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 kemizma 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 HgO in pogosto tudi C0¡¿, 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. N ig gli jem 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 karakteriziraju 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 H2O (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. Hamberg 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. Winkler, 1965, 1967). Ponovno je uvedel pojem »izogradaTraité 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. Eskola (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 conarne 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 matičnih 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 amfiholita 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 CIPW, 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 separaci j o 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 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 Tabeia 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 Kp in the mineral pairs of the Pohorje eclogite 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. M Ott ana, 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 Vo 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 amfibolitu 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. Nikitin (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 Vo 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 "Z» 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^O 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 Vo. 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 roclos 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- p ol i, 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. &c 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. & Rarer, 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 metamorphen 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. I p p e n, J. A. 1892 (1893), Zur Kenntnis der Eklogite und Amphibolite 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. I, 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. N i k i t i n , 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. I, 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. 1986, 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. 3rd., 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.