineral composition of eclogite from the Pohorje Mountains vzorce eklogita že poprej (tabela 1). Prof. H. Heritsch iz Gradca nam je iz ljubeznivosti ločil minerale iz treh vzorcev eklogita. V ta namen je uporabil Frantzov izodinamični separator. Iz približno enega kilograma eklogita je dobil po nekaj gramov piroksena in granata iz vzorcev 12 A, 15 A in 85; iz vzorca 15 A pa tudi 1,18 g primarne rogovače, kar je bilo dovolj za njeno kemično analizo (tabele 2, 3 in 4). Granat in piroksen iz vzorca 304 smo se- parirali ročno. Preden je bil material uprašen za kemično analizo, smo določili gostoto z mikropiknometrom. Eklogit je kristaliziral pod zelo visokim pritiskom, na kar kaže tudi njegova gostota, ki znaša okrog 3,5 g/cm^. To se odraža ustrezno na gostotah njegovih mineralov: gostota omfacita je 3,16 do 3,4, granata 3,65 do 4,02 in rogovače 3,10 g/cm^. Za primerjavo naj omenimo, da znaša gostota bazalta, ki je kemični ekvivalent eklogita, samo 3,0 g/cm^. Značilno razliko v gostoti med bazaltom in eklogitom so opazili že prvi raziskovalci eklogita. Pohorski eklogit 269 Tabela 1. Nadaljevanje Table 1. Continued Rob osnovnih celic omfacita, granata in amfibola je določil I. Leban z avto- matskim difraktometrom Enraf-Nonius CAD-4 za monokristale na Kemičnem oddelku univerze Edvarda Kardelja v Ljubljani (tabele 2, 3 in 4). Lomne ko- ličnike omfacita, granata in rogovače smo določali pri dnevni svetlobi po imer- zijski metodi in z Jelleyevim mikrorefraktometrom. D volom omfacita in rogo- vače je bil merjen na univerzalni mizici. Ko smo določili fizikalne parametre mineralov, so zrnca uprašili in kemično analizirali v dveh paralelkah na Metalurškem inštitutu v Ljubljani (T. Lavrič). Aluminij, kalcij, magnezij, železo, mangan, natrij, kalij, krom, nikelj in kobalt so določali s plamensko atomsko absorbcijsko spektrometri j o (AAS), medtem ko so določili titan s fotometrično metodo s kromotropovo kislino, silicij pa s fotometrično metodo z amonijevim molibdatom z naknadno redukcijo v modri 270' Ana Hinterlechner-Ravnik Table 2. Kemična sestava in fizikalne lastnosti omfacita iz pohorskega eklogita Table 2. Chemical composition and physical properties of omphacite from the Pohorje eclogite Pohorski eklogit 271 Tabela 3. Kemična sestava in fizikalne lastnosti granata iz pohorskega eklogita Table 3. Chemical composition and physical properties of garnet from the Pohorje eclogite Structural formulae Recalculated end members of garnets kompleks. Za določitev dvovalentnega železa so vzorec raztopili v zmesi žvep- love (VI), fosforjeve in fluorovodikove kisline ter dvovalentno železo titrirali s kalijevim bikromatom. Preračunali smo sedem analiz pohorskega omfacita; štiri so bile napravljene sedaj, tri pa smo povzeli po J. A. Ippenu (1892). Prvotno smo analize 272: Ana Hinterlechner-Ravnik Tabela 4. Kemična sestava in fizikalne lastnosti rogovače iz pohorskega eklogita Table 4. Chemical composition and physical properties of hornblende from the Pohorje eclogite preračunali na omfacitove osnovne komponente (A. J. R. White, 1964). Vendar smo vedno dobili majhen višek Al kationov. Zato smo ponovno prera- čunali katione glede na osnovno formulo XiYiZ^Oe (H. S. Y o d e r & C. E. Ti Hey, 1962). Ves Al je na ta način vezan v akmit in v tschermakovo molekulo. Pri Ippenovih analizah smo glede na Na20 potrebni РегОз preračunali iz FeO ter ga vezali v akmit, kar je dopustno. Prav tako smo ves K2O prišteli k Na20, kajti količina kalijevega oksida v omfacitu ne sme biti večja kot 0,1 "/o (A. Mottana, 1970). Količina СГ2О3 v Ippenovi analizi »a« je vprašljiva, ker je avtor na eni strani poudaril odsotnost eventualnega kromovega oksida, pa ga je kljub temu navedel dva odstotka. V analizi vzorca ^>-b-<-< smo v končni omfacitovi formuli višek Ca prišteli k Mg. V sestavi eklogitovega omfacita so prisotni (žadeit + akmit), tschermakova molekula, (hedenbergit + diopsid) (glej tabelo 2 in si. 3). Za omfacit je bistveno, da vsebuje določeno količino natrijevih mineralov — žadeita in akmita. V naših vzorcih znaša njuna skupna količina 22 do 42 mol. "/0. V treh Ippenovih analizah je količina akmita + žadeita za nekaj odstotkov manjša v primerjavi z našimi analizami. Pohorski eklogit 273' Tabela 5. Molarne frakcije elementov in porazdelitveni koeficienti v mineralnih parih pohorskega eklogita Table 5. Molar fractions and distribution coefficients in the mineral pairs of the Pohorje eclogite clinopyroxene - garnet: cpx - gr amphibole - garnet: am - gr Optične lastnosti se ujemajo s kemizmom analiziranih različkov omfacita (ta- bela 2). Dvolom minerala, dobljen z neposrednim merjenjem lomnega količnika po imerzijski metodi, variira med 0,022 in 0,025. Po meritvah na univerzalni mizici je povprečna vrednost Пу — Пх = 0,022; neposredno merjene vrednosti kota optičnih osi 2Y, znašajo 6З0 do 69» (V. V. Nikitin, 1942). Za eklogitove simplektitne agregate smo na splošno privzeli, da gre za agregat diopsida in plagioklaza. Kemične analize avstrijskih vzorcev eklogita pa kažejo, da novi klinopiroksen še vedno vsebuje žadeit, ki ga je za 5 do 15 Vo manj kot v prvotnem omfacitu (W. Richter, 1973). Tschermakova komponenta se ob teh spremembah le malo poveča. Oboje kaže, da novi klino- piroksen še vedno pripada polju, ki ustreza rekristalizaciji v amfibolitnem faciesu. Zmanjšanje vsebnosti žadeita je posledica zmanjšanega pritiska pri pri- bližno enaki temperaturi ob retrogradni metamorfozi. Simplektitizacija eklo- gitovega omfacita je vezana na znižanje pritiska za približno en kilobar. Granat je druga glavna sestavina eklogita. Preračunali smo štiri kemične analize glede na granatovo formulo na končne člene: pirop, (almandin + 5 — Geologija 25/2 : 274 Ana Hinterlechner-Ravnik SI. 3. Sestava omfacita v pohorskem eklogitu, prikazana v diagramu (A) (žadeit + akmit), tschermakova molekula, (hedenbergit + diopsid). Crtkana črta predstavlja razmerje 1:2 med akhiitom + žadeitom in tschermakovo komponento; (B) žadeit, akmit, (diopsid + hedenbergit + tschermakova mo- lekula), a, b in c povzeto po J. A. Ippenu (1892) Fig. 3. Composition of omphacite of the Pohorje eclogite, shown by diagram (Л) (jadeite + acmite), Tschermak's com- ponent, (hedenbergite + diopside). The dashed line indicates the 1:2 jadeite to Tschermak's component, (B) jadeite, acmi- te, (diopside + hedenbergite + Tschermak's component), a, b and c after J. A. Ippen (1892) spessartin), (grossular + andradit). Eklogitov granat ne vsebuje FeoO^ (A. Mottana, 1970). Analitsko določeni Fe^Oa je posledica granatovega nepo- polnega razklopa. Zato smo računali granatove izomorfne sestavine tako, da je Fe^+ ionov le toliko, kot jih lahko teoretično vežemo po formuli XUY4ZGO24 z Al^i v Y = 4 (tabela 3). Vsebnost Fe^+ ionov in s tem andrádita se na ta način zmanjša in znaša do 7 mol. "/0. Eklogitov granat je povečini homogen, vendar vsebuje fine vključke v glav- nem vseh mineralov, ki sestavljajo kamenino. Redka zrna so conarna; izmerili smo različne vrednosti lomnih količnikov, ki odražajo rahle razlike v kemični sestavi granatov (tabela 3). Sestava granata v eklogitih, nastalih v različnih okoljih, je različna. Zna- čilno je, da vsebuje granat v eklogitu skupine A, tj. eklogit združen s kimber- litom, več piropa kot granat eklogita v združbi srednje in visoke stopnje meta- morfoze v skupini B (si. 4). Najmanj piropa pa vsebuje granat eklogita v Pohorski eklogit 275 glavkofanskem skrilavcu skupine C. V tej sestavi piropa se torej odražata pri- tisk in temperatura, pri katerih je nastajal eklogit. Toda to razlikovanje je bolj statistične narave, ker se sestave piropa skupin A in B ter B in C prekri- vajo (H. G. F. Winkler, 1979). Pohorski eklogit pripada po sestavi piropa skupini B. Nekateri različki pohorskega eklogita vsebujejo tudi primarno rogovačo, ki je po kemični sestavi bogata s kalcijem (10,2 "/o CaO), medtem ko vsebuje natrija znatno manj (3,2 <*/o Na^O) (tabela 4). Po razmerju АР^/А1^1 pade v polje pargasitne rogovače (karinthina), blizu meje s barroisitnim poljem. Kemično analizirani vzorec primarne rogovače pohorskega eklogita smo raziskali tudi optično. Njena zrna so homogena in komaj vidno zelenkasto pleohroična. Vrednost dvoloma z neposrednim določanjem lomnega količnika po imerzijski metodi je Пу — Пх = 0,020. Zrna brezbarvne rogovače so optično pozitivna in negativna. Kot optičnih osi 2V variira ustrezno med + 80 in — 80", kot potemnitve Z c pa med 20" in 14". Glede na to, kakšno vrsto primarne rogo- vače vsebuje eklogit, lahko sklepamo, v kakšnem okolju je nastal (A. Motta- na & A. D. Edgar, 1969). Rogovača v pohorskem eklogitu kaže na nasta- nek v amfibolitnem faciesu. Poleg primarne rahlo svetlo zelenkaste rogovače vsebuje eklogit tudi sekun- darno rogovačo, ki je intenzivno modrikasto zelena. Ta rogovača predstavlja Ca-Mg različek, imenovan tschermakit. Sekundarna rogovača, nastala po retrogradni spremembi eklogita v amfi- bolit, prehaja iz zelo finega agregata v delno spremenjenem eklogitu v fino- zrnati amfibolit, kjer jo že lahko optično določimo (tabla 4, si. 1). Detajlno je 276 Ana Hinterlechner-Ravnik SI. 4. Sestava granata v pohorskem eklogitu, prikazana v dia- gramu pirop, (almandin + spessartin), (grosular + andradit). A granat eklogita v kimberlitu, bazaltu in ultramafičnih ka- meninah, B granat eklogita v gnajsu in migmatitu, C granat eklogita v glavkofanskem skrilavcu (po R. G. Colemanu et al., 1965 v: W. G. Ernst, 1975) Fig. 4. Composition of garnet of the Pohorje eclogite, shown by diagram pyrope, (almandine + spessartite), (grossularite + + andradite). A garnet from eclogite in kimberlite pipes, basalt, and ultramafic rocks, B garnet from eclogite in mig- matite and gneiss, C garnet from eclogite in glaucophane schist (after R, G. Coleman et al., 1965 in: W. G. Ernst, 1975) zaenkrat še nismo analizirali. Optične lastnosti zelene rogovače v amfibolita se delno ujemajo z vrednostmi za primarno brezbarvno eklogitovo rogovačo. Delno enake vrednosti kažejo tudi koti potemnitve in vrednosti dvoloma; Пу — — Пх je 0,022. Zelena rogovača je vedno značilno optično negativna s kotom optičnih osi 2Vx od 84" do 80". Vsekakor ne gre za alkalni različek, temveč za kalcijevo modrikasto zeleno pleohroično rogovačo. K. Machatschkiin E. M. Walitzi (1962) sta raziskala obe vrsti rogovače v eklogitu in amfi- bolitu južnega dela Golice. Ugotovila sta, da med obema ni velikih razlik, kar se odraža v kemizmu, optičnih lastnostih in strukturi. W. Richter (1973) je podal analize vzorcev rogovače z območja Svinške planine in Golice v dia- gramu AF"^/A1"^^. Tudi po teh parametrih se primarna in zelena sekundarna rogovača delno prekrivata; parametri ustrezajo pargasitni rogovači (karinthinu) in navadni rogovači. Po B. E. Leakejevi (1968) nomenklaturi predstavljajo te analize prehode med pargasitom, tschermakitom in Mg-rogovačo. Pohorski eklogit 277 V pohorskem eklogitu je pogost tudi kianit. V. V. N i k i t i n (1942) je natančno določil njegove optične konstante, ki so normalne; kot 2Vx znaša 80" do 88", Пу — Пх je ca. 0,0156. Koti med lego optične indikatrise in geometrijskimi elementi kristala se ujemajo z literaturnimi podatki za ta triklinski kristal. Kianit kaže pogosto dvojčično strukturo. Dvojčični zakon je večinoma B = [010] in samo v enem primeru B = -L (100).Kianit je pogosto retrogradno nadome- ščen z mikrokristalnimi agregati, ki prodirajo od periferije v notranjost zrn. Detajlne raziskave kažejo po literaturnih podatkih, da gre v takih primerih za aluminijeve minerale, kot korund, spinel in diaspor (D. Coffrant & M. Piboule, 1975). V pohorskem eklogitu je pogosten tudi zoisit. V splošnem je precej obstojen tudi v delno retrogradno spremenjeni kamenini, kjer prehaja na periferiji zrn v plagioklaz. Najdemo ga tudi v amfibolitu. Konoskopsko določena zoisitova zrna pripadajo modifikacijama a in ß. V eklogitih Vzhodnih Alp prevladuje rombični a-zoisit. Prav tako rombični y5-zoisit pa nastopa v amfibolitiziranem eklogitu (W. Richter, 1973). Klinozoisit in epidot predstavljata mlajši produkt retrogradne metamorfoze. Muskovit in rdečkasto rjavi biotit sta v eklogitu zelo redka. Našli smo ju predvsem v eklogitu jugovzhodno od Cezlaka. Zlasti muskovit je vezan na raz- poke. Gre za minerala, ki sta glede na nastanek eklogita vezana na mlajšo fazo rekristalizacije. Plagioklaz najdemo v spremenjenem eklogitu, kjer raste iz simplektitnega agregata. Le redka zrna so dovolj velika in primerna za določanje na univer- zalni mizici. Velikost takih zrn je približno 0,1 mm. V enem vzorcu je bilo določenih 11 "/o in 19 "/o an. V retrogradno močno spremenjenem vzorcu meta- gabra prevladuje v beli osnovi plagioklaz s 70 do 80 ^/o an. Količina anortita v plagioklazih amfibolitov, na katere je vezan eklogit, znaša 20 do 50 "/o an, ustrezno kemizmu kamenine. Plagioklazi v aplitoidnih žilicah, ki sečejo tako eklogit kot amfibolit, pa vsebujejo večinoma 20 do 30 "/o anortita. Akcesorni minerali eklogita so: rutil, titanit, ilmenit, hematit, pirit in piro- tin. Rutil prehaja retrogradno v titanit. Hematit z ilmenitnimi lamelami pred- stavlja verjetno psevdomorfozo po kubičnem titanovem magnetitu, ki je raz- padel. Čistega magnetita pa po raziskavah prof. H. Soffela (Institut für allge- meine und angewandte Geophysik, Ludwik-Maximilians-Universität, München) V raziskanih vzorcih ni. Eklogitovi minerali so nastali v fizikalno kemičnem ravnotežju; na to kažeta njihova kemična sestava in medsebojno strukturno razmerje. Po po- razdelitvi elementov v normalnih parih, npr. klinopiroksen-granat, lahko skle- pamo na okolje, v katerem je eklogit nastal. Glede na povprečne vrednosti porazdelitvenih koeficientov Kd je ločil A. Mottana (1970) štiri vrste geološkega okolja: glavkofansko, amfibolitno, granulitno in magmatsko. Iz naših analiz sledi, da je pohorski eklogit nastal v amfibolitnem faciesu (tabe- la 5). 6. O nastanku eklogita Eklogit se na Pohorju nahaja v glavnem v združbi z amfibolitom, v manj- šem obsegu pa tudi s serpentinitom. Te kamenine so vložene med srednjezrnati in debelozrnati almandinovo-muskovitni blestnik kvarcitne narave. Plagioklaz 278 i Ana Hinterlechner-Ravnik v blestniku je redek. Redka sta tudi stavrolit in kianit, ki kažeta na meta- morfozo v almandinovo-amfibolitnem faciesu. Na isti facies kaže tudi analiza eklogitovih mineralnih faz. Skrilavost kamenine se ujema z njihovo litološko spremembo, kar kaže na njihovo skupno zgodovino. Prestale so skupno več metamorfnih procesov, katerih kristalizacijsko zaporedje ni bilo povsem uni- čeno. Končno stanje metamorfoze pohorskega eklogita nam je znano. Glede začetka njegove kristalizacije pa predpostavljamo, da prvotni gabro, oziroma bazalt, pred spremembo v eklogit ni bil hidratiziran, tj. ni bil niti kloritiziran, niti amfiboliziran. Ob visokem geotermičnem gradientu je bil skupaj z meta- pelitom hitro segret. Doseženi so bili pogoji za rogovačin-rogovčev facies, tj. temperatura blizu 600" in pritisk 1—2 kbar. V tem okolju muskovit ni bil več obstojen in se je spremenil po reakciji: (1) SI. 5. Ocenjeno območje metamorfoze pohorskega eklogita (diagram po H. G. F. Winklerju, 1979, po- datki o žadeitu po I. Kushiru. 1965) Fig. 5. Estimated conditions of the metamorphism of eclogite from the Pohorje Mountains (diagram after H. G. F. Winkler 1979, data for jadeite after I. Kus- hiro, 1965) Pohorski eklogit 279 Tabla 1 — Plate 1 SI. 1. Leča eklogita, amfibolitizirana po obodu. Dobro je vidna zasukana sled fo- llaci j e Fig. 1. Eclogite lens showing amphiboli- tized margin. Note the s-feature of the foliation SI. 2. Almandinovo-muskovitni blestnik. Dobro je vidna psev- domorfoza muskovita po prvotnem glinencu. Vzorec 59 A/74/31262, X 20, X Fig. 2. Almandine-muscovite schist. Note the pseudomorph of muscovite after a feldspar. Specimen 59 A/74/31262, X 20, X 280 i Ana Hinterlechner-Ravnik Tabla 2 — Píate 2 SI. 1. Eklogit z idiomorfnimi blasti granata in alotriomorfnim agregatom piroksena. Rob granatovih blastov je nadomeščen z rogovačo. Muskovit (ob levem robu slike) ima biotitni ob- robek. Vzorec 156 C/31256, X 13, // Fig. 1. Eclogite composed of idiomorphic garnets and xeno- morphic omphacite aggregate. Note biotite rim on muscovite (left). Specimen 156 C/31256, x 13, // SI. 2. Eklogit z usmerjeno rastjo zrn omfacita, granata in kremena. Začetna simplektitna tekstura okrog omfacita. Vzorec 86 F/31274, X 13, // Fig. 2. Eclogite showing preferred orientation of the ompha- cite, garnet, and quartz grains. Incipient symplectitic texture on omphacite. Specimen 86 F/31274, x 13^ // Pohorski eklogit 281 Tabla 3 — Plate 3 SI. 1. Kianitov eklogit. Ovalna kianitova zrna so obdana s sekundarnim obrobkom. Vzorec 12 A/74, X 12, // Fig. 1. Kyanite eclogite. Note reaction rims around oval ky- anite grains. Specimen 12 A/74, x 12, // SI. 2. Retrogradno spremenjeni zoisitov eklogit. Ostanki gra- nata in zoisita v simplektitni osnovi. Granat obrobljen z ze- leno rogovačo, zoisit pa z bazičnim plagioklazom. Vzorec 13 BH/31490, X 12, // Fig. 2. Retrogressed zoisite-eclogite showing garnet and zoi- site remains in a simplectitic matrix. Garnet rimmed by green hornblende, zoisite by basic plagioclase. Specimen 13 BH/31490, X 12, // 282 Ana Hinterlechner-Ravnik Tabla 4 — Plate 4 SI. 1. Finozrnati amfibolit z roba eklogitne leče. Plagioklaz ustreza oligoklazu. Vzorec 86 A'31255, X 17, // Fig. 1. Fine-grained amphibolite derived from the border portion of an eclogite lens. Anorthite content of plagioclase corresponds to oligoclase. Specimen 86 A; 31255, x 17, // SI. 2. Marmor z diopsidom, ki ga obdaja skapolit-meionit. Vzorec Т-4/80/40198, X 22, Х Fig. 2. Marble with diopside enveloped by scapolite-meionite Specimen T-4/80/40198, X 22, X Pohorski eklogit 283: Tabla 5 — Plate 5 SI. 1. Diaftoritizirani blestnik s kloritiziranim almandinom. Iz finega agregata rastejo novi kristali kloritoida. Vzorec 565/2554, X 23, // Fig. 1. Retrogressed mica schist with chloritized almandine. New chloritoid crystals grow from a fine crystallized ag- gregate. Specimen 565/2554, x 23, // SI. 2. Almandinovo-muskovitni blestnik. Iz retrogradnega mi- krokristalnega agregata raste droben idiomorfni stavrolit (stt). Vzorec 86 E/74/31497, X lo, // Fig. 2. Almandine-muscovite schist. Thin idiomorphic crys- tals of staurolite (stt) grow from a microcrystalline aggregate. Specimen 86 E/74/31497, x lo, // 284 Ana Hinterlechner-Ravnik Z vodo bogati metapelit se je na ta način močno osušil. Sledovi te reakcije so ohranjeni z obrisi glinenca (tabla 1, si. 2). V tej fazi metamorfoze so para- lelno skrilavosti kristalizirale prve aplitoidne žile. V nadaljevanju metamorfoze so se segrete kamenine sorazmerno hitro ugreznile in so tako pri približno isti temperaturi prišle v območje višjega pritiska. Suhi različki gabra, oziroma bazalta, so rekristalizirali v eklogit. V manjših količinah je voda sicer bila prisotna, na kar kažeta prvotna eklo- gitova rogovača in zoisit. V metapelitu ob eklogitu je bil prvotni andaluzit ustrezno nadomeščen s kianitom. Kristalizacija stavrolita in odsotnost anatekse kažeta na približno temperaturo 550 do 600 "C. Delež žadeita v omfacitu, ki znaša 22 do 42 mol. "/o, pa kaže ob končani eklogitovi kristalizaciji na pritisk 5 do 9 kbarov. Splošne pogoje kristalizacije pohorskega eklogita kaže si. 5; vnesen je podatek za 30 utežnih "/o« žadeita po I. Kushiru (1965), kar ustreza našim analizam. Podobne vrednosti za kristalizacijo eklogita na Golici in Svinški planini navajajo H. Heritsch (1973), W. Richter (1973) in W. Posti (1976). Heritsch pa je celo prvi našel na Golici vzorec z ohranjenim prehodom prvot- nega piroksenovega gabra v metagabro, tj. v eklogit. C. Miller jeva (1970) je našla take prehode tudi v ötztalskih Alpah. Sledila je mlajša metamorfoza, med katero se je eklogit ob ponovnem dotoku vode skoraj izokemično spremenil v amfibolit. Eklogitova prikamenina, almandinovo-kremenovo-glinenčev skrilavec, pa je istočasno prešla nazaj v al- mandinovo-muskovitni blestnik: reakcija (1) je tekla v obratni smeri. Ohra- njena je psevdomorfoza muskovita po prvotnem glinencu (tabla 1, si. 2). Kljub pogosti mlajši kataklazi predstavlja almandinovo-muskovitni blestnik najbolj rekristalizirane metapelite pohorskega metamorfnega zaporedja. Sljuda meri ponekod več centimetrov. Gre za precej čisto kalijevo sljudo, ki vsebuje 8,43 Vo K.,0 in samo 1,20/0 Na^O. Pri predpostavki ene same progresivne metamorfoze ne moremo razložiti, da je v določeni fazi metamorfoze bilo prisotne več vode, kot pred to fazo. Eklogit najdemo v lečah, ki so po obodu simplektitizirane in amfibolitizirane. Najmanj je spremenjen eklogit v jedru leč. Voda, ki je omogočila amfibolitiza- cijo, je torej prodirala od zunaj proti notranjosti leč. Ponoven dotok vode v visoko metamorfozirane kamenine je bil mogoč le ob daljinskih premikih velikih razsežnosti, ob prelaganju in finem drobljenju kamenin pod dimenzije samih kristalov. Sledovi velikih premikov pa niso ohranjeni samo v eklogitnem horizontu, temveč tudi v njegovi talnini. Izraženi so s protasto strukturo alman- dinovo-biotitnega gnajsa, amfibolita, aplitoidnega gnajsa in marmorja. Poleg drugih primesi vsebuje marmor tudi visoko dvolomni skapolit (tabla 4, si. 2). Biotitni protasti gnajs vsebuje verjetno tudi sillimanit v zelo drobnozrnatem agregatu. Pogosto ohranjena protasta struktura kamenin kaže, da kasneje niso bile več intenzivno rekristalizirane. Po podatkih W. Richterja (1973) je retrogradna metamorfoza eklogita na Svinški planini in na Golici potekala skoraj pri enakih fizikalnih pogojih kot njegova kristalizacija: temperatura je rahlo narasla, pritisk pa rahlo padel. V visokometamorfnem delu pohorskega zaporedja je v metapelitih izražena tudi retrogradna metamorfoza s stopnjo zelenega skrilavca. Prvotni almandi- novo-muskovitni blestnik in gnajs sta prešla v črni diaftoritni sericitno-kloritni Eclogite from the Pohorje Mountains 285 skrilavec. V njem opazujemo le še ostanke in obrise prvotnega granata, pla- gioklaza, ali stavrolita. V talnini diaftoritnega horizonta, v metapelitih ob eklo- gitu, je ta sprememba le delna. Večinoma je izražena s sericitnimi in kloritnimi obrobki okrog večjih kristalov. V metabazitu se odraža s kloritizacijo, epido- tizacijo in kalcitizacijo, vendar je vezana predvsem na razpoke. Te retrogradne spremembe lahko primerjamo s tistimi, ki jih geologi razlagajo kot posledico alpskih orogenetskih premikov (S. Borsi et al., 1978). Popolna retrogradna metamorfoza je posledica globokih prelomov ob trčenju dveh kontinentalnih plošč in njunega narivanja (J. F. Dewey & J. M. Bird, 1970). V diaftoritizirane kamenine pa je bila kasneje vtisnjena še sled mlajše alpske progresivne metamorfoze. Dokazuje jo potektonska blastična rast klori- toida, muskovita in oligoklaza (tabla 5, si. 1). V talnini teh plasti pa raste v le šibko spremenjenem almandino vem blestniku — eklogitovi prikamenini — iz sericitno kloritnega agregata nov droben stavrolit (tabla 5, si. 2). Alpska rekri- stalizacija torej kaže na ponovno pregretje in na temperaturo ca 550 "C. Eclogite from the Pohorje Mountains Summary Eclogite of the Pohorje Mountains is exposed in the deeper, but not in the deepest part of a mainly medium grade metamorphic complex. The examined lenses of eclogite and associated amphibolite as its retrogressed product are intercalated within metapelite. The latter is often of quartzitic nature, abundant in almandine garnet and muscovite; much rarer are reddish biotite, staurolite, and kyanite. Some varieties of the Pohorje eclogite contain abundant kyanite, zoisite and primary hornblende besides omphacite and garnet. Accordingly they can be classified as kyanite-, zoisite-, and hornblende-eclogite. Always present minor components are rutile and quartz. All these mineral phases are in equilibrium. The chemical composition of garnet, clinopyroxene, and hornblende, as well as the distribution coefficients of elements among co- existing mineral phases point to the almandine-amphibolite facies of the Po- horje eclogite. Its varying garnet composition encompasses the entire field of eclogite B proposed by R. G. Coleman et al. (1965); its omphacite is rich in diopside, and the jadeite content is 22 to 42 mol °/o. The progressive metamorphism was followed by a retrograde alteration. The original eclogite layers were deformed. Traces of vigorous movements are not visible only in the eclogite horizon but also in various underlying rocks with flaser and blastomilonitic textures. As it seems, the biotite flaser gneiss contains sillimanite in a fine grained aggregate. Simultaneously a H2O- rich fluid was introduced to the eclogite. Thereby, the Pohorje eclogite was generally and nearly isochemically transformed to fine grained amphibolite of considerable thickness. Geochemical data indicate a basaltic composition of both eclogite and amphibolite: tholeiitic basalt of oceanic association, some hyperaluminous varieties, and alkali basalt. The rock enveloping eclogite, the almandine feldspar gneiss, was simultaneously transformed by influx of H.O to almandine-muscovite schist/gneiss. The muscovite pseudomorphs after a feldspar are preserved. 286 Ana Hinterlechner-Ravnik The upper part of the medium grade metamorphic sequence overlying the eclogite horizon is represented by the diaphthoritic almandine-muscovite schist/ gneiss transformed to phyllonite. Corresponding manifestation in the schist of the eclogite horizon is uncommon. This retrogressive transformation is re- lated to Alpine orogeny. It was followed by reheating of the whole area to about 550 "C, as proved by posttectonic chloritoide, muscovite ± oligoclase in the phyllonite horizon, and by fine posstectonic staurolite in the eclogite horizon. Literatura Backlund, H. 1936, Zur genetischen Deutung der Eklogite. Geol. Rdsch. Bd. 27. Barth, T. F. W. 1952, Theoretical petrology. John Wiley & Sons, New York. Barth, T. F. W., Correns, C. W. & Eskola, P. 1939, Reprint 1970, Die Entstehung der Gesteine. Springer Verl., Berlin. Beck, H. 1931, Geologische Spezialkarte der Rep. Österreich, Blatt Hüttenberg und Eberstein, 1 :75 000. Geol. B.-A., Wien. Bogel, H., Morteani, G., Sassi, F. P., Satir, M. & Schmidt, K. 1979, The Hercynian and pre-Hercynian development of the Eastern Alps. Report on a meeting. N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 159., 1., p. 87—112, Stuttgart. Borsi, S., Del Moro, A., Sassi, F. P. & Zirpoli, G. 1973, Meta- morphic evolution of the Austridic rocks to the south of the Tauern Window (Eastern Alps): radiometric and geo-petrologic data. Mem. Soc. geol. Ital., Vol. 12, p. 549—571, Pisa. Borsi, S., Del Moro, A., Sassi, F. P., Zanferrari, A. & Zir- poli, G. 1978, New geopetrologic and radiometric data on the Alpine history of the Austridic continental margin south of the Tauern Window. Consiglio Nazionale delle Ricerche, p. 1—17, Padova. Ciar, E., Fritsch, W., Meixner, H., Pilger, A. & Schönen- berg, R. 1963, Die geologische Neuaufnahme des Saualpen-Kristallins (Kärnten), VI. Carinthia IL, Jg. 153. (73.), p. 23—51, Klagenfurt. Coffrant, D. & Piboule, M. 1975, Kélyphitisation du disthène des éclo- gites du Limousin. 98e Congr. nat. des soc. savantes, Saint-Etienne, 1973, T. I, p. 375—382, Paris. Coleman, R. G., Lee, D. E., Beaty, L. B. & Brannock, W. W. 1965, Eclogites and eclogites: their differences and similarities. Geol. Soc. Amer. Bull. 76., p. 483—508; v: Ernst, W. G. 1975, p. 167—192. Dewey, J. F. & Bird, J. M. 1970, Mountain belts and the new global tectonics. J. Geophys. Res., Vol. 75, No. 14, p. 2625—2647, Washington. " Drovenik, F., Drovenik, M., Premru, U. , Miklič, F., Bido- vec, M. & Karer, M. 1978, Metalogenetska karta SR Slovenije. Geološki zavod, Ljubljana. Ernst, W. G. 1975, Metamorphism and plate tectonic regimes. Benchmark papers in geology. Halsted press, a division of John Wiley & Sons, Inc., Stroudsburg, Pennsylvania. Ernst, W. G. 1977, Bausteine der Erde. Ferd. Enke Verl., Stuttgart. Eskola, P. 1921, On the eclogites of Norway. Videnskap. Skr. Kristiania (Oslo), I, Mat.-naturv. Kl., no. 8. Eskola, P. 1939, Die metamo^rphen Gesteine; v. Barth, T. F. W. et al., 1970. Fiedler, A. 1936, Über Verflössungserscheinungen von Amphibolit mit diatek- tischen Lösungen im östlichen Erzgebirge. Min. u. petr. Mitt. Bd. 47. Fritsch, W. 1962, Von der ^>Anchi«-zur Katazone im kristallinen Grundgebirge Ostkärntens. Geol. Rdsch., 52, 1, p. 202—210, Stuttgart. Heinisch, H. & Schmidt, K. 1976, Zur kaledonischen Orogenèse in den Ostalpen. Geol. Rdsch., 65, 2, p. 459—482, Stuttgart. Heritsch, H. 1973, Die Bildungsbedingungen von alpinotypem Eklogitamphi- bolit und Metagabbro, erläutert an Gesteinen der Koralpe, Steiermark. Tschermarks Min. Petr. Mitt., 19, p. 213—271, Wien. Pohorski eklogit 287 Hinterlechner-Ravnik, A. 1971, Pohorske metamorfne kamenine. Geo- logija 14, p. 187—226, Ljubljana. Hinterlechner-Ravnik, A. 1973, Pohorske metamorfne kamenine II. Geologija 16, p. 245—270, Ljubljana. Hinterlechner-Ravnik, A. & Moine, B. 1977, Geochemical cha- racteristics of the metamorphic rocks of the Pohorje Mountains. Geologija 20, p. 107—140, Ljubljana. Ippen, J. A. 1892 (1893), Zur Kenntnis der Eklogite und Ajnphibolite des Bachergebirges. Mitt. d. naturw. Ver. f. Steiermark. Graz, p. 328—369. Kieslinger, A. 1928, Geologie und Pétrographie der Koralpe VII. Eklogite und Amphibolite. Sitzungsber. Akad. Wiss. Wien, Math.-naturwiss. Kl., Abt. I, 137, p. 401—454, Wien. Kieslinger, A. 1935, Geologie und Pétrographie des Bachern. Verh. geol. B.-A., Nr. 7, p. 101—110, Wien. Kleinschmidt, G. & Neugebauer, J. 1975, Die variskische Überschieb- ungstektonik in der Phyllitgruppe der Saualpe (Ostalpen). N. Jb. Geol. Paläont. Mh., H. 9, p. 541—552, Stuttgart. Kleinschmidt, G., Neugebauer, J. & Schönenberg, R. 1975 a, Gesteinsinhalt und Stratigraphie der Phyllitgruppe in der Saualpe. Clausth. Geol. Abh. Sdbd. 1, p. 11-^4, Clausthal. Kleinschmidt, G., Neugebauer, J. & Schönenberg, R. 1975 b, Die Tektonik der Phyllitgruppe in der Saualpe. Clausth. Geol. Abh., Sdbd. 1, p. 45—60, Clausthal. Kleinschmidt, G., Sassi, F. P. & Zanferrari, A. 1976, A new- interpretation of the metamorphic history in the Saualpe basement (Eastern Alps). N. Jb. Geol. Paläont. Mh., H. 11, p. 653—670, Stuttgart. Kushiro, I. 1965, Clinopyroxene solid solutions at high pressures; v: Annual report of the director. Geophysical laboratory, Carnegie Institution, p. 112—117, Washington. Leake, B. E. 1968, A catalog of analysed calciferous and subcalciferous amphi- boles together with their nomenclature and associated minerals. Geol. Soc. Amer. Special Paper 98, p. 37—49. Loeschke, J. 1977, Kaledonischer eugeosynklinaler Vulkanismus Norwegens und der Ostalpen im Vergleich mit rezentem Vulkanismus unterschiedlicher geotekto- nischer Positionen: Eine Arbeitshypothese. Z. dt. geol. Ges., 128, p. 185—207, Hannover. Machatschki, K. & Walitzi, E. M. 1962, Hornblenden aus Eklogiten und Amphiboliten der südlichen Koralpe. Tschermaks Min. Petr. Mitt. H. 8, p. 140^—^151, Wien. Miller, C. 1970, Petrology of some eclogites and metagabbros of the ötztal Alps, Tyrol, Austria. Contrib. Mineral. Petrol. 28, p. 42—56, Heidelberg. Mioč, P. & Žnidarčič, M. 1977, Osnovna geološka karta SFRJ, Slovenj Gradec, M 1 :100 000. Mioč, P. 1977, Geološka zgradba Dravske doline med Dravogradom in Selnico. Geologija 20, p. 193—230, Ljubljana. Miyashiro, A. 1973, Metamorphism and metamorphic belts. George Allen & Unwin Ltd., London. Mottana, A. & Edgar, A. D. 1969, The significance of amphibole compo- sitions in the genesis of eclogites. Lithos 3, p. 37—49. Mottana, A. 1970, Distribution of elements among co-existing phases in am- phibole-bearing eclogites. N. Jb. Miner. Abh. 112, p. 161—187. Neugebauer, J. 1970, Alt-paläozoische Schichtfolge, Deckenbau und Meta- morphose-Ablauf im südwestlichen Saualpen-Kristallin (Ostalpen). Geotekt. Forsch., H. 35, p. 23—93, Stuttgart. Nikitin, V. V. 1942, Prispevek h karakteristiki eklogitov in amfibolitov jugo- vzhodnega Pohorja in k vprašanju o nastanku eklogitov. Razprave mat.-prir. raz. Akad. znan. in um. v Ljubljani. Zv. 21, p. 299—362, Ljubljana. Pilger, A. & Weissenbach, N. 1975, Die tektonische Entwicklung des Hochkristallins in der Saualpe. Clausth. geol. Abh., Sdbd. 1, p. 115—130, Clausthal. 288 Ana Hinterlechner-Ravnik Posti, W. 1976, Petrologische Untersuchungen an gabbroiden und eklogitischen Gesteinen von der Koralpe — Fundpunkte Rosenkogel, Höller und Stingi, Steiermark. Mitt.-Bl. Abt. Miner., Landesmuseum Joanneum, 44, p. 14 (48)—^34 (68), Graz. Purtscheller, F. & Sassi, F. P. 1975, Some Thoughts on the Pre-Alpine Metamorphic History of the Austridic Basement of the Eastern Alps. Tschermaks Min. Petr. Mitt., 22, 175^199, Wien. Richter, W. 1973, Vergleichende Untersuchungen an ostalpinen Eklogiten. Tschermaks Min. Petr. Mitt. 19, p. 1—^50, Wien. Riehl-Herwirsch, G. 1970, Zur Altersstellung der Magdalensbergserie Mittelkärnten Österreich. Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud., Bd. 19, p. 195—214, Wien. Ringwood, A. E. 1975, Composition and petrology of the Earth's mantle. McGraw-Hill intern, series in the earth and planetary sci.. New York. Sassi, F. P. 1972, The petrological and geological significance of the b^ values of potassic white micas in low-grade metamorphic rocks. An application to the Eastern Alps. Tschermaks Min. Petr. Mitt., 18, p. 105—113, Wien. Sassi, F. P. & Scolari, A. 1974, The b„ value of the potassic white micas as a barometric indicator in low-grade metamorphism of pelitic schists. Contrib. Mi- neral. Petrol., 45, p. 143—152, Heidelberg. Sassi, F. P., Zanferrari, A., Zirpoli, G., Borsi, S. & Del Moro, A. 1974 a. The Austrides to the south of the Tauern Window and the Peria- driatic lineament between Mules and Mauthen. N. Jb. Geol. Paläont. Mh., H. 7, p. 421—434, Stuttgart. Sassi, F. P., Zanferrari, A. & Zirpoli, G. 1974 b. Aspetti dinamici dell'evento «Caledoniano»- nell'Austroalpino a sud della Finestra dei Tauri. Mem. Mus. Trident. Sci. Nat., A. 37—38 (1974—1975), Vol. 20, Fase. 3, p. 1—30, Trento. Schwinner, R., Die Zentralzone der Ostalpen, p. 105—232; v: Schaffer, F. X. 1951, Geologie von Österreich. Zweite Aufl., F. Deuticke, Wien. Smulikowski, K. 1964 a. An attempt at eclogite classification. Bull. Acad. Polon. Sci., Ser. sci. géol. et géogr., 12, 1, p. 27—33. Smulikowski, K. 1964 b, Le problème des eclogites. Geol. sudetica. Vol. jf., p. 13—77, Varszawa. Teller, F. & Dreger, J. 1898, Geološka karta Pragersko—SI. Bistrica. M 1:75.000, Wien. Thiedig, F. 1966, Der südliche Rahmen des Saualpen-Kristallins in Kärnten. Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud., 16 (1965), p. 5—70, Wien. Thurner, A. 1971, Die Tektonik der Ostalpen im Sinne der Verschluckungs- lehre. Geotekt. Forsch., H. 39, I—II, p. 1—124, Stuttgart. Tollmann, A. 1977, Geologie von Österreich. Bd. I., Franz Deuticke, Wien. T r ö g e r , W. E. 1971, Optische Bestimmung der gesteinsbildenden Minerale. Teil. 1. 4. Aufl., E. Schweizerbart'sche Verl., Stuttgart. Turner, F. J. 1968, 1981, Metamorphic petrology. First and sec. ed. McGraw- Hill Book Comp., New York. Weissenbach, N. 1965, Geologie und Pétrographie der eklogitführenden hochkristallinen Serien im zentralen Teil der Saualpe, Kärnten. Disertacija rudarske akademije Clausthal, p. 1—206, Clausthal. White, A. J. R. 1964, Clinopyroxenes from eclogites and basic granulites. Amer. Min. 49., p. 883—888. Winkler, H. G. F. 1965, 1967, Die Genese der metamorphen Gesteine. 1. in 2. Aufl., Springer Verl., Berlin. 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., Jg. 1970, H. 5, p. 189—248, Stuttgart. Winkler, H. G. F. 1974, 1976, 1979, Petrogenesis of metamorphic rocks. З^с!., 4th and 5th Ed., Springer Verl., Berlin. Wurm, F. 1968, Pétrographie, Metamorphose und Tektonik der Glimmerschie- fergruppe der südöstlichen Saualpe in Kärnten. Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud., 18 (1967), p. 151—206, Wien. Yoder, H. S., Jr. & Tilley, C. E. 1962, Origin of basalt magmas: An ex- perimental study of natural and synthetic rock systems. J. Petrol. 3, p. 342—532. GEOLOGIJA 25J2, 289—307 (1982), Ljubljana UDK 553.495:551.736(497.12) = 861 Raspodela U, Th i K u alevrolitima, psamitima i psefitima Žirovskog vrha Distribution of U, Th, and K in siltstone, psammitic and psephitic rocks of Zirovski vrh Veijíco Omaljev Geoinstitut, 11000 Beograd, Rovinjska 12 Kratak izvod Ova statistička izučavanja raspodele urana, torijuma i kalijuma u gra- nulometrijskim frakcijama gredenskih slojeva Žirovskog vrha predstav- ljaju dalju razradu originalne metodologije autora. Raspodela singenet- skih parcijalnih populacija urana, torijuma i kalijuma zavisna je od gra- nulometrijske separacije klastičnih sedimenata Zirovskog vrha. Crveni alevroliti su relativno obogaćeni u ovim elementima u odnosu na crvene psamite i psefite. Raspodela urana je logaritamska, a kod crvenih alevro- lita još i simetrična. U crvenim alevrolitima torijum je raspoređen desno- asimetrično, a u krupnijim granulacijama logaritamski. Slično je raspo- deljen i kalijum. Uran je bitno drugačije raspoređen u sivim klastitima u odnosu na crvene, raspodela je u vek logaritamska sa karakterističnim logaritamskim repom: što je posledica prisustva mobilnog (dijagenet- skog) urana u vidu parcijalnih populacija relativno visokih koncentra- cija. Torijum i kalijum su raspodeljeni slično kao u crvenim tvorevinama, a njihove koncentracije opadaju od sitnijih ka krupnijim frakcijama sivih klastita. Abstract In order to determine the distribution of uranium, thorium and potas- sium in clastic rocks of different particle size from Zirovski vrh, a dual histogram method has been used. Each of the sedimentary environment is represented by one statistical sample. The uranium distribution within the gray clastic rocks is always logarithmic and follows the second law with well expressed left asymmetry. By the logarithmic tail in the right part of the histogram younger partial uranium populations are revealed. Distribution of uranium in red siltstone is normal and follows the first law; at the same time it is lognormal. In red psammite the uranium distri- bution resembles that from gray clastites. Likewise the distributions of thorium and potassium in gray and red siltstone, psammite and psephite are given. 6 — Geologija 25/2 290 Veljko Omaljev Uvod Uzorci za određivanje sadržaja urana, torijuma i kalijuma u crvenim i sivim klastitima gredenskih slojeva Zirovskog vrha uzimani su već pri prvim prospek- cionim radovima. Uzorkovanje je imalo slučajan karakter, primerci su uzimani sa površine terena i iz istražnih radova u periodu 1960—1966. godine. Najveći broj podataka je dobijen oprobavanjem bušotina. Uran, torijum i kalijum su određeni radiometri j ski u laboratoriji Geoinstituta u Beogradu. U ovom radu proučavamo raspodelu radioaktivnih elemenata u alevrolitima, psamitima i psefitima crvene subformacije, kao i odgovarajućih sivih tvorevina sive subformacije (ukupno 455 podataka). Parcijalna ispitivanja crvenih pro- slojaka u sivoj subformaciji su onemogućena zbog malog broja podataka (ukupno je 29 podataka). Osnovne populacije urana, torijuma i kalijuma u svakoj izučavanoj sredini su predstavljene statističkim uzorcima. Raspodela u kolektivnom statističkom uzorku ovih subformacija gredenskih slojeva je ranije objavljena (V. Oma- ljev, 1979 c), a ovaj rad je nastavak pomenutih izučavanja. Statistička ispitivanja raspodele urana, torijuma i kalijuma su izvedene paralelno u linearnim i logaritamskim statističkim razmerama. Napominjemo da pojam statističke razmere nema veze sa pojmom grafičke razmere u kojoj su nacrtani dvojni histogrami. Raspodele ovih elemenata su definisane matema- tički, u skladu sa ranije izloženim teoremama i zakonima raspodele (V. Oma- ljev, 1978 b). Ova izučavanja su posebno izvedena za tvorevine crvene i po- sebno sive subformacije gredenskih slojeva Zirovskog vrha. Crvena subformacija Raspodela urana, torijuma i kalijuma u tvorevinama crvene subformacije Zirovskog vrha re'prezentovana je sa statističkim uzorkom od 146 podataka. Ovaj kolektivni statistički uzorak je sastavljen od parcijalnih uzoraka: crvenih alev- rolita, crvenih psamita i crvenih psefita. Broj podataka i srednji sadržaj ispiti- vanih elemenata je sledeći (tabela 1). Statistička ispitivanja raspodele elemenata u uzorku crvenih psefita su onemogućena apsolutno malim brojem podataka, te smo formirali novi sta- tistički uzorak od psamita + psefita. Raspodela urana, torijuma i kalijuma u kolektivnom uzorku crvene sub- formacije je opisana ranije (V. Omaljev, 1979 c), te će se samo pojedini ; . Tabela 1. Broj podataka i srednji sadržaj urana, torijuma i kali- juma u tvorevinama crvene subformacije Zirovskog vrha Raspodela U, Th i K u alevrolitima, psamitima i psefitima Zirovskog vrha 291 karakteristični detalji pominjati kod analize parcijalnih uzoraka, koji su detaljno opisani. Dvojni histogram raspodele u kolektivnom statističkom uzorku dajemo na si. 112. Crveni alevroliti. Crveni klastični sedimenti najfinije granulacije, alevroliti, su reprezentovani sa statističkim uzorkom od 82 podatka, što čini 56,16''/o učešća u kolektivnom uzorku. Veličina ovog uzorka je svakako nedovoljna u smislu ranijih definicija (V. Omaljev, 1978 b). Međutim, reprezentativnost stati- stičkog uzorka nije iskazana jedino brojem podataka, već i samim karakterom raspodele. Pravilnost statističke raspodele, koja je blizu idealne (si. 1), pokazuje da veličina ovog uzorka uslovno zadovoljava. To je naročito potencirano učešćem u kolektivnom uzorku crvene subformaci je, jer čini preko 1/2 ukupnog broja podataka. Raspodela urana u crvenim alevrolitima je simetrična, bliska normalnoj, a ova simetričnost se prenosi i na raspodelu u tvorevinama crvene subformacije. Parametri statističke raspodele su: M = 2,4 ~ ï = 2,45 < Мх = 2,6 ppm, na varijacionom intervalu od 0,8 do 5,0 ppm urana. Raspodela relativnih frekvencija u linearnoj statističkoj razmeri 1 : 0,5 ppm (si. 1) pokazuje visoku simetriju za orudnjenje st. (sem za najbogatije klase na desnoj strani histograma), dok kod urana je zastupljena mala desna asimetrija (što je zakonita posledica desnog položaja medijane urana Мх). Raspodela je unimodalna, a modusi se nalaze u 5. klasi sa intenzitetima: za orudnjenje st. 28,05 Vo i za uran 26,95 Vo relativnih frekvencija. Raspodela relativnih frekvencija u statističkoj razmeri log 1 :10 ppm po- kazuje malu desnu asimetriju, koja je više izražena kod urana. Raspodela je ta- kođe unimodalna, sa modusima u 4. klasi I log dekade, intenziteta: za orudnjenje st. 34,15 Vo i za uran 31,92 Vo relativnih frekvencija. Maksimalna kompaktnost uranove populacije u crvenim alevrolitima ukazuje da se sav uran nalazi u jedinstvenoj osnovnoj populaciji, i to isključivo u petro- genim mineralima detritusa. Ova kompaktnost populacije se prenosi i na kolek- tivni uzorak crvene subformacije. Nema indicija da se bilo koja količina urana nalazi u nekoj posebnoj parcijalnoj populaciji u vidu mobilnog urana. To je svakako posledica izluživanja celokupne količine mobilnog urana još za vreme oksidacije ovih tvorevina. Neizvesno je koja je količina mobilnog urana bila prisutna u ovim alevrolitima za vreme sedimentacije, ali svakako ta količina nije bila velika, zbog male propustne sposobnosti ovih tvorevina (sadržaji urana su maksimalno bili na nivou sivih alevrolita). Srednji sadržaj urana u crvenim alevrolitima se približava klarku zemljine kore (po A. P. Vinogradovu, 1962), ali je znatno iznad klarka peskovitih sedimenata (po A. В. Ronovu i A. A. Jaroševskom, 1976) i nalazi se između klarka peskovitih i glinovitih sedimenata. Karakteristično je da se srednji sadržaj urana uvek nalazi u klasi modusa, a takođe zajedno sa medija- nom orudnjenja st. (sa kojom se približno poklapa). Simetričan raspored urana u ovim stenama je posledica tzv. normalnog rasejavanja urana u svim petrogenim komponentama alevrolita, uključujući i vezivnu materiju. Relativno visok srednji sadržaj urana, koji premaša klark peskovitih sedimenata, navodi na predpostavku da je jedan deo urana čvrsto SI. 1. Dvojni histogrami raspodele U, Th i K u crvenoj subformaciji, u linearnoj statističkoj razmeri Fig. 1. The dual histograms of U, Th and K distribution in the red sub formation, in the linear statistical scale SI. 2. Dvojni histogrami raspodele U, Th i K u crvenoj subformaciji, u logaritamskoj statističkoj razmeri Fig. 2. The dual histograms of U, Th and K distribution in the red subformation, in the logarithmic statistical scale 294 Veljko Omaljev vezan u prekristalisaloj glinovitoj vezivnoj materiji (sada sericitska materija), koja verovatno sadrži približno toliko urana kao i detritična mineralna zrna. Raspodela torijuma u crvenim alevrolitima je neočekivano desnoasimetrična (po 3. zakonu), a ovu desnu asimetriju prenosi i na kolektivni statistički uzorak crvene subformacije. Parametri raspodele su: .у = 13,04 1 cm) vzorcev, ki so v območju slabih prevod- nikov toplote, postanejo časi doseganja stacionarnega stanja zelo dolgi (tudi nekaj ur in več), — težko je kontrolirati vse toplotne izgube, ki potekajo mimo vzorca, in upoštevati vse nepravilnosti v porazdelitvi toplotnega toka, — vzorec mora biti običajno za meritev ustrezno pripravljen, imeti mora predpisano obliko. Nestacionarne metode so se razmahnile zlasti v zadnjem času. Njihova bist- vena prednost je predvsem v hitrosti (meritev traja nekaj minut), tudi kontrola izgub je enostavnejša. Analiza rezultatov je nekoliko težja, kar pa pri današ- njih možnostih obdelave ne predstavlja ovire. Slabost večine nestacionarnih metod pa je, da ne dajejo direktne informacije o Á. 2. Izboljšana metoda grelne žice Med nestacionarnimi metodami ¡se je uveljavila metoda grelne žice (H. S. Carslaw&J. Jaeger, 1959); J. P. Culi, 1974), ker določi X direktno. Na njej temelji tudi izboljšana metoda (S. Sumikawa&Y. Arakawa, 1976). V principu gre za tanko ravno grelno žico, napeto med dvema kosoma različnih materialov, od katerih je spodnji mer j enee (toplotna prevodnost h) in zgornji standardni material (toplotna prevodnost Ao), ki je del merilne noge. Njuna mejna ploskev mora biti ravna, med materialoma mora biti tudi dober toplotni stik. Po grelni žici začne teči v času t = O stalen enosmerni električni tok I. Termoelement meri časovni potek temperature T v točki, ki je v razdalji r od sredine žice. Princip meritve je mogoče razumeti s pomočjo enostavne metode grelne žice (H. S. Carslaw&J. Jaeger, 1959; J. P. Culi, 1974), kjer je grelna žica obdana samo z merjencem, torej h ^ h = X- Temperatura T(r, t) mora zadoščati difuzijski enačbi za cilindrično geometrijo (H. S. Carslaw& & J. Jaeger, 1959) (2) kjer je X toplotna difuzivnost merjenca x = A/^. Cp. Pri tem je q gostota mer- jenca, Cp pa njegova specifična toplota. Robni pogoj, ki povezuje toplotno pro- dukcijo grelne žice p na enoto dolžine I in gostoto toplotnega toka v merjencu, je podan z (3) R = električna upornost. Meritve toplotne prevodnosti kamenin z izboljšano metodo grelne žice 337] Zelena rešitev je integral fundamentalne difuzijske rešitve za cilindrično simetričen primer (H. S. Carslaw&J. Jaeger, 1959). t = integracijska konstanta. (4) Ideja metode je v meritvi razlike temperatur v časih ti in t2 !> ti, pri čemer ti zadošča pogoju ti > 20гУх. Tedaj se izraz (4) poenostavi (natančnost pri- bližka je boljša od 1 "/o) v (5) kar omogoča direktno določitev prevodnosti À, ne da bi potrebovali informacijo o difuzivnosti X. Pri opisani metodi grelne žice je ob izbiri majhnih razdalj r 20 rV^i poenostavi v izraz, analogen (5), ki predstavlja osnovno formulo izboljšane metode (7) Podoben izraz so uporabljali že pri Showa Denke, le da je njihov vseboval dve nedoločeni konstanti, ki sta bili ugotovljeni verjetno šele z umeritvijo. Linearna odvisnost T od In t, ki je osnova izraza (7), velja le v delu časov- nega območja. Dejansko odvisnost kaže si. 1. Poleg odstopanja pri kratkih časih t h in nato izračuna razliko nape- tosti V2 — Vi. Na voljo sta dva časovna intervala [ti, Í2], s tem da je razmerje t2/ti konstantno. Analogni delilec izračuna kvocient K/{V2 — Vi), pri čemer je K konstanta, odvisna od jakosti toka na grelni žici. Izhod delilca je digitalna količina, sorazmerna z vsoto h + -^o- Števec je narejen tako, da vrednost áq odšteje in vpiše na številčni prikaz vrednost Ai. Dodatna enota k omenjenemu vezju je indikator odvoda. Kazalčni instru- ment, ki ga vsebuje ta enota, kaže trenutni odvod temperature termoelementa po logaritmu časa. Indikator je namenjen predvsem za kontrolo poteka meritve, saj kaže v pravem časovnem intervalu konstanto. Daje tudi že pred iztekom meritve grobo oceno za toplotno prevodnost mer j enea. Merilnik je v sedanji verziji uporaben v območju toplotnih prevodnosti od 0,5 do 10 W/mK. V ta obseg sodijo vzorci kamenin in tudi raznovrstni gradbeni materiali. Posamezna meritev traja največ 80 sekund. Pri tem se merjenec segreje le za nekaj stopinj. Posebna priprava merjencev ni potrebna, morajo pa imeti gladko površino vsaj takih dimenzij, kot so dimenzije merilne noge (140 mm X 80 mm) in debelino vsaj 30 mm. Prav tako morajo biti merjenci po površju suhi. Meritev poteka tako, da merilno nogo postavimo na površje mer j enea in z ustreznim gumbom sprožimo meritev. Indikator omogoča kontrolo poteka meritve in grobo oceno toplotne prevodnosti. Meritev se sama konča po konča- nem času t2, odvisnem od intervala, ki ga vnaprej izberemo. Toplotna prevod- nost se, kot rezultat meritve, izpiše s štirimestnim številom. Ponovna meritev je mogoča šele po približno desetih minutah. Ta čas je potreben zato, da se merjenec in merilna noga spet toplotno uravnovesita z oko- lico. Pri pravilni izvedbi meritev je ponovljivost boljša od treh odstotkov. Pripomniti velja, da je pri materialih z večjimi nehomogenostmi rezultat odvi- sen od lege merilne noge na merjencu. V nasprotju s stacionarnimi metodami se po izboljšani metodi meri s MTP-1 le lokalni volumen približno enega kubič- nega centimetra. Literatura E d er F. X. 1956, Moderne Messmethoden der Physik, Teil II, VEB Deutscher Verlag der Wissenschaften, Berlin. CarslawH. S. & Jaeger J. 1959, Conduction of heat in solids. University Press, Oxford. Cull J. P. 1974, Thermal conductivity probes for rapid measurements in rock, J. Phys. E: Sci.-Instruments 7, 771. Sumikavv^aS. & ArakawaY. 1976, Quick thermal conductivity meter. Instrumentation and Automation (Japan) 4, 60. Uran B. 1982, Merilnik toplotne prevodnosti na grelno žico. Diplomsko delo, VTO Fizika, Univerza E. Kardelja v Ljubljani. * GEOLOGIJA 25/2, 341—348 (1982), Ljubljana UDK 550.838(497.12+497.13) = 861 Zemljina kora na potezu Pula—Maribor u svetlu aeromagnetskih podataka Composition of Earth's crust along Pula—Maribor section as based on aeromagnetic data Slobodan Vukašinović Geoinstitut, 11000 Beograd, Rovinjska 12 Kratak izvod Aeromagnetskim ispitivanjima duž profila Pula-Maribor dobljeni su podaci koji ukazuju da je magnetsko polje Zemlje relativno slabo pore- mećeno. S obzirom na formu dijagrama АТ intenziteta zaključuje se da su poremećaj geomagnetskog polja uslovile strukture kako gornjeg tako isto i donjeg dela Zemljine kore. Na bazi aeromagnetskih i drugih relevantnih geološko-geofizičkih podataka u domenu profila i šire, iz- dvojeni su dubinski razlomi i izvršeno je razgraničavanje osnovnih geo- tektonskih jedinica duž ispitanog profila. Abstract According to data obtained by aeromagnetic survey, the geomagnetic field along the investigated section has been only slightly disturbed. The shape of diagrams of zlT intensity indicate the anomalous sources pro- duced by structures located both in the upper and lower parts of the Earth's crust. Based on the character of detected variation of zlT intensity, as well as on the other structural, geological and geophysical features of the entire region, the deep lineaments were identified and the most im- portant geotectonic units were delineated along the investigated section. Uvod Aeromagnetska ispitivanja duž profila Pula—Maribor izvedena su 1980. godine, u cilju izučavanja geološke građe Zemljine kore. U istom cilju duž ovog profila biće izvršeno i duboko seizmičko sondiranje. Investitori ispitivanja su Republički komitet za znanost, tehnologiju i informatiku — Zagreb i Razisko- valna skupnost SR Slovenije — Ljubljana. Aeromagnetska meren j a izvršena su iz aviona sa protonskim magnetome- trom osetljivosti 0,1 nT, duž tri maršrute međusobno udaljene 4 km (si. 1). Iznad Jadrana maršrute su se prostirale 20 km. Merenja su obavljena na dva visinska nivoa: viši nivo imao je istu apsolutnu visinu — 2500 m, dok je na nižem 342 Slobodan Vukašinović nivou avion blago sledio osnovne morfostrukture terena na prosečnoj relativnoj visini leta od oko 500 m. U cilju povezivanja maršruta izvršena su i merenja duž poprečnih trasa, koje su išle po jedna na oba periferna dela uzdužnih — osnovnih maršruta. Radi kontrole rada aeromagnetometra i određivanja tačnosti merenja ponovljena su merenja na nekim kraćim delovima središnje maršrute, na delovima koji uključuju i terene sa relativno mirnim magnetskim poljem. Srednja kvadratna greška merenja iznosi ± 0,8 nT. Rezultati aeromagnetskih merenja grafički su prikazani na si. 1 u vidu dija- grama AT intenziteta oba nivoa sve tri maršrute, od kojih su oni za bočne maršrute — 113, radi preglednosti, translatirani u odnosu na situacioni položaj dotičnih maršruta. Geotektonska interpretacija dijagrama — anomalnog polja AT grafički je iskazana na si. 2, uz dijagrame AT središnje maršrute (marš- rute 2). Karakteristike dijagrama — anomalnog polja AT Dobljeni dijagrami AT intenziteta (si. 1) pokazuju da je opšta slika ano- malnog magnetskog polja približno ista, na sve tri maršrute i oba visinska nivoa. Dijagrami su međusobno u velikom stepenu korespondentni, na većem delu izražavaju iste anomalije — uzročnike. Postojeće razlike u detaljima forme i amplituda pojedinih anomalija potiču od različitog položaja odgovarajućeg dela maršrute — magnetometra u odnosu na uzročnike (različito horizontalno i vertikalno udaljen je). Već na prvi pogled dijagrami AT iskazuju relativno slabu poremećenost geomagnetskog polja duž ispitanog profila. Na većem delu profila anomalno polje karakterišu opšta (regionalna) povećanja — sniženja neznatna po inten- zitetu. Izraziti j e anomalije — anomalije lokalnog karaktera, registrovane su na SI i JZ delu profila, međusobno razdvojena skoro normalnim poljem. Grubo gledano po magnetskim karakteristikama na profilu se, dakle, razlikuju tri dela — JZ, središnji i SI. Po ovim delovima nešto ćemo detaljnije opisati kon- figuraciju anomalnog polja i ukazati na neke manje promene AT intenziteta na dužim segmentima profila, koje takođe iskazuju određene specifičnosti dotičnih delova profila. JZ deo profila izdvaja jasno izražena anomalija na prostoru Pula—r. (zaliv) Raša. Maksimum intenziteta anomalije od nekoliko desetina nT registrovan je na maršruti 1, na nižem nivou — >>500 m«. Prema pučini anomalija postupno prelazi u negativno polje, koje je izrazito ujednačeno na višem nivou — 2500 m, zadržavajući intenzitet od desetak nT. Središnji deo profila gde praktično izostaju »lokalne« anomalije, a to znači između r. Raše i Gradišća, karakteriše opšte sniženje, odnosno povećanje ano- malnog polja na dužim segmentima profila. Između r. Raše i Gorači naglašeno je sniženje polja koje je na većem delu negativnog znaka. Dalje u pravcu severoistoka a do r. Krke evidentan je skok fona anomalnog polja, uz delimično kolebanje intenziteta na nižem nivou. Manje povišenje fona sledi i na segmentu od r. Krke do Gradišća, ali uz ujednačen intenzitet na oba nivoa. Izraziti j e lokalne promene AT registrovane su samo na prostoru Opatija—Rijeka, na sve tri maršrute nižeg nivoa. SI deo profila, preostali deo od Gradišća pa do kraja (r. Mure) ima po kon- figuraciji najizrazitije anomalno polje. Odlikuju ga promene AT intenziteta Zemljina kora na potezu Pula—Maribor u svetlu aeromagnetskih podataka 343 i regionalnog i lokalnog karaktera. Izražena su relativno česta i oštra kolebanja intenziteta u odnosu na veoma jasno ispoljena opšta povećanja — sniženja anomalnog polja. Skokovita promena regionalnog karaktera je na području Maribora. Anomalije sa visokim horizontalnim gradijentom posebno su brojno ispoljene na maršruti 3. Promene ДТ intenziteta na SI delu profila su do neko- liko desetina nT. Interpretacija dijagrama — anomalnog polja ДТ Interpretacija anomalnog magnetskog polja duž ispitanog profila bazirana je na postojećim geološkim kartama, opštem poznavanju magnetskih karakte- ristika stena i na svim drugim raspoloživim geološko-geofizičkim podacima, uže i šire teritorije, koji doprinose osvetljavanju geostrukturnih odnosa po ustanovljenim premenama ЛТ intenziteta. Na osnovu forme dijagrama, konfiguracije anomalnog polja, zaključuje se da su promene ЛТ uslovljene strukturama gornjeg i donjeg dela Zemljine kore. Gornji deo ispoljen je preko vidno izraženih anomalija, promena AT lokalnog karaktera, dok se donji deo kore manifestuje kroz opšta povećanja — sniženja anomalnog polja. Naravno, po geološkoj karti evidentni su uzročnici iz gornjeg dela kore i to oni koji su bar delimično otkriveni u recentnom ero- zionom nivou. Litološka priroda ostalih uzročnika može se samo predpostaviti, sa većim ili manjim stepenem verovatnoće, zavisno od poznavanja geološke građe kao dotičnog prostora tako isto i susednih regiona. Uzročnici gornjeg dela Zemljine kore predstavljeni su u osnovi bazičnim plutonitom, vulkanitima i kristalastim stenama. Magnetoaktivni vulkaniti i kristalaste stene izdanjuju u domenu SI dela profila, tako da se vidno ispolja- vaju kao uzročnici dotičnih »lokalnih« anomalija. Uticaj donjeg dela kore moći će se potpunije sagledati tek u kontekstu podataka dubokog seizmičkog son- diranja. Uzročnici pojedinih vidno izraženih anomalija — »lokalnih« predmet su daljeg izlaganja. Anomalija na JZ delu profila, na prostoru Pula—r. Raša, nalazi se na pravcu prostiranja poznate Jadranske anomalije, koja je utvrđena brodskim merenjima (К. Damjanović i dr. 1968, Z. Zagorac, 1975) i aeromagnetskim ispi- tivanjima (S. Vukašinović, 1977). Jadranska anomalija zauzima veliki prostor između Mljeta i Lošinja. Severozapadno od Lošinja na njeno pozitivno polje nadovezuje se slabo negativno i zatim dotična anomalija sa profila Pula— Maribor. S obzirom da obe anomalije »leže« na istom pravcu, naše je mišljenje da im se i uzročnici nalaze na određenoj vezi, mada je sigurno da zahvataju različite dubinske nivoe. Jadranska anomalija pripisana je izrazitije namagneti- sanom delu bazaltnog sloja i gornjeg Omotača — »magnetskom masivu«, uzroč- niku čija dubina gornjeg kraja varira od 17 do 32 km (S. Vukašinović, 1977). Uzročnik anomalije Pula—Raša nalazi se na dubini oko 2,5 km u odnosu na nivo mora. Veza između uzročnika bi se ogledala u pripadnosti istoj struk- turnoj zoni i verovatno u osnovi istovetnem poreklu magnetičnosti. Uzročnik anomalije na predmetnom profilu je najverovatnije bazični plutonit. Lokalne anomalije na prostoru Opatija—Rijeka posledica su uticaj a veslač- kih objekata. Neke druge manje promene ДТ intenziteta na relativno kraćim SI. 1 Dijagrami AT intenziteta na profilu Pula-Maribor Fig. 1. Diagrams of ZlT intensity on the Pula-Maribor flight lines SI. 2. Dijagrami AT intenziteta (maršrute 2) i osnovne geotektonske jedinice na profilu Pula-Maribor Fig. 2. Diagrams oí AT intensity (of flight line N° 2) and principal geotectonical units of the Pula-Maribor cross section 346 Slobodan Vukašinović segmentima središnjeg dela profila potiču od manje magnetske heterogenosti pripovršinskih formacija. Anomalno magnetno polje SI dela profila, relativno brojne anomalije lokal- nog karaktera uslovili su uglavnom vulkaniti i kristalaste stene. Vulkaniti — pretežno andeziti, izazvali su anomalije na prostoru Gradišće — Celje. Po svojoj prilici ovi vulkaniti su delom reversno namagnetisani, što bi ukazivalo na više fazni vulkanizam. Magnetoaktivnost kristalastih stena se odnosi poglavito na one iz omotača tonalitskog masiva Pohorja. Ove stene, predstavljene uglavnom amfibolitima, uslovile su anomalno polje na dotičnom prostoru, uz delimičnu »pomoć« tonalita. Kristalaste stene izazvale su najverovatnije i manja kole- banja ДТ intenziteta na krajnjem severoistočnom delu profila. Bazirajući se na karakteristikama ustanovljenih promena ÄT intenziteta i na drugim relevatnim geološko-geofizičkim podacima u domenu profila Pula— Maribor, kao i na poznatim geološko-strukturnim odnosima šire teritorije, iz- dvojeni su dubinski razlomi i izvršeno je opšte geotektonsko rejoniranje, raz- graničavanje osnovnih geotektonskih jedinica duž ispitanog profila (si. 2). Dubinski razlomi kao strukture koje presecaju čitavu Zemljinu koru, pred- stavljajući granice individualisanih geotektonskih jedinica višeg reda, magnetski se mogu manifestovati preko uzročnika čijem su postojanju doprineli ili po opštem porastu — sniženju anomalnog polja na relativno većim prostorima. Naravno, za utvrđivanje dubinskog razloma neophodni su i odgovarajući geo- loški ukazatelji. Na profilu Pula—Maribor označeno je nekoliko dubinskih raz- loma (si. 2). Postojanje dva dubinska razloma na bokovima anomalije — uzročnika na JZ delu profila proističe iz shvatanja da je uzročnik ove anomalije kontrolisan istovetnem strukturom kao i uzročnik Jadranske anomalije koga nesumnjivo ograničavaju dubinski razlomi (S. Vukašinović, 1977). Za aktivnost ovih razloma, na pravcima o. Lastovo—o. Jabuka—Pula i Drniš—Velebitski Kanal— r. Raša, vezuju se pojave magmatita i seizmizma u domenu njihovog raspro- stranienja. Razlom kod Pule razgraničava Dinaride od Jadranske mase — Zemljine kore platformskog tipa, kojoj je М. Roksandić (1966) pripisao najveći dio Jadrana, dok drugi razlom predstavlja granicu između Primorske zone i Mezozojske oblasti, koje zajedno čine Spoljašnje Dinaride. Dubinski razlom u predelu Gorači ispoljava se opštim sniženjem anomalnog polja ka jugozapadu, odnosno povećanjem ka severoistoku. Izvan profila, na ostaloj teritoriji Jugoslavije ovaj razlom se geološki manifestuje na pravcu Ajdovščina—Vrbovsko—Bosanska Krupa—Jablanica, preko mestimičnih pojava dijabaza i gabrova, intenzivnih rasedanja i reversnih navlačenja, čini granicu između Spoljašnjih i Središnjih Dinarida koje na teritoriji Slovenije i Hrvatske predstavlja Paleozojsko-mezozojska oblast. Dubinski razlom u pojasu Krke odražava opšte povećanje anomalnog polja za nekoliko nT u pravcu severoistoka (do Gradišća), u odnosu na polje sa jugo- zapadne strane. Prostire se više stotina kilometara kroz Jugoslaviju na potezu Tolmin—Ljubljana—Tupusko, odakle se prema jugoistoku »račva« ka Zvorniku odnosno Zlatiboru, gde razlome markiraju intenzivne pojave bazita. Severo- zapadno od r. Kupe predstavlja granicu između Središnjih Dinarida (Paleozoj- sko-mezozojske oblasti) i Istočnih Alpa, a jugoistočno od Kupe čini granicu između Središnjih i Unutrašnjih Dinarida (ogranak prema Zvorniku), odnosno Zemljina kora na potezu Pula—Maribor u svetlu aeromagnetskih podataka 347 granicu između Paleozojsko-mezozojske i Paleozojske oblasti, koje na dotičnom prostoru zajednički čine Središnje Dinaride (ogranak prema Zlatiboru). Na postojanje dubinskih razloma u predelu Gradišća i Vojnika ukazuje osetna promena karaktera anomalnog polja između prostora koje razdvajaju, uz prisustvo odgovarajućih geoloških ukazatelja. Prema napred iskazanoj lito- loškoj prirodi uzročnika anomalnog polja, proizilazi da razgraničavaju područja sa različitim magmatogenim osobenostima. Nedostaju podaci za uvid u pro- stranstvo ovih razloma na teritoriji Slovenije i dalje, a stim u vezi i za njihovo integralno značenje kao granica određenih geotektonskih jedinica relativno nižeg reda, u okviru Istočnih Alpa. Dubinski razlom na području Maribora proističe po posebno vidno izraženoj, skokovito j promeni anomalnog polja regionalng karaktera. I ovaj se razlom pruža više stotina kilometara kroz Jugoslaviju i dalje, na pravcu Maribor— Os jek—Melenci—Apuseni (Romunija). U našoj zemlji nema površinskih mani- festacija. Njegovo postojanje proističe iz podataka magnetskih i drugih geo- fizičkih ispitivanja. Predpostavlja se da je u domenu svoga rasprostranjen j a, za vreme dugotrajne aktivnosti, uslovio proboj različitih magmatita — bazita i tercijarnih granitoida i vulkanita. Severozapadno od ušća Mure predstavlja granicu između Istočnih Alpa i Panonida, a jugoistočno razgraničava Panonide i Dinaride. Dakle, prema napred navedenom proizilazi da profil Pula—Maribor preseca Jadransku masu — Zemljinu koru platformskog tipa, Dinaride, Istočne Alpe i Panonide (si. 2). Na dotičnoj teritoriji od poznatih Dinarskih geotektonskih jedinica prisutni su Spoljašnji u celini, sa Primorskom zonom i Mezozojskom oblašću, i Središnji, predstavljeni Paleozojsko-mezozojskom oblašću, dok Unu- trašnji Dinaridi nisu, ne prostiru se u pravcu severozapada dalje od masiva Medvednica—Kalničko Gorje. Dijagrami ЛТ intenziteta iskazuju da u domenu predmetnog profila Jadransku masu i Panonide odlikuje dosta ujednačeno ne- gativno anomalno polje, Dinaride — jedna izrazita anomalija (Primorske zone), zatim opšte sniženo (Mezozojske oblasti) i povećano anomalno polje (Paleo- zojsko-mezozojske oblasti) i da Istočne Alpe karakteriše po intenzitetu najveće opšte povišenje AT, sa delom ujednačenog polja i delom gde su izražena pri- lično česta i oštra kolebanja AT intenziteta. Zaključak Aeromagnetska ispitivanja duž profila Pula—Maribor izvršena su 1980. godine, u cilju dobijanja podataka koji će uz podatke dubokog seizmičkog sondiranja poslužiti proučavanju građe Zemljine kore. Aeromagnetska merenja su izvedena na dva visinska nivoa, duž tri maršrute međusobno udaljene 4 km. Viši nivo imao je istu apsolutnu visinu — 2500 m, dok je niži blago sledio morfologiju terena, na prosečnoj relativnoj visini od oko 500 m. Na osnovu dobljenih aeromagnetskih podataka proizilazi da je geomagnetsko polje duž ispitanog profila relativno slabo poremećeno. Veći deo profila karak- terišu opšta povećanja — sniženja AT, neznatna po intenzitetu. Izrazitije ano- malije — »lokalne«, registro vane su na SI i JZ delu profila, između kojih je polje blisko normalnom. S obzirom na formu dijagrama AT intenziteta zaključuje se da su poremećaj geomagnetskog polja uslovile strukture gornjeg i donjeg dela Zemljine kore. 348 Slobodan Vukašinović Magnetoaktivne članove gornjeg dela predstavljaju u osnovi bazični plutonit, vulkaniti i kristalaste stene, koji su izazvali anomalije lokalnog karaktera. Donji deo Zemljine kore odražen je preko opštih povišenja — sniženja anomal- nog polja na dužim delovima maršruta. Bazirajući se na karakteru ustanovljenih promena ЛТ intenziteta i na dru- gim relevantnim geološko-geofizičkim podacima u domenu profila, kao i na poznatim geološko-strukturnim odnosima šire teritorije, izdvojeni su dubinski razlomi i izvršena je opšta geotektonska rejonizacija, razgraničavanje osnovnih geotektonskih jedinica duž ispitanog profila. Composition of Earth's crust along Pula—Maribor section as based on aeromagnetic data Summary The airborne magnetometric investigations along the Pula—Maribor section v^ere conducted in 1980. These investigations were directed, combined with the deep seismic soundings, to give more data on the composition of the Earth's crust. The total intensity of geomagnetic field was measured at two altitude levels, along the three flight lines, mutually separated by 4 km. The higher level was at the absolute altitude of 2500 m, and the lower at average relative altitude of about 500 m. According to data obtained by aeromagnetic survey, the geomagnetic field along the investigated section has been only slightly disturbed (fig. 1). Most of the section is featured by the low intensity, general increases or decreases of AT value. More conspicuous "local" anomalies w^ere registered in the NE and SW parts of the section, with the field remaining close to normal between these anomalies. The shape of diagrams of AT intensity indicate the anomalous sources produced by structures located both in the upper and lower parts of the Earth's crust. The magnetically active members in the upper parts consist generally of the basic igneous, volcanic and crystalline rocks, which caused the anomalies of the local character. The anomalous sources in the lower parts of the crust are expressed by general increases or decreases of anomalous field along the longer parts of the flight lines. Based on the character of detected variation of AT intensity, as well as on the other structural, geological and geophysical features of the entire region, the deep lineaments were identified and the most important geotectonic units were delineated along the investigated section (fig. 2). Literatura Damjanović, K. i dr. 1968, Jadranska magnetska anomalija. Simpozijum o Mohorovičića diskontinuitetu, JAZU, Zagreb. Roksandić, M. 1966, Dubinske i površinske strukture u Spoljašnjim Dinari- dima i Jadranskom moru. Vesnik ZGGI, knj. VII, serija C, Beograd. Vukašinović, S. 1977, Zemljina kora i geotektonska rejonizacija Srednjeg Jadrana u svetlosti aeromagnetskih podataka. Radovi Geoinstituta, knj. XI, Beograd. Vukašinović, S. 1981, Izveštaj o aeromagnetskim ispitivanjima duž profila Pula-Maribor. FSD Geoinstituta, Beograd. Zagorac, 2. 1975, Neki rezultati magnetometrije u sklopu kompleksne geo- fizičke interpretacije područja Dinarida. Nafta br. 26. NOVE KNJIGE — BOOK REVIEWS Frank Moseley: Übungen zur geologischen Karteninterpretation. Ferdinand Enke Verlag, Stuttgart, 1982. Prevedla iz angleščine Sabina Lütkemeier-Hosseinipour. Original z naslovom Advanced Geologi- cal Map Interpretation je izšel v Londonu leta 1979 pri založbi Edward Arnold Ltd. Obseg 78 strani, 47 slik. Format 18 X 20,5cm. Kartonirano, cena DM 19,80. Knjiga je kot priročnik uporabna za vaje iz predmeta Geološko kartiranje, pa tudi za druge osnovne geološke predmete. Gre za zbirko geoloških kart in skic, ki jih mora študent razbrati, dobiti iz njih določene podatke in jih raz- ložiti. Prvi del knjige vsebuje 21 geoloških kart (delno so to skice) in pri vsaki so postavljene naloge, ki jih je treba rešiti. V drugem delu knjige so iste karte nadrobno razložene in tu najdemo tudi rešitve nalog. Karte so izbrane z angleških območij, Španije, francoskih Alp, Tanzanije in južnega dela Arabskega polotoka. Kot je v knjigi omenjeno, so bile nekatere karte predelane, oziroma nekoliko prikrojene za didaktične namene. Izbrane so bile tako, da se lahko študent seznani z geološkimi problemi na ozemljih, zgrajenih iz sedimentnih, magmatskih in metamorfnih kamenin. Nekaj prime- rov je z območij, ki so bila prekrita z ledeniki. Naloge, ki jih je treba rešiti, se nanašajo na geološko zgradbo (razlaga struktur) ter na probleme hidro- geološke in inženirskogeološke narave; nekatere so zahtevnejše in zato je knji- ga zanimiva tudi za geologa, ki že dela v praksi: ob njej si bo utrdil ali obnovil svoje znanje. Za vsebinsko ponazoritev praktičnih nalog navajamo naslednje primere: Sestaviti je treba strukturno karto, prognozne profile, izračunati, koliko zna- šajo premiki ob prelomih, določiti prvotno smer tokov (paleotokov), ki so na- našali usedline, pojasniti geološko zgodovino ozemlja, napisati hidrogeološke poročilo o določenem ozemlju in izdelati geološko karto na podlagi terenskih podatkov in zapiskov. Knjiga je učni pripomoček, ki ga je mogoče s pridom uporabljati na uni- verzi, zlasti v prvih dveh letnikih, pa tudi pozneje. Mario Pleničar Hisaharu Igo: Permian Conodont Biostratigraphy of Japan. Palaeon- tological Society of Japan. Special Papers. Number 24, 1981. 52 strani, 14 slik med tekstom, 12 tabel. Format 18 X 25,6 cm, kartonirano, Tokyo, 3900 jenov. Na japonskih otokih so od paleozojskih kamenin najbolj razširjene tiste iz permskega sistema. Biostratigrafske raziskave permskih plasti na Japonskem so doslej v glavnem slonele na fuzulinidnih foraminiferah iz apnenega faciesa, 350 Nove knjige medtem ko so na raziskave kamenin neapnenih faciesov japonski geologi sko- raj pozabili. Avtor in njegovi sodelavci pa so tudi v slednjih našli veliko perm- skih in tudi triadnih konodontov. Tako je H. Igo poskušal zbrati permske konodonte iz apnenca in roženca v naslednjih masivih: Hida-Mino, Kiso, Kw^an- to in Ashio. V delu so zbrani rezultati prve obsežne študije permskih konodontov iz Japonske. Opisana je konodontna favna in označen je njen biostratigrafski pomen. Precejšen del je odmerjen geološkim razmeram preiskanih profilov iz omenjenih masivov. Slika 1 kaže geografski položaj vseh petnajstih najdišč, medtem ko je iz tabel 2, 3, 7, 9, 10 in 12 razvidna njihova natančna situacija. Stratigrafsko zaporedje kamenin z označeno stratigrafsko razširjenostjo ko- nodontov nekaterih značilnejših profilov je tudi grafično prikazano na slikah med tekstom 4, 5, 6, 8, 11 in 13. V konodontni favni iz apnenca in roženca je avtor določil trinajst rodov in štiriinštirideset vrst. Od tega je dvanajst novih vrst in ena podvrsta. To so: Anchignathodus minutus permicus Igo n. sp., Diplognathodus augustus Igo n. sp., D. lanceolatus Igo n. sp., D. nodosus Igo n. .sp., Diplognathodus? sp. A n. sp., Neogondolella asiatica Igo n. sp., N. gujioen- sis Igo n. sp., N. intermedia Igo n. sp., Neogondolella sp. A n. sp., Neostrepto- gnathodus exsculptus Igo n. sp., N. joliatus Igo n. sp., N. toriyamai Igo n. sp. in Xaniognathus sweeti Igo n. sp. Nadrobni opisi vseh najdenih vrst in podvrst konodontov so podani v sistematskem delu. Odlični posnetki konodontnih ele- mentov so bili narejeni z elektronskim mikroskopom in so razporejeni na dvanajstih tablah. Na 51. strani je tudi abecedni seznam vseh fosilov, ki so omenjeni v publikaciji. Po stratigrafski razširjenosti konodontov in že prej znanih fuzulinidnih fora- miniferah je avtor najdene konodontne elemente razdelil na štiri cone, in sicer si stratigrafsko sledijo: cona Streptognathodus elongatus, cona Neogondolella bisselli-Sweetognathus whitei, cona Diplognathodus oertlii-Neostreptognatho- dus pequopensis in cona Diplognathodus lanceolatus-Diplognathodus nodosus. Prav permski konodonti so bili doslej najmanj poznani; zato je delo še po- sebno dobrodošel pripomoček vsem raziskovalcem konodontov in biostrati- grafom. Tea Kolar-Jurkovšek Gerd Gudehus: Bodenmechanik. Ferdinand Enke Verlag, Stuttgart, 1981. Vili + 268 strani. 254 slik, 8 tabel, 135 nalog in njihovih rešitev, 15,5 X X 23 cm, alkorphan vezava DM 54. Knjiga predstavlja učbenik uvodnega kurza mehanike tal za študente grad- beništva na univerzi v Karlsruhe. Nastala je iz zapiskov avtorjevih predavanj na katedri za mehaniko tal in temeljenje pri Inštitutu za mehaniko tal in ka- menin. Snov je podana na nekonvencionalen način. Upoštevane so najnovejše smeri razvoja mehanike tal. Obdelavo snovi sosednjih interesnih področij, kot so geologija, mehanika itd., je avtor opustil. Za namen publikacije imajo po- sebno vrednost primeri praktičnih nalog, dodanih vsakemu poglavju, oziroma podpoglavju; rešitve nalog so zbrane v zaključnem poglavju. Book reviews 351 V uvodnem poglavju je podan obseg snovi. Sledi 2. poglavje, kjer se obrav- nava zgradba in sestava tal. Tu so prikazane na zelo jedrnat način tudi metode standardnih laboratorijskih preiskav ter različne tehnike sondiranja in vzor- čevanja. V tem poglavju bralec pogreša klasifikacijo zemljin. V naslednjem, tj. 3. poglavju je obravnavano v glavnem le stacionarno stanje strujanja pod- zemeljske vode. Posedanje je obravnavano v 4. poglavju. Po opisu metod za določevanje stisljivosti in vertikalnih napetosti je obravnavana določitev konč- nih posedkov ter njihovega časovnega razvoja. V 5. poglavju je prikazana problematika mejnega ravnovesnega stanja. Najprej so podane metode strižnih preiskav in razložen je Coulombov kriterij loma, oziroma porušitve. Nato sledi obširnejša ponazoritev aktivnega in pasivnega stanja zemeljskega pri- tiska po Coulombn. Poglavje zaključujeta problematika stabilnosti pobočij in loma temeljnih tal. V problematiki mejnih ravnovesnih stanj pa žal ni vklju- čeno dimenzioniranje podpornih zidov, zagatnih sten, kolov itd., kar je sicer standardna praksa v knjigah podobne usmeritve. Deformacije in napetosti v tleh, ki se nahajajo v stabilnem stanju (tj. v stanju pred mejnim ravnoves- jem), so obravnavane v predzadnjem, tj. 6. poglavju. Zadnje, 7. poglavje vse- buje rešitve praktičnih primerov, sezname uporabljene strokovne literature, angleških in francoskih prevodov najvažnejših strokovnih pojmov s področja mehanike tal ter uporabljenih simbolov. Knjigi je posebej priložen še dve strani obsegajoč seznam tiskarskih napak in popravkov. V zelo moderni učni knjigi je snov podana na subjektiven način, ob zelo neortodoksnem pokrivanju standardnega študijskega programa. Sicer pa je knjiga namenjena študentom kot uvodna strokovna literatura in tudi gradbe- nim inženirjem, ki niso specialisti, pri reševanju praktičnih problemov te- meljenja. Janko Drnovšek Helmut Schröcke& Karl-Ludwig Weiner: Mineralogie. Ein Lehrbuch auf systematischer Grundlage. Walter de Gruyter, Berlin, New York 1981. Obseg: XII + 952 strani, 564 slik, 9 tabel in 1 priložena tabla periodnega sistema elementov. 17 X 24 cm. Vezano DM 198. Pričujoča knjiga je moderen učbenik sistematske mineralogije, kjer prihaja fizikalno kemijska stran mineralogije še posebej do veljave. Temu primerno je knjiga opremljena s številnimi faznimi diagrami, ki jih v več primerih do- polnjujejo skice mineralnih paragenez. Notranjo zgradbo najvažnejših minera- lov ponazorujejo slike osnovnih celic ustreznih kristalnih mrež. Zelo poučno je, da so z risbami ponazorjena tudi najvažnejša rudišča. Knjiga je razdeljena na naslednja poglavja: Uvod (1—58); 1. Elementi in intermetalne spojine (zlitine, karbidi, nitridi, fosfidi) (59—110); 2. Sulfidi (vključno selenidi, teluridi, arzenidi, antimonidi in bismutidi) (111—308); 3. Ha- logenidi (309—339); 4. Oksidi in hidroksidi (vključno titanati, antimonati, nio- bati in tantalati) (341—497); 5. Nitrati, karbonati, borati (499—566); 6. Sulfati, kromati, molibdati in wolframati (567—605) ; 7. Fosfati, arzenati, vanadati (607 do 647); 8. Silikati (649—919); 9. Organski minerali (921—924); Imensko kazalo mineralov (925—933); Abecedno kazalo kemijskih formul mineralov (934—943); 352 Nove knjige Seznam mineralnih struktur (944—945); Eno in večfazni sistemi (946—947); Stvarno kazalo (948—952). Knjiga ima kratek uvod, ki pa vsebuje vse najvažnejše pojme iz splošne mineralogije. V njem se obravnava, kaj predstavljajo kristali, minerali in ka- menine. Avtorja se držita v glavnem H. Strunzove klasifikacije mineralov na fizikalno kemijski osnovi. Velik poudarek je na mineralogenezi in nastanku rudišč. Tekst dopolnjujejo tabele s področja kristalografije, geokemije in petro- grafije. V obširnem sistematskem delu knjige je temeljito obravnavanih 450, v skraj- šani obliki pa 370 mineralov. Za posamezne minerale so najprej navedene njihove kristalografske in fizikalne lastnosti. Kristalografski razredi so pri tem označeni z Hermann-Maguinovo in Schönfliesovo simboliko. Sledijo še potrebni podatki, ki okarakteriziraj o osnovne celice ustreznih kristalnih mrež, in kar je povsem razumljivo, tudi podatki o gostoti, trdoti in razkolnosti obravnavanih rudnin. Sledi poglavje o fizikalno kemijskih lastnostih mineralov. Številni fazni diagrami prikazujejo bodisi obnašanje določene faze pod različnimi zunanjimi vplivi, ali pa izločanje mineralov iz talin v odvisnosti od koncentracije posa- meznih komponent, pritiska in temperature. Za vsak mineral se obravnava tudi njegova uporaba, izvor imena in kar je še drugo zgodovinsko zanimivega. Knjigo zaključujejo seznami: abecedni seznam obravnavanih mineralov; njihove kemijske formule, nanizane po abecedi; strukture in na koncu še stvarno kazalo. Schröcke & Weiner j èva Mineralogija predstavlja vsekakor pomemben člen v nizu najnovejših nemških učbenikov mineralogije. V njej je poudarek na sistematski mineralogiji. Napisana pa je tako, da čim bolj dopolnjuje druge učbenike mineralogije. Pri sistematiki je upoštevana predvsem fizikalno ke- mijska stran mineralogije, medtem ko je splošni mineralogiji posvečen le krajši uvod, ki pa povsem zadostuje za razumevanje ustreznih pojmov s področja si- stematske mineralogije. S tega vidika je povsem razumljivo, da avtorja v knji- gi ne obravnavata kristalne optike, saj je tovrstnih knjig dovolj na razpolago. V knjigah, posebno še v njihovih prvih izdajah, se vrinejo tudi napake in pomanjkljivosti. Bolj redko se avtorji potrudijo v navajanju pravih krajevnih imen. V geološki literaturi je navada, da na primer za znana rudišča Sedmo- graške navajajo samo madžarska imena. Tako se tudi v pričujoči knjigi kot nahajališče nagyagita navaja Nagyag (p. 243). Ni pa navedeno romunsko ime rudnika Säcäramb. Priporočljivo bi bilo, navesti obe krajevni označbi; starejše nas pouči, odkod ime minerala, za drugo pa moramo vedeti, če hočemo poiskati kraj na karti. V naslednjem se omejimo na jugoslovanska nahajališča. Make- donski rudnik antimona Alšar je označen kot »Allchar« (p. 294). Po označbi »Idria/Istrien« (p. 220) bi mogel nepoučeni bralec sklepati, da je Idrija v Istri. Podobno velja za Mies/Kroatien (p. 151), posebno še, ker je na str. 604 označen rudnik Mies/Slovenien. Na str. 604 je pri obravnavi wulfenita kot poseben rudnik omenjen Schw^arzenbach/Kärnten. Avtorja bi morala pač uporabiti naši imeni, Mežica in Crna na Koroškem. V tej zvezi bi moralo biti omenjeno tudi tretje koroško rudišče z isto mineralno paragenezo, kot jo kažeta Mežica in Bleiberg-Kreuth, namreč Rabelj, nemško Raibl, italijansko Cave del Predil, ki danes pripada Italiji. Book reviews 353 Napačen je podatek, da je bil Ziga Zois (1747—1819), po katerem se imenuje mineral zoisit, štajerski industrialec in naravoslovec (p. 723). Ta pripomba je potrebna posebej zato, ker je obstajala poleg kranjske še štajerska veja Zoisov. Imenovani Žiga Zois je živel v Ljubljani, glavnem mestu bivše vojvodine Kranjske. Zato bi ga avtorja morala označiti v smislu takratnega opredelje- vanja kot kranjskega industrialca in naravoslovca. Ernest Faninger Helmut Prinz: Abriß der Ingenieurgeologie. Ferdinand Enke Verlag Stuttgart, 1982. Obseg XVI, 420 strani, 252 slik, 50 tabel. Format 15,5 X 23 cm. Kartonirano, cena DM 49. Učbeniki inženirske geologije podajajo predvsem osnove mehanike tal in osnove tistih področij geologije, ki so pomembne za gradbeništvo. Večina inženirskih geologov pogreša zato v začetku svojega praktičnega dela osnov- no znanje metod gradbeništva, predvsem pri fundiranju, zemeljskih delih, gradnji predorov in hidrotehniških objektov. Knjiga, ki je pred nami, pa se odlikuje prav po sorazmerno velikem obsegu tistih osnov gradbeništva, ki so za inženirskega geologa pomembna. Da obseg knjige ne bi preveč narastel, je moral avtor osnove geologije in geomehanike močno skrajšati. Snov je razdeljena na 21 poglavij. Dve začetni poglavji obravnavata fizi- kalne lastnosti hribin, definirata najvažnejše mehanske parametre in podajata opis najbolj uporabljenih metod za njihovo določevanje. Posebno poglavje obravnava terenske inženirskogeološke raziskave, sondažno vrtanje, sondažne izkope in mehanske raziskave na terenu. Prav na kratko opisuje tudi tiste geo- fizikalne raziskovalne metode, ki jih uporabljamo danes v inženirski geologiji. Sledi pet poglavij, v katerih so opisane metode fundiranja in ocenjevanja po- sedkov pri različnih načinih temeljenja. Sledijo poglavja o zaščiti zgradb pred vplivi podzemeljske vode, o zemeljskem pritisku, o gradbenih jamah in njihovi zaščiti pred vodo. Naslednja štiri poglavja obravnavajo zemeljska dela, gradnjo nasipov, stabilnost pobočij in plazove. Predzadnji poglavji obravnavata grad- nje v skali, predorov in dolinskih pregrad. Posebnost knjige je zadnje poglavje, v katerem podaja avtor pregled inženirskogeoloških problemov na območju usadov na kraških območjih in nad solišči. To je področje, na katerem je avtor sam mnogo delal. Vsa poglavja so razdeljena s podnaslovi, kar močno poveča preglednost teksta in uporabnost knjige. Veliko število shematskih skic in tabel olajšuje razumevanje snovi. Marsikdo bo v knjigi pogrešal izpeljavo formul in diagra- mov, ki jih avtor v knjigi navaja. Avtor pa je moral očividno podrobnejše obravnavanje teoretičnih osnov opustiti, da je obdržal dogovorjeni obseg knjige. Knjiga ne vsebuje poglavij, ki jih vedno pričakujemo v učbenikih inženir- ske geologije, kot so osnove petrologije in fizikalne geologije s poudarkom na tistih geoloških pojavih, ki so za inženirsko geologijo pomembni: erozija, pre- perevanje, tektonska geologija idr. Knjiga je torej sorazmerno malo geološka in bo gradbenikom povedala le sorazmerno malo novega, saj obravnava precej 354 Nove knjige snovi, ki jo že poznajo. Zato bo pa bolj zanimiva za geologe, ki dobijo v teku svojega študija predvsem teoretske osnove inženirske geologije, zelo malo pa zvedo o praktični izvedbi gradbenih del in o vlogi geologije pri posameznih vrstah gradenj. Za samostojen študij inženirske geologije knjige torej ne moremo priporo- čiti. Pač pa bo zelo dobro dopolnilo geologom v praksi prav zaradi njene bolj gradbeniške vsebine. DtLŠan Kuščer GEOLOGIJA — RAZPRAVE IN POROCiLA GEOLOGICAL TRANSACTIONS AND REPORTS Avtorsko kazalo k 25. knjigi (1982) Author Index to Volume 25 (1982) Del Stran Part Page 1. Babic, M., glej 15. Prelovšek, P. et al............. 2 335 2. Brumen, S., glej 19. Pungartnik, M. et al........... 2 237 3. Dimkovski, T., glej 17. Premru, U.............. 1 201 4. Faninger, E. Ali je predkambrij na Pohorju..........i . . 1 191 Does Precambrian occur at Pohorje........... 1 191 5. Hinterlechner-Ravnik, A. Pohorski eklogit................... 2 251 Eclogite from the Pohorje Mountains........... 2 285 6. Jelen, B. Quantitative palynological analysis of Julian clastic rocks from the lead-zinc deposit of Mežica............. 2 213 Kvantitativna palinološka analiza julijskih klastičnih kamenin v mežiškem rudišču.................. 2 221 7. Kolar-Jurkovšek, T. Konodonti iz amfikhnskih skladov in baškega dolomita .... 1 167 Conodonts from Amphiclina beds and Baca dolomite..... 1 167 8. Krivic, P. Variations naturelles de niveau piézométrique d'un aquifère karstique...................... 1 129 Naravna nihanja gladine podtalnice kraškega vodonosnika ... 1 129 9. Krivic, P. Transmissions des ondes de marée à travers l'aquifère côtier de Kras ....................... 2 309 Razširjanje valov plimovanja skozi obalni vodonosnik Krasa . . 2 309 10. Kušej, J., glej 6. Jelen, B.................. 2 213 11. Ogorelec, B., glej 19. Pungartnik, M. et al........... 2 237 12. Omaljev, V. Raspodela U, Th i K u alevrolitima, psamitima i psefitima Zi- rovskog vrha.................... 2 289 Distribution of U, Th, and K in siltstone, psammitic and pse- phitic rocks of Žirovski vrh.............. 2 304 13. özer, S. Three new species of the genus Gorjanovicia Polsak from Ko- caeli region (Northwestern Anatolia)........... 2 229 14. Placer, L. Tektonski razvoj idrijskega rudišča............ 1 7 Structural history of the Idrija mercury deposit....... 1 7 15. Prelovšek, P., Babic, M. & Uran, B. Meritve toplotne prevodnosti kamenin z izboljšano metodo grel- ne žice....................... 2 335 Thermal conductivity measurements of rocks by improved hot wire method.................... 2 335 16. Premru, U. Geološka zgradba južne Slovenije............ 1 95 Geologic structure of southern Slovenia.......... 1 95 17. Premru, U. & Dimkovski, T. Odgovor na Placerjeve pripombe k članku: Škofjeloška obročasta struktura............. 1 201 Replay to the comments of L. Placer on the publication: Ring structure of Skofja Loka in Central Slovenia...... 1 201 18. Premru, U., glej 20. Ravnik, D. et al............. 2 327 19. Pungartnik, M., Brumen, S. & Ogorelec, B. Litološko zaporedje karnijskih plasti v Mežici....... 2 237 Lithologie succession of Carnian beds at Mežica....... 2 248 20. Ravnik, D., Verbovšek, R. & Premru, U. Gostota Zemljinega toplotnega toka v konjiški udorini .... 2 327 Heat flow density in the fault basin of Konjice....... 2 327 21. Uran, B., glej 15. Prelovšek, P. et al............. 2 335 22. Verbovšek, R., glej 20. Ravnik, D. et al............ 2 327 23. Vukašinovia, S. Zemljina kora na potezu Pula—Maribor u svetlu aeromagnet- skih podataka.................... 2 341 Composition of Earth's crust along Pula—Maribor section as based od aeromagnetic data.............. 2 348 23. Zlebnik, L. Hidrogeološke razmere na Dravskem polju......... 1 151 Hydrogeology of the Drava field............. 1 151