GEOLOGIJA 37, 38, 271-303 (1994/95), Ljubljana
Minerali pohorskega magmatskega masiva
Minerals from the Pohorje igneous massif
Nina Zupančič
Oddelek za geologijo, Univerza v Ljubljani,
Aškerčeva 12, 1000 Ljubljana, Slovenija
Kratka vsebina
S polarizacijskim mikroskopom in rent^gensko difrakcijo smo določili mineralno
sestavo pohorskih magmatskih kamnin. V granodioritu in njegovem porfiroidnem
različku so bistveni minerali kremen, plagioklazi in K-glinenci, značilni in akce-
sorni pa biotit, rogovača, apatit, ortit, epidot, cirkon in neprozorni minerali, izjemo-
ma tudi muskovit, pirokseni in granati. V malchitu so bistveni minerali plagioklazi
in rogovača.
V magmi, iz katere je kristalizirala pohorska globočnina, so bili kot restitna
zrna prisotni plagioklazi, apatit in cirkon. Iz taline so se najprej izločili sulfidi, apatit
in cirkon, nato so kristalizirali ortit, epidot in sfen. Biotit je verjetno začel kristali-
zirati nekoliko pred rogovačo. Sledilo je izločanje plagioklazov, kremena prve gen-
eracije, bolj kislih plagioklazov in ponovno biotita in kremena. Zadnji se je izločil
K-glinenec, ki nadomešča druge minerale.
Prvotni minerali so tu in tam avtometamorfno spremenjeni v klorit, epidot,
kalcit, sfen, sericit, kaolinit in limonit. Ponekod v severozahodnem delu masiva
so bile spremembe hidrotermalne.
Abstract
The mineralogical composition of Pohorje igneous rocks was determined by
means of optical microscopy and X-ray povi^der diffraction. Quartz, plagioclases
and K-feldspars are the major minerals in the granodiorite and its porphyritic
varieties. Characteristic and accessory minerals are biotite, hornblende, apatite,
orthite, epidote, zircon and opaque minerals. Muscovite, pyroxenes and garnets
occur rarely. The major minerals in malchites are plagioclases and hornblende.
Restitic crystals of plagioclases, apatite and zircon were present in magma
from which the Pohorje igneous body solidified. Sulphides, apatite and zircon
precipitated in the first stage of magma crystallisation. In the next stage orthite,
epidote and sphene crystallized. Biotite crystals probably formed slightly before
hornblende. The precipitation continued with plagioclases, quartz of first gener-
ation, more acid plagioclases, biotite and quartz of second generation. The crys-
tallisation sequence ended with K-feldspar that replaced other minerals.
The primary minerals are somewhere autometamorphosed to chlorite, epi-
dote, calcite, sphene, sericite, kaolinite and limonite. In some areas in the NW
part of Pohorje igneous body the alteration was hydrothermal.
272	Nina Zupančič
Uvod
V Sloveniji se globočnine v večjem obsegu pojavljajo na dveh področjih - v Ka-
ravankah in na Pohorju. Karavanško magmatsko cono sestavljata vzporedna pasova
granita in tonahta, na Pohorju pa prevladuje granodiorit, ki proti severozahodu po-
stopoma prehaja v porfiroidni granodiorit. Na jugovzhodnem obrobju masiva je manjše
telo kremenovega monzogabbra - čizlakita. Okolne metamorfne kamnine, izjemoma
tudi granodioritno telo, sekajo posamezne malchitne žile.
Pri dosedanjih raziskavah pohorskih magmatskih kamnin (Činč, 1988, 1992; Dolar-
Mantuani, 1935, 1938a, 1938b, 1939, 1940; Dolar-Mantuani & Klemen, 1940;
Dolenec et al., 1987; Faninger, 1970, 1973) so bili zvečine raziskani vzorci iz
kamnolomov (Cezlak, Josipdol), drugi deli masiva so bili mnogo manj raziskani. Pri
SI. 1. Položaj vzorčnih točk pohorskih magmatskih kamnin
Minerali pohorskega magmatskega masiva	■ 273
novejših raziskavah sem zato za petrološke in kemijske analize sistematično vzela 110
vzorcev vseh pohorskih magmatskih kamnin, razen čizlakita.
Interpretacija kemične sestave pohorskih magmatskih kamnin je že bila predsta-
vljena (Zupančič, 1994a, 1994b), v tem članku pa podajam rezultate podrobnih
mikroskopskih analiz.
Delovne metode
Vzorčenje
Granodiorit smo vzorčili v treh približno vzporednih profilih, med seboj oddaljenih
največ 10 km in najmanj 5 km. Vzorčne točke posameznega profila so bile med seboj
oddaljene približno 500m zračne razdalje, izjemoma, kjer zaradi preperelosti kamni-
Fig. 1. Position of sampling sites of Pohorje igneous rocks
274	Nina Zupančič
ne vzorca ni bilo možno vzeti, pa 1 km. V robnih delih masiva smo v vsakem profilu
vzeli po dva vzorca, med seboj oddaljena okrog 500m. Položaj vzorčnih točk je prikazan
na sUki 1, koordinate pa so podane v tabeli 1. Vzorci najbolj jugovzhodnega (prve-
ga) profila - ob cesti, ki prek Osankarice povezuje Oplotnico in Ruše - so označeni
s številkami od P100 do P116 (tabela 1). Vzorec P115 sega v pas aplitnega grano-
diorita. Primerek aplitne žile iz neposredne bližine vzorca je označen s črko A. Vzor-
ci srednjega (drugega) profila, vezani na cesto med Roglo in Lovrencem na Pohorju,
so označeni s številkami od P201 do P213. Vzorci najbolj severozahodnega profila, vzeti
ob cesti med Ribniško kočo in Ribnico na Pohorju, pa nosijo številke od P301 do P307.
V Bistriškem jarku smo na skrajnem jugovzhodnem delu pojavljanja granodiorita v bližini
kontakta z metamorfnimi kamninami vzeli vzorca T2 in T3, v apofizi, ki predira meta-
morfne kamnine v Zg. Novi vasi, pa vzorec TI. V severozahodnem delu, kjer grano-
diorit meji na porfiroidni granodiorit, smo vzeli vzorca T4 in T5, v Josipdolu pa vzo-
rec J.
Porfiroidni granodiorit se pojavlja v čoku in v žilah, različno odkritih zaradi ero-
zije. Vzorčenje v profilih zato ni bilo možno. Vzorce sem razporedila tako, da sem čim
bolj sistematično zajela vse možne oblike nastopanja. Na sliki 1 in v tabeli 1 so ti vzorci
označeni s črkami D in Tp.
Temne žilnine so najbolj nepopolno raziskane magmatske kamnine Pohorja, zato
jih opisujem nekoliko podrobneje. Žile malchita nastopajo ponavadi v majhnih izdankih
in so zato na geološki karti 1:100000 list Slovenj Gradec (Mioč & Žnidarčič, 1972)
predstavljene le izjemoma. Ker sem zaradi zanimivosti pojava želela pregledati vse
izdanke, sem podatke o njihovih pojavih povzela po rokopisnih kartah 1:25000 Mioča
in Žnidarčiča (1965-1985) in Germovška (1952). Izkazalo seje, da na nekate-
rih lokacijah izdankov ni več možno najti oziroma so kot malchiti označene kamnine,
ki po mojem mnenju to niso.
V Mislinjskem jarku smo vzeh vzorce Ml, M8, M9 MIO, Mil, M12, M13, M14.
Resnične izdanke žil, ki predirajo biotitno muskovitni blestnik, predstavljajo vzorci Ml,
M13 in M14. Na vzorčnem mestu M14, kjer se odcepi cesta iz Mislinjskega jarka na
sever proti Glažuti, gre za dva razUčka temne žilnine, ki se jezikasto zajedata druga
v drugo. Temnejši različek je bolj drobnozrnat (M14), za svetlejšega pa so značilni
okrogh vtrošniki ghnencev. Je srednje (M14a) in drobnozrnat (M14b). Opazna je
usmerjena tekstura. Okolne kamnine (blestnik z menjavanjem marmorja in amfiboli-
Tabela 1. Položaj vzorčnih točk, podan z Gauss-Krügerjevimi koordinatami
Table 1. Gauss-Krüger coordinates of sampling sites
Minerali pohorskega magmatskega masiva	■ 275
276	Nina Zupančič
ta) so tektonsko prizadete. Na stiku med malchitom in metamorfnimi kamninami opazimo
bel in zelen mineral. Z rentgensko difrakcijo sem ugotovila, da gre za kalcit, aktino-
lit, lojevec in klorit. Druge vzorce iz Mislinjskega jarka smo nabrali kot posamezne
večje kose na pobočjih ali v grapah, ker primarnih golic nismo našli. V okolici Glažute
(M 15) in približno 2km vzhodneje v grapi Škrlovškega potoka (M 18) sta Mioč in
Žnidarčič (1965-1985) označila preboje malchita v granodioritu. V vzorčni točki M15
predira malchit tako granodiorit kakor tudi aplitne žile v njem, kar pomeni, da je od
njih mlajši. Na kontaktih med kamninami ni opaziti sprememb. Za vzorec M18 so značilna
gnezda rogovače (M 18a), opazila pa sem tudi 1,5cm velik kristal rogovače z lepo razvitimi
ploskvami in s plagioklazi v jedru. Med obema vzorčnima točkama smo v granodiori-
tu našli dva nova izdanka malchita (M 16 in M17).
V grapi Brložnice, zahodno od Mislinjskega jarka, je Germovšek (1952) vrisal
malchit. Primarnega izdanka nismo našli, pač pa smo našli velike, sveže kose izred-
no žilavega malchita (M21). Na geološki karti 1:100000 list Slovenj Gradec (Mioč &
Žnidarčič, 1972) sta vrisana izdanka malchita, iz katerih sem vzela vzorca M2 (nad
Razborco) in M3 (Bukovska vas). Malchitna žila, iz katere je vzorec M2, predira diaftorit.
Za vzorec M3, kjer smo na pobočju našli malchit le v posameznih, močno preperelih
kosih, je zanimivo, da leži na zahodni strani Labotskega preloma. Po podatkih na geološki
karti naj bi prediral muskovitno biotitni gnajs.
Jugovzhodno od Mislinjskega jarka in približno 2km zahodno od Volovice je na
geološki karti 1:100000 (Mioč & Žnidarčič, 1972) v diaftoritu vrisan izdanek mal-
chita. Na rokopisni karti 1:25000 (Mioč & Žnidarčič, 1965-1985) pa so narisane
tri leče malchita. Izdanki, ki smo jih našli (M5), bolj spominjajo na porfiroidni gra-
nodiorit z nekoliko višjo vsebnostjo rogovače kakor na malchit. V skladu z rokopis-
no karto 1:25000 (Mioč & Žnidarčič, 1965-1985) smo našli malchit na Rogli (M7),
a tudi tam le preperele vzorce in le na sekundarnih mestih.
Najvzhodnejša točka, kjer nastopa malchit (M22), je kamnolom čizlakita. Na se-
verni strani Pohorja nismo našli primarnih izdankov malchita. V Josipdolu, kjer sta
Dolar-Mantuani in Klemen (1940) opisala najdbo spessartita, te kamnine nismo
zasledih v nobenem od opuščenih kamnolomov. Ob cesti proti kamnolomu granodio-
rita v Josipdolu smo našli le posamezne prodnike, ki ustrezajo malchitu (M19). V Hudem
Kotu pa smo v skladu z rokopisno karto Mioča in Žnidarčiča (1965-1985) našh
malchit le na sekundarnih mestih (M20). Nekateri kosi kažejo na prehode v porfiroi-
dni granodiorit (M20a).
Priprava vzorcev
Iz vseh vzorcev smo izdelali petrološke zbruske po standardni metodi. Vzorce
granodioritov smo barvah po izpopolnjeni metodi Bailleya in Stevensa, kakor jo na-
vaja Činč (1992, 8). Pri tem se K-glinenci zaradi reakcije z Na-heksanitrokobaltatom
obarvajo rumeno, plagioklazi pa zaradi zamenjave Ca z Ba in le-tega s K, rožnato. Barvanje
porfiroidnih granodioritov in malchitov je bilo neuspešno, saj so se vsi glinenci obar-
vali rjavkasto, kar je onemogočalo ločevanje nedvojčičnih plagioklazov od K-ghnen-
cev in predvsem določitev vrste glinencev v drobnozrnati osnovi.
Analizne metode
Količinsko mineralno sestavo 32 vzorcev granodiorita, porfiroidnega granodiori-
ta in malchita je določil mag. Miha Mišič. Difraktogrami so bih posneti z rentgensko
napravo Philips na Odseku za geologijo Univerze v Ljubljani. Pogoji snemanja so bih:
Minerali pohorskega magmatskega masiva	■ 277
sevanje Cuk«, Ni filter, moč 40 kV, napetost 20mA, hitrost snemanja l°/min, območje
snemanja 2G = 70-3°, divergenčna reža 1°, občutljivost lxlO^ 2xl0^ 4x10^, hitrost
papirja lOmm/min, detektor je bil proporcionalni števec, uporabljen je bil monokro-
mator. Določitve podajam v tabeU 2.
Modalno sestavo vseh vzorcev sem določila z vrstičnim števcem. Ker sem v vsakem
zbrusku preštela le okrog 200 točk, so rezultati zgolj orientacijski. Kleemann in Twist
(1989) menita, da je za realen izračun modusa celo 1000 točk na zbrusek premalo.
Rezultati so prikazani v tabeli 3.
Mikroskopske raziskave
S polarizacijskim mikroskopom sem pregledala 107 vzorcev pohorskih magmatskih
kamnin. Glede na mineralno sestavo sem ločila tiste, v katerih prevladujejo salični minerali
nad mafičruiTu, in tiste, kjer je razmerje med njimi približno enako. Po strukturi razlikujem
kamnine z zrnato strukturo, porfiroidno in porfirsko strukturo. Strukturo označujem
kot porfiroidno, kadar je osnova zrnata, in porfirsko, kadar je osnova steklasta. Tako
med porfirsko in porfiroidno kot tudi med porfiroidno in zrnato strukturo obstajajo
postopni prehodi, zato je nedvoumno poimenovanje nekaterih kamnin nemogoče.
Kamnino, v kateri sahčni mineraU prevladujejo nad mafičnimi in katere struktura je
zrnata, imenujem granodiorit. Če gre za razUček s porfiroidno strukturo in je kamni-
na po nastanku globočnina, jo imenujem porfiroidni granodiorit. Le izjemoma imajo
pohorske magmatske kamnine izrazito porfirsko strukturo. Na terenu tudi nisem našla
dokazov, da so magmatske kamnine nastale zaradi izliva lave. Zato menim, da je ime
dacit, ki ga uporablja večina dosedanjih raziskovalcev (Dolar-Mantuani, 1938b, 1939;
Faninger, 1970, 1973; Mioč, 1978; Mioč & Žnidarčič, 1972), neustrezno in na-
mesto njega predlagam uporabo imena porfiroidni granodiorit. Vse kamnine, v kate-
rih je razmerje med saličnimi in mafičnimi minerali približno enako, imenujem malchit,
čeprav bi jih glede na zrnavost osnove in število vtrošnikov lahko razdelili v podskupine.
Granodiorit in porfiroidni granodiorit
Struktura
Granodioriti so holokristalne, večinoma srednjezrnate kamnine. Makroskopsko so
videti enakomerno zrnati, pod mikroskopom pa se izkaže, da je njihova struktura
neenakomerno zrnata. Zlasti v robnih delih masiva je izrazita vzporedna usmerjenost,
ki jo nakazujejo vzporedno usmerjerü lističi biotita in razpotegnjena, pogostokrat mozaično
zraščena zrna kremena. Ime granodiorit je za pohorsko globočnino, glede na medna-
rodno veljavno klasifikacijo, ustreznejše kot tonalit.
Porfiroidni granodioriti so hipokristalni, srednje- do drobnozrnati. Struktura je
neenakomerno zrnata - porfirska. Prevladujoči vtrošniki so glinenci in kremen. Po-
drejeno se pojavlja biotit. Razmerje med osnovo in vtrošniki je približno enako.
Struktura pohorskih magmatskih kamnin se proti severozahodu zvezno spreminja
od zrnate preko debelozrnate porfiroidne in srednjezrnate porfiroidne do drobnozr-
nate porfiroidne in porfirske. Zato menim, da sta granodiorit in glavnina porfiroid-
nega granodiorita nastala ob istem preboju magme. Kamnine severozahodnega dela
Pohorja predstavljajo najvišje dele masiva. Prodrli so najbližje površju in se zato najhitreje
ohlajali. Kamnine jugovzhodnega dela pa predstavljajo najgloblje dele masiva, ki jih
je erozija najmočneje odkrila. Podobno sta odnos med porfiroidnim granodioritom in
Tabela 2. Mineralna sestava vzorcev, ugotovljena z rentgensko difrakcijo. Vrednosti so v %
Tabela 2. Mineral composition of samples established by X-ray diffraction. All values in %
M/I - Muskovit/illit; Bt - Biotit; Sp - Stilpnomelan; Bt-I-Rxl - Biotit -I- mineral z zmesno
strukturo tipa illit/montmorillonit; Pf - Pirofilit; Kl - Klorit; Kl-t-R x 2 - Klorit + mineral
z zmesno strukturo tipa klorit/montmorillonit; Ka -I- R x 3 - Kaolinit + mineral z zmesno strukturo
tipa kaolinit/montmorillonit; СаМ - Ca-montmorillonit; Kr - Kremen; PI - Plagioklazi; M -
Mikroklin; O - Ortoklaz; R - Rogovača; C - Kalcit; P - Pirit; H - Hematit; G - Goethit; g -
Glinena frakcija; Tf - Težka frakcija
M/I - Muscovite/illite; Bt -Biotite; Sp - Stilpnomelane; Bt-I-R xl - Biotite -I- mixed layer mineral
of illite/montmorillonite type; Pf - Pyrophyllite; Kl - Chlorite; Kl -I- R x 2 - Chlorite + mixed
layer mineral of chlorite/montmorillonite type; Ka-I-Rx3 - Kaolinite -I- mixed layer mineral
of kaolinite/montmorillonite type; CaM - Ca-montmorillonite; Kr - Quartz; PI - Plagioclases;
M - Microcline; O - Orthoclase; R - Hornblende; C - Calcite; P - Pyrite; H - Hematite; G -
Goethite; g - Clay fraction; Tf - Heavy fraction
Minerali pohorskega magmatskega masiva	■ 279
CC	^
§	.s
1|
C«	И
>	o
rt	D.
И	g
O)	o
И	o
rt
C
I	I
O	2
S	co
co	Si
iS	'S
280	Nina Zupančič
Minerali pohorskega magmatskega masiva	■ 281
282	Nina Zupančič
'	' ču
Ä t-	oc
I ä'	§
§1
C .h	al
I -g
sê
g	s ^
¿i	Ml
01 I	° tu o
¿'as
ne	s ctf a>
Ohf	'
S l-	C Q.
I -ti 03	O H Oí
D. -trî t-	>1 Č
ili
I ^ .g	^ ü
§ C a	ií I .S
5 OJ I	o ^
. _ сл '	C u ^
ce ^ C--	G L- S
« rt S	^ " I
gi^ o	m S*
.2 I -S	I -C iT
CQ o S,	s^ä
« 2	eu o 'C
•• S ë	co
III	Pi
Si J	^if^
K s iT
C	1 rt tí
Oh O	' O
Л « 'fc	I ë
CO	^îîjg
2	J ¿"s
^"S	^^ i
,
go	šil
e '	fea
âiU	geo
¿r	O" I
''S	I б
os	1§
J,-
Ol	o o
Minerali pohorskega magmatskega masiva	■ 283
granodioritom razlagala tudi Germovšek (1954) in Duhovnik (1956), medtem ko
so Dolar-Mantuani (1940), Faninger (1970, 1973), Hinterlechner-Ravnik
(1971), Mioč (1978) ter Mioč in Žnidarčič (1989) menih, da sta granodiorit in
njegov porfiroidni razhček nastala v dveh časovno ločenih prebojih.
Mineralna sestava
Granodiorit in porfiroidni granodiorit se med seboj ločita predvsem po strukturi,
mineralna sestava pa je podobna. Prevladujejo salični minerah: kremen, K-glinenci in
plagioklazi, ki jih je po modalni sestavi med 80% in 98% (tabela 3). Rezultati se zelo
dobro ujemajo z normativno sestavo CIPW. Preostanek pripada mafičnim mineralom,
h katerim prištevam biotit, rogovačo in klorit (5% do 20%). Drugih mineralov je pod
5%, večinoma celo manj. Od značilnih kamninotvornih mineralov sem v posameznih
vzorcih našla še muskovit in piroksen, od akcesornih apatit, sfen, ortit, epidot, ?kli-
nozoisit, cirkon, granat in neprozorne minerale. Sekundarni minerali so klorit, epi-
dot, sfen, limonit, kalcit in sericit.
Kremen
Kremena je po modalni sestavi (tabela 3) v granodioritih in porfiroidnih grano-
dioritih med 5% in 40%, največkrat med 20% in 30%. V porfiroidnih granodioritih
je njegova količina podcenjena, ker nisem mogla oceniti, koliko ga je v osnovi. Preiska-
va z rentgensko difrakcijo (tabela 2) je potrdila, da je količina kremena v vseh treh
razUčkih kamnin približno enaka (večinoma med 20% in 30%). Največ kremena vse-
bujejo kamnine iz robnih delov (predvsem severovzhodni rob) masiva.
V	granodioritu se kremen pojavlja v treh generacijah. V vseh treh je ksenomor-
fen. Najstarejši generaciji pripadajo večja zrna z valovito potemnitvijo. Vehka so od
300 |лт do 2500 |лт, najpogosteje 1500 pim. Nastala so pred K-glinencem, v katerem
je pogosto vključen. Druga generacija je drobnozrnat, mozaičen, razpotegnjen kremen,
ki skupaj s K-glinencem zapolnjuje prostore med večjimi zrni. Zrna so vehka od 5 цт
do 400 |лт, največkrat 200 pim. Tudi taje kristahzirala pred K-ghnencem, saj ga le-ta
nadomešča (tabla 1, slika 1). Enaki generaciji kremena so našli tudi v adamellskem
granodioritu (Blundy & Sparks, 1992, 1059). Delovanje pritiskov je bilo ponekod
v masivu šibkejše, saj opazujemo tudi zrna kremena prve generacije brez valovite
potemnitve in kremen druge generacije, ki ni izrazito razpotegnjen. Tretja generacija
kremena se pojavlja v mirmekitski strukturi, ki je nastala na stiku med plagioklazom
in K-glinencem (tabla 3, slika 1). Činč (1992, 20) pripisuje nastanek mirmekita v
čizlakitu reakciji med K-glinencem in plagioklazom, pri kateri pride do zamenjave Na
in Ca s K, kar povzroči sproščanje SÍO2. Tudi drugi avtorji (Clarke, 1992, 63; Clark
& Lyons, 1986, 1371; Dawson & Whitten, 1962, 24; Hall, 1967, 838; Drummond
et al., 1988, 873) navajajo nastanek mirmekita z eksolucijsko rekristalizacijo. Ker se
mirmekitsko preraščanje večinoma pojavlja na stiku K-glinenca s plagioklazom, me-
nim, da je nastalo kot posledica reakcije med obema glinencema in da ne gre za
evtektično kristalizacijo. Mirmekitski rob nastane v pozni kristalizacijski fazi, tik preden
postane magma nasičena s paro (Clark & Lyons, 1986, 1371). Mirmekitska preraščanja
so bolj izrazita na jugovzhodnem robu masiva, v osrednjem delu in proti severozaho-
du pa jih je manj.
V	porfiroidnih granodioritih nastopa kremen kot vtrošnik in v osnovi. Vtrošniki
merijo od 300 цт do 1700[Am, največkrat 1000 цт. Zrna v osnovi so velika od 5^im
do 300 цт. Vtrošniki ustrezajo prvi generaciji kremena iz granodiorita. Nekateri so
284	Nina Zupančič
ohranili idiomorfne šesterokotne preseke (tabla 3, slika 2), drugi kažejo zaobljene in
korodirane robove (tabla 3, shka 3). Magmatsko resorbirani robovi kažejo na zgodnjo
kristalizacijo kremena, ki naj bi bil prisoten v magmi že ob njenem prodoru (Nabe-
lek et al., 1986, 1037). Oblike kremena v pohorskem granodioritu in porfiroidnem
granodioritu so zelo podobne oblikam kremena v sorodnih kamninah iz adamellskega
masiva (Blundy & Sparks, 1992, 1059). Ponekod talina vtrošnikov ni samo resor-
birala, temveč je prišlo tudi do nastanka reakcijskega roba, na kar kažejo venčaste
(koronarne) strukture. Minerala, ki se preraščata okrog vtrošnika, sta kremen in gh-
nenec, vendar nisem mogla določiti ali gre za K-glinenec ah plagioklaz. Korodirani
vtrošniki tu in tam vključujejo zgodnejše minerale - biotit in plagioklaz, deloma pa
je kremen vključen v vtrošnikih plagioklazov. Iz opazovanih odnosov ne moremo ločiti
posameznih generacij plagioklazov in kremena. Prav tako ni mogoče izključiti možnosti,
da je del kremena ali plagioklazov nepretaljeni ostanek (restit) iz kamnin, ki jih je
asimilirala magma. Tektonski procesi so razhčno močno delovali tudi na porfiroidne
granodiorite. V nekaterih vtrošnikih kremen valovito potemneva oziroma je degrada-
cij sko rekristaliziran. Zrna so razpotegnjena v eno smer, med seboj pa se mozaično
preraščajo.
Plagioklazi
V	vseh pohorskih magmatskih kamninah je največ plagioklazov. V granodioritu in
porfiroidnem granodioritu jih je med 15% in 60%, večinoma pa niha njihova vseb-
nost med 40% in 50%. Vsebnosti se ujemajo z rezultati rentgenske difrakcije, kar pomerü,
da plagioklazov ni v osnovi kamnin s porfirsko oziroma porfiroidno strukturo. V ju-
govzhodnih delih masiva in ponekod v robnih delih je plagioklazov nad 50%. V seve-
rozahodnih delih in predvsem v porfiroidnih granodioritih z drobnozrnato osnovo jih
je manj. Najmanjša zrna dosežejo 10цт, največja 3500цт, najpogosteje so velika 800цт.
Plagioklazi so med saličnimi minerali kristalizirali prvi. Navzoči so kot homogena
(nedvojčična in neconarna) zrna (tabla 1, shka 2), v obliki preprostih dvojčkov (ta-
bla 1, slika 1), polisintetskih dvojčkov (tabla 1, sliki 3 in 4), ki se zraščajo po enem
ah več zakonih, in kot normalno ali oscilatorno conama zrna (tabla 1, sliki 1 in 3).
Ker so plagioklazi najbolj podrobno raziskani minerali pohorskih magmatskih kamnin,
nisem ponovno določala odstotka anortita v njih. Privzemam rezultate dosedanjih
raziskovalcev (Dolar-Mantuani, 1935, 1938b, 1939; Faninger, 1973; Činč, 1988,
1992), po katerih vsebujejo tako conami kot neconarni plagioklazi povprečno okrog
35% anortita. Conarnost plagioklazov je lahko posledica delovanja konvekcijskih to-
kov, spremenljivega рнго ah znak neravnotežja (Clarke, 1992, 67). Plagioklazi, ki se
izločijo iz granitne taline, se izredno težko uravnotežijo s talino pri temperaturah, nižjih
od 1000 °C (Chappell et al. 1987, 1121). Po drugi strani pa naj bi oscilatorno co-
narnost povzročal predvsem spremenljivi рнго (Jo nas s on et al, 1992). Ker opazujemo
na Pohorju normalno in oscilatorno conarne plagioklaze, menim, da je njihov nasta-
nek posledica obeh omenjenih procesov.
V	granodioritu najdemo največkrat hipidiomorfne do idiomorfne oblike, ki jih pogosto
nadomeščajo mlajši minerah - kremen in K-ghnenec (tabla 1, slika 1). Zlasti nedvojčični
in neconarni plagioklazi kažejo pogosto ksenomorfne obhke. Plagioklazi so navzoči
v dveh generacijah, pri čemer plagioklazi druge generacije poikilitsko vključujejo
dvojčične plagioklaze prve generacije. Plagioklazi prve generacije so starejši od vseh
generacij kremena in od K-ghnencev. Plagioklazi druge generacije pa so nastali pred
kremenom druge generacije in K-glinenci. Deloma so kristahzirali za prvo genera-
cijo kremena in so mlajši tudi od biotita in epidota. Kjer zrno ene generacije ne vključuje
Minerali pohorskega magmatskega masiva	■ 285
zrn druge generacije, nisem mogla določiti, kateri generaciji pripada. V takih zrnih
sem opazila vključke rogovače, biotita, muskovita, epidota, granata (tabla 1, slika 2),
apatita, ortita, cirkona, klorita, sfena in neprozornih mineralov, kar pomeni, da so ti
minerali najverjetneje starejši od plagioklazov druge generacije. Ponekod opazimo,
da plagioklazi skupaj s K-glinencem nadomeščajo rogovačo.
V	jedrih nekaterih conarnih plagioklazov opazimo homogena korodirana zrna
plagioklazov (tabla 1, slika 3), ki najverjetneje predstavljajo restit (Mackenzie et
al., 1988, 2509; Chappell et al., 1987, 1115; Drummond et al., 1988, 872; Maa-
loe & Wyllie, 1975, 185). Chappell in drugi (1987, 1112) navajajo, da ob delnem
taljenju skorje nastaneta mokra talina in suhi restit, ki predstavlja nestaljene mine-
rale. Zaradi delne resorbcije so zrna zaobljena аИ korodirana, njihova enotna sestava
pa je v nasprotju s conarnimi pasovi, ki jih obdajajo. Podobna korodirana jedra plagio-
klazov, ki jih obdajajo mlajši plagioklazi, so našli tudi v adamellskem masivu (Blun-
dy & Sparks, 1992, 1060) in jih interpretirali na enak način. Novejša dognanja se
ne skladajo s Faningerjevimi (1973), kije kot razliko med adamellskimi in pohorskimi
kamninami opisal tudi odsotnost vključkov korodiranih zrn plagioklazov na Pohorju.
Korodirana jedra vključujejo biotit, epidot in muskovit (tabla 1, slika 3), kar je ne-
navadno glede na to, da omenjenim mineralom pripisujem magrnatski izvor. Vendar
opisujeta podobne vključke v restitnih jedrih tudi Holtz in Barbey (1991).
Plagioklaze pogosto nadomešča K-glinenec (tabla 1, sliki 1 in 2). Plagioklazi so
često razpokam. Nekatere razpoke je ponekod zapolnil epidot. Pogosto so tudi seri-
citizirani in delno kaolinitizirani. Spremembe so verjetno potekale v dveh fazah. Se-
ricitizaciji prve faze je v drugi fazi sledilo nadomeščanje s pahljačastim muskovitom
(Clark & Lyons, 1986, 1375). Sericitizacijo ponekod spremlja albitizacija (Činč,
1988, 38; Nabelek et al., 1986, 1039). Rentgenska difrakcija (tabela 2) je potrdila
prisotnost muskovit/illita, pirofilita in kaolinita.
V	porfiroidnem granodioritu se plagioklazi pojavljajo kot vtrošniki (tabla 3, sliki
2 in 3). Gre za več generacij, ki jih lahko ločimo predvsem glede na razUčne stopnje
spremenjenosti v isti kamnini. Nekatera zrna so popolnoma sveža, druga pa imajo
spremenjena jedra oziroma vmesne dele med jedrom in robom. Posamezni vtrošniki
vključujejo zrna starejših plagioklazov. Vtrošniki so idiomorfni, pogosto zaobljeni.
Opazujemo preproste in polisintetske dvojčke ter conarno zgrajena zrna. Ponekod so
razviti epitaksialni robovi. Poikilitsko vključujejo kremen, cirkon, rogovačo, biotit, apatit
in neprozorne minerale. Podobno kot kremen so tudi vtrošniki plagioklazov ponekod
razpokam in spremenjeni. Spremembe plagioklazov v porfiroidnem granodioritu so
močnejše kot v granodioritu. Vtrošniki plagioklazov so ponekod sericitizirani (tabla
3, sliki 2 in 3), drugod karbonatizirani in delno epidotizirani. Podobno kot sericitiza-
cija je tudi karbonatizacija zajela samo nekatere pasove, lahko pa celotna zrna pla-
gioklazov. Spremembe so ponekod tako močne, da jih ne morem pripisati zgolj pre-
perevanju (vzorci D12, D12a, D13, D14, D16 in D17). Najverjetneje so posledica
hidrotermalnih procesov. Parneix in drugi (1985, 99) navajajo, da se ob hidrotermalnih
spremembah biotita sprošča AP"^, ki ni popolnoma nemobilen. Prepotuje lahko kra-
tke razdalje in povzroča albitizacijo in sericitizacijo plagioklazov po reakciji:
oligoklaz-andezin -h Fe^^ + Mg2+ + K+ + H2O = albit + 2Miillit Ca^^ -h AP+
K"^, Fe^"^ in Mg^"^ so prvotno vezani v biotitu, Ca^"^ in AP+ pa se vežeta v klorit,
dolomit in epidot. Disolucijske razpoke v plagioklazih so zato lahko zapolnjene s klo-
ritom, karbonatom, illitom in epidotom. Podobne značilnosti opazujemo v omenjenih
286	Nina Zupančič
vzorcih. Tudi z rentgensko difrakcijo (tabela 2) so bih v vzorcih D12 in D12a določeni
muskovit/illit, pirofilit, klorit in mineral z zmesno strukturo tipa klorit/montmoriUo-
nit in kalcit.
K-glinenci
K-ghnencev je v granodioritih od 5% do 30%, povečini med 10% in 20%. Njiho-
va kohčina je v porfirskih in porfiroidnih kamninah podcenjena, ker gradijo skupaj s
kremenom osnovo. Zanimivo je dejstvo, da z rentgensko anahzo v nekaterih vzorcih
(P98, P105, P211, P301, T5) nismo dokazah K-ghnencev, čeprav sem jih v zbruskih
točno določila. Ker K-glinenci nadomeščajo druge minerale, je možno, da jih zato
rentgenska difrakcija ni zaznala. Kljub nadomeščanju je kristalna mreža ostala enaka,
kot so jo imeh prvotni minerah. K-glinencev je največ v robnih delih masiva. Vseb-
nost je povsod precej spremenljiva in ne opazimo zveznih trendov naraščanja. Zrna
merijo od 50 цт do 3500 [xm, največkrat 1000 [xm.
K-glinenci so nastah zadnji, potem ko je kamnina že razpokala. So ksenomorfni.
Cementirajo razpoke in obdajajo ter bolj ah manj intenzivno nadomeščajo starejše
minerale, prisotne v kamnini - kremen, biotit, apatit in rogovačo (tabla 1, slika 1).
K-ghnenci se pojavljajo v velikih kristalih, ki večkrat vključujejo druge minerale, in
kot manjša, razpotegnjena, mozaično zraščena zrna. Redko opazimo valovito potem-
nitev. Domnevam, da gre najverjetneje za dve generaciji K-glinencev, ki sta bih razhčno
močno tektonsko prizadeti. Možno pa je tudi, da so pri večjih zrnih K-glinenci
nadomeščah predvsem plagioklaze, pri manjših, mozaično zraščenih zrnih, pa kremen.
Pri posameznih vzorcih, zlasti iz obeh robnih delov drugega profila in severovzho-
dnega roba prvega profila, sem opazila delno mikroklinizacijo K-ghnencev. Dvojčične
lamele so ponekod le nakazane, tako da se zdi struktura na prvi pogled podobna pertitski,
drugod pa so razvite v obeh smereh (zraščanje po albitskem in periklinskem zako-
nu), značilnih za mikroklin (tabla 1, slika 4). Rentgenska difrakcija je pokazala, da
je prevladujoči K-glinenec mikroklin in ne ortoklaz. Speer (1987, 867) navaja na-
sproten primer, ko je K- glinenec pod mikroskopom videti mikroklin, rentgenska di-
frakcija pa je zaznala prehode v ortoklaz. Na triklinski značaj pohorskih K-glinencev
je na osnovi meritve kota 2V opozorila že Dolar-Mantuani (1935) in jih zato poi-
menovala K-anortoklaz s prehodi v mikroklin. Karamata (1959, v Faninger, 1973)
je različek označil z Na bogat ortoklaz, Faninger (1973) pa ortoklaz s prehodi v
mikroklin. Ker mikroklinovo mrežo opazujemo le redko, ni možno ugotoviti, ali je triklinski
značaj K-glinencev posledica prehoda ortoklaza v mikroklin ali spremembe strukture
zaradi pritiskov. Clark in Lyons (1986, 1374) za granitoide iz zahodnega New Ham-
pshira navajata, da z oddaljenostjo od kontakta z okolnimi kamninami narašča triklinski
značaj glinencev. Povišana količina lahkohlapnih komponent v ohlajajoči magmi pospešuje
spremembo ortoklaza v mikroklin. Temperatura prehoda je v suhih razmerah
55°C, v mokrih pa nekoliko nižja. Za adamellske kamnine navajajo Del Moro in drugi
(1983, 297) ter Jobstraibizer in drugi (1983, 325-330) enak način nastopanja K-
glinencev v poikilitskih kristalih, ki so se razvih iz kasnejših raztopin, bogatih s K.
K-glinenci kažejo strukture nadomeščanja in so le redko v ravnotežju z okolnimi minerali.
Jobstraibizer in drugi (1983, 328) so na podlagi meritev kota 2V in rentgenske
difrakcije ugotovih, da je naraščanje trikhnskega značaja povezano z naraščajočim
urejanjem Al in Si v kristalni rešetki. Tudi v adamellskih kamninah je mikroklinsko
dvojčičenje redko, čeprav z višanjem odklona od monoklinske singonije narašča možnost
dvojčičenja. Razhčni polimorfi K-glinenca niso nastah iz prvotno monoklinske faze z
difuzivno transformacijo, ker ni zvezruh prehodov med monoklinsko in triklinsko singorüjo.
Minerali pohorskega magmatskega masiva	■ 287
Lahko so se razvili med primarno kristalizacijo ali rekristalizacijo v subsolidusnem
področju tonalitnih do granodioritnih kamnin, verjetno pri temperaturah 730°C-750°C.
Ker kamnine sekajo aplitne in pegmatitne žile, je najnižja temperatura nastanka K-
glinencev njihov solidus (670°C-700°C). Vrednost je prenizka za polje stabilnosti mikro-
klina. Omenjeni avtorji zato menijo, da je mikroklinizacija posledica subsolidusne
rekristaUzacije. Pri teh procesih so bistveno vlogo igrale voda in druge lahkohlapne
komponente. Močnejši kot je bil dotok lahkohlapnih komponent, bolj se je struktura
približevala popolni strukturi mikrokhna. Na podoben način so po mojem mišljenju
nastah tudi K-glinenci v pohorskem granodioritu.
V	porfiroidnem granodioritu je K-glinenec le izjemoma vtrošnik. Običajno je skupaj
s kremenom v osnovi.
Biotit
Biotit je najpogostnejši mafični mineral tako v granodioritu kot v porfiroidnem
granodioritu. V zbruskih gaje od nekaj % do 15%, izjemoma do 50%, največkrat med
5% in 10%. Biotit v vseh treh različkih kamninah sestavlja gnezda in melanokratne
vključke, na jugovzhodnem robu masiva v okolici Cezlaka pa tudi šlire, debele od lOcm
do 20cm. Šliri v robnih delih magmatskega masiva so po Wonesu (1980, 420) do-
kaz zgodnje kristalizacije biotita. Velikost zrn je od 5|лт do 3000 цт. Največ jih meri
500 цт.
Biotit je hipidiomorfen. Njegov odnos do rogovače ni popolnoma jasen. Ponekod
je videti, dajo nadomešča, drugod pa, daje kristaliziral pred njo. Naney (1983, 1024)
navaja, da se biotit lahko pojavi v bolj suhih razmerah, kot so potrebne za stabilnost
rogovače, torej lahko kristalizira pred njo. Jobstraibizer in drugi (1983, 330) me-
nijo, da se je v adamellskem granodioritu biotit izločal sočasno z rogovačo in srednjimi
plagioklazi v srednji ali pozni stopnji kristalizacije, po nastanku jeder Ca-plagiokla-
zov in pred kremenom ter K-glinenci, ki ga včasih nadomeščajo. V pohorskem gra-
nodioritu so odnosi nekoliko drugačni. Biotit zasledimo v korodiranih restitnih jedrih
plagioklazov (tabla 1, slika 3), kar pomeni, da je deloma lahko celo restit. Pogosto
je vključen v plagioklaze oziroma ga ti najedajo. Biotit druge generacije je nastal za
apatitom, ortitom in epidotom, ki jih vključuje (tabla 2, slika 1). Ta generacija bioti-
ta je starejša od K-glinencev. K-glinenec se je izločal po tektonskih premikih, pri katerih
so razpokala tudi zrna biotita. Zato zapolnjuje razpoke v biotitu. Najmlajša je tretja
generacija biotita, ki se v drobnih lističih skupaj s kremenom povija med zrni pla-
gioklazov (tabla 1, sliki 2 in 3).
Po Cliffordu in drugih (1962, 254) lahko biotit pri preperevanju nadomeščata
hematit in sericit, po Dawsonu in Whittenu (1962, 24) klorit, levkoksen in ma-
gnetit, po Wonesu (1980, 429) in Jobstraibizerju in drugih (1983, 338) klorit,
sfen in epidot, po Wardu in drugih (1992, 787) pa klorit, ortit, epidot in sfen. Feng
in Kerrich (1992, 43) navajata, daje biotit bolj dovzeten za spremembe kot rogovača.
Oksidira v magnetit ali se spremeni v klorit. Biotit iz pohorskega granodiorita je pre-
dvsem različno močno kloritiziran. Ob spremembi v klorit je ponekod nastal tudi epidot,
izločil pa se je tudi neprozoren mineral, verjetno magnetit. Ponekod je biotit limoni-
tiziran. Clifford in drugi (1962, 254) navajajo, da ob nadaljevanju sprememb tako
biotit kot klorit lahko nadomešča stilpnomelan. Tudi v posameznih pohorskih vzor-
cih je rentgenska difrakcija pokazala prisotnost stilpnomelana (tabela 2).
V	porfiroidnih granodioritih je biotit lahko samostojen vtrošnik v plagioklazih in
kremenu, ki sta kot vtrošnika kristalizirala za njim, v vtrošnikih nadomešča rogovačo
(tabla 3, slika 4) in skupaj s kremenom in K-ghnencem gradi osnovo. Na podlagi
288	Nina Zupančič
omenjenih odnosov sklepam, da je rogovača kristahzirala pred biotitom, biotit pa pred
plagioklazom in kremenom. Biotit porfiroidnih granodioritov je bolj spremenjen kot
v granodioritu. Gre za avtometamorfozo. Kjer so spremembe najmanj izrazite, je delno
kloritiziran (tabla 3, shka 4) oziroma delno kloritiziran in epidotiziran. Močnejše
spremembe so povzročile popolno kloritizacijo in izločanje magnetita. Kasnejše hi-
drotermalne spremembe so povzročile razpad v klorit, belo sljudo, kalcit in magnetit.
V	najbolj spremenjenih kamninah pa se ni ohranil niti klorit in zato opazujemo le belo
sljudo, epidot in magnetit, oziroma belo sljudo in kalcit (tabla 2, slika 2). V hidro-
termalno spremenjenih granitih spremljajo kloritizacijo biotita sekundarne faze - bela
sljuda (corrensit = mineral z zmesno strukturo), glineni minerah, kalcit, epidot, Ti-
oksidi in sulfidi (Parneix et al., 1985, 90, 92). Omenjeni avtorji navajajo, da v prvi
fazi, ko so spremembe manj intenzivne, klorit nadomešča biotit po ploskvi (001).
V	drugi fazi sledi delno nadomeščanje biotita s corrensitom in levkoksenom, na-
domeščanje corrensita s kloritom in epidotom ah nadomeščanje biotita s kloritom,
dolomitom in levkoksenom. Corrensit ni stabilen pri temperaturah, višjih od 280°C,
epidot ne kristalizira pri temperaturah, nižjih od 220 °C, dolomit ne pri višjih od 200 °C,
klorit pa je stabilen pri temperaturah okrog 200°C. Ker opazujemo podobno mine-
ralno združbo tudi v hidrotermalno spremenjenih vzorcih D12, D12a, D13, D14, D16
in D17, menim, da je bila temperatura sprememb med 200°C in 220°C. Tudi rent-
genska difrakcija (tabela 2) je v vzorcih D12 in D12a potrdila prisotnost muskovi-
ta/illita, klorita in minerala z zmesno strukturo tipa klorit/montmorillonit in kalcita,
ob tem pa odsotnost biotita. Be Ili e ni in drugi (1991, 36) razlagajo pojav klorita in
sekundarnega muskovita v masivu Rensen (Vzhodne Alpe) kot posledico delovanja
poznih ah post-kristalizacijskih raztopin na granitoidne kamnine.
Rogovača
Rogovača je prisotna le v tretjini vseh raziskanih vzorcev granodiorita in porfi-
roidnega granodiorita. V sledovih se pojavlja v vzorcih južnega dela prvega profila.
Vzorci osrednjega dela drugega profila in vzorci iz robnih delov tretjega profila je
vsebujejo do 4%. Do 1,5% rogovače nastopa v obliki vtrošnikov v porfiroidnem gra-
nodioritu (D2, D5, DIO, DlOa). Z rentgensko difrakcijo je bila določena še v vzorcih
D4 (porfiroidni granodiorit), D12a (hidrotermalno spremenjeni porfiroidni granodio-
rit) in D15. Le v vzorcu granodiorita iz apofize, ki predira metamorfne kamnine v Zg.
Novi vasi, je prevladujoč mafični mineral (rogovača 13,5%, biotit 4%). Zrna so ve-
lika od 20 цт do 2000 цт, največkrat 800 цт. Tudi v manj razvitem (diferenciranem)
granodioritu iz Vzhodnih Alp (Rensen) so amfiboh redki (Be Ili e ni et al., 1991, 25).
V granodioritu je rogovača ksenomorfna, izjemoma hipidiomorfna. Pogosto je razpoka-
na. V posameznih presekih zasledimo značilno razkolnost pod kotom približno 120°.
Zagotovo je mlajša od ortita, katerega poikilitsko vključuje, in starejša od nekaterih
plagioklazov in K-glinenca, kateri jo nadomeščajo. Kot sem že omenila, odnos med
biotitom in rogovačo ni popolnoma jasen. Rogovača je lahko kristahzirala pred bio-
titom, saj jo ta ponekod nadomešča. Drugod pa vidimo, da je mlajša, ker vsebuje vključke
biotita. Stabilnost rogovače je odvisna od vsebnosti CaO in H2O v sistemu. V posku-
sih Naneya (1983, 993, 1009) je nastala samo v granodioritnih talinah, bogatih s Ca.
Pri tlaku 200 MPa mora talina vsebovati najmanj 4 ut% H2O, pri tlaku 800 MPa pa
2,5 ut%. Mineralni združbi, ki jo opazujemo v pohorskih granodioritih, najbolj ustre-
zajo rezultati poskusa pri tlaku 800 MPa in 10 ut% H2O, kjer avtor navaja kristaliza-
cijsko zaporedje rogovača, biotit, plagioklaz, resorbirana rogovača, kremen, para in
Minerali pohorskega magmatskega masiva	■ 289
alkalni glinenci. Pri ravnotežnih razmerah rogovača v tem primeru ni prisotna v sub-
solidusni združbi. Tudi Zen (1986, 1112) navaja, daje rogovača soobstojna s peralu-
minijsko magmo, kakršna je dala tudi pohorske magmatske kamnine (Zupančič, 1994a),
le pri visokih tlakih, večjih ali enakih 5 kb. Jobstraibizer in drugi (1983, 334) ugo-
tavljajo, da gre v primeru, ko biotit nadomešča rogovačo, za uravnoteženje prek širokega
razpona temperatur.
V porfiroidnih granodioritih ima rogovača idiomorfne kristale (tabla 3, shka 4).
Ponekod so dvojčični po ploskvi (100). Vključujejo ortit in epidot. Biotit, ki nadomešča
rogovačo, je delno kloritiziran (tabla 3, slika 4). Speer (1987, 875) navaja, daje reakcija
talina + rogovača = biotit lahko posledica ravnotežne aU neravnotežne kristalizacije.
Če sta produkta nadomeščanja biotit in klorit (in ne epidot), reakcija ni subsohdu-
sna.
Muskovit
Muskovit je prisoten le izjemoma. Zrna merijo med 200 цт in 600 цт. V sledeh
sem ga našla v nekaterih vzorcih iz prvega in drugega profila ter v vzorcih T2 in T3.
Večinoma je nastal sekundarno pri sericitizaciji plagioklazov. Tedaj pogosto kaže
pahljačaste oblike. Prav tako je muskovitu podoben mineral, ki je nastal ob hidroter-
malnih spremembah nekaterih porfiroidnih granodioritov (tabla 3, slika 3). Ker v resnici
ne gre za muskovit, temveč za glineni mineral z zmesno strukturo, ga v skladu z li-
teraturo (Parneix et al., 1985, 90; Speer, 1987, 868) imenujem bela sljuda. Mag-
matskega izvora paje gotovo muskovit v vzorcu P212 (tabla 1, slika 3). Skupaj z biotitom
je vključen v plagioklazih (pogosto v korodiranih jedrih) oziroma se povija okrog njih.
Muskovit je v ravnotežju z granitno talino pri tlakih, višjih od 4 kbar (Clarke, 1992,
69).
Pirokseni
Pirokseni so redki. VeUkost zrn ne presega 30 цт. Našla sem jih le v sledovih
v vzorcu granodiorita iz apofize TI, za katerega je značilna tudi visoka vsebnost mafičnih
mineralov, predvsem rogovače. Od nje se loči po nekohko višjem reliefu, odsotnosti
lastne barve in pleohroizma in pojavu polisintetskega dvojčičenja (tabla 2, slika 3).
Zaradi premajhne količine in velikosti zrn ni bilo možno določiti, kateremu pirokse-
nu pripadajo niti z mikroskopijo in ne z rentgensko difrakcijo.
Apatit
Apatit je v vseh pohorskih magmatskih kamninah akcesoren mineral. Najmanjša
zrna merijo 5fxm, največja dosežejo 250^im, najpogosteje pa meri 100цт. Kristalizi-
ral je zelo zgodaj, najverjetneje celo prvi. To dokazujejo njegovi vključki v ortitu (ta-
bla 2, sUka 1), obdanem z epitaksialnim robom epidota in vključenim v biotitu. Apa-
tit je vključek tudi v plagioklazih tako v globočnini kot v predormni. Lahko je obdan
s K-glinencem. Apatit, ki je vključen neposredno v biotitu, je lahko sekundarni re-
stit. Prvotno je predstavljal vključek v restitnih piroksenih. Ko so ti reagirali s talino
v rogovačo in biotit, se je apatit ohranil kot sekundarni restit (Chappell et al., 1987,
1128; Mackenzie et al., 1988, 2509). Dodaten dokaz, daje bil v talino prinesen apatit
iz skorje, je prebitek celotnega P2O5 v kamnini. Granitoidne magme lahko zapustijo
izvorno področje le s tako količino P2O5, kot je raztopljena v talini pri njenem nasičenju
(Harrison & Watson, 1984, 1473). Običajna vrednost za granitoidne magme, nasičene
s P2O5, je 0,01%-0,12%, kar ustreza temperaturi 750°C-900°C. Pohorske magmatske
290	Nina Zupančič
kamnine (brez malchitov) vsebujejo povprečno pribhžno 1,45% P2O5. čas raztaplja-
nja apatita je v mokri magmi (6% H2O) pri 750°C zelo kratek (20 let za 100цт zrno),
v suhi pri 950°C pa daljši (2 milijona let za lOOpim zrno). Ker granitoidne magme
navadno vsebujejo nad 3% H2O, se je apatit, vnesen iz skorje, raztopil razmeroma hitro
(Harrison & Watson, 1984, 1473). V talini pohorskih magmatskih kamnin se je večina
vnesenega apatita verjetno raztopila, ohranil se je le tisti, ki so ga pred raztapljanjem
zaščitili obdajajoči minerah. Apatit večinoma nastopa v paličastih zrnih, redkeje
opazujemo pravilne heksagonalne preseke. Glede na eksperimentalne podatke je igličast
apatit znak hitrega strjevanja taline (Reid et al., 1983, 247).
Ortit
Skoraj v vseh pohorskih magmatskih kamninah je ortit eden od pomembnejših akce-
sornih mineralov. Nisem ga našla le v nekaterih vzorcih iz severnega roba prvega in
drugega profila in nekaterih porfiroidnih granodioritih. Večinoma gaje manj kot 1%.
Izjemoma to vrednost presega v vzorcu Fl 12 (1,4%). Zrna merijo med 20|xm in 500цт,
največkrat 80 цт. Od epidota se loči po intenzivnejši rjavi barvi. Kristaliziral je za apatitom
in neprozornim mineralom, ki ju ponekod vključuje (tabla 2, slika 1). Za njim so se
izločih vsi drugi minerah - epidot, sfen, rogovača, biotit (tabla 2, shka 1), plagiokla-
zi, kremen in K-glinenec. Ortit pogosto kaže idiomorfne, ponekod hipidiomorfne preseke.
Nekatera zrna so dvojčična, druga dvojčična in conama ah samo conama. Pogosto ga
obdaja epitaksialni rob epidota (tabla 2, shka 1). Meja med obema mineraloma je ostra.
Idiomorfna oblika zrn in odsotnost struktur preraščanja kažejo, da je v talini zelo zgodaj
prišlo do nasičenja z ortitom, in da se je kristahzacija končala, ko je bilo prisotne še
precej taline. Razlog za zgodnjo kristahzacijo ortita je njegova omejena topnost v gra-
nitoidnih tahnah. Epidot je v kristalizacijski združbi nadomestil ortit, a z njim ni bi-
stveno reagiral. Neodvisna, idiomorfna, enakomerno razporejena zrna pribhžno enake
velikosti in conarnost, vzporedna idiomorfnim kristalnim obhkam, so dokazi, da ortit
ni restit, temveč je kristaliziral iz taline (Gromet & Silver, 1983, 931).
Epidot
Epidot zavzema v granodioritih in porfiroidnih granodioritih večinoma pod 1%, izjemo-
ma ga je več (3,6% v vzorcu P112). Več ga je v jugovzhodnih delih masiva, v več vzorcih
iz severozahodnega dela pa ga nisem našla. V jugovzhodnih delih se pojavlja predvsem
kot magmatski mineral ah kot restit, drugod kot sekundarni mineral. Razpon vehkosti
zrn je med 40цт in 500 |лт, največkrat pa merijo 300¡лт.
Za magmatski izvor govori epitaksialna rast okrog ortita (tabla 2, shka 1). Ostra
meja med jedri ortita in robom epidota po ugotovitvah Dawesa in Evansa (1991,
1029, 1030) pomeni, da je rast ortita povzročila znižanje vsebnosti REE. Epidot je
bil nestabilen, dokler se ni temperatura dovolj znižala, daje lahko epitaksialno obra-
stel ortit. Poleg tega pogosto nastopa v idiomorfnih kristalih, vključenih v drugih
mineralih, zlasti biotitu. Tudi v tem primeru pogosto vključuje majhno jedro ortita,
izjemoma paje dvojčičen. Ward in drugi (1992, 787) so prav tako našli primarne vključke
epidota v biotitu. Idiomorfizem epidota v pohorskem granodioritu kaže na njegovo
primarno kristalizacijo iz magme (Gromet & Silver, 1983, 927). Naney (1983, 1025)
je tudi eksperimentalno dokazal, da je epidot lahko primarna faza. Povišana vsebnost
Fe povečuje njegovo stabilnost. Pri 800 MPa se pojavi v hipersohdus fazi, kar pome-
ni, daje soobstojnost epidota in silikatne taline odvisna od tlaka. Tudi Dawes in Evans
(1991, 1029) omenjata kristahzacijo epidota ob visokih рш in рнзо- Izloča se lahko zelo
Minerali pohorskega magmatskega masiva	■ 291
zgodaj, ko je v talini prisotnih manj kot 25% kristalov. Stabilnost mineralov, ki so rastli
pri visokih pritiskih, po mnenju omenjenih avtorjev zahteva, da se je magma dvignila
hitro iz globine, večje od 20km, kar kaže na to, da se tudi z vodo bogata silikatna
talina lahko naenkrat dvigne do ravni skorje (pod 6 km). Belli e ni in drugi (1991,
37) tudi za epidot iz granitoidnih kamnin Rensna (Vzhodne Alpe) navajajo magma-
tski izvor. Predvidevajo pa, da je nastal med zadnjimi fazami kristalizacije, ko je s tekočino
bogata preostala (rezidualna) magma povzročila spremembo zgodaj kristaliziranih faz.
Amfibol, plagioklaz in magnetit so s talino reagirali v epidot, biotit in kremen. Me-
nim, da se nastanek pohorskega epidota najbolje sklada s hipotezo Dawesa in Evansa
(1991, 1029).
V	plagioklazih opazimo skeletni epidot, oziroma je epidot vključen v restitnih jedrih.
Predstavlja lahko restit (Dawes & Evans, 1991, 1022) ali pa je skeletna rast po-
sledica hitre rasti oziroma prepočasnega dotoka snovi.
Sekundarni epidot nadomešča biotit, amfibole, plagioklaze in osnovo. Podobno pojav-
ljanje epidota Cook in drugi (1991, 836) pripisujejo avtometamorfozi med zadnjimi
fazami ohlajanja mokre magme.
Razmeroma pogosto sem opazila mineral, ki je ob izključenem analizatorju enak
epidotu, ob vključenem anaUzatorju pa ima anomalne rumeno-modre interferenčne
barve I. reda. Možno je, da pripada klinozoisitu, ali pa da gre za presek epidota, ki
je blizu izotropnemu in so zato interferenčne barve nizke. V tabeli 3 sem take mine-
rale uvrstila med khnozoisite.
Cirkon
Cirkon sem našla v večini kamnin. Ker se pojavlja v izredno drobnih, paličastih
zrnih (pod 20цт), ga je ponekod težko določiti. Tudi njegova količina je v primerja-
vi z drugimi akcesornimi minerali zelo majhna. Prisotnost cirkona potrjuje, da je bila
talina nasičena s Zr (Clarke, 1992, 71). Ker je pogosto vključen v plagioklazih in
biotitu, je nastal pred njima ali pa je lahko tudi restit. Vendar ni jasno, kakšen je njegov
odnos do mineralov, ki so kristalizirali med prvimi (apatit, ortit, sfen, neprozorni minerali).
V skladu z ugotovitvami Charoya (1986, 588) lahko kristalizira zelo zgodaj ali celo
predstavlja restit. Da je cirkon restitua faza, sklepajo Drummond in drugi (1988,
881) tudi iz dejstva, da je topnost Zr v peraluminijskih talinah omejena, večina vzor-
cev pa vsebuje nad 100 ppm Zr. Enako velja tudi za raziskovane vzorce.
Neprozorni minerali
V	vseh vzorcih sem našla neprozorne minerale. Merijo od 10 цт do 1000 цт, najpo-
gosteje 100 цт. Pirit prepoznamo v kamnini tudi makroskopsko. V granodioritu se
ponekod kopiči v manjših gnezdih. Neprozorni minerali so verjetno kristalizirali zelo
zgodaj, saj so vključeni v ortit in pogosto kažejo idiomorfne oblike. V porfiroidnih
granodioritih neprozoren mineral ponekod rdečkasto preseva, kar kažejo na možno
prisotnost magnetita ali hematita, vendar ju je težko razlikovati med seboj in od pi-
rita. Hematit je v težki frakciji in vzorcu Tpl potrdila tudi rentgenska difrakcija. Magnetit
se je izločil iz biotita ob njegovi kloritizaciji. Neprozorni minerali in biotit so v neka-
terih vzorcih limonitizirani.
Sfen
V	približno polovici vseh pregledanih vzorcev sem ugotovila prisotnost sfena. Največ
ga je v granodioritih, kjer lahko po modalni sestavi zavzema do 1%, v vzorcu iz apo-
292	Nina Zupančič
fize TI celo 1,5%. V porfiroidnih granodioritih, predvsem v razhčkih z drobnozrnato
osnovo, je manj pogost oziroma ga nisem našla. Pojavlja se v izoliranih, idiomorfnih
do hipidiomorfnih zrnih, zvečine vehkih med 500 цт in 700 цт. Kristaliziral je raz-
meroma zgodaj, a za ortitom, ki se pojavlja v njem kot vključek. Gromet in Silver
(1983, 931) navajata, daje zgodnja kristalizacija sfena posledica njegove omejene topnosti
v tahnah granitne sestave. Progresivna kristahzacija granitne magme daje z SÌO2 obo-
gatene rezidualne taline, kar povzroči kristahzacijo sfena in ortita, ko je prisotno še
približno 50% taline. Železovi in titanovi oksidi so verjetno obhkovah kristahzacijska
jedra sfena. Izločanje biotita je povzročilo padec vsebnosti TÌO2 v talini in s tem preprečilo
nadaljnjo kristahzacijo sfena.
Sfen je redkeje hipidiomorfen. Takrat je deloma lahko nastal kot razpadni pro-
dukt biotita (Nabelek et al., 1986, 1039). V vzorcih porfiroidnih granodioritov je takšen
sfen težko ločiti od kalcita. Kot produkt sprememb dacitov iz adamehskega masiva
Beccaluva in drugi (1983, 343) poleg sericita, ortita, epidota in klorita navajajo tudi
sfen.
Granati
Granati se le izjemoma pojavljajo v vzorcih granodiorita iz jugovzhodnega dela masiva.
Največ in največji so v vzorcu T3, ki predstavlja najbolj jugovzhodno ležeči granodiorit
v stiku z metamorfnimi kamninami. Dosežejo približno 1000 цт. Granati kažejo prekinjeno
rast. Po prvi stopnji kristalizacije so bila jedra korodirana. Obdah so jih plagioklazi,
biotit in kremen. Ob nadaljevanju rasti so večinoma dobih idiomorfno obliko. Ponekod
je pri nadaljnji rasti granat le delno obdal starejše jedro (tabla 1, slika 2). Zunanji
rob granatov ponekod nadomeščata biotit in epidot. Ni gotovo, ali je izvor granatov
magmatski ah metamorfen. Dawes in Evans (1991, 1024) omenjata, da magmatski
izvor potrjujejo idiomorfne obhke, ki so lahko zaobljene ali resorbirane, nastopanje v
magmatskih plagioklazih s conarnostjo in predvsem kemična sestava. Za granate, vnesene
v talino iz metamorfnih kamnin je značilno, da so zaobljeni, obdani z osnovo in kažejo
korodirane obroče, zapolnjene s kloritom. Drummond in drugi (1988, 874) ločijo
magmatski granat od metamorfnega po idiomorfnih do hipidiomorfnih oblikah; velikosti
zrn, primerljivi z zrnavostjo preostale kamnine; odsotnosti razpadnih produktov gra-
nata, kar kaže na ravnotežje s peraluminijsko talino. Glede na strukturo pohorskih
granatov ne moremo točno določiti njihovega izvora. Kemičnih analiz, ki bi pomaga-
le pri ugotavljanju njihovega izvora, nimamo, zato puščam vprašanje njihovega nastanka
zaenkrat še odprto.
Klorit
Kloritizacija je najpogostnejša sprememba mafičnih mineralov. Zasledila je nisem
le v zelo svežih vzorcih. Biotit je bolj kloritiziran kot rogovača (tabla 3, shka 4). Kjer
so spremembe najmočnejše, opazujemo popolno psevdomorfozo klorita po biotitu. Klorit
ponekod pahljačasto zapolnjuje razpoke ah nadomešča osnovo. Navadno je svetlo zelen
in pleohroičen, izjemoma je brezbarven ali slamnato rumen. Skoraj vedno kaže vijohčaste
anomalne interferenčne barve I. reda. Kadar so le-te berlinsko modre, gre za razhček
penin.
Kalcit
Kalcit je nastal ob razpadu Ca-plagioklazov, biotita in ponekod rogovače. V hidro-
termalno spremenjenih vzorcih zapolnjuje razpoke in nadomešča osnovo. V teh vzor-
cih so pogostna večja polja kalcita z dobro vidnimi dvojčičnimi lamelami. Ob robovih
Minerali pohorskega magmatskega masiva	■ 293
so pogosto degradacijsko rekristalizirana (tabla 2, slika 2). V porfiroidnem granodio-
ritu se izjemoma pojavljajo votlinice. Te so ponekod zapolnjene s pahljačastim kal-
citom. V hidrotermalno spremenjenih vzorcih je količina kalcita previsoka (l%-3%),
da bi jo lahko pripisali le mobilizaciji iz mineralnih faz, ki vsebujejo Ca. Sklepam, da
je bil v kamnine prinesen tudi s hidrotermalnimi raztopinami.
Malchit
Struktura
Malchiti so holokristalne, drobnozrnate kamnine. Večinoma so neenakomerno zrnati.
Imajo porfiroidno strukturo. Po zrnavosti osnove, razmerju med mineraU v osnovi ter
številu in vrsti vtrošnikov jih je možno ločiti v več podskupin.
Pri večini debelozrnatih vzorcev je razmerje med plagioklazi in rogovačo v osno-
vi približno enako. V vzorcih M14 in M19 nekoliko prevladujejo plagioklazi, v vzorcu
M16 pa rogovača. Vtrošnikov je povsod izredno malo. Največkrat jih več pripada plagiok-
lazom, le izjemoma rogovači (M14 in M19). V srednjezrnatih vzorcih je osnove med
60% in 80%. Večinoma v njej prevladujejo plagioklazi. Ti so prav tako prevladujoči
vtrošnik. Tudi v drobnozrnatih vzorcih zavzema osnova med 60% in 80%. V vzorcih
M2 in MIO je razmerje med mafičnimi in saličnimi minerali v osnovi enako, pri dru-
gih pa prevladuje rogovača. Ta je tudi najpogostnejši vtrošnik. Izjema je vzorec M2,
kjer prevladujejo plagioklazi. Ker se malchiti med seboj precej razUkujejo, zagotovo
niso nastali istočasno. Mehanizem nastanka in izvorna magma pa sta bila verjetno precej
podobna.
Mineralna sestava
V	malchitih sem pod mikroskopom določila rogovačo, biotit, plagioklaze in kre-
men. Akcesorni minerali so apatit, ortit, sfen, cirkon in neprozorni minerali. Kot sekun-
darni minerali so nastali sericit, klorit, epidot, ?kHnozoisit, kalcit, limonit in aktino-
lit. Z rentgensko difrakcijo je bila v nekaterih vzorcih potrjena tudi prisotnost K-glinenca,
ki je ponekod ortoklaz, drugod mikroklin. Ker ga pod mikroskopom nisem opazila, je
verjetno ves v osnovi. V nadaljevanju opisujem samo bistvene minerale malchitov. Za
preostale velja, da nastopajo podobno kot v drugih pohorskih magmatskih kamninah.
Kremen
V	malchitih tvori kremen tako osnovo kot posamezne vtrošnike. Glede na rezultate
rentgenske difrakcije gaje med 10% in 20%, po modalni sestavi, kjer je količina zaradi
pojavljanja v osnovi podcenjena, pa do 3%. Kremenovi vtrošniki (velikost med 300цт
in 500 ^im) predstavljajo starejšo, kremen iz osnove (velikost od 5цт do 50 цт) pa
mlajšo generacijo. Vtrošniki so vedno zaobljeni ali korodirani. Redko so obdani z ob-
ročem mafičnih mineralov, bodisi neprozornih ali popolnoma kloritiziranih, tako da
ni mogoče ugotoviti, kaj je bil prvotni mineral. Podobno strukturo v adamellskih kam-
ninah opisujeta Blundy in Sparks (1992, 1042). Obroč rogovače okrog kremena
naj bi nastal zaradi reakcije ksenokristalov kremena z magmo mafičnih vključkov. Chap-
pell in drugi (1987, 1115) na podlagi take strukture uvrščajo kremen med restitue
minerale.
294	Nina Zupančič
Plagioklazi
Plagioklazov je v malchitih med 30% in 60%, vendar je zlasti v osnovi količino
težko določiti. V debelozrnati osnovi (400 цт) imajo plagioklazi idiomorfne do hipi-
diomorfne obhke. So conami in dvojčični. V srednje- in drobnozrnati osnovi (od 5цт
do 250 цт) so hipidiomorfni in ksenomorfni. Generacija v osnovi je najmlajša. V vtrošnikih
jih je med 3% in 30%. Veliki so med 500 цт in 2000 ^im, največkrat 1000 цт. So idio-
morfni, conami in dvojčični. V nekaterih primerih so zaobljeni. Ponekod opazimo starejša,
zaobljena jedra, okrog katerih se je nadaljevala conama rast. Nekateri vtrošniki so
obraščeni z epitaksialnim robom (tabla 2, shka 4). Vtrošniki so verjetno kristalizirah
v več stopnjah ah pa so se pogoji v magmi spreminjah. Tako opazimo vtrošnike, ki
imajo najmočneje spremenjena jedra, vmesno cono ah zunanji rob. Najbolj spremenjeni
del naj bi ustrezal najbolj bazični coni (coni z največ Ca). Plagioklazi vključujejo ci-
rkon, apatit in rogovačo. Najpogostnejša sprememba je sericitizacija, redkeje karbo-
natizacija in epidotizacija. V neposredni bližini stika s granodioritno prikamnino so
močneje spremenjeni.
Rogovača
Rogovače je do 65%. V osnovi je v drobnih ighcah (od 20 цт do 100|лт), ki po-
nekod kažejo fluidalno strukturo. V vtrošnikih je idiomorfna, redkeje hipidiomorfna.
Vtrošniki merijo od 100цт do l,5cm, največkrat 2000цт. Pogosto opazimo prepro-
ste dvojčke po (100). Dvojčičenje je lahko tudi bolj zapleteno. Preraščata se lahko
dva ah trije dvojčični kristah. Zrna so pogosto razpokana. Nastale razpoke so zapol-
nih minerah osnove, med katerimi je tudi ighčasta rogovača (tabla 2, shka 4). V po-
sameznih primerih vidimo tudi skeletno rast rogovače. V mafičnih vključkih v ada-
mellskem masivu ima rogovača prav tako votla jedra, zapolnjena s plagioklazi. Blundy
in Sparks (1992, 1057) sta pojav razložila s hitro podhladitvijo mokre bazične magme,
v kateri pred tem ni bilo rogovače. Do strjevanja je prišlo pri temperaturi 960°C ah
pod njo. Vsaj deloma lahko ta interpretacija velja tudi za malchit, kjer je skeletna rast
nedvoumna. Izjemoma se rogovača nakopiči v gnezdih ali gradi izredno vehke vtrošnike
(do lem). Redko je spremenjena. Največkrat je epidotizirana, redkeje kloritizirana
in karbonatizirana. Kloritizacija je intenzivnejša le ob stiku s granodioritom.
Aktinolit
V vzorcu M14b sem določila sekundarni aktinolit. Vsi vzorci iz tega vzorčnega mesta,
ki verjetno leži ob prelomni coni, so močno spremenjeni. Mafični minerah so v različkih
M14a in M14b popolnoma epidotizirani, tako da jih pravzaprav ne prepoznamo več.
V drobneje zrnatem različku M14 je rogovača sicer ohranjena, a tudi tu je epidota
približno 5%. Za adamellske kamnine Jobstraibizer in drugi (1983, 334) prav tako
omenjajo pojav sekundarnega aktinolita, medtem ko Blundy in Sparks (1992, 1061)
navajata nizkotemperaturno metamorfno združbo tremolit-klorit-epidot, ki je posle-
dica delovanja poznejših raztopin.
Sklep
Prvotna tahna, iz katere so kristalizirale pohorske magmatske kamnine, je vse-
bovala restitna zrna, ki izvirajo iz izvorne kamnine - amfibohta. Tak značaj kažejo
predvsem homogena in korodirana jedra plagioklazov ter vključki biotita (in musko-
Minerals from the Pohorje igneous massif	295
vita) V njih. Glede na geokemične podatke sta bili restitni fazi delno tudi apatit in
cirkon.
Iz magme so prvi kristaUzirali sulfidi. Sledil jim je apatit. Možno je, da se je sočasno
z njim začel izločati tudi cirkon. Naslednji je nastal ortit. Po zmanjšanju vsebnosti LREE
se je namesto njega pričel izločati epidot. V magmi je bilo prisotnih manj kot 25%
kristalov. Pritiski so v tej fazi presegali 800MPa. Zaradi omejene topnosti TÍO2 v gra-
nitoidni magmi je nato kristaliziral sfen. Sledilo je izločanje bodisi biotita ali rogovače.
Glede na to, da biotit lahko kristalizira iz bolj suhe magme kot rogovača, je možno,
da je v resnici kristaliziral nekoliko pred njo. Oba minerala sta nekaj časa kristalizi-
rala sočasno, zato odnosi med njima niso jasni. Razmere, ki so vladale ob izločanju
rogovače, so bile tlak 800MPa in 10% vode v talini. Biotit je nadomeščal rogovačo
prek širokega razpona temperatur, ko je bila magma še tekoča. Z začetkom izločanja
biotita se je zaradi padca TÍO2 v magmi končala kristalizacija sfena. Kristalizacija rogovače
se je končala, biotita pa nadaljevala. Pridružih so se mu plagioklazi. Glede na to, da
so conami, je bila temperatura nižja od 1000 °C, parcialni tlak vode pa je bil spre-
menljiv. Sledila je kristalizacija kremena prve generacije in bolj kislih plagioklazov.
V končni fazi so biotit tretje generacije, kremen druge generacije in muskovit zapol-
niU prostore med zrni. Ob izločanju muskovita je bil tlak višji od 400MPa. V tej fazi
je magmatski masiv v glavnem otrdel.
V naslednji fazi je zaradi tektonskih dogajanj kamnina razpokala. Nastale so razpoke,
zdrobljene cone in toge deformacije mineralnih zrn. Skozi razpoke so se pretakale avtome-
tamorfne raztopine, iz katerih se je izločal K-glinenec. Ob njegovem stiku s plagiok-
lazi je pogosto prišlo do nastanka mirmekitske strukture. Zaradi delovanja raztopin,
lahko pa tudi povišanih pritiskov, je pri temperaturah med 700 °C in 750 °C prišlo do
mikroklinizacije.
Med zadnjimi fazami ohlajanja magmatskega masiva so se zaradi avtometamorfo-
ze biotit in glinenci ponekod spremenili v klorit, epidot, sfen, kalcit, sericit in каоИ-
nit. Ponekod v severozahodnem delu masiva so bile spremembe hidrotermalne. Tem-
peratura teh sprememb je bila glede na mineralno združbo med 200°C in 220°C.
Minerals from the Pohorje igneous massif
Summary
The granodiorite and its porphyritic varieties have similar mineralogical compo-
sition. The mineral association is dominated by 80%-95% of salic minerals: quartz,
medium plagioclase, K-feldspar. The prevailing mafic mineral is biotite, and hornblende
is scarce. Accessory minerals are apatite, orthite, sphene, epidote, zircon, opaque
minerals, muscovite, pyroxene and garnet. In the lamprophyres, the most abundant
minerals are hornblende and medium plagioclase.
The first minerals that were present in the magma were restitic plagioclases that
are preserved as corroded core in the plagioclases of the first generation. According
to Zr and P content, the apatite and zircon could also be of restitic origin (Chap-
pell et al., 1987; Mackenzie et al., 1988; Charoy, 1986; Drummond et al., 1988).
The first phases to crystallise from the magma were probably sulphides, followed
by apatite, zircon and orthite. Gradationally zoned orthite, epitaxially overgrown by
epidote is common. It is a consequence of the LREE content decrease in the melt.
296	Nina Zupančič
At this stage in the melt there were present less than 25% of crystals (Dawes
& Evans, 1991). The pressure was over SOOMPa (Naney, 1983). The limited TÌO2
solubility in the melt facilitated sphene crystallisation (Gromet & Silver, 1983).
Next in the crystalhsation sequence was biotite and/or hornblende. Some observa-
tions suggest that biotite may be expected to form under "drier" conditions than
hornblende (Naney, 1983). Hornblende precipitation ended and biotite continued.
In the still liquid magma hornblende was partly replaced by biotite over a wide range
of temperatures. The precipitation of biotite caused TÌO2 decrease that stopped sphene
crystalhsation. The first generation of plagioclases foUowed. These plagioclase grains
are twinned and/or normal and osciUatory zoned. The temperature of crystaUisation
was lower than 1000°C (Chap e 11 et al., 1987) and рнзо was changeable (J o nas-
son et al., 1992). Next in the crystalhsation sequence was the first generation of
quartz and the second of plagioclases. The second generation of biotite, quartz, and
exceptionally muscovite, crystalhsed in the interstices.
After cooling the intrusive body was subjected to brittle deformation. Subsequent
fluid circulation caused fracture cementation and partial recrystallisation. On the contacts
between plagioclases and K-feldspars occurred myrmekitic structure. K-feldspar oc-
curs in poikilitic crystals developing from later potassium rich solutions. They show
intermediate to high triclinity caused by increased pressure and/or fluid activity at
temperatures between 700°C and 750°C (Jobstraibizer et al., 1983).
The majority of rocks was partly autometamorphosed - primary minerals were
partially or fully replaced by chlorite, epidote, sphene, calcite, sericite or kaolinite.
According to the mineral assemblage, the changes were hydrothermal in some plac-
es, reaching temperatures of 200°C to 220°C (Parneix et al., 1985).
Tabla 1 - Plate 1
SI. 1. K-glinenec (K) vkjučuje in nadomešča rogovačo (h), biotit (bt), dvojčične in conarne
plagioklaze (p) in kremen (q)
Vzorec РЗОб. Navzkrižna nikola. Merilo 0,2 mm
Fig. 1. K-feldspar (K) incorporating and replacing hornblende (h), biotite (bt), twinned and
zoned plagioclase (p) and quartz (q)
Sample P306. Crossed polars. Scale bar 0.2mm
SI. 2. Granat (g) kaže prekinjeno rast. Jedro so korodirali plagioklazi (p). Plagioklaze nadomešča
K-glinenec (K)
Vzorec T3. Navzkrižna nikola. Merilo 0,2mm
Fig. 2. Garnet (g) showing interrupted crystallisation. Its core corroded by plagioclases (p).
K-feldspar (K) is replacing plagioclase
Sample T3. Crossed polars. Scale bar 0.2mm
SI. 3. V homogenem restitnem jedru plagioklaza (p) sta vključena biotit (bt) in muskovit. Obrašča
ga mlajši conaren plagioklaz. Medprostore zapolnjujeta muskovit (m) in kremen (q)
Vzorec P212. Navzkrižna nikola. Merilo 0,2mm
Fig. 3. Homogenous restitic core of plagioclase (p) incorporating biotite (bt) and muscovite
is overgrown by zoned plagioclase. Muscovite (mu) and quartz (q) in the interstices
Sample P212. Crossed polars. Scale bar 0.2mm
81. 4. Delno mikroklinizirani (mik) K-glinenec (K) nadomešča biotit (bt), kremen (q) in polis-
intetsko dvojčične plagioklaze (p)
Vzorec P211. Navzkrižna nikola. Merilo 0,2 mm
Fig. 4. Partly microclinised (mik) K-feldspar (K) is replacing biotite (bt), quartz (q) and poli-
synthetic twinned plagioclases (p)
Sample P211. Crossed polars. Scale bar 0.2mm
Minerali pohorskega magmatskega masiva	■ 297
298	Nina Zupančič
Tabla 2 - Plate 2
SI. 1. Dvojčični ortit (o), obdan z epitaksialnim robom epidota (e), vključuje iglice apatita (a).
Vse obdaja biotit (bt)
Vzorec PlOl. Navzkrižna nikola. Merilo 0,1 mm
Fig. 1. Twinned orthite (o) epitactic overgrown by epidote (e) and incorporating apatite nee-
dles (a) in biotite (bt)
Sample PlOl. Crossed polars. Scale bar 0.1mm
SI. 2. Kalcit (cc) je degradacijsko rekristaliziran. Nekatera zrna biotita so hidrotermalno popolnoma
spremenjena v kalcit in belo sljudo (m). Vtrošniki kremena (q) so ostah nespremenjeni
Vzorec D12. Navzkrižna nikola. Merilo 0,1 mm
Fig. 2. Degradational recrystalUsation of calcite (cc). Some biotite phenocrysts are completely
hydrothermally altered in calcite and white mica (m). Quartz (q) phenocrysts remained un-
changed
Sample D12. Crossed polars. Scale bar 0.1mm
SI. 3. Zrno piroksena (px) s polisintetskimi dvojčičnimi lamelami, idiomorfna in ksenomorfna
zrna rogovače (h), plagioklazi (p), kremen (q) in K-ghnenec (K)
Vzorec Tl. Navzkrižna nikola. Merilo 0,1mm
Fig. 3. Pyroxene (px) grain with polisynthetic lamellar twinning, idiomorphic and xenomorphic
hornblende (h), plagioclases (p), quartz (q) and K-feldspar (K)
Sample Tl. Crossed polars. Scale bar 0.1mm
SI. 4. Vtrošnik plagioklaza (p) je preprosto dvojčičen in conaren. Obdan je z epitaksialnim robom.
Vtrošniki rogovače (h) so razpokani. Razpoke so zapolnjene z osnovo iz plagioklazov
Vzorec M15. Navzkrižna nikola. Merilo 0,2mm
Fig. 4. Simply twinned plagioclase phenocryst (p) with epitactic rim. Fractured hornblende phe-
nocrysts (h) are filled with plagioclase matrix
Vzorec M15. Crossed polars. Scale bar 0.2mm
Minerali pohorskega magmatskega masiva	■ 299
300	Nina Zupančič
Tabla 3 - Plate 3
SI. 1. Na stiku plagioklaza in K-glinenca je nastala mirmekitska struktura
Vzorec PlOl. Navzkrižna nikola. Merilo 0,1mm
Fig. 1. Myrmekitic texture on the contact between plagioclase (p) and K-feldspar (K)
Sample PlOl. Crossed polars. Scale bar 0.1mm
SI. 2. Idiomorfni in magmatsko zaobljeni vtrošniki kremena (q) v kriptokristalni osnovi
Vzorec D12. Navzkrižna nikola. Merilo 0,2mm
Fig. 2. Idiomorphic and embayed quartz phenocrysts (q) in kryptocrystalline matrix
Sample D12. Crossed polars. Scale bar 0.2mm
SI. 3. Vtrošniki magmatsko korodiranega kremena (q) in delno zaobljenih in sericitiziranih pla-
gioklazov (p) v kriptoristalni osnovi
Vzorec D12. Navzkrižna nikola. Merilo 0,2mm
Fig. 3. Phenocrysts of embayed quartz (q) and partly resorbed sericitised plagioclases (p) in
kryptocrystalline matrix
Sample D12. Crossed polars. Scale bar 0.2mm
SI. 4. Vtrošnika rogovače (h) nadomešča močno kloritizirani (ki) biotit (bt)
Vzorec D5. Vzporedna nikola. Merilo 0,1 mm
Fig. 4. Hornblende phenocrysts (h) are partly replaced by intensive chloritised (kl) biotite (bt)
Sample D6. Parallel polars. Scale bar 0.1mm
Minerali pohorskega magmatskega masiva	■ 301
302	Nina Zupančič
Literatura
Beccaluva, L., Bigioggero, В., Chiesa, S. Colombo, A., Fanti, G., Gatto, G. 0.,
Gregnanin, A., Montrasio, A., Piccirillo, E. M. & Tunesi, A. 1983: Post collisional
orogenic dyke magmatism in the Alps. - Mem. Soc. Geol. lt. 2Q, 341-359, Rim.
Bellieni, G., Cavazzini, G., Fioretti, A. M., Peccerillo, A. & Poli, G. 1991: Geo-
chemical and isotopie evidence for crystal fractionation, AFC and crustal anatexis in the gen-
esis of the Rensen Plutonic Complex (Eastern Alps, Italy). - Chem. Geol. 92, 21-44, Amster-
dam.
Biundy, J. D. & Sparks, R. S. J. 1992: Petrogenesis of mafic inclusions in granitoids
of Adamello massif, Italy - J. Petrol. 33, 1039-1104, London.
Chappell, B. W., White, A. J. R. & Wyborn, D. 1987: The importance of residual source
material (restite) in granite petrogenesis. - J. Petrol. 28, 1111-1138, London.
Charoy, B. 1986: The genesis of the Cornubian bathohth (south-west England): the ex-
ample of the Carnmernellis pluton. - J. Petrol. 27, 571-604, London.
Clark, R. G. Jr. & Lyons, J. B. 1986: Petrogenesis of the Kinsman Intrusive Suite:
Peraluminous granitoids of western New Hampshire. - J. Petrol. 27, 1365-1393, London.
Clarke, D. B. 1992: Granitoid rocks. - Champman & Hall, 283 pp. London.
Clifford, T. N., Nicolaysen, L. 0. & Burger, A. J. 1962: Petrology and age of the
preotavi basement granite at Franzfontain, northern south-west Africa. - J. Petrol. 3, 244-279,
London.
Cook, R. D., Crawford, M. L., Omar, G. 1. & Crawford, W. A. 1991: Magmatism and
deformation, southern Revillagigedo Island, southeastern Alaska. - Geol. Soc. Am. Bull. 103,
829-841, Boulder.
Činč, B. 1988: Geokemične in mineraloške značilnosti aplitnih žil v Cezlaškem kamnolomu.
Diplomsko delo. - Knjižnica Oddelka za geologijo, 98 pp., Ljubljana.
Činč, B. 1992: Mineraloške in geokemične značilnosti aplitnih in pegmatitnih žil v pohorskem
tonalitu in čizlakitu. Magistrsko delo. - Knjižnica Oddelka za geologijo, 106 pp., Ljubljana.
Dawes, R. L. & Evans, B. W. 1991: Mineralogy and geothermobarometry of magmatic
epidote-bearing dikes, Front Range, Colorado. - Geol. Soc. Am. Bull. 103, 1017-1031, Boul-
der.
Dawson, K. R. & Whitten, E. H. T. 1962: Variation of the Lacorne, La Motte, Preissac
Granitic Complex, Quebec, Canada. - J. Petrol. 3, 1-37, London.
Del Moro, A., Pardini, G., Quercioli, C., Villa, 1. M. & Callegari, E. 1983: Rb/Sr
and K'Ar chronology of Adamello granitoids, Southern Alps. - Mem. Soc. Geol. It. 26, 285-299,
Rim.
Dolar-Mantuani, L. 1935: Razmerje med tonaliti in apUti pohorskega masiva. - Geol.
an. Balk. pol. 12, 1-165, Beograd.
Dolar-Mantuani, L. 1938a: Tonaliti na Pohorju, tako zvani pohorski graniti. - Tehnika
in gospodarstvo 4, 17-32, Ljubljana.
Dolar-Mantuani, L. 1938b: Die Porphyrgesteine des westlichen Pohorje. - Geološki anali
balkanskog poluostrva, 281-414, Beograd.
Dolar-Mantuani, L. 1939: Porfirske kamnine zapadnega Pohorja. - Zbornik prirodoslovnega
društva 1, 36-39, Ljubljana.
Dolar-Mantuani, L. 1940: Diferencijacija magmatskih kamnin na Pohorju. - Razprave
matematično-prirodoslovnega razreda Akad. znan. Lj., 1-13, Ljubljana.
Dolar-Mantuani, L. & Klemen, R. 1940: Ein Spessartit aus dem Pohorje - Gebirge (Jugo-
slawien). - Zentralblatt f. Mineralogie etc., 113-127.
Dolenec, T., Pezdič, J. & Strmole, D. 1987: Izotopska sestava kisika v pohorskem tonal-
itu in čizlakitu. - Geologija 30, 231-244, Ljubljana.
Drummond, M. S., Wesolowski, D. & Allison, D. T. 1988: Generation, diversifica-
tion, and emplacement of the Rockford granite Alabama, Appalaccians: Mineralogie, petrolo-
gie, isotopie (C&O), and P-T constrains. - J. Petrol. 29/4, 869-897, London.
Duhovnik, J. 1956: Pregled magmatskih in metamorfnih kamenin Slovenije. - Zbornik
1. jugoslovanskega geološkega kongresa na Bledu, 23-26, Ljubljana.
Faninger, E. 1970: Pohorski tonalit in njegovi diferenciati. - Geologija 13, 35-104, Ljubljana.
Faninger, E. 1973: Pohorske magmatske kamnine. - Geologija 16, 271-315, Ljubljana.
Feng,R. & Kerrich, R. 1992: Geochemical evolution of granitoids from the archean Abitibi
southern volcanic zone and the Pontiac subprovince, Superior province, Canada: Implications
for tectonic history and source regions. - Chem. Geol. 98, 23-70, Amsterdam.
Minerali pohorskega magmatskega masiva	■ 303
Germovšek, C. 1952: Petrografska karta Pohorja 1:25000. Rokopisna karta. - Knjižnica
Oddelka za geologijo, Ljubljana.
Germovšek, C. 1954: Petrografske preiskave na Pohorju v letu 1952. - Geologija 2,
191-210, Ljubljana.
Gromet, L. P. & Silver, L. T. 1983: Rare earth element distributions among minerals
in a granodiorite and their petrogenetic implications. - Geochim. Cosmochim. Acta 47, 925-939,
New York.
Hall, A. 1967: The distrubution of some major and trace element in feldspars from the
Rosses and Ardora granite complexes, Donegal, Ireland. - Geochim. Cosmochim. Acta 31,
835-847, New York.
Harrison, T. M. & Watson, E. B. 1984: The behaviour of apatite during crustal anatexis:
equilibrium and kinetic considerations. - Gechim. Cosmochim. Acta 48, 1467-1478, New York.
Hinterlechner-Ravnik, A. 1971: Pohorske metamorfne kamnine. - Geologija 14, 187-226,
Ljubljana.
Holtz, F. & Barbey, P. 1991: Genesis of peraluminous granites II. Mineralogy and chemistry
of the Tourem complex (North Portugal). Sequential melting vs. restit unmixing. - J. Petrol.
32, 959-978, London.
Jobstraibizer, P. G., De Pieri, R. & Callegari, E. 1983: The main minerals of the
Adamello massif. Northern Italy. - Mem. Soc. Geol. It. 26, 323-340, Rim.
Jonasson, K., Holm, P. M. & Pedresen, A. K. 1992: Petrogenesis of silicic rocks from
the Kroksfjordur cental volcano, NW Iceland. - J. Petrol. 33, 1345-1369, London.
Kleemann, G. J. & Twist, D. 1989: The compositionally-zoned sheet-like granite plu-
ton of the Bushveld complex: Evidence bearing on the nature of A-type magmatism. - J. Petrol.
30, 1383-1414, London.
Maaloe, S. & Wyllie, P. J. 1975: Water content of a granite magma deduced from the
sequence of crystaUization determined experimentally with water-undersaturated conditions.
-	Contr. Miner. Petrol. 52, 175-191.
Mackenzie, D. E., Black, L. P. & Sun, S. 1988: Origin of alkali feldspar granites: An
example for the Poimena granite, northeastern Tasmania, Australia. - Geochim. Cosmochim.
Acta 52, 2507-2524, New York.
Mioč, P 1978: Tolmač za list Slovenj Gradec. Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000. -
Zvezni geološki zavod Beograd, 74 pp., Beograd.
Mioč, P & Žnidarčič, M. 1965-1985: Geološka karta 1:25000 Vitanje, Vuzenica, Slov-
enska Bistrica, Ribnica na Pohorju, Oplotnica, Mislinja, Slovenj Gradec. Rokopisne karte. - Arhiv
IGGG, Ljubljana.
Mioč, P & Žnidarčič, M. 1972, Osnovna geološka karta SFRJ Slovenj Gradec 1:100000.
-	Zvezni geološki zavod Beograd, Beograd.
Mioč, P. & Žnidarčič, M. 1989: Tolmač za lista Maribor in Leibnitz. Osnovna geološka
karta SFRJ 1:100000. - Zvezni geološki zavod Beograd, 60 pp., Beograd.
Nabelek, P. L, Papike, J. J. & Laul, J. C. 1986: The Notch Peak granitic stock, Utah:
Origin of reverse zoning and petrogenesis. - J. Petrol. 27, 1035-1069, London.
Naney, M. T. 1983: Phase equlibria of rock-forming ferromagnesian silicates in granitic
systems. - Am. J. Sci. 283, 993-1033.
Parneix, J. C., Beaufort, D., Dudoignon, P. & Meunier, A. 1985: Biotite chloriti-
zation process in hydrothermally altered granites. - Chem. Geol. 51, 89-101, Amsterdam.
Reid, J. B. Jr., Evans, O. C. & Fates, D. G. 1983: Magma mixing in granitic rocks of
the central Sierra Nevada, California. - Earth Planet. Sci. Lett. 66, 234-261.
Speer, J. A. 1987: Evolution of magmatic AFM mineral assemblages in granitoid rocks:
The hornblende + melt = biotite reaction in the Liberty Hill pluton, South Carolina. - Ame-
rican Mineralogist 72, 863-878.
Ward, C. D., McArthur, J. M. & Walsh, J. N. 1992: Rare earth element behaviour
during evolution and alteration of the Dartmoor granite, SW Engaland. - J. Petrol. 33, 785-815,
London.
Wones, D. R. 1980: Contributions of crystallography, mineralogy, and petrology to the
geology of the Lucerne pluton, Hancock County, Maine. - American Mineralogist 65, 411-437.
Zen, E. 1986: Aluminium enrichment in silicate melts by fractional crystallizatin: Some
mineralogie and pétrographie constrains. - J. Petrol. 27, 1095-1117, London.
Zupančič, N. 1994a: Petrografske značilnosti in klasifikacija pohorskih magmatskih kamnin.
-	Rud.-metal. zb. 41, 101-112, Ljubljana.
Zupančič, N. 1994b: Geokemične značilnosti in nastanek pohorskih magmatskih kam-
nin. - Rud.-metal. zb. 41, 113-128, Ljubljana.