Petrologia i geochemia metabazytów masywu Niedźwiedzia na

Komentarze

Transkrypt

Petrologia i geochemia metabazytów masywu Niedźwiedzia na
Honorata Awdankiewicz
Petrologia i geochemia
´
metabazytów masywu Niedzwiedzia
na bloku przedsudeckim
The petrology and geochemistry
of the metabasites of the Niedzwiedz
´
´Massif
in the Fore-Sudetic Block
Tom 189
Państwowy Instytut Geologiczny
Warszawa 2008
SPIS TREŒCI
Wstêp . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5
Pozycja geologiczna masywu NiedŸwiedzia oraz przegl¹d dotychczasowych badañ . . . . . . . . . . . . . . . 6
Regionalny kontekst geologiczno-strukturalny . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6
Ska³y krystaliczne w otoczeniu masywu NiedŸwiedzia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8
Masyw amfibolitowy NiedŸwiedzia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11
Metody badañ . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12
Zró¿nicowanie petrograficzne amfibolitów masywu NiedŸwiedzia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13
Odmiany amfibolitów i ska³ towarzysz¹cych . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13
Charakterystyka petrograficzna g³ównych odmian amfibolitów . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15
Amfibolity zwyczajne . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15
Amfibolity biotytowe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15
Amfibolity granatowe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16
Amfibolity piroksenowo-granatowe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16
Amfibolity epidotowe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17
Amfibolity zoizytowe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17
£upki zieleñcowe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17
Relacje przestrzenne odmian amfibolitów w profilu masywu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18
Sk³ad chemiczny minera³ów . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21
Plagioklazy . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21
Amfibole . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21
Granaty . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24
Minera³y grupy epidotu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24
Pirokseny i biotyt . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24
Minera³y Fe–Ti. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25
Zró¿nicowanie sk³adu chemicznego minera³ów w profilu otworu NiedŸwiedŸ IG 2 . . . . . . . . . . . . . 26
Warunki metamorfizmu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26
WskaŸniki petrograficzne i mineralogiczne. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26
Geotermobarometria . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28
Geochemia metabazytów . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31
Problem mobilnoœci pierwiastków w czasie metamorfizmu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31
G³ówne grupy geochemiczne metabazytów i ich charakterystyka . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31
Profil geochemiczny masywu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40
Korelacja cech petrograficznych i geochemicznych metabazytów . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 44
Ewolucja magmowa protolitu metabazytów . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45
Geneza i dyferencjacja magm . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45
Œrodowisko paleogeotektoniczne magmatyzmu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47
Forma wystêpowania protolitu metabazytów . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47
Dyskusja . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 48
Wnioski . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50
Literatura . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50
Summary . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 54
Tablice . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 57
Za³¹czniki . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 77
Honorata AWDANKIEWICZ
Pañstwowy Instytut Geologiczny w Warszawie
Oddzia³ Dolnoœl¹ski
al. Jaworowa 19, 53-122 Wroc³aw
e-mail: [email protected]
Abstrakt. Masyw amfibolitowy NiedŸwiedzia, po³o¿ony w po³udniowo-wschodniej czêœci bloku przesudeckiego, stanowi jeden
z najwiêkszych paleozoicznych kompleksów metabazytów na Dolnym Œl¹sku. Badania petrograficzne, mineralogiczne i geochemiczne
rdzeni wiertniczych oraz ods³oniêæ amfibolitów (m.in. oznaczenia
sk³adu chemicznego ska³ metodami XRF, INAA, ICP, a tak¿e minera³ów na mikrosondzie elektronowej) dostarczy³y nowych danych
dotycz¹cych ewolucji magmowej i metamorficznej masywu NiedŸwiedzia. Stwierdzono wystêpowanie ró¿nych odmian petrograficznych i geochemicznych metabazytów oraz systematyczne
zró¿nicowanie ich cech w profilu pionowym. Wewnêtrzn¹ czêœæ buduj¹ g³ównie metabazyty toleitowe reprezentowane przez amfibolity
granatowe, granatowo-piroksenowe i epidotowe oraz ich wysokomagnezowa odmiana wykszta³cona jako amfibolity zoizytowe. W stropie,
obok metabazytów toleitowych, licznie pojawiaj¹ siê metabazyty
przejœciowe oraz metaandezyty reprezentowane przez jasne amfibolity zwyczajne (plagioklazowo-hornblendowe) i biotytowe.
Sp¹gowa czeœæ zbudowana jest g³ównie z metabazytów toleitowych, rzadziej przejœciowych, wykszta³conych jako amfibolity epidotowe. Petrografia i sk³ad chemiczny minera³ów wskazuj¹, ¿e
metabazyty ulega³y metamorfizmowi w warunkach zmieniaj¹cych
siê od pogranicza facji eklogitowej, granulitowej i amfibolitowej
(ok. 12,6 kbar, 774°C) do pogranicza facji amfibolitowej i zieleñcowej (ok. 6 kbar, 550°C). Protolitem metabazytów by³a intruzja zasadowych ska³ magmowych o chemiŸmie bazaltów typu N-MORB
oraz bazaltów przejœciowych o cechach oceanicznych toleitów
wewn¹trzp³ytowych. Powsta³a ona prawdopodobnie w œrodowisku
w¹skiego basenu oceanicznego na etapie poœrednim miêdzy dojrza³¹
faz¹ rozwoju ryftu kontynentalnego a powstaniem otwartego
oceanu.
S³owa kluczowe: petrologia, geochemia, metabazyty, otwory wiertnicze, masyw NiedŸwiedzia, blok przedsudecki.
WSTÊP
Masyw amfibolitowy NiedŸwiedzia, po³o¿ony w po³udniowo-wschodniej czêœci bloku przesudeckiego, stanowi jeden z najwiêkszych kompleksów ska³ metabazytowych na
Dolnym Œl¹sku (mi¹¿szoœæ ok. 3–4 km, rozci¹g³oœæ oko³o
20 km). Ze wzglêdu na znaczne przykrycie tego obszaru przez
osady kenozoiczne o mi¹¿szoœci dochodz¹cej miejscami do
120 m, powierzchniowe ods³oniêcia amfibolitów masywu
NiedŸwiedzia s¹ nieliczne. Wystêpowanie wœród serii krystalicznych tego obszaru tak du¿ego kompleksu amfibolitowego
stwierdzone zosta³o dziêki badaniom geofizycznym (silna dodatnia anomalia grawimetryczna), a nastêpnie dwóm g³êbokim otworom wiertniczym: NiedŸwiedŸ IG 1 (g³êb. 801 m)
i NiedŸwiedŸ IG 2 (g³êb. 1694 m), wykonanym przez Pañstwowy Instytut Geologiczny (Maciejewski, Sawicki, 1977;
Jerzmañski i in., 1984; Jerzmañski, 1992).
Pod³o¿e krystaliczne po³udniowo-wschodniej czêœæ bloku przedsudeckiego, w której zlokalizowany jest masyw
NiedŸwiedzia, ze wzglêdu na znaczenie w regionalnych interpretacjach geologicznych (strefa graniczna miêdzy Sudetami wschodnimi i zachodnimi, zmiana kierunku przebiegu
g³ównych struktur waryscyjskich) od dawna budzi³o zainteresowanie wœród geologów i petrologów. Jednak¿e s³aby
stopieñ ods³oniêcia ska³ krystalicznych, jak równie¿ niejasne
relacje strukturalne pomiêdzy poszczególnymi kompleksami
skalnymi stanowi³y i wci¹¿ stanowi¹ istotne utrudnienie
w badaniach ska³ tego rejonu. W dotychczasowych pracach
najwiêcej uwagi poœwiêcano petrologii i ewolucji strukturalnej ska³ metamorficznych otaczaj¹cych masyw amfibolitowy NiedŸwiedzia (m.in. Rembocha, 1961; Cymerman, Jerzmañski, 1987; Cymerman, Piasecki, 1994; Achramowicz
6
Pozycja geologiczna masywu NiedŸwiedzia oraz przegl¹d dotychczasowych badañ
i in., 1995, 1997; Józefiak, 1998; Puziewicz, Rudolf, 1998;
Achramowicz, Muszyñski, 1999; Mazur, Józefiak, 1999; Puziewicz i in., 1999; Puziewicz, 2001, 2002 oraz literatura
tam cytowana). Pojawi³o siê równie¿ kilka prac poœwiêconych petrologii i geochemii amfibolitów (Gunia, Wojciechowska, 1996; Puziewicz, Olejniczak, 1997, 1998; Puziewicz, Koepke, 2001). Jednak¿e wspomniane prace bazowa³y
jedynie na badaniach amfibolitów dostêpnych w ods³oniêciach powierzchniowych. Nowe dane z otworów wiertniczych NiedŸwiedŸ IG 1 i IG 2 (Awdankiewicz, 1996, 1997,
2000, 2001), jak równie¿ wyniki starszych opracowañ materia³u z wierceñ (m.in.: Maciejewski, Sawicki, 1977; Jerzmañski i in., 1984; Jerzmañski, 1992) wskazywa³y na znacznie wiêksze zró¿nicowanie petrograficzne i geochemiczne
metabazytów ni¿ obserwowane na powierzchni, co w konsekwencji sk³oni³o autorkê niniejszej pracy do podjêcia kom-
pleksowych badañ metabazytów, z wykorzystaniem ca³oœci
dostêpnych materia³ów. Na podstawie uzyskanych danych
przygotowana zosta³a rozprawa doktorska (Awdankiewicz,
2003a), a nastêpnie niniejsza monografia.
Zasadniczym celem pracy by³o przeprowadzenie szczegó³owych badañ petrograficznych, mineralogicznych i geochemicznych metabazytów masywu NiedŸwiedzia, scharakteryzowanie zró¿nicowania tych cech amfibolitów w profilu
masywu oraz na podstawie uzyskanych danych okreœlenie
warunków metamorfizmu, genezy magmowych protolitów
oraz œrodowiska paleogeotektonicznego magmatyzmu. Uzyskane wyniki pozwoli³y na zaproponowanie wstêpnego modelu ewolucji magmowej i metamorficznej masywu oraz dostarczy³y nowych danych dla lepszego zrozumienia rozwoju
kompleksów skalnych i struktury wschodniej czêœci orogenu
waryscyjskiego.
POZYCJA GEOLOGICZNA MASYWU NIEDWIEDZIA
ORAZ PRZEGL¥D DOTYCHCZASOWYCH BADAÑ
REGIONALNY KONTEKST
GEOLOGICZNO-STRUKTURALNY
Masyw amfibolitowy NiedŸwiedzia po³o¿ony jest w regionie sudeckim, przy pó³nocno-wschodniej krawêdzi masywu czeskiego (fig. 1A). Wystêpuj¹ce tu ska³y krystaliczne
wieku póŸnoproterozoicznego i paleozoicznego wchodz¹
w sk³ad europejskich waryscydów – pasma orogenicznego,
które powsta³o w efekcie kolizji kontynentów w póŸnym dewonie i karbonie. W Europie zachodniej pasmo waryscyjskie ma przebieg WSW–ENE i wyraŸnie wyodrêbniaj¹ siê
tam trzy strefy: reno-hercyñska na pó³nocy, sakso-turyngska
w œrodkowej czêœci oraz moldanubska na po³udniu. Dalej ku
wschodowi przebieg wymienionych stref staje siê jednak
mniej czytelny, a trendy strukturalne ulegaj¹ znacznym
zmianom. W tym skomplikowanym obszarze przejœciowym
po³o¿ony jest region sudecki – segment waryscydów specyficzny tak z uwagi na pozycjê w obrêbie orogenu, jak
i z³o¿on¹ budowê geologiczn¹, której szczegó³y wci¹¿ pozostaj¹ przedmiotem dyskusji (m.in. Oberc, 1972; Don, 1995;
Aleksandrowski i in., 2000; Aleksandrowski, Mazur, 2002;
Franke, ¯elaŸniewicz, 2002; Kryza i in., 2004 oraz prace tam
cytowane).
W obszarze sudeckim wydzielane s¹ dwie zasadnicze domeny: Sudety zachodnie (tzw. Lugikum) oraz Sudety
wschodnie (stanowi¹ce równoczeœnie czêœæ tzw. strefy morawsko-œl¹skiej). Sudety zachodnie, korelowane ze stref¹
sakso-turyngsk¹, stanowi¹ mozaikê kilkunastu stosunkowo
niewielkich jednostek geologicznych o ró¿nym wieku, litologii i genezie, a g³ówne trendy strukturalne maj¹ tu przebieg NW–SE. Domena wschodniosudecka, korelowana ze
stref¹ reno-hercyñsk¹, wyró¿nia siê m.in. wyraŸn¹ budow¹
strefow¹ i przebiegiem g³ównych struktur niemal prostopad³ym do zachodniosudeckich, w kierunku NNE–SSW.
Za strefê graniczn¹ Sudetów zachodnich i wschodnich,
a w³aœciwie za najbardziej wschodni¹ jednostkê domeny zachodniosudeckiej, uwa¿ane jest tzw. pasmo Starého Mìsta,
po³o¿one pomiêdzy kopu³¹ orlicko-œnie¿nick¹ na zachodzie,
a stref¹ p³aszczowin i kopu³ morawsko-œl¹skich na wschodzie. Wzd³u¿ omawianej strefy granicznej jednostki zachodniosudeckie nasuniête s¹ na wschodniosudeckie. Powstanie
tego nasuniêcia zwi¹zane by³o z rozwojem ca³ej wschodniej
krawêdzi masywu czeskiego jako waryscyjskiej strefy kolizji,
w której terran Moldanubicum/Lugicum, stanowi¹cy fragment skorupy kontynentalnej masywu czeskiego, nasun¹³ siê
z zachodu ku wschodowi na mikrokontynent Brunovistulicum
(m.in. Suess, 1926; Schulmann i in., 1991, 1995a, b; Schulmann, Gayer, 2000; Štípská i in., 2001). Wiek metamorfizmu
zwi¹zanego z kolizj¹ i nasuwaniem siê p³aszczowin oznaczono na 340–325 Ma w czêœci po³udniowej i 310–300 Ma
w czêœci pó³nocnej tej strefy (Dallmayer i in., 1992).
Strefa graniczna Sudetów zachodnich i wschodnich by³a
i jest szeroko dyskutowana w literaturze (m. in.: Suess, 1912,
1926; Bederke, 1929, 1931; Svoboda i in., 1964; Oberc,
1968, 1972; Skácel, 1989; Schulmann i in., 1991, 1995a, b;
Cymerman, 1993, 1997; Oliver i in., 1993; Cháb i in., 1994;
Fig. 1. Po³o¿enie obszaru badañ na tle struktur waryscyjskich
(A) (¯elaŸniewicz, 1995) oraz jednostek geologicznych wschodniej czêœci Sudetów i bloku przedsudeckiego na podstawie mapy
Aleksandrowskiego i Mazura (2002) oraz Oberc-Dziedzic i in.
(2005) ze zmianami autorki (B)
Location of the study area within the Variscan Belt of Europe (A)
(¯elaŸniewicz, 1995) and relative to the geological units of the eastern
part of the Sudetes and the Fore-Sudetic Block (B) (modified from
Aleksandrowski and Mazur, 2002, and Oberc-Dziedzic et al., 2005)
Regionalny kontekst geologiczno-strukturalny
7
8
Pozycja geologiczna masywu NiedŸwiedzia oraz przegl¹d dotychczasowych badañ
Cymerman, Piasecki, 1994; Cwojdziñski, ¯elaŸniewicz,
1995; Schulmann, Gayer, 2000; Oberc-Dziedzic, 2001;
Kröner, Mazur, 2003; Szczepañski, Mazur, 2004; Oberc-Dziedzic i in., 2005). Do problemów szczególnie kontrowersyjnych nale¿y przebieg tej granicy na obszarze bloku przedsudeckiego, gdzie po³o¿ony jest masyw NiedŸwiedzia. Blok
przedsudecki, obni¿ony w stosunku do Sudetów o kilkaset
metrów wzd³u¿ uskoku sudeckiego brze¿nego, jest bowiem
wznacznej mierze przykryty przez osady kenozoiku o mi¹¿szoœci dochodz¹cej miejscami do kilkuset metrów, a w po³udniowo-wschodniej jego czêœci, gdzie przebiega zapewne
omawiana granica, ska³y krystaliczne tworz¹ jedynie niewielkie, izolowane wychodnie.
W obrêbie wschodniej czêœci bloku przesudeckiego (fig.
1B), na wschód od bloku gnejsowego Gór Sowich wyró¿nia
siê, generalnie, nastêpuj¹ce jednostki geologiczne (np. Aleksandrowski, Mazur, 2002 i prace tam cytowane):
– strefa Niemczy,
– pasmo Kamieñca,
– masyw Strzelina (pasmo Kamieñca i masyw Strzelina
bywaj¹ te¿ wydzielane wspólnie jako pasmo Kamieñca-Strzelina; Franke, ¯elaŸniewicz, 2000),
– metamorfik Doboszowic oraz
– masyw NiedŸwiedzia.
Ponadto, bezpoœrednio na wschód od masywu NiedŸwiedzia, po³o¿one s¹ niewielkie wychodnie ska³ krystalicznych
znanych jako gnejsy z Lipnik (Oberc, 1972; Cymerman,
Jerzmañski, 1987; Mazur i in., 1997a), a dalej ku SE w rejonie Maciejowic wystêpuj¹ ³upki ³yszczykowe i gnejsy
z ¿y³ami granitów (Cymerman, Jerzmañski, 1987; Bobiñski,
Kozdrój, 1989).
Przebieg granicy miêdzy Sudetami zachodnimi i wschodnimi na bloku przedsudeckim jest ró¿nie wyznaczany przez
ró¿nych autorów. Bederke (1929, 1931) granicê t¹ umieszcza³
na wschód od strefy Niemczy, Oberc (1968) na wschód od
masywu Strzelina, Skacel (1989) oraz Franke i ¯elaŸniewicz
(2000), jak te¿ Aleksandrowski i Mazur (2002) umieszczali j¹
na zachód od masywu Strzelina, a Oberc-Dziedzic i inni
(2005) w obrêbie metamorfiku Strzelina. Skacel (1989) oraz
Aleksandrowski i Mazur (2002), a tak¿e Oberc-Dziedzic
i inni (2005) wskazuj¹ przy tym, ¿e granica ta przebiega
wzd³u¿ wschodniej krawêdzi masywu NiedŸwiedzia (fig. 1B).
SKA£Y KRYSTALICZNE W OTOCZENIU
MASYWU NIEDWIEDZIA
Serie skalne otaczaj¹ce masyw amfibolitowy NiedŸwiedzia (fig. 2 i 3) reprezentowane s¹ g³ównie przez gnejsy pochodzenia osadowego, jak i magmowego, których protolity
by³y zapewne w wiêkszoœci wieku paleozoicznego, a ich
metamorfizm zwi¹zany by³ z orogenez¹ waryscyjsk¹. Na zachód od masywu (w stropie masywu) wystêpuj¹ tzw. gnejsy
z Cha³upek i gnejsy z Doboszowic, wydzielane ³¹cznie jako
tzw. metamorfik Doboszowic (Achramowicz i in., 1995; Puziewicz, Rudolf, 1998; Puziewicz i in., 1999). Na wschód od
masywu (w jego sp¹gu) wystêpuj¹ tzw. gnejsy z Lipnik (np.
Mazur i in., 1997a).
Masyw NiedŸwiedzia oraz otaczaj¹ce go serie metamorficzne zosta³y rozpoznane przez dwa g³êbokie otwory wiertnicze: NiedŸwiedŸ IG 1 i NiedŸwiedŸ IG 2. Przebi³y one, odpowiednio, stropow¹ oraz œrodkow¹ i sp¹gow¹ czêœæ masywu, a tak¿e ska³y metamorficzne wystêpuj¹ce w jego
os³onie. Powy¿ej stropu masywu (na zachód od niego) przewiercono ró¿ne typy gnejsów, wœród których wed³ug Maciejewskiego i Sawickiego (1977) wystêpuj¹ odmiany odpowiadaj¹ce swoim wykszta³ceniem zarówno gnejsom z Doboszowic, jak i z Cha³upek. W sp¹gu masywu (na wschód od
niego) nawiercona zosta³a seria ska³ okreœlonych jako tzw.
seria blastomylonityczna, któr¹ „mo¿na by ewentualnie paralelizowaæ z tzw. „warstwami” lub jednostk¹ Branny”
w Czechach (Cymerman, Jerzmañski, 1987).
Wykonane w ostatnich latach szczegó³owe badania petrologiczne i strukturalne wskazuj¹, ¿e gnejsy z Cha³upek reprezentuj¹ zmetamorfizowane w warunkach facji amfibolitowej osady ilasto-szarog³azowe (Puziewicz i in., 1999),
a gnejsy z Doboszowic stanowi¹ zgnejsowan¹ i zmetamorfizowan¹, syntektoniczn¹ intruzjê granitoidow¹, umiejscowion¹ w obrêbie gnejsów z Cha³upek (Puziewicz, Rudolf,
1998). Gnejsy z Doboszowic odpowiadaj¹ pod wzglêdem
geochemicznym peraluminowym granitoidom synkolizyjnym, a wiek ich intruzji wstêpnie okreœlono na ok. 380 Ma
(Kröner, Mazur, 2003). Gnejsy z Lipnik, uwa¿ane wczeœniej
za ska³y proterozoiczne, zosta³y póŸniej zinterpretowane
jako zdeformowane, póŸnotektoniczne granity zwi¹zane
z plutonizmem waryscyjskim (Mazur i in., 1997a). Seria blastomylonityczna wystêpuj¹ca w sp¹gu masywu NiedŸwiedzia powsta³a zdaniem Cymermana i Jerzmañskiego (1987)
z protolitów typu kwarcytów, ³upków kwarcowo-skaleniowych (leptytów) oraz wapieni krystalicznych.
Wstêpne wyniki badañ geochemicznych serii metamorficznych w otoczeniu masywu NiedŸwiedzia (Awdankiewicz, 2003b) sugeruj¹, ¿e gnejsy z Doboszowic, gnejsy
z Lipnik, niektóre ska³y tzw. serii blastomylonitycznej (wystêpuj¹ce w sp¹gowej czêœci otworu wiertniczego NiedŸwiedŸ IG 2) oraz granity z Maciejowic mog¹ stanowiæ zespó³ pokrewnych geochemicznie granitoidów, które intrudowa³y w póŸnych fazach rozwoju tej czêœci orogenu wary-
Fig. 2. Anomalia geofizyczna masywu NiedŸwiedzia na tle budowy geologicznej regionu wraz z lokalizacj¹ otworów wiertniczych i ods³oniêæ powierzchniowych (na podstawie SMGS
w skali 1:25 000: Sawicki, 1959; Baraniecki, 1960; Rembocha,
1967; Badura, 1987, oraz prac: Jerzmañski, 1992; Puziewicz,
Rudolf, 1998; ze zmianami autorki)
Geological map of the NiedŸwiedŸ Massif area showing the extent of
geophysical anomalies and the location of bore-holes and localities
sampled for this study (compiled and modified from Sawicki, 1959;
Baraniecki, 1960; Rembocha, 1967; Badura, 1987; Jerzmañski,
1992; Puziewicz, Rudolf, 1998)
Ska³y krystaliczne w otoczeniu masywu NiedŸwiedzia
9
10
Pozycja geologiczna masywu NiedŸwiedzia oraz przegl¹d dotychczasowych badañ
Fig. 3. Fragment mapy geologicznej odkrytej w rejonie anomalii geofizycznej NiedŸwiedzia oraz przekrój geologiczny
przez masyw amfibolitowy NiedŸwiedzia (wed³ug Cymermana, vide Jerzmañski, 1992)
Geological map (without Cenozoic deposits) and cross-section of the NiedŸwiedŸ amphibolite massif
(according to Cymerman, vide Jerzmañski, 1992)
scyjskiego, ulegaj¹c w ró¿nym stopniu deformacji. Cechy
geochemiczne intruduj¹cych magm granitoidowych mog³y
zmieniaæ siê w czasie: od zbli¿onych do magm synkolizyjnych (granity najsilniej zdeformowane), przez póŸno/postkolizyjne, do wewn¹trzp³ytowych (granity niezdeformowane). Odrêbn¹ i dosyæ jednorodn¹ geochemicznie grupê ska³,
powsta³ych w efekcie metamorfizmu ³upków ilastych i wak,
stanowi¹: gnejsy z Cha³upek, gnejsy wystêpuj¹ce w stropie
otworu wiertniczego NiedŸwiedŸ oraz wk³adki ciemnych
gnejsów i ³upków spotykane wœród leukokratycznych gnejsów z Doboszowic.
Wymienione ska³y metamorficzne rejestruj¹ wieloetapowe deformacje i metamorfizm zwi¹zane z orogenez¹ waryscyjsk¹. Achramowicz i inni (1995) wskazywali na cztery
etapy deformacji w zmieniaj¹cych siê warunkach ciœnieñ
i temperatur. Najstarsze dwa etapy deformacji i metamorfizmu zachodzi³y w warunkach odpowiadaj¹cych facji granulitowej z przejœciem do amfibolitowej (temperatury rzêdu
920°C), a nastêpnie w warunkach facji amfibolitowej i epidotowo-amfibolitowej. W tym czasie zosta³a te¿ umiejscowiona intruzja Doboszowic. Na kolejnym etapie mia³a miejsce deformacja intruzji i powstanie ortognejsów, przy ciœnie-
Masyw amfibolitowy NiedŸwiedzia
niach poni¿ej 7–9 kbar i w temperaturach miêdzy 630–
580°C a 560°C. Deformacje najm³odszej fazy zachodzi³y
w temperaturach oko³o 500°C.
Najbardziej kompleksowy jak dot¹d model ewolucji
strukturalnej i metamorficznej serii krystalicznych w s¹siedztwie masywu NiedŸwiedzia przedstawili Mazur i inni
(1997a, b). Zdaniem tych autorów na omawianym obszarze
zaznaczy³y siê trzy etapy deformacji, z których dwa pierwsze odpowiada³y nasuniêciom, a trzeci ekstensji zachodz¹cej
w koñcowej fazie ewolucji orogenu. Etap D1 zaznaczy³ siê
w paragnejsach z Cha³upek oraz gruboblastycznych ³upkach
³yszczykowych okolic Kamieñca Z¹bkowickiego i charakteryzowa³ siê transportem tektonicznym ku wschodowi, w warunkach górnego przedzia³u temperatur facji amfibolitowej.
Uformowa³a siê wtedy p³aszczowinowa budowa omawianego obszaru, przy czym p³aszczowiny zbudowane z paragnejsów i ³upków nasunê³y siê na masyw NiedŸwiedzia wzd³u¿
tzw. nasuniêcia Paczkowa. Etap D2 zapisa³ siê w ortognejsach z Doboszowic, grubo- i drobnoblastycznych ³upkach ³yszczykowych okolic Kamieñca Z¹bkowickiego oraz
w przegubach i na krótszych skrzyd³ach fa³dów w paragnejsach z Cha³upek. Ten etap deformacji zwi¹zany by³ z transportem tektonicznym ku NE, przy spadku temperatury
w warunkach œredniociœnieniowego przedzia³u facji amfibolitowej. Na etapie tym powsta³a makrosynklina, w której
j¹dro intrudowa³y magmy granitowe (protolit ortognejsów
z Doboszowic). Etap D3 zaznaczy³ siê w drobnoblastycznych ³upkach ³yszczykowych metamorfiku Kamieñca,
w póŸnotektonicznych granitach z Lipnik oraz mylonitach
strefy Niemczy. Wed³ug cytowanych autorów etap ten
zwi¹zany by³ z kolapsem ekstensyjnym ku WSW zachodz¹cym w warunkach retrogresji i by³ odpowiedzialny
za powstanie przesuwczej strefy podatnego œcinania rozwiniêtej w gnejsach wzd³u¿ wschodniej krawêdzi bloku sowiogórskiego.
MASYW AMFIBOLITOWY NIEDWIEDZIA
Po³o¿enie i zasiêg wystêpowania, wœród zespo³ów gnejsowo-³upkowych SE czêœci bloku przedsudeckiego, amfibolitów tworz¹cych masyw NiedŸwiedzia wyznaczone s¹
g³ównie na podstawie danych geofizycznych oraz wierceñ
(fig. 2 i 3). Powierzchniowe ods³oniêcia amfibolitów s¹ nieliczne i zgrupowane w stosunkowo w¹skim pasie wychodni
w po³udniowej czêœci masywu.
Badania metabazytów masywu NiedŸwiedzia prowadzone
w latach 70. i 80. (Maciejewski, Sawicki, 1977; Jerzmañski
i in., 1984; Cymerman, 1986; Cymerman, Jerzmañski, 1987;
Jerzmañski, 1991, 1992) koncentrowa³y siê g³ównie na zagadnieniach geologicznych i strukturalnych. Prace te pozwoli³y na stwierdzenie, ¿e metabazyty tworz¹ wrzecionowate
cia³o o mi¹¿szoœci ok. 3800 m i d³ugoœci ok. 20 km (fig. 3),
tkwi¹ce wœród gnejsów amfibolowych, biotytowych i leukokratycznych (w stropie) oraz zmylonityzowanych kwarcytów,
³upków kwarcowo-skaleniowych i podrzêdnie wapieni krystalicznych (w sp¹gu). Przewiercone w obydwu otworach
11
ska³y metamorficzne autorzy zaliczyli do górnego proterozoiku
i starszego paleozoiku. Seriê amfibolitow¹ podzielili nastêpnie
na dwa g³ówne cz³ony: amfibolity w³aœciwe oraz ska³y pokrewne, do których zaliczyli ³upki i gnejsy amfibolowe. Przeprowadzone badania petrograficzne wykaza³y, ¿e amfibolity
stanowi¹ bardzo zró¿nicowany strukturalnie, teksturalnie i petrograficznie kompleks skalny. Zró¿nicowanie to obserwowane by³o zarówno w skali ca³ego profilu, jak i czêsto w skali
kilku czy kilkunastu centymetrów. Ze wzglêdu na formê
i sposób rozmieszczenia jasno zabarwionych sk³adników mineralnych (skaleñ, zoizyt) w stosunku do ciemnych (hornblenda) wyró¿nili nastêpuj¹ce odmiany strukturalne: jednorodne, cêtkowane, smu¿yste i wstêgowane (laminowane). Natomiast ze wzglêdu na sk³ad mineralny wydzielili oni amfibolity: hornblendowo-plagioklazowe, hornblendowo-plagioklazowo-epidotowe, hornblendowe, hornblendowo-epidotowe,
hornblendowo-granatowe i hornblendowo-piroksenowe. W obrêbie amfibolitów w³aœciwych stwierdzono wystêpowanie ró¿nego rodzaju wk³adek ska³ spokrewnionych genetycznie z amfibolitami b¹dŸ te¿ z ni¿ej le¿¹c¹ seri¹ blastomylonityczn¹. Nale¿¹ do nich m.in.: ska³y amfibolowo-granatowe, amfibolowo-granatowo-epidotowo-kwarcowe, granatowo-kwarcowe,
aktynolitowo-zoizytowe, czy te¿ ska³y kwarcowo-skaleniowe
lub wêglanowe (Jerzmañski, 1992). Z badañ petrograficznych
wykonanych przez Kuralow¹ i Maciejewskiego (1992) wynika, ¿e wszystkie wymienione ska³y uleg³y metamorfizmowi
regionalnemu w warunkach œredniociœnieniowej facji amfibolitowej, a nastêpnie metamorfizmowi dynamicznemu (kataklazie i mylonityacji). Minimalny wiek metamorfizmu amfibolitów okreœlono wstêpnie metod¹ 40Ar/39Ar na 376 Ma
(Steltenpohl i in., 1993; Cymerman, Awdankiewicz, 1995).
Przeprowadzone badania geochemiczne, oparte przede wszystkim na pierwiastkach g³ównych, wykaza³y, i¿ ska³y wyjœciowe reprezentowa³y ju¿ pierwotnie zró¿nicowany zespó³ ska³,
których protolitem by³y zasadowe ska³y wulkaniczne typu niskopotasowych toleitów ³uków wulkanicznych (Kuralowa,
Maciejewski, 1992). Badania strukturalne (Cymerman, 1986;
Cymerman, Jerzmañski, 1987) przeprowadzone zosta³y na
podstawie materia³u pochodz¹cego z otworu wiertniczego
NiedŸwiedŸ IG 2 oraz z naturalnych ods³oniêæ powierzchniowych znajduj¹cych siê w jego najbli¿szej okolicy. Wyniki
tych badañ wskazywa³y na czteroetapow¹ historiê deformacji
tektonicznej i analogie z innymi kompleksami metamorficznymi Sudetów, jak np. metamorfik Œnie¿nika. Pierwsze etapy
nale¿eæ mia³y prawdopodobnie do faz kaledoñsko-waryscyjskich, b¹dŸ starowaryscyjskich, czwarty natomiast etap móg³
mieæ zwi¹zek z intruzj¹ magmy granitowej w rejonie Strzelina–ulovej, analogicznie jak w pobliskich masywach Jesenika i Sobotina w Czechach (Jerzmañski, 1992).
Wyniki nowszych badañ geochemicznych amfibolitów
z otworu NiedŸwiedŸ IG 1 i IG 2 (Awdankiewicz, 1996,
1997, 2000, 2001) wykaza³y wiêksze zró¿nicowanie geochemiczne metabazytów oraz korelacjê cech geochemicznych
i petrograficznych we wschodniej czêœci masywu. W profilu
otworu NiedŸwiedŸ IG 2 metabazyty o cechach bazaltów toleitowych (reprezentowane m.in. przez amfibolity zoizytowe) zastêpowane s¹ ku do³owi przez metabazyty o cechach
12
Metody badañ
bazaltów przejœciowych (amfibolity o zmiennej zawartoœci
granatu i epidotowe). Uznano, ¿e zró¿nicowanie geochemiczne metabazytów zwi¹zane mog³o byæ g³ównie z heterogenicznoœci¹ p³aszczowych Ÿróde³ magm. Geochemi¹ amfibolitów masywu NiedŸwiedzia zajmowali siê tak¿e Gunia
i Wojciechowska (1996). Autorzy ci stwierdzili, ¿e amfibolity wystêpuj¹ce w okolicy Pomianowa Górnego, w zachodniej czêœci masywu, maj¹ charakter wysokotytanowych bazaltów wewn¹trzp³ytowych.
Nowych danych dotycz¹cych warunków metamorfizmu
metabazytów dostarczy³y badania Puziewicza i Olejniczak
(1997, 1998), Puziewicza i innych (1999) oraz Puziewicza
i Koepke (2001). Wed³ug tych autorów metabazyty podlega³y kilkuetapowemu metamorfizmowi w zmieniaj¹cych siê
warunkach ciœnienia i temperatury, od pogranicza facji amfibolitowej i granulitowej, do facji epidotowo-amfibolitowej.
We wczesnych etapach metamorfizmu metabazyty uleg³y
czêœciowemu stopieniu, a w m³odszych, retrogresywnych
stadiach metamorfizmu wykszta³ci³a siê w nich foliacja. Puziewicz (1998) opisa³ leukokratyczne segregacje o sk³adzie
tonalitów, wystêpuj¹ce w amfibolitach okolic Lubnowa,
wskaza³ na ich anatektyczn¹ genezê oraz magmowe pochodzenie wystêpuj¹cego w tych ska³ach epidotu. Wymienieni
autorzy podali te¿ oznaczenia geotermobarometryczne dotycz¹ce amfibolitów. Wed³ug Puziewicza i Koepke (2001)
amfibolity granatowe („granofelsy granatowo-hornblendowe”) krystalizowa³y przy ciœnieniach 12–13 kbar i temperaturach 790°C. W czasie póŸniejszej retrogresji i krystalizacji
amfibolitów epidotowych ciœnienia przekracza³y 3,3 kbar
przy temperaturze ok. 700°C (Puziewicz, Olejniczak, 1997).
Z kolei Puziewicz i inni (1999) wskazywali na temperatury
rzêdu 700–740°C przy ciœnieniach 8–10 kbar w czasie najstarszej fazy deformacji i metamorfizmu, zarejestrowanej
we wk³adkach amfibolitów w paragnejsach z Cha³upek.
METODY BADAÑ
Podstaw¹ przeprowadzonych badañ by³ szczegó³owy
przegl¹d i opróbowanie rdzeni z otworów wiertniczych NiedŸwiedŸ IG 1 i NiedŸwiedŸ IG 2. Rdzenie z obydwu otworów,
z ró¿nych wzglêdów, równie¿ lokalowych, zosta³y w minionych latach w znacznym stopniu zredukowane. Tym niemniej, stanowi¹ wci¹¿ obfity i reprezentatywny materia³ badawczy. W chwili obecnej z otworu wiertniczego NiedŸwiedŸ
IG 1 zachowanych jest ok. 300 próbek ska³ (³¹cznie ok. 30 m
d³ugoœci), natomiast z otworu NiedŸwiedŸ IG 2 pozosta³o 40
skrzynek reprezentuj¹cych 1-metrowe (rzadziej 2-metrowe)
odcinki rdzenia z ró¿nych interwa³ów oraz oko³o 500 próbek
z ró¿nych g³êbokoœci. Z ca³ego dostêpnego materia³u wybrano ok. 100 reprezentatywnych próbek do dalszych badañ.
Dla pe³nej charakterystyki budowy geologicznej masywu
Niedzwiedzia przeprowadzono tak¿e badania powierzchniowych ods³oniêæ metabazytów (fig. 2, tab. 1). W sumie z 26
ods³oniêæ powierzchniowych zebrano ok. 100 próbek ska³.
Na podstawie obserwacji makroskopowych próbek i mikroskopowych badañ p³ytek cienkich (ok. 500 szlifów archiwalnych oraz ok. 120 nowo wykonanych), wytypowano zestaw 123 reprezentatywnych próbek metabazytów do dalszych badañ, które obejmowa³y:
– oznaczenia pierwiastków g³ównych i œladowych w 123
próbach metod¹ fluorescencji rentgenowskiej (XRF); analizy 37 próbek z otworu NiedŸwiedŸ IG 2 wykonane zosta³y
w Keele University na aparacie ARL 8420; 86 analiz próbek
z otworu NiedŸwiedŸ IG 1 oraz z ods³oniêæ powierzchniowych wykonano w Centralnym Laboratorium Chemicznym
Pañstwowego Instytutu Geologicznego (CLCh PIG) w Warszawie na aparacie Philips PW 2400;
– oznaczenia pierwiastków ziem rzadkich (REE), Th, U,
Ta, Sc, Cs i Hf w 10 próbkach metod¹ instrumentalnej neutronowej analizy aktywacyjnej (INAA; reaktor 2MW Pool
Type, pomiar promieniowania gamma przez detektory Ge
ORTEC i CANBERRA) oraz spektrometrii mas ze wzbudzeniem plazmowym (ICP/MS, spektrometr Perkin Elmer
ELAN 6000); analizy te wykonano w Activation Laboratories Ltd w Kanadzie;
– oznaczenia pierwiastków ziem rzadkich (REE), Th, Y
i Sc w 32 próbach metod¹ spektrometrii emisyjnej ze wzbudzeniem plazmowym (ICP/AES); analizy te wykonano
w Warszawie w Centralnym Laboratorium Chemicznym Pañstwowego Instytutu Geologicznego (CLCh PIG) przy u¿yciu spektrometru ICP firmy Jobin-Yvon model 70 Plus Geoplasma.
Pe³ny zestaw wykonanych analiz chemicznych ska³ oraz
szczegó³owe dane dotycz¹ce metodyki, aparatury i granic
oznaczalnoœci zawieraj¹ za³¹czniki 9, 10 i 10a dostêpne
w pracy doktorskiej Awdankiewicz (2003a). Dla próbek
analizowanych w Keele University szczegó³y dotycz¹ce metodyki analiz, precyzji i progów wykrywalnoœci zawarte s¹
w pracy Floyda i Castillo (1992).
Na podstawie danych geochemicznych i petrograficznych, wytypowano 7 próbek w celu wykonania oznaczeñ
sk³adu chemicznego minera³ów na mikrosondzie elektronowej. Wykonano ³¹cznie 215 analiz minera³ów. Wiêkszoœæ
analiz zestawiona jest w za³¹cznikach od 2 do 8 w pracy doktorskiej Awdankiewicz (2003a). W 4 próbkach oznaczenia
wykonano w Pracowni Analitycznej Zak³adu Mineralogii
i Petrologii Instytutu Nauk Geologicznych Uniwersytetu
Wroc³awskiego na mikrosondzie Cambridge MK9 (warunki
analizy: napiêcie 15 kV, pr¹d wi¹zki 50 nA, czas zliczeñ
15 s, korekcja ZAF). Sk³ad chemiczny minera³ów w 3 próbkach oznaczono w Zak³adzie Petrologii Pracowni Mikroskopii Elektronowej PIG korzystaj¹c z urz¹dzenia EDS-ISIS
(Oxford Instruments), wspó³pracuj¹cej z mikroskopem skaningowym JSM-35, z wykorzystaniem programu PB-Quant
oraz korekcji ZAF.
Odmiany amfibolitów i ska³ towarzysz¹cych
13
Tabela 1
Zestawienie ods³oniêæ powierzchniowych oraz zebranych próbek
A list of surface exposures and samples of the metabasites
Numer
ods³oniêcia
Wspó³rzêdne
topograficzne
1
729,18; 505,78
Osina Ma³a, nieczynny ³om amfibolitu, 100 m na E od drogi z Ziêbic do Starczówka
3
726,32; 495,95
Cha³upki, skarpa po E stronie drogi, 30 m przed zakrêtem w lewo
10–11
4
731,66; 497,15
Lubiatów, nieczynny kamienio³om amfibolitu na NE od Lubnowa, na wzgórzu 261.3 m n.p.m.
21–33
5
729,78; 498,00
nieczynny ³om amfibolitu miêdzy G³êbok¹ a Jesienn¹, na S stokach wzgórza 288.6 m n.p.m.
34–38
6
726,35; 496,32
Cha³upki, skarpa po W stronie drogi z Cha³upek do Lubnowa, za mostem, a przed koñcem zabudowañ
39–46
7
726,26; 496,23
Cha³upki, NE stoki wzgórza 269.3, skarpa po W stronie drogi z Cha³upek do Lubnowa, przed mostem
47–58
8
728,20; 496,62
Lubnów, nieczynny kamienio³om na E od Lubnowa, na SE stokach wzgórza 287.7 m n.p.m.
59–64
728,72; 497,04
³om amfibolitu na E od Lubnowa, ok. 150 m na NE od drogi z Lubnowa do Pomianowa Dln., na W
stokach wzgórza 270.6 m n.p.m.
65–73
727,92; 497,00
N skarpa wrzynki polnej drogi, ok. 600 m na E od Lubnowa, 200 m na NWW od wzgórza 287.7 m
n.p.m.
74–75
luŸne bloczki na polu
9
A
10
11
B
728,24; 496,95
A
728,36; 496,90
B
728,38; 496,86
C
728,48; 496,80
Lokalizacja ods³oniêæ
Numery
próbek
1–3
76
77
kilka ods³oniêæ w drodze przez las, 250 m na E od wzgórza 287.7 m n.p.m., a 100 m na W od drogi z
Lubnowa do Pomianowa Dln.
78
79
12
727,36; 495,76
pagórek na œrodku pola, ok. 280 m na NNW od drogi z Jesiennej do Cha³upek, ods³oniêcie u podstawy pagórka
13
727,12; 496,34
nieczynny ³om gnejsu z wk³adkami amfibolitu (tylko w bloczkach), na E od Cha³upek, na wzgórzu
281 m n.p.m.
81–82
14
727,00; 496,20
nieczynny ³om gnejsu z wk³adkami amfibolitu (tylko w bloczkach), 200 m na SW od ods³oniêcia 13
83–84
15
727,18; 496,20
blokowisko na SE stokach wzgórza 281 m n.p.m., 200 m na E od punktu 14 i 130 m na SSE od punktu 13
85–86
16
727,70; 496,44
nieczynny ³om amfibolitu, ok. 1 km na E od placu sportowego w Lubnowie i ok. 200 m na SE od
wzgórza 268.1 m n.p.m.
17
727,68; 496,52
blokowisko 100 m na SE od szczytu wzgórza 268.1 m n.p.m.
23
733,60; 499,84
Lipniki (N czêœæ), nieczynny kamienio³om gnejsu z wk³adk¹ amfibolitów, 100 m na W od drogi z
Lipnik do Lasowic
112
24
733,68; 499,66
Lipniki (S czêœæ), nieczynny kamienio³om gnejsu z wk³adk¹ amfibolitów, 100 m na W od drogi z
Lipnik do Lasowic
4–9
117, 119
26
726,40; 496,18
Cha³upki, ska³ki po E stronie drogi z Cha³upek do Lubnowa, za ostatnimi budynkami w N czêœci
wsi, tu¿ przed ostrym zakrêtem i mostem na rzece, NW stoki wzgórza 280.3 m n.p.m.
129, 131
80
87
88–89
ZRÓ¯NICOWANIE PETROGRAFICZNE AMFIBOLITÓW MASYWU NIEDWIEDZIA
ODMIANY AMFIBOLITÓW I SKA£ TOWARZYSZ¥CYCH
W otworach wiertniczych NiedŸwiedŸ IG 1 i IG 2 przewiercona zosta³a wiêksza czêœæ masywu NiedŸwiedzia, odpowiadaj¹ca ponad 2/3 jego ca³kowitej mi¹¿szoœci (ok. 2,5
km rdzenia, w tym 2,1 km w obrêbie amfibolitów, przy
1
mi¹¿szoœci masywu rzêdu 3,3–3,8 km1). Otwory 1 i 2 przebi³y, odpowiednio, górn¹ i doln¹ czêœæ masywu, w swoich
skrajnych odcinkach wchodz¹c czêœciowo w strefê œrodkow¹. Centralna partia masywu pozosta³a jednak poza zasiêgiem wierceñ. Ska³y masywu dostêpne s¹ do badañ równie¿
w oko³o 20 naturalnych i sztucznych ods³oniêciach na po-
Mi¹¿szoœæ 3,8 km podawana m.in. w opracowaniu pod redakcj¹ Jerzmañskiego (1992) wydaje siê nieco zawy¿ona. Na przekroju geologicznym
zamieszczonym w wymienionej pracy mi¹¿szoœæ masywu wynosi ok. 3,3 km.
14
Zró¿nicowanie petrograficzne amfibolitów masywu NiedŸwiedzia
wierzchni. Rozmieszczenie ods³oniêæ jest jednak wyraŸnie
asymetryczne: po³o¿enie wiêkszoœci z nich odpowiada górnej czêœci masywu, przewierconej w otworze 1, a ods³oniêcia odpowiadaj¹ce centralnej i dolnej czêœci masywu s¹ bardzo nieliczne (fig. 2).
Masyw metabazytowy NiedŸwiedzia zbudowany jest niemal wy³¹cznie z amfibolitów. W brze¿nych czêœciach masywu ska³y te wystêpuj¹ na przemian z gnejsami (w stropie)
oraz z gnejsami, ³upkami, ska³ami wêglanowymi i ska³ami
blastomylonitycznymi (w sp¹gu). Wewn¹trz masywu amfibolity tworz¹ zwart¹ masê, w obrêbie której tylko sporadycznie
wystêpuj¹ cienkie wk³adki ska³ typu ³upków zieleñcowych.
Amfibolity s¹ jednak silnie niejednorodne pod wzglêdem petrograficznym i strukturalnym, a ich charakterystyczn¹ cech¹
jest bardzo wyraŸnie zaznaczone warstwowanie (ang. layering), przejawiaj¹ce siê wystêpowaniem pakietów o gruboœci
od centymetrów do metrów, ró¿ni¹cych siê sk³adem mineralnym i/lub struktur¹ (tabl. I, fig. 1–4).
W niniejszej pracy za g³ówne kryterium klasyfikacji
amfibolitów przyjêto ich sk³ad mineralny, a w szczególnoœci rodzaj minera³ów pobocznych towarzysz¹cych minera³om g³ównym: amfibolom i plagioklazom. Podobny podzia³ amfibolitów stosowany by³ w opracowaniach archiwalnych otworów NiedŸwiedŸ IG 1 i IG 2 oraz póŸniejszych materia³ach publikowanych (Maciejewski, Sawicki,
1977; Jerzmañski i in., 1984; Jerzmañski, 1992). Sk³ad mineralny badanych amfibolitów zmienia siê w dosyæ szerokich granicach (tab. 2) jednak z regu³y ska³y te zawieraj¹ w
znacz¹cych iloœciach (powy¿ej 5% obj.) nie wiêcej ni¿ jeden minera³ poboczny (np. biotyt, minera³ z grupy epidotu,
granat lub piroksen). Pozwala to na wydzielenie nastêpuj¹cych g³ównych odmian amfibolitów:
– „zwyczajne” (zbudowane niemal wy³¹cznie z hornblendy i plagioklazu, zawartoœæ minera³ów pobocznych <5%),
– biotytowe,
– epidotowe,
– zoizytowe,
– granatowe,
– piroksenowo-granatowe.
Amfibolity o poœrednim sk³adzie mineralnym, zawieraj¹ce w wiêkszych iloœciach (> 5% obj.) wiêcej ni¿ jeden minera³ poboczny (np. biotyt lub epidot oprócz granatu, epidot
oprócz zoizytu itd.) spotykane s¹ stosunkowo rzadko. Cechy
petrograficzne takich amfibolitów nie odbiegaj¹ przy tym od
wyró¿nionych powy¿ej g³ównych odmian. Dla uproszczenia
klasyfikacji przyjêto zasadê pomijania w nazwie takich ska³
iloœciowo podrzêdnych minera³ów pobocznych. Od zasady tej
odst¹piono jedynie w wypadku amfibolitów piroksenowo-granatowych. Chocia¿ piroksen jest podrzêdny w stosunku
do granatu, amfibolity tego typu zosta³y wydzielone jako osobna odmiana z uwagi na znaczenie petrogenetyczne piroksenu.
Amfibolity masywu NiedŸwiedzia z regu³y wykazuj¹ wyraŸnie zaznaczone z³upkowanie (foliacjê – ang. schistosity).
Podrzêdnie wystêpuj¹ amfibolity prawie pozbawione foliacji, niemal masywne. Foliacja wyznaczona jest poprzez subrównoleg³e u³o¿enie s³upków amfiboli i/lub smu¿ek jasnych sk³adników mineralnych. Stopieñ segregacji jasnych
i ciemnych minera³ów oraz ich wzajemne u³o¿enie zmieniaj¹ siê w szerokich granicach. Zró¿nicowanie tych cech
pozwala na wydzielenie (nawi¹zuj¹c do prac: Maciejewski,
Sawicki, 1977; Jerzmañski i in., 1984; Jerzmañski, 1992) takich odmian amfibolitów, jak:
– jednorodne (brak wyraŸnej segregacji jasnych i ciemnych
sk³adników, stosunkowo s³abo zaznaczone z³upkowanie),
Tabela 2
Orientacyjny (szacunkowy) sk³ad mineralny [% objêtoœciowe] g³ównych odmian metabazytów masywu NiedŸwiedzia
Approximate modal composition [vol. %] of the metabasites of the NiedŸwiedŸ Massif
Odmiany
petrograficzne
Hbl
Pl
Qtz
Grt
Zo
Ep
Px
Bt
Ttn
Opq
Inne
Amfibolit zwyczajny
30–90
5–57
3–30
1
–
1–5
–
1–4
1–7
1–30
chl(<5),
cal(<5),ap
Amfibilit biotytowy
20–68
5–30
5–30
5
–
1–5
–
2–10
1–9
1–10
cal, chl, ap,
kfs (2)
Amfibolit epidotowy
30–70
4–16
4–20
1–3
2–3
10–50
–
1
1–7
1–10
cal (<5),
chl, act
Amfibolit zoizytowy
40–70
3–10
2–10
–
20–60
2–5
1
–
–
1
chl, cal
Amfibolit granatowy
30–75
3–20
3–20
5–55
1–15
1–10
3–4
2
1–10
1–10
Amfibolit piroksenowo-granatowy
30–70
2–10
2–10
15–40
4
1–5
2–15
2
1–3
1
ap, chl, cal,
zr
chl
Symbole minera³ów wg Kretza, symbols of minerals after Krentz (1983): Hbl – hornblenda, hornblende; Pl – plagioklaz, plagioclase; Qtz – kwarc, quartz; Grt –
granat, garnet; Zo – zoizyt, zoisite; Ep – epidot, epidote; Px – piroksen, pyroxene; Bt – biotyt, biotite; Ttn – tytanit, titanite; Opq – minera³y nieprzezroczyste,
opaques; inne, other minerals (chl – chloryt, chlorite; cal – kalcyt, calcite, ap – apatyt, apatite; kfs – skaleñ potasowy, K-feldspar; act – aktynolit, actinolite; zr –
cyrkon, zircon)
Charakterystyka petrograficzna g³ównych odmian amfibolitów
– cêtkowane i smu¿yste (jasne sk³adniki wystêpuj¹
w formie nieregularnych plam lub smu¿ek, foliacja s³aba lub
wyraŸna),
– laminowane (jasne sk³adniki w formie wyraŸnych lamin o gruboœci kilku mm, rzadziej wiêkszej).
Podobnie silnie zró¿nicowana jest wielkoœæ kryszta³ów,
co pozwala na wydzielenie amfibolitów:
– drobnoblastycznych (wielkoœæ blastów <2 mm),
– œrednioblastycznych (2–5 mm),
– gruboblastycznych (>5 mm) oraz
– porfiroblastycznych.
Nie obserwuje siê sta³ych zwi¹zków miêdzy sk³adem mineralnym a struktur¹ amfibolitów – ka¿da z wyró¿nionych
odmian mineralnych wykazuje szeroki zakres zmiennoœci
cech strukturalnych. Jedynie niektóre z tych cech wyraŸniej
nawi¹zuj¹ do sk³adu mineralnego ska³, a w szczególnoœci:
– struktury porfiroblastyczne, najczêœciej œrednio-, rzadziej gruboblastyczne, s¹ typowe dla amfibolitów granatowych; Pendias i Sylwestrzak (1992) opisali z masywu NiedŸwiedzia amfibolity granatowe, w których porfiroblasty tego
minera³u osi¹ga³y 2 cm œrednicy (w dostêpnych obecnie archiwalnych próbkach i p³ytkach cienkich najwiêksze granaty
nie przekraczaj¹ wielkoœci 15 mm);
– struktury gruboblastyczne spotykane s¹ przede wszystkim w amfibolitach zwyczajnych ubogich w sk³adniki jasne;
w skrajnych wypadkach, w niemal monomineralnych amfibolitach hornblendowych, kryszta³y amfibolu osi¹gaj¹ wielkoœæ ok. 5 cm; struktury gruboblastyczne wystêpuj¹ tak¿e
w niektórych amfibolitach zoizytowych, gdzie subautomorficzne s³upki zoizytu osi¹gaj¹ d³ugoœæ ok. 3 cm;
– wyraŸna laminacja wystêpuje g³ównie w amfibolitach
bogatych w plagioklaz i kwarc, rzadziej w amfibolitach epidotowych lub zoizytowych.
CHARAKTERYSTYKA PETROGRAFICZNA G£ÓWNYCH
ODMIAN AMFIBOLITÓW
Amfibolity zwyczajne
Amfibolity zwyczajne (tabl. I, fig. 5–8) s¹ najczêœciej
ska³ami o strukturze œrednio- lub drobnoblastycznej i wyraŸnej foliacji, wyznaczonej przez kierunkowe u³o¿enie g³ównych sk³adników – blastów hornblendy i smu¿ek kwarcowo-plagioklazowych. Rzadziej spotyka siê melanokratyczne, niemal monomineralne amfibolity hornblendowe, charakteryzuj¹ce siê grubo- lub bardzo gruboblastyczn¹ struktur¹ i bardzo s³abo widoczn¹ foliacj¹ (tabl. I, fig. 8).
G³ówny sk³adnik omawianych ska³ – hornblenda – wystêpuje w formie subautomorficznych lub ksenomorficznych
blastów o zró¿nicowanej wielkoœci (tabl. II). Wykazuje
z regu³y intensywne zabarwienie i pleochroizm w odcieniach od br¹zowozielonego/bladozielonego do ciemnozielonego lub seledynowego. Zwykle hornblenda jest lekko plamista z uwagi na odbarwienia lub zmêtnienia (liczne drobne,
nieoznaczalne optycznie wrostki). Niekiedy mo¿na obser-
15
wowaæ budowê pasow¹ hornblendy, przejawiaj¹c¹ siê intensywniejszym zabarwieniem na brzegach blastów (tabl. II,
fig. 2, 5). Miejscami, na brzegach blastów, dostrzec mo¿na
zastêpowanie hornblendy przez chloryt (tabl. II, fig. 1–3) lub
prêcikowy amfibol typu aktynolitu.
Plagioklaz i kwarc zwykle tworz¹ smu¿yste agregaty
z³o¿one z ksenomorficznych blastów o zró¿nicowanej wielkoœci, przy czym wiêksze blasty plagioklazu otoczone s¹
przez drobne blasty kwarcowe. Niekiedy obydwa minera³y
maj¹ zbli¿one rozmiary i tworz¹ granoblastyczn¹, poligonaln¹ mozaikê (tabl. II, fig. 4). Plagioklaz bywa lekko zserycytyzowany, a sporadycznie ulega saussurytyzacji (zastêpowanie przez drobne kryszta³ki kalcytu i klinozoizytu).
Pozosta³e, akcesoryczne sk³adniki omawianych amfibolitów (ilmenit, piryt, tytanit, rzadko apatyt, sporadycznie cyrkon) wystêpuj¹ jako drobne kryszta³y tworz¹ce wrostki
w g³ównych minera³ach. W niektórych próbkach obserwuje
siê obwódki tytanitu na ilmenicie. Niekiedy pojawiaj¹ siê pojedyncze blasty granatów, minera³ów grupy epidotu i biotytu.
Amfibolity biotytowe
Wyró¿niaj¹ce cechy amfibolitów biotytowych to, oprócz
wystêpowania w nich istotnych iloœci biotytu, znaczna zwykle zawartoœæ sk³adników jasnych – plagioklazu i kwarcu,
czêsto drobnoblastyczna struktura oraz laminacja (tabl. III,
fig. 1–4). W odmianach drobnoblastycznych wystêpuj¹ laminy bogate w biotyt, niekiedy silnie sfa³dowane. W odmianach o strukturze œrednio- lub gruboblastycznej s¹ to naprzemianleg³e jasne i ciemne laminy, o zmiennych proporcjach
hornblendy, plagioklazu i kwarcu.
W obrazie mikroskopowym amfibolity biotytowe pod
wieloma wzglêdami przypominaj¹ omówione powy¿ej amfibolity zwyczajne. G³ówny sk³adnik tych ska³, hornblenda,
tworzy ksenomorficzne lub subautomorficzne blasty, wyd³u¿one zwykle zgodnie z foliacj¹ ska³y (tabl. III, fig. 4). Wiêksze porfiroblasty hornblendy bywaj¹ ustawione skoœnie do
kierunku g³ównej foliacji (tabl. III, fig. 5 i 6). Czêsto obserwuje siê hornblendy z wyraŸn¹ budow¹ pasow¹ (tabl. III,
fig. 5 i 6). Centralne czêœci pasowych blastów maj¹ bladobrunatn¹ lub zielonobrunatn¹ barwê, czêsto s¹ równie¿ niejednorodne i zawieraj¹ liczne, bardzo drobne wrostki. Brzegi
blastów wykazuj¹ zielon¹ barwê i niekiedy przechodz¹
w prêcikowy amfibol typu aktynolitu.
Biotyt zwykle pojawia siê w s¹siedztwie blastów hornblendy, na ich brzegach lub wzd³u¿ p³aszczyzn ³upliwoœci
(tabl. III, fig. 4–8). Niekiedy hornblenda jest ca³kowicie
zast¹piona przez agregat drobnych tabliczek biotytu. W niektórych próbkach obserwowaæ mo¿na zgodne z foliacj¹ laminy biotytowe lub skoœne do foliacji ¿y³ki biotytowe, jak
równie¿ sieæ cienkich ¿y³ek biotytowych przebiegaj¹cych
wzd³u¿ granic blastów plagioklazu i kwarcu (tabl. III, fig. 7).
Plagioklaz i kwarc tworz¹ wyd³u¿one smu¿ki lub laminy
zbudowane z ksenomorficznych blastów. Drobne blasty
kwarcowe na ogó³ otulaj¹ wiêksze blasty plagioklazu (tabl.
III, fig. 8), ale niekiedy obydwa minera³y maj¹ zbli¿one roz-
16
Zró¿nicowanie petrograficzne amfibolitów masywu NiedŸwiedzia
miary i tworz¹ poligonaln¹, granoblastyczn¹ mozaikê. Stosunkowo czêsto plagioklaz jest zserycytyzowany. W próbce
192,0 z otworu NiedŸwiedŸ IG 1 wystêpuje ponadto skaleñ
potasowy. Najczêœciej mo¿na go spotkaæ w formie drobnych
wrostków w blastach plagioklazu (tabl. III, fig. 8).
Akcesoryczne sk³adniki amfibolitów biotytowych stanowi¹: tytanit, minera³y nieprzezroczyste (ilmenit ?), apatyt
i cyrkon. Wystêpuj¹ one w formie drobnych, subautomorficznych i automorficznych wrostków w g³ównych sk³adnikach mineralnych. Tytanit z regu³y znacznie przewa¿a iloœciowo nad ilmenitem.
Amfibolity granatowe
Amfibolity granatowe (tabl. IV, fig. 1–4) s¹ ska³ami
o strukturze œrednio- lub gruboblastycznej i z regu³y porfiroblastycznej. Rzadziej spotyka siê odmiany drobnoblastyczne
i homeoblastyczne. W niektórych próbach widoczne jest gradacyjne zró¿nicowanie wielkoœci i iloœci porfiroblastów granatu. Foliacja jest zwykle wyraŸna, a wyznacza j¹ wyd³u¿enie
blastów hornblendy oraz smu¿ki kwarcowo-plagioklazowe.
Odmiany laminowane s¹ raczej rzadko spotykane.
Hornblenda tworzy subautomorficzne blasty o silnym
pleochroiŸmie i barwie od ¿ó³tawozielonej i zielonawobr¹zowej do ciemnozielonej i seledynowej (tabl. IV, fig. 5,
6, równie¿ pozosta³e mikrofotografie). Wiêkszoœæ blastów
wykazuje niewielkie, plamiste zró¿nicowanie barw pleochroicznych. W hornblendach s¹siaduj¹cych z porfiroblastami granatów zwykle pojawia siê wyraŸna budowa pasowa
(tabl. IV, fig. 7, 8).
Porfiroblasty granatów prawie zawsze zawieraj¹ ró¿norodnie wykszta³cone wrostki innych minera³ów (tabl. V).
Najczêœciej spotykane s¹ wrostki: plagioklazu, kwarcu, hornblendy i tytanitu (tabl. V, fig. 1–4). Charakterystyczne s¹
równie¿ bardzo drobne inkluzje tytanitu i/lub kalcytu.
Wrostki te bywaj¹ rozmieszczone pasowo, koncentruj¹c siê
w j¹drach porfiroblastów, a w niektórych próbkach uk³ad
wrostków w stosunku do foliacji w skale jest niezgodny,
wskazuje na conajmniej dwa etapy rozwoju foliacji (tabl.
V, fig. 5). Ponadto porfiroblasty s¹ z regu³y silnie spêkane
i pociête sieci¹ drobnych ¿y³ek minera³ów grupy epidotu
i chlorytu (tabl. IV, fig. 7, 8). Minera³y te tworz¹ niekiedy
obwódki na porfiroblastach lub pseudomorfozy zawieraj¹ce nieliczne, skorodowane relikty granatu (tabl. V, fig. 6).
W niektórych próbkach granat posiada te¿ obwódki zbudowane z plagioklazu i prêcikowej hornblendy (tabl. IV,
fig. 6).
Plagioklaz i kwarc wystêpuj¹ w niewielkich iloœciach,
tworz¹ smu¿yste agregaty ksenomorficznych blastów o zró¿nicowanej wielkoœci, rzadziej granoblastyczn¹ mozaikê.
Minera³y akcesoryczne reprezentowane s¹ przez tytanit
oraz minera³y nieprzezroczyste, podrzêdnie apatyt.
Amfibolity piroksenowo-granatowe
Amfibolity piroksenowo-granatowe pod wzglêdem swoich g³ównych, makroskopowych cech strukturalnych przy-
pominaj¹ omówione powy¿ej amfibolity granatowe. Wystêpuj¹cy w tych ska³ach klinopiroksen ma z regu³y charakter
reliktu zastêpowanego przez inne minera³y. Cechy teksturalne amfibolitów piroksenowo-granatowych s¹ dosyæ silnie
zró¿nicowane.
Najczêœciej spotykany typ amfibolitu piroksenowo-granatowego reprezentuje m.in. próbka 820,8B z otworu NiedŸwiedŸ IG 2 (tabl. V, fig. 7, 8). G³ówne sk³adniki tej ska³y stanowi¹: – intensywnie zabarwiona i pleochroiczna hornblenda, niekiedy o niewyraŸnej budowie pasowej; – porfiroblasty
granatu z wrostkami plagioklazu, kwarcu i hornblendy, pociête sieci¹ ¿y³ek epidotowo-chlorytowych, oraz – smu¿ki
kwarcowo-plagioklazowe. Podrzêdnie wystêpuje epidot. Foliacjê ska³y wyznacza u³o¿enie s³upków hornblendy oraz
smu¿ek jasnych minera³ów. Klinopiroksen tworzy ksenomorficzne poikiloblasty z licznymi owalnymi lub ksenomorficznymi wrostkami plagioklazu i kwarcu. Minera³ ten jest
plamiœcie zastêpowany przez hornblendê.
Nieco inny typ amfibolitu piroksenowo-granatowego reprezentuje próbka 227,5 z otworu NiedŸwiedŸ IG 2 (tabl. VI,
fig. 1, 2). Dominuj¹cymi sk³adnikami tej ska³y s¹ subautomorficzne s³upki blado¿ó³tawego/bezbarwnego amfibolu oraz
granaty. Granaty tworz¹ ksenomorficzne blasty oraz wyd³u¿one agregaty, silnie spêkane, pociête ¿y³kami klinozoizytu
(i chlorytu ?), czêœciowo przerastaj¹ce siê te¿ z amfibolem.
Podrzêdnie wystêpuj¹ nieregularne smu¿ki plagioklazowe
o teksturze granoblastycznej. Foliacjê wyznacza wyd³u¿enie
s³upków amfibolu oraz u³o¿enie agregatów granatu i smu¿ek
plagioklazu. Klinopiroksen wystêpuje w postaci izolowanych
blastów ró¿nej wielkoœci otoczonych przez amfibole.
W wiêkszych iloœciach klinopiroksen wystêpuje w amfibolitach granatowych z ods³oniêæ w rejonie Lubnowa (np.
ods³. 8, 9, 11 – fig. 2). Amfibolity te wykszta³cone s¹ podobnie do opisanych powy¿ej typowych amfibolitów granatowych. Klinopiroksen pojawia siê tutaj w postaci pojedynczych blastów rozsianych w skale (podobnie, jak w próbce
820,8B), ale licznie wystêpuj¹ równie¿ gniazdowe agregaty
bogate w klinopiroksen (tabl. VI, fig. 3). Amfibolity granatowe wykazuj¹ wyraŸn¹ lub s³ab¹ foliacjê, a skupienia klinopiroksenowe maj¹ strukturê masywn¹. Skupienia klinopiroksenu bywaj¹ czêœciowo oddzielone od amfibolitu granatowego przez cienkie strefy amfibolitu hornblendowego bez
granatu (tabl. VI, fig. 4). Klinopiroksen w gniazdowych skupieniach tworzy ksenomorficzne blasty o zmiennej wielkoœci oraz wiêksze poikiloblasty, przetkane owalnymi i wielobocznymi wrostkami plagioklazu (niekiedy o silnej budowie
pasowej), drobnymi s³upkami hornblendy oraz kryszta³kami
tytanitu (tabl. VI, fig. 5). Piroksen jest czêœciowo zastêpowany przez mêtny, ciemno zabarwiony agregat mineralny lub
agregat drobnych, brunatnych blaszek biotytu (?). Piroksenowi towarzysz¹ granoblastyczne agregaty plagioklazowe
(tabl. VI, fig. 6), a niekiedy granaty.
Charakterystyczn¹ cech¹ granatów w amfibolitach na
wschód od Lubnowa s¹ tekstury pasowe i koronowe (tabl.
VI, fig. 7, 8). J¹dra granatów zawieraj¹ liczne, bardzo drobne wrostki (kalcyt i/lub tytanit ?), podczas gdy zewnêtrzne
czêœci blastów s¹ ich pozbawione. Korony wokó³ granatów
Charakterystyka petrograficzna g³ównych odmian amfibolitów
w gniazdach klinopiroksenowych tworz¹ drobne s³upki epidotu i hornblendy (tabl. VI, fig. 7), a w amfibolitach plagioklaz i drobne s³upki hornblendy (tabl. VI, fig. 8).
Amfibolity epidotowe
Amfibolity epidotowe (tabl. VII, fig. 1, 2) s¹ ska³ami
o strukturze drobno- lub œrednioblastycznej i jednorodnej,
rzadziej laminowanej. Spoœród pozosta³ych odmian amfibolitów wyró¿nia je stosunkowo niska zawartoœæ plagioklazu
i kwarcu.
Hornblenda tworzy zwykle subautomorficzne blasty wyd³u¿one zgodnie z foliacj¹. Charakteryzuje j¹ intensywne zabarwienie i pleochroizm w odcieniach od barwy ¿ó³tawozielonej/br¹zowawej do intensywnie zielonej/seledynowej (tabl. VII,
fig. 3, 5, 7). Wykazuje plamiste niejednorodnoœci, odbarwienia
lub zmêtnienia, ale wyraŸniejsza budowa pasowa nie jest spotykana. Niekiedy jest zastêpowana przez chloryt i kalcyt.
Epidot tworzy blasty o zró¿nicowanej wielkoœci i pokroju: drobne, ksenomorficzne lub wiêksze, subautomorficzne
(s³upkowe). Czêsto w jednej próbce wystêpuj¹ obydwa typy
blastów. Epidoty o pokroju s³upkowym uk³adaj¹ siê zgodnie
z foliacj¹ ska³y (tabl. VII, fig. 3, 4). Bardzo czêsto obserwuje
siê wystêpowanie na blastach epidotu ciemnych obwódek,
z³o¿onych z bardzo drobnoblastycznego, nieoznaczalnego
optycznie agregatu mineralnego (tabl. VII, fig. 5). Agregat
taki tworzy równie¿ pseudomorfozy, w których wnêtrzu zachowane s¹ ksenomorficzne, skorodowane relikty epidotu.
Blasty epidotu czêsto wykazuj¹ zmêtnienia i plamiste niejednorodnoœci (zró¿nicowanie barw interferencyjnych). W epidotach z amfibolitów dolnej czêœci masywu (otwór NiedŸwiedŸ IG 2, próbki 1078,6; 1166,7; 1255,7; 1300,0) powszechnie obserwowaæ mo¿na budowê pasow¹ przejawiaj¹c¹
siê podwy¿szonymi barwami interferencyjnymi na brzegach
blastów (tabl. VII, fig. 4).
Plagioklaz i kwarc grupuj¹ siê w drobne smu¿ki lub laminki zgodne z foliacj¹ ska³y. Minera³y te tworz¹ ksenomorficzne, drobne blasty (o rozmiarach wyraŸnie mniejszych od
wspó³wystêpuj¹cej hornblendy) o nierównych, falistych granicach, lub granoblastyczn¹ mozaikê.
Jako minera³ akcesoryczny w amfibolitach epidotowych
wystêpuje g³ównie tytanit, w mniejszej iloœci pojawia siê
apatyt. Stosunkowo czêsto obserwuje siê te¿ niewielkie iloœci kalcytu.
Nieco odmienne cechy petrograficzne wykazuj¹ niektóre
próbki amfibolitów epidotowych z dolnej czêœci masywu
(otwór NiedŸwiedŸ IG 2, próbki 1482,5; 1523,6; 1573,0).
W amfibolitach tych blasty hornblendy s¹ bardziej jednorodne, bez plamistych odbarwieñ czy zmêtnieñ, epidoty nie posiadaj¹ wspomnianych powy¿ej ciemnych obwódek, brak
jest tytanitu, w sporej iloœci wystêpuje ilmenit, a niekiedy
pojawia siê biotyt (tabl. VII, fig. 7, 8).
Amfibolity zoizytowe
Amfibolity zoizytowe najczêœciej wykazuj¹ struktury
œrednioblastyczne lub drobnoblastyczne, jednorodne lub smu-
17
¿yste, niekiedy laminowane (tabl. VIII, fig. 1, 2). Charakterystyczne odmiany, chocia¿ wystêpuj¹ce niezbyt czêsto, stanowi¹ amfibolity zoizytowe masywne, cêtkowane (tabl. VIII,
fig. 3), oraz bardzo gruboblastyczne (tabl. VIII, fig. 4).
Wiêkszoœæ amfibolitów zoizytowych sk³ada siê z u³o¿onych subrównolegle s³upków amfibolu i zoizytu oraz drobnych smu¿ek i laminek kwarcowo-plagioklazowych (tabl. VIII,
fig. 5–7). Inne minera³y (tytanit, minera³y nieprzezroczyste,
chloryt, kalcyt) wystêpuj¹ w bardzo ma³ych iloœciach.
Amfibol zwykle jest niemal bezbarwny i niepleochroiczny, niekiedy jednak wykazuje bladozielon¹ barwê i s³aby
pleochroizm (tabl. VIII, fig. 5–7). Z regu³y amfibol jest niejednorodny i zawiera liczne, drobne wrostki powoduj¹ce
zmêtnienie. W amfibolach o silniejszym zabarwieniu zaznacza siê wyraŸna budowa pasowa (tabl. IX, fig. 2).
Charakterystyczn¹ cech¹ zoizytu w omawianych amfibolitach jest powszechne wystêpowanie na blastach tego minera³u ciemnych, bardzo drobnoziarnistych obwódek z³o¿onych
z nieoznaczalnego optycznie agregatu mineralnego (tabl.
VIII, fig. 5–7), a niekiedy mêtnych pseudomorfoz z reliktami
skorodowanego zoizytu (tabl. IX, fig. 1). Blasty zoizytu, podobnie jak amfibolu, s¹ niejednorodne i plamiste (zmêtnienia,
plamiste wygaszanie). W niektórych próbkach widoczne jest
zastêpowanie zoizytu przez klinozoizyt/epidot, który tworzy
sieæ ¿y³ek w obrêbie zoizytu, obwódki na blastach zoizytu lub
pseudomorfozy z reliktami zoizytu (tabl. VIII, fig. 8).
Smu¿ki kwarcowo-plagioklazowe sk³adaj¹ siê z drobnych, ksenomorficznych blastów o zmiennym wykszta³ceniu. Obok laminek heteroblastycznych, w których plagioklaz
i kwarc wykazuj¹ znaczne zró¿nicowanie wielkoœci i nierówne, faliste granice, czêsto obserwuje siê strefy homeoblastyczne, o charakterze poligonalnej mozaiki.
Inn¹, rzadko spotykan¹ odmianê amfobolitów zoizytowych, reprezentuje próbka 397,0 z otworu NiedŸwiedŸ IG 2.
Jest to amfibolit masywny, plamisty (tabl. VIII, fig. 3), którego zasadnicze t³o ska³y tworzy bardzo drobnokrystaliczny
agregat mineralny zbudowany prawdopodobnie g³ównie
z plagioklazu, chlorytu i prêcikowego amfibolu. W tym tle
tkwi¹ relikty kilkumilimetrowej wielkoœci blastów zoizytowych, zast¹pionych przez mêtny agregat mineralny o trudnym
do oznaczenia sk³adzie, oraz gniazdowe, granoblastyczne
skupienia bezbarwnego amfibolu (tabl. IX, fig. 3, 4).
£upki zieleñcowe
Podrzêdne odmiany skalne towarzysz¹ce amfibolitom stanowi¹ drobnoblastyczne ska³y o charakterze ³upków zieleñcowych. Próbka 646,3 z otworu NiedŸwiedŸ IG 2 reprezentuje
³upek chlorytowo-aktynolitowy (tabl. IX, fig. 5). Bardzo
drobne prêciki i s³upki aktynolitu i blaszki chlorytu stanowi¹
g³ówne sk³adniki tej ska³y. Ich kierunkowe u³o¿enie wyznacza foliacjê. W mniejszej iloœci wystêpuj¹ takie sk³adniki, jak
albit, kwarc, kalcyt i epidot. Próbka 364,9 z otworu NiedŸwiedŸ IG 1 reprezentuje z kolei ³upek kalcytowo-bitotytowo-chlorytowy (tabl. IX, fig. 6). W skale tej wystêpuj¹ wyraŸne
laminy ró¿ni¹ce siê proporcjami iloœciowymi wymienionych
minera³ów. Podrzêdnym sk³adnikiem tej ska³y jest tytanit.
18
Zró¿nicowanie petrograficzne amfibolitów masywu NiedŸwiedzia
Fig. 4. Czêstoœæ wystêpowania poszczególnych odmian amfibolitów w otworach NiedŸwiedŸ IG 1 i IG 2
The occurrence frequency of various amphibolite types in NiedŸwiedŸ IG 1 and IG 2 boreholes
RELACJE PRZESTRZENNE ODMIAN AMFIBOLITÓW
W PROFILU MASYWU
Opisane powy¿ej odmiany amfibolitów charakteryzuj¹
siê zró¿nicowan¹ czêstoœci¹ wystêpowania oraz nierównomiernym rozmieszczeniem w profilu masywu. Cechy te s¹
zilustrowane na histogramach oraz profilach petrograficznych dla otworów NiedŸwiedŸ IG 1 oraz NiedŸwiedŸ IG 2
(fig. 4 i 5). Histogramy i profile sporz¹dzono na podstawie
badañ 220 szlifów z otworu pierwszego (œrednio jeden szlif
na 3,2 m profilu) oraz 319 szlifów z otworu drugiego (œrednio jeden szlif na 4,7 m profilu).
W otworze NiedŸwiedŸ IG 1 (fig. 4) najczêœciej napotkaæ
mo¿na amfibolity zwyczajne (37% próbek). W mniejszych
iloœciach wystêpuj¹ amfibolity granatowe, biotytowe i epidotowe (odpowiednio, 23, 18 i 16%), a podrzêdne odmiany
reprezentuj¹ amfibolity piroksenowo-granatowe i zoizytowe
(po 2–3%). Z kolei w otworze NiedŸwiedŸ IG 2 iloœciowo
przewa¿aj¹ amfibolity epidotowe (39% próbek) oraz zoizytowe (25%). W mniejszych iloœciach towarzysz¹ im amfibolity granatowe (17%), piroksenowo-granatowe (9%) oraz
zwyczajne (8%). Sporadycznie wystêpuj¹ amfibolity biotytowe (ok. 1%).
Porównanie histogramów dla otworów 1 i 2 wskazuje na
znacz¹ce ró¿nice w proporcjach wystêpowania odmian amfibolitów w ró¿nych czêœciach masywu, co bardziej szczegó³owo przedstawiaj¹ profile petrograficzne (fig. 5). Mimo
znacznych lokalnych wahañ sk³adu mineralnego w s¹siednich próbkach i gêstego przewarstwiania siê ró¿nych typów
amfibolitów (por. tabl. I, fig. 1–4), proporcje poszczególnych odmian mineralnych zmieniaj¹ siê w profilu dosyæ systematycznie.
W otworze NiedŸwiedŸ IG 1, pocz¹wszy od g³êbokoœci
oko³o 60 m, tj. od której wystêpuj¹ niezwietrza³e amfibolity,
mo¿na wyró¿niæ trzy zasadnicze odcinki:
– górny, 60–264 m,
– œrodkowy, 264–576 m, oraz
– dolny, 576–801 m (do koñca otworu).
Górny odcinek profilu o mi¹¿szoœci oko³o 200 m reprezentuje najbardziej zewnêtrzn¹ czêœæ masywu, w której amfibolity prze³awicaj¹ siê z gnejsami i gnejsami amfibolowymi.
Gnejsy tworz¹ tutaj 8 wiêkszych pakietów o mi¹¿szoœciach
w granicach 1–25 m, a ich ³¹czna gruboœæ siêga 90 m, co stanowi niemal po³owê d³ugoœci omawianego odcinka profilu
(Sawicki, 1992). Amfibolity reprezentowane s¹ przede
wszystkim przez amfibolity biotytowe i zwyczajne. W mniejszych iloœciach wystêpuj¹ tak¿e amfibolity epidotowe, a sporadycznie zoizytowe i granatowe. Charakterystyczn¹ cech¹
amfibolitów z tej strefy jest ponadto stosunkowo wysoka zawartoœæ minera³ów jasnych – plagioklazu i kwarcu.
W œrodkowym odcinku profilu o mi¹¿szoœci oko³o 316 m
wk³adki gnejsów amfibolowych wystêpuj¹ ju¿ tylko sporadycznie. Obserwuje siê mniejsze zró¿nicowanie petrograficzne amfibolitów, przy czym zdecydowanie dominuj¹ amfibolity zwyczajne i granatowe. Wystêpowanie amfibolitów
granatowych (z wk³adkami amfibolitów piroksenowo-gran-
Fig. 5. Zmiennoœæ petrograficzna amfibolitów
masywu NiedŸwiedzia w ods³oniêciach oraz
w otworach wiertniczych NiedŸwiedŸ IG 1 i IG 2
Komentarz w tekœcie
The petrographic variation of the amphibolites
of the NiedŸwiedŸ massif in the surface exposures
and NiedŸwiedŸ IG 1 and IG 2 boreholes
Comments in the text
Relacje przestrzenne odmian amfibolitów w profilu masywu
19
20
Zró¿nicowanie petrograficzne amfibolitów masywu NiedŸwiedzia
towych) jest jednak ograniczone do œrodkowej czêœci omawianego odcinka. W czêœciach górnej i dolnej wystêpuj¹ natomiast amfibolity zwyczajne w towarzystwie amfibolitów
biotytowych oraz ³upków zieleñcowych lub gnejsów amfibolowych.
Trzeci, dolny odcinek profilu o d³ugoœci oko³o 225 m,
charakteryzuje siê dosyæ równomiern¹ budow¹ z naprzemianleg³ym wystêpowaniem amfibolitów zwyczajnych, epidotowych i granatowych. W wy¿szej czêœci tego odcinka
spotyka siê wk³adki ³upków zieleñcowych, a w ni¿szej amfibolitów piroksenowo-granatowych i zoizytowych.
W profilu otworu NiedŸwiedŸ IG 2, od g³êbokoœci oko³o
130 m, na której rozpoczynaj¹ siê niezwietrza³e amfibolity,
wydzieliæ mo¿na cztery zasadnicze odcinki:
– górny, od 130 do 401 m,
– œrodkowy, od 401 do 905 m,
– dolny, od 905 do 1540 m,
– najni¿szy, od 1540 do 1694 m (koniec otworu).
Górny odcinek o d³ugoœci 271 m charakteryzuje siê stosunkowo s³ab¹ zmiennoœci¹ amfibolitów. WyraŸnie przewa¿aj¹ tu amfibolity zoizytowe. Stosunkowo czêsto wystêpuj¹
wk³adki amfibolitów piroksenowo-granatowych, a rzadko
przewarstwienia innych odmian (amfibolitów: zwyczajnych,
epidotowych i granatowych).
Odcinek œrodkowy o mi¹¿szoœci 504 m wykazuje najwiêksze urozmaicenie petrograficzne. Iloœciowo dominuj¹
tutaj amfibolity granatowe, ale niewiele rzadziej wystêpuj¹
amfibolity zoizytowe i epidotowe. Mniej czêsto pojawiaj¹
siê amfibolity zwyczajne oraz piroksenowo-granatowe.
Miejscami wystêpuj¹ ³upki zieleñcowe. Wymienione odmiany tworz¹ nawzajem gêste przewarstwienia, ale niektóre odcinki profilu charakteryzuj¹ siê zdecydowan¹ przewag¹ jednej z odmian, w szczególnoœci amfibolitów zoizytowych na
g³êbokoœciach 480–510 m oraz 614–680 m, amfibolitów
granatowych na g³êbokoœci 745–794 m i amfibolitów epidotowych na g³êbokoœci 800–900 m.
Dolny odcinek profilu o d³ugoœci 635 m ponownie wykazuje mniejsze urozmaicenie petrograficzne. Bardzo wyraŸnie dominuj¹ tutaj amfibolity epidotowe, rzadziej wystêpuj¹
amfibolity granatowe i zoizytowe, a sporadycznie amfibolity
zwyczajne i piroksenowo-granatowe. Ku do³owi, w kierunku sp¹gu masywu, przewarstwienia innych odmian amfibolitów wœród amfibolitów epidotowych staj¹ siê coraz rzadsze, a na ostatnich 90 m tego interwa³u (1450–1540 m) przewarstwienia takie praktycznie nie wystêpuj¹.
Najni¿szy odcinek profilu otworu drugiego reprezentuje
sp¹gow¹ partiê masywu NiedŸwiedzia. W strefie tej, przewierconej na odcinku oko³o 154 m, amfibolity prze³awicaj¹
siê z gnejsami i ³upkami oraz ska³ami blastomylonitycznymi
i wêglanowymi (Jerzmañski, 1992). Gruboœæ poszczególnych pakietów skalnych zmienia siê w granicach od 10 cm
do kilku metrów. Amfibolity reprezentowane s¹ g³ównie
przez odmianê epidotow¹ i zwyczajn¹. Ostatnie pakiety
amfibolitów wystêpuj¹ na g³êbokoœci 1640 m, oko³o 50 m
przed koñcem otworu.
Zró¿nicowanie petrograficzne ska³ wystêpuj¹cych w powierzchniowych ods³oniêciach w rejonie masywu NiedŸwie-
dzia przedstawia fig. 5 (na podstawie badañ 73 reprezentatywnych szlifów z 20 ods³oniêæ). Na schemacie tym poszczególne ods³oniêcia, od górnej do dolnej krawêdzi schematu,
uszeregowano wed³ug ich po³o¿enia topograficznego z zachodu na wschód, co odpowiada uszeregowaniu od stropu do
sp¹gu w profilu masywu (z uwagi na: po³udnikow¹ rozci¹g³oœæ masywu, regionalne upady ku zachodowi oraz po³o¿enie
niemal wszystkich ods³oniêæ w równole¿nikowym paœmie
wychodni 2–3 km na po³udnie od otworów NiedŸwiedŸ IG 1
i IG 2; fig. 2 i 3). Zaznaczono te¿ schematycznie podkenozoiczn¹ wychodniê masywu (szary obszar) oraz, orientacyjnie,
zasiêg profili przewierconych w omawianych otworach (na
podstawie pracy Jerzmañskiego, 1992, fig. 2 i 3).
W ods³oniêciach w rejonie Cha³upek (ods³. 6, 7, 26 oraz
12–15), po³o¿onych w strefie zazêbiania siê gnejsów i amfibolitów w sasiedztwie stropu masywu, wystêpuj¹ amfibolity
zwyczajne i biotytowe, rzadziej granatowe i epidotowe.
Analogiczny zespó³ ska³ charakterystyczny jest dla górnego
odcinka profilu otworu pierwszego (60–264 m). W ods³oniêciach po³o¿onych dalej ku wschodowi, miêdzy Lubnowem
a Jesienn¹ (ods³. 8–11, 16, 17), wystêpuj¹ amfibolity granatowe oraz zwyczajne, epidotowe i piroksenowo-granatowe.
Tego typu ska³y s¹ charakterystyczne dla œrodkowego i dolnego odcinka otworu NiedŸwiedŸ IG 1. W centralnej czêœci
masywu, nierozpoznanej wierceniami, zlokalizowane jest
ods³oniêcie 5 (miêdzy miejscowoœciami G³êboka i Jesienna). Podobn¹ pozycjê w profilu masywu zajmuj¹ zapewne
amfibolity wystêpuj¹ce w ods³oniêciu 1 (Osina Ma³a),
chocia¿ po³o¿one jest ono kilka km dalej ku pó³nocy.
W ods³oniêciu 1 stwierdzono amfibolity granatowe i epidotowe, a w ods³oniêciu 5 amfibolity zoizytowe i granatowe.
Widoczne s¹ tutaj analogie ze sp¹gow¹ parti¹ otworu NiedŸwiedŸ IG 1 i stropow¹ otworu IG 2. Jeszcze dalej ku wschodowi, w ods³oniêciu 4 (Lubiatów) wystêpuj¹ amfibolity granatowe, epidotowe i zwyczajne, podobnie jak w dolnej czêœci otworu NiedŸwiedŸ IG 2. W najdalej ku wschodowi wysuniêtym ods³oniêciu (nr 23, na po³udnie od Lipnik) w gnejsach wystêpuj¹ amfibolity zwyczajne, epidotowe i sporadycznie biotytowe, podobne do odmian stwierdzanych w najni¿szej czêœci otworu drugiego. Przedstawione obserwacje
wskazuj¹, ¿e zmiennoœæ petrograficzna obecna w ods³oniêciach powierzchniowych w profilu zachód–wschód bardzo
dobrze odpowiada zmiennoœci w profilu strop–sp¹g stwierdzanej w otworach wiertniczych.
Podsumowuj¹c, g³ówne cechy zmiennoœci petrograficznej w obrêbie masywu mo¿na uj¹æ nastêpuj¹co:
– amfibolity masywu NiedŸwiedzia wykazuj¹ wyraŸnie
zaznaczone warstwowanie (ang. layering); z regu³y sk³adaj¹
siê z pakietów o gruboœci od centymetrów do metrów (do
dziesi¹tków metrów w centralnej i sp¹gowej czêœci masywu?), ró¿ni¹cych siê sk³adem mineralnym i/lub struktur¹;
proporcje odmian amfibolitów wydzielonych ze wzglêdu na
sk³ad mineralny wyraŸnie zmieniaj¹ siê w profilu masywu;
– w stropowej czêœci masywu o gruboœci ok. 500 m, gdzie
metabazyty przewarstwiaj¹ siê z gnejsami, wystêpuj¹ przede
wszystkim amfibolity biotytowe i zwyczajne, a w mniejszych
iloœciach amfibolity granatowe i epidotowe; amfibolity tej czê-
Amfibole
œci masywu s¹ stosunkowo ubogie w minera³y ciemne, a bogate w plagioklaz i kwarc; amfibolity zoizytowe i piroksenowo-granatowe pojawiaj¹ siê tutaj sporadycznie;
– dla wewnêtrznej czêœci masywu o gruboœci oko³o 2 km
charakterystyczne jest wystêpowanie przede wszystkim amfibolitów zoizytowych, piroksenowo-granatowych i granatowych, nie spotyka siê natomiast amfibolitów biotytowych;
w wy¿szej czêœci tej strefy czêœciej pojawiaj¹ siê amfibolity
zwyczajne oraz epidotowe; w partii centralnej masywu wystêpuje 300-metrowa lub grubsza strefa silnie zdominowana
przez amfibolity zoizytowe ze znacznym udzia³em amfibolitów piroksenowo-granatowych; poni¿ej po³o¿ona jest
500-metrowa strefa bardzo silnej zmiennoœci petrograficznej, przejawiaj¹cej siê przewarstwianiem w zbli¿onych iloœciach niemal wszystkich odmian amfibolitów (z wyj¹tkiem
biotytowych); na dosyæ znacznym odcinku centralna czêœæ
21
masywu pozostaje jednak s³abo zbadana (brak wierceñ, bardzo nieliczne ods³oniêcia);
– w dolnej czêœci masywu o mi¹¿szoœci oko³o 700 m bardzo silnie dominuj¹ amfibolity epidotowe; towarzysz¹ im
amfibolity granatowe i zoizytowe (sporadycznie piroksenowo-granatowe), lecz iloœæ takich przewarstwieñ wyraŸnie
maleje wraz z g³êbokoœci¹; w 100-metrowej strefie sp¹gowej masywu, w której metabazyty zazêbiaj¹ siê ze ska³ami
os³ony, równie¿ dominuj¹ amfibolity epidotowe;
– cechy strukturalne amfibolitów zmieniaj¹ siê w profilu
masywu niezbyt regularnie; mo¿na jednak zauwa¿yæ, ¿e amfibolity bardzo gruboblastyczne, jak równie¿ amfibolity
o najs³abiej zaznaczonej foliacji, wystêpuj¹ tylko w œrodkowej czêœci masywu; brze¿ne partie masywu, a szczególnie
jego strefê sp¹gow¹, tworz¹ g³ównie amfibolity drobnoblastyczne, z silnie zaznaczon¹ foliacj¹ i laminacj¹.
SK£AD CHEMICZNY MINERA£ÓW
Sk³ad chemiczny minera³ów oznaczony zosta³ w 7 próbkach pochodz¹cych z otworu wiertniczego NiedŸwiedŸ IG 2
i reprezentuj¹cych niektóre odmiany petrograficzne amfibolitów wystêpuj¹ce w profilu masywu. Najbardziej reprezentatywne analizy dla poszczególnych minera³ów zawieraj¹
za³¹czniki od 1do 7.
PLAGIOKLAZY
Sk³ad chemiczny plagioklazów oznaczony by³ na mikrosondzie elektronowej we wszystkich próbkach. £¹cznie
wykonano 64 analizy plagioklazów. Wzory krystalochemiczne przeliczono na 8 O przy za³o¿eniu, ¿e ca³oœæ
Fe = Fe+3 (za³. 1).
Zawartoœæ cz¹steczki anortytowej w plagioklazach zmienia siê w granicach 0–64% molowych (od albitu do labradoru,
fig. 6). Zawartoœæ cz¹steczki ortoklazowej z regu³y jest ni¿sza
od 0,6%, w kilku analizowanych skaleniach siêga 1%, a jedynie w trzech analizach wynosi oko³o 2%. W szeœciu badanych
próbkach plagioklazy wykazuj¹ normaln¹ budowê pasow¹,
a tylko w jednej próbce (820,8B) obserwuje siê s³abo zaznaczon¹ odwrotn¹ budowê pasow¹. Oprócz blastów plagioklazu
o typowym sk³adzie (tab. 3), w wiêkszoœci próbek w tle ska³y
lub w formie wrostków w innych minera³ach napotkaæ mo¿na
drobne blasty wykazuj¹ce zawartoœci anortytu odbiegaj¹ce od
typowych (czêsto wiêksze) o kilka procent.
Poszczególne próbki ró¿ni¹ siê maksymaln¹ zawartoœci¹
anortytu w plagioklazach oraz zakresem zmiennoœci sk³adu
plagioklazów (fig. 6). W próbkach 227,6 i 383,3 wystêpuj¹
plagioklazy najbogatsze w anortyt, o sk³adzie labradoru–andezynu, a zmiennoœæ sk³adu wynosi, odpowiednio, 42 i 30%
An. W próbkach 510,0 i 820,8A plagioklazy maj¹ sk³ad oligoklazu bogatego w An, rzadziej albitu, a zawartoœæ An zmienia
siê w zakresie 30 i 24%. Próbki 820,8 B, 1108,5 i 1482,5 zawieraj¹ oligoklaz ubogi w An i o niewielkiej zmiennoœci
sk³adu rzêdu 10% An.
AMFIBOLE
Sk³ad chemiczny amfiboli okreœlono we wszystkich z 7
próbek badanych na mikrosondzie elektronowej. £¹cznie
wykonano 78 analiz amfiboli. Analizy przeliczono na 23 O,
a iloœæ Fe3+ obliczono przy za³o¿eniu, ¿e suma kationów,
oprócz Ca, Na i K, wynosi 13 (za³. 2). Nazewnictwo amfiboli oparto o klasyfikacjê IMA (Leake i in., 1997).
Wszystkie analizy reprezentuj¹ amfibole wapniowe. Ich
sk³ad jest dosyæ zró¿nicowany, przy czym wyodrêbniaj¹ siê
dwie grupy (fig. 7, tab. 3). W próbkach 227,6, 383,3 i 510,0
amfibole s¹ stosunkowo ubogie w alkalia [(Na+K)A<0,50],
wykazuj¹ wzglêdnie wysoki i dosyæ sta³y stosunek Mg/
(Mg+Fe2+) w granicach 0,74–0,84 przy wysokiej, lecz silnie
zmiennej zawartoœæ Si (TSi = 6,2–7,8, gdzie T oznacza zawartoœæ Si na pozycjach tetraedrycznych). Amfibol wystêpuj¹cy w tych próbkach ma sk³ad tschermakitu, Mg-hornblendy i aktynolitu i wykazuje budowê pasow¹ przejawiaj¹c¹ siê
wzrostem zawartoœci Si ku brzegom blastów, przy czym poszczególne próbki ró¿ni¹ siê zakresem zmiennoœci TSi.
W pozosta³ych próbkach (820,8A, 820,8B, 1108,5,
1482,5) wystêpuj¹ amfibole charakteryzuj¹ce siê wy¿szymi
zawartoœciami alkaliów (czêsto (Na+K) A > 0,50), ni¿szym
stosunkiem Mg/(Mg+Fe2+) = 0,3–0,6 i ni¿szymi zawartoœciami Si (TSi = 5,9–7,0). Amfibole te reprezentuj¹ zwykle
tschermakit, pargasyt oraz bogate w Fe odmiany tych minera³ów (Fe-tschermakit i Fe-pargasyt), rzadziej wystêpuje
edenit, Fe-edenit i Mg-hornblenda. Sk³ad amfiboli jest czêsto zbli¿ony do wartoœci granicznych miêdzy wymienionymi
minera³ami. W próbkach 820,8A oraz 1482,5 amfibole maj¹
podobny sk³ad i ten sam styl budowy pasowej: wykazuj¹
spadek TSi oraz Mg/(Mg+Fe2+ ) ku brzegom ziarn. W próbkach 820,8B i 1108,5 sk³ad amfiboli i ich budowa pasowa s¹
znacznie bardziej urozmaicone, a wrostki amfiboli w granatach ró¿ni¹ siê od wiêkszych blastów amfiboli w skale
(szczegó³y w tab. 3).
39–31
0,03
Czo
0,12
Czo
wrostki w Pl wrostki w Grt
59–45
0,06
Zo
œrodek
49–42
And
0,03
Zo
brzeg
36–24
And, Olg
0,02
Zo
œrodek
30
And/Olg
œrodek
0,04
Zo
brzeg
12–1
Olg, Ab
brzeg
7,2–7,6
0,84
–
–
–
–
–
–
14–5
Olg, Ab
brzeg
6,3–5,9
0,5–0,35
21–13
Olg
œrodek
6,4–6,2
0,6–0,4
Fe-Ts, Fe-Prg
brzeg
brzeg
0,09
0,56
0,01
0,32
brzeg
0,12
0,49
0,03
0,36
6,7
0,6
r: Prg
c:Ts/Fe-Ts
0,15
Ep
œrodek
12–18
Olg
0,18
Ep
brzeg
19–22
Olg
brzeg
6,49
0,45
r: Fe-Prg
wrostki w Grt
7,0
0,6
c: Ed
blasty w skale
œrodek
0,11
0,50
0,03
0,36
–
–
–
20–18
–
–
–
15–10
Olg
brzeg
6,2–6,5
0,36–0,38
Fe-Prg, Fe-Ts
œrodek
Olg
6,3–6,8
0,5
b: Fe-Prg, Mg-Hbl
wrostki w Grt
œ: Fe-Prg, Ts
6,3
0,5
brzeg
0,09
0,63
0,01
0,27
blasty w skale
œrodek
0,08
0,57
0,05
0,30
1108,5
granatowy
Ts, Prg
brzeg
–
–
–
–
–
0,26
Ep
œrodek
23
Olg
œrodek
0,23
Ep
brzeg
18–13
Olg
brzeg
6,4–6,3
6,3–6,2
0,58–0,54 0,54–0,5
Ts, Prg
œrodek
–
–
–
–
–
1482,5
epidotowy
Granaty, garnets: Prp – pirop, pyrope; Alm – almadyn, almandine; Sps – spessartyn, spessartite; Grs – grossular, grossularite
Amfibole, amphiboles: Act –aktynolit, actinolite; Ed – edenit, edenite; Fe-Prg – ferro-pargasyt, ferro-pargasite; Fe-Ts – ferro-tschermakit, ferro-tschermakite; Mg-Hbl – magnesio-hornblenda, magnesio-hornblende; Prg –
pargasyt, pargasite; Ts – tschermakit, tschermakite
Plagioklazy, plagioclase: Ab – albit, albite; An – anortyte, anorthite; And – andezyn, andesine; Lab – labrador, labradorite; Olg – oligoklaz, oligoclase
Grupa epidotu, epidote group: Czo – klinozoizyt, clinozoisite; Ep – epidot, epidote; Zo – zoizyt, zoisite
Ps: cz¹steczka pistacytowa, the pistacite molecule, Ps = Fe/(Al + Fe)
Ps
Grupa epidotu
An
And
brzeg
6,9–7,0
0,77
Ts, Fe-Ts
œrodek
œrodek
0,06
0,54
0,05
0,33
œrodek
brzeg
œrodek
Lab, And
œrodek
7,3–7,8
0,77
Mg-Hbl, Act
brzeg
–
–
–
–
–
820,8B
piroksenowo-granatowy
Plagioklaz
6,4–6,8
0,74
Mg-Hbl
œrodek
–
–
–
–
–
820,8A
granatowy
6,42
0,51
6,4–6,7
0,75
Mg-Hbl, Act
brzeg
–
–
–
–
–
510,0
zoizytowy
T Si
Mg/(Mg+Fe2+)
6,2–6,4
0,81
Ts
T Si
Mg/(Mg+Fe2+)
œrodek
Ts, Mg-Hbl
brzeg
Mg-Hbl
œrodek
Amfibol
–
–
–
–
–
383,3
zoizytowy
œrodek
0,30
0,39
0,01
0,26
brzeg
0,27
0,41
0,013
0,283
227,6
granatowy
Granat
Prp
Alm
Sps
Grs
Nr próbki
Typ amfibolitu
A comparison of chemical composition of garnets, amphiboles, plagioclase and epidote group minerals in the metabasites of the NiedŸwiedŸ Massif
Zestawienie reprezentatywnych sk³adów chemicznych: granatów, amfiboli, plagioklazów i minera³ów grupy epidotu w metabazytach masywu NiedŸwiedzia
Tabela 3
22
Sk³ad chemiczny minera³ów
Amfibole
23
Fig. 6. Zró¿nicowanie sk³adu chemicznego plagioklazów w metabazytach masywu NiedŸwiedzia
The composition of plagioclase in the metabasites of the NiedŸwiedŸ Massif
Fig. 7. Zró¿nicowanie sk³adu chemicznego amfiboli w metabazytach masywu NiedŸwiedzia na diagramach Leake'a i in. (1997)
Symbole jak na fig. 6
The composition of amphiboles in the metabasites of the NiedŸwiedŸ Massif in the diagrams of Leake et al. (1997)
For symbols see Fig. 6
24
Sk³ad chemiczny minera³ów
Fig. 8. Zró¿nicowanie sk³adu chemicznego granatów w metabazytach masywu NiedŸwiedzia
Symbole jak na fig. 6
Fig. 8. The composition of garnets in the metabasites of the NiedŸwiedŸ massif
For symbols see Fig. 6
GRANATY
Wykonano 31 analiz granatów w czterech próbkach amfibolitów. Wzory krystalochemiczne granatów przeliczono
zak³adaj¹c, ¿e suma kationów wynosi 8, a ca³oœæ Fe = Fe2+
(za³. 3).
Zró¿nicowanie sk³adu granatów ilustruj¹ figura 8 oraz tabela 3. G³ównymi sk³adnikami granatów w 3 próbkach
(820,8A, 820,8B i 1108,5) s¹ almandyn (> 49%) oraz grossular (>27%), a podrzêdnymi pirop (do 12%) i spessartyn
(do 6%). W 2 próbkach z tej grupy (820,8A oraz 1108,5)
granaty wykazuj¹ s³ab¹ budowê pasow¹ wyra¿on¹ wzrostem
zawartoœci almandynu i piropu oraz spadkiem zawartoœci
spessartynu i grossularu ku brzegom blastów. W próbce
820,8B (amfibolit piroksenowo-granatowy) granaty praktycznie nie wykazuj¹ budowy pasowej.
W porównaniu z omówionymi powy¿ej próbkami granaty z próbki 227,6 wyró¿niaj¹ siê wyraŸnie wy¿sz¹ zawartoœci¹ piropu (do 35%) i ni¿sz¹ almandynu (ok. 40%) i równie¿ ni¿sz¹ innych sk³adników (grossular do 28%, spessartyn ok. 1%). Budowa pasowa jest s³aba i odmiennie wykszta³cona: ku brzegom blastów roœnie zawartoœæ almandynu i grossularu, a spada zawartoœæ piropu.
MINERA£Y GRUPY EPIDOTU
Wykonano 22 analizy minera³ów grupy epidotu w piêciu
próbkach. Wzory krystalochemiczne przeliczono na 12,5 O
przy za³o¿eniu, ¿e ca³oœæ Fe = Fe+3 (za³. 4).
Zró¿nicowanie sk³adu chemicznego minera³ów grupy epidotu ilustruje zmienna zawartoœæ cz¹steczki pistacytowej Ps
[Ps =Fe/(Al+Fe)] w poszczególnych próbkach (fig. 9, tab. 3).
W amfibolitach zoizytowych (próbki 383,3 i 510,0) wartoœci
Ps s¹ mniejsze od 0,06. W próbce 383,3 zoizyty posiadaj¹ odwrotn¹ budowê pasow¹ wyra¿on¹ spadkiem wartoœci Ps ku
brzegom blastów (od ok. 0,06 do 0,03), a najni¿sze wartoœci
Ps (ok. 0,01) stwierdzono w cienkich ¿y³kach przecinaj¹cych
du¿e blasty zoizytu. W próbce 510,0 zoizyty wykazuj¹ natomiast normaln¹ budowê pasow¹ (wzrost wartoœci Ps ku brzegom od ok. 0,02 do 0,04). W amfibolitach granatowych (próbki 227,6 i 820,8B) minera³y grupy epidotu wystêpuj¹ w niewielkich iloœciach. W próbce 227,6 stwierdzono dwie odmiany
klinozoizytu o ró¿nych wartoœciach Ps: ok. 0,03 (drobne blasty
Czo w plagioklazach) oraz ok. 0,12 (wrostki Czo w granatach).
W próbce 820,8B wystêpuje klinozoizyt/epidot z normaln¹ budow¹ pasow¹, w którym wartoœæ Ps roœnie ku brzegom blastów
(od 0,15 do 0,18). Epidot w amfibolicie epidotowym (próbka
1482,5) charakteryzuje siê najwy¿szymi zawartoœciami cz¹steczki pistacytowej i odwrotn¹ budow¹ pasow¹ (spadek wartoœci Ps w kierunku brzegów blastów od oko³o 0,26 do 0,23).
PIROKSENY I BIOTYT
Pojedyncze analizy piroksenów i biotytu wykonano
w próbkach, odpowiednio, 820,8 B oraz 1482,5. Uzyskano
trzy analizy piroksenów, dla których proporcje kationów
przeliczono na 6 O, a Fe+3 obliczono zak³adaj¹c, ¿e suma kationów wynosi 4 (za³. 5A). Na diagramie Q–J analizy wypa-
Pirokseny i biotyt
25
Fig. 9. Zró¿nicowanie sk³adu chemicznego minera³ów z grupy epidotu w metabazytach masywu
NiedŸwiedzia
Cz¹steczka pistacytowa Ps = Fe/(Al+Fe); symbole jak na
fig. 6
The composition of epidote group minerals in
the metabasites of the NiedŸwiedŸ Massif
The pistacite molecule Ps = Fe/(Al+Fe); for symbols see
Fig. 6
daj¹ w s¹siedztwie granicy piroksenów Quad i wapniowo-sodowych (jedna z analiz – poza wymienionymi polami). Omawiane pirokseny odpowiadaj¹ swoim sk³adem diopsydowi
przejœciowemu do omfacytu lub egirynu–augitu (fig. 10).
Niewielka liczba analiz i w wielu wypadkach wysokie sumy
analiz, utrudniaj¹ jednoznaczn¹ klasyfikacjê tego minera³u.
Sk³ad chemiczny biotytu oznaczono dwoma analizami
w amfibolicie epidotowym. Analizy przeliczono na wzory
krystalochemiczne na bazie 22 atomów tlenu przyjmuj¹c, ¿e
ca³oœæ Fe = Fe+2 (za³. 5B). Analizowany biotyt charakteryzuje
siê niezbyt wsok¹ wartoœci¹ stosunku Fe/(Fe+Mg) wynosz¹ca
oko³o 0,5. Zawartoœæ Al w pozycjach tetraedrycznych (Al IV)
wynosi oko³o 2,6–2,7, a zawartoœæ Ti oko³o 0,18–0,23.
MINERA£Y Fe–Ti
Spoœród analizowanych minera³ów Fe–Ti szeœæ analiz
reprezentuje ilmenit, a dwie to magnetyt (za³. 6). Wykonano
te¿ 7 analiz tytanitu (za³. 7).
Analizy ilmenitu przeliczono na wzory krystalochemiczne na bazie 3 atomów tlenu. Analizy magnetytu przeliczono
przy za³o¿eniu, ¿e iloœæ FeO równa jest teoretycznej koncentracji w czystym magnetycie (31% wag.). Analizy tytanitu
przeliczono na bazie 4 atomów Si. We wszystkich analizowanych minera³ach obliczone proporcje kationów s¹ zbli¿one do teoretycznych wzorów danego minera³u.
Fig. 10. Zró¿nicowanie sk³adu chemicznego piroksenów w metabazytach masywu NiedŸwiedzia
WEF = Wo+En+Fs; symbole jak na fig. 6
The composition of pyroxenes in the metabasites of the NiedŸwiedŸ Massif
WEF = Wo+En+Fs; for symbols see Fig. 6
26
Warunki metamorfizmu
ZRÓ¯NICOWANIE SK£ADU CHEMICZNEGO
MINERA£ÓW W PROFILU OTWORU NIEDWIED IG 2
Próbki ska³, w których sk³ad chemiczny minera³ów oznaczony by³ na mikrosondzie elektronowej, reprezentuj¹ wszystkie odmiany amfibolitów charakterystyczne dla œrodkowej
i sp¹gowej czêœci masywu NiedŸwiedzia, przewierconej
w otworze NiedŸwiedŸ IG 2 (fig. 4 i 5; tab. 3). Dosyæ równomierne rozmieszczenie próbek miêdzy œrodkiem a brzegiem
masywu pozwala na porównanie sk³adu chemicznego minera³ów w ró¿nych czêœciach tego profilu.
Najbardziej wyraŸna jest zmiennoœæ sk³adu amfiboli
i plagioklazów, które s¹ minera³ami wystêpuj¹cymi we
wszystkich analizowanych próbkach. W górnej czêœci profilu, w próbkach 227,6, 383,3 i 510,0, wystêpuj¹ amfibole
z szeregu tschermakit–Mg-hornblenda–aktynolit, którym towarzysz¹ plagioklazy bogate w anortyt o sk³adzie labradoru,
andezynu i oligoklazu. Zarówno plagioklaz, jak i amfibol
konsekwentnie wykazuj¹ normaln¹ budowê pasow¹, przy
czym kolejne próbki w kierunku sp¹gu masywu posiadaj¹
coraz wy¿sze wartoœci TSi w amfibolach i coraz ni¿sze zawartoœci anortytu w plagioklazach. Pozosta³e 4 próbki z ni¿szej czêœci profilu zawieraj¹ minera³y o innym sk³adzie: amfibole typu edenitu, pargasytu, tschermakitu oraz ich ¿elazistych odmian, a tak¿e plagioklaz o sk³adzie oligoklazu. Amfibole i plagioklazy wykazuj¹ budowê pasow¹, ale zakresy
zmiennoœci chemicznej s¹ generalnie mniejsze ni¿ w próbkach 227,6, 383,3 i 510,0, a styl budowy pasowej zmienny.
W próbkach 820,8A i 1482,5 amfibole maj¹ odwrotn¹, a plagioklazy normalna budowê pasow¹. W próbce 820,8B obydwa minera³y wykazuj¹ odwrotn¹, a w próbce 1108,5 normaln¹ budowê pasow¹.
Porównanie sk³adu granatów i minera³ów z grupy epidotu jest trudniejsze z uwagi na wystêpowanie tych minera³ów
tylko w niektórych analizowanych próbkach. Tym niemniej
dostêpne dane wskazuj¹ (tab. 3), ¿e granaty w wy¿szej czêœci profilu s¹ najbogatsze w pirop, a minera³y z grupy epidotu najubo¿sze w cz¹steczkê pistacytow¹ w porównaniu
z próbkami z ni¿szej czêœci profilu. Zarówno granaty, jak
i epidoty wykazuj¹ dosyæ s³ab¹ i zmienn¹ budowê pasow¹.
WARUNKI METAMORFIZMU
WSKANIKI PETROGRAFICZNE I MINERALOGICZNE
Omówione powy¿ej dane petrograficzne i mineralogiczne, a w szczególnoœci rodzaj i nastêpstwo charakterystycznych zespo³ów mineralnych (np. Yardley, 1989; Spear, 1993;
Bucher, Frey, 2002) pozwalaj¹ odtworzyæ zmieniaj¹ce siê
w czasie warunki temperatur i ciœnieñ metamorfizmu metabazytów masywu NiedŸwiedzia.
Amfibolity granatowe i piroksenowo-granatowe rejestruj¹
warunki metamorfizmu zbli¿one do piku metamorfizmu metabazytów. Wystêpowanie klinopiroksenu i granatu, przy braku ortopiroksenu, sugeruje warunki przejœciowe miêdzy facj¹
granulitow¹ a amfibolitow¹, lub skrajnie wysokotemperaturowy zakres facji amfibolitowej, przy wysokich lub œrednich
ciœnieniach. Na stosunkowo wysokie temperatury metamorfizmu mo¿e te¿ wskazywaæ s³abo zaznaczona budowa pasowa
w granatach. Równoczeœnie, w ska³ach tych piroksen z regu³y
ma charakter reliktowy (tabl. V, fig. 7, 8; tabl. VI) i jest zastêpowany przez amfibole lub trudno oznaczalne krzemiany warstwowe (biotyt ?). Granat posiada niekiedy mniej lub bardziej
kompletne korony zbudowane z amfiboli, plagioklazów i epidotów (tabl. VI, fig. 7, 8), ale najczêœciej jest pociêty ¿y³kami
chlorytów i minera³ów z grupy epidotu (tabl. IV, fig. 7, 8).
Cechy te wskazuj¹ na retrogresjê w warunkach siêgaj¹cych
pogranicza facji amfibolitowej i epidotowej. Na retrogresywny charakter przemian metamorficznych wskazuje równie¿
styl budowy pasowej amfiboli i plagioklazów w dwóch próbkach amfibolitów granatowych (próbki 227,6 i 1108,5, tab. 3),
w których minera³y te zgodnie wykazuj¹ normaln¹ budowê
pasow¹ (tj. generalnie wzrost Si na pozycjach T w amfibolach
oraz spadek zawartoœci An w plagioklazach od œrodka ku
brzegom ziarn). Jednak¿e w próbkach 820,8A i B, reprezentuj¹cych amfibolit granatowy i piroksenowo-granatowy, zapis
zmian warunków metamorfizmu jest mniej czytelny z uwagi
na niejednolity styl budowy pasowej amfiboli i plagioklazów.
Mo¿liwe, ¿e s³aba odwrotna budowa pasowa tych minera³ów
w odmianie piroksenowo-granatowej rejestruje progresjê metamorfizmu w warunkach zbli¿onych do piku metamorfizmu,
a rozbie¿ny styl budowy pasowej amfiboli i plagioklazów
w próbce 820,8B jest efektem niekompletnej retrogresji podobnego zespo³u minera³ów.
Drug¹ charakterystyczn¹ grupê metabazytów stanowi¹
amfibolity epidotowe i zoizytowe. Tworz¹ce je zespo³y mineralne wskazuj¹ na warunki metamorfizmu odpowiadaj¹ce
œrednio- lub niskotemperaturowemu zakresowi facji amfibolitowej, przy stosunkowo wysokich ciœnieniach (facja epidotowo-amfibolitowa). Równie¿ i te amfibolity wykazuj¹ objawy retrogresji siêgaj¹cej pogranicza facji amfibolitowej
i zieleñcowej, do których zaliczyæ mo¿na: zastêpowanie amfiboli przez chloryt, a niekiedy przez biotyt (tabl. VII, fig. 7,
8), lokalne wystêpowanie albitu i wêglanów w tle ska³ lub
na brzegach blastów, zastêpowanie zoizytu przez klinozoizyt/epidot (tabl. VIII, fig. 8). Na retrogresjê wskazuje te¿
normalna zazwyczaj budowa pasowa amfiboli i plagioklazów (tab. 3), chocia¿ w próbce 1482,5 amfibole wykazuj¹
s³ab¹, odwrotn¹ budowê pasow¹ (tj. spadek Si na pozycjach
T od œrodka ku brzegom ziarn). Styl budowy pasowej w minera³ach grupy epidotu jest zmienny, co mo¿e odzwierciedlaæ wahania innych parametrów fizykochemicznych w czasie metamorfizmu, np. lotnoœci tlenu.
Diagramy Lairda i Albeego (1981) stosowane s¹ do jakoœciowego okreœlania typu serii metamorficznej oraz stopnia metamorfizmu na podstawie sk³adu amfiboli w metabazytach, w których amfibole wspó³wystêpuj¹ z minera³ami
z grupy epidotu. Na diagramach (fig. 11; pokazano tylko wybrane diagramy; na innych wykresach tego typu widoczne s¹
WskaŸniki petrograficzne i mineralogiczne
podobne zale¿noœci) punkty projekcyjne odzwierciedlaj¹ce
sk³ady badanych amfiboli tworz¹ dosyæ zwarte trendy, chocia¿ trudno jednoznacznie porównaæ je z któr¹œ z typowych
serii metamorficznych. Analizowane amfibole z regu³y grupuj¹ siê w strefach granicznych poszczególnych pól dyskryminacyjnych (fig. 11A). Na podstawie proporcji Al, Fe i Ti
(fig. 11B) mo¿na raczej wykluczyæ podobieñstwo do serii wysokociœnieniowych i niskociœnieniowych przy najwiêkszym
podobieñstwie do serii œredniociœnieniowych (na diagramach
– serie Dalradian i Haast River), co wydaje siê byæ zgodne
z przes³ankami geologicznymi i petrograficznymi. Sk³ad badanych amfiboli jest ponadto typowy dla strefy granatowej
(j¹dra blastów we wszystkich trzech próbkach i brzegi w próbce 1482,5) oraz biotytowej (brzegi blastów z próbek 383,3
i 510,0), co odpowiada, generalnie, warunkom na pograniczu facji amfibolitowej i zieleñcowej. Dane te sugeruj¹, ¿e
w omawianych próbkach amfibolitów, a szczególnie w amfibolitach zoizytowych, sk³ad amfiboli mo¿e rejestrowaæ silniejsz¹ retrogresjê ni¿ sk³ad plagioklazów (andezyn–oligoklaz, rzadko albit, typowe dla facji amfibolitowej).
Warunki metamorfizmu zapisane w dwóch pozosta³ych
odmianach amfibolitów – zwyczajnych i biotytowych – mieœci³y siê zapewne w zakresie wyznaczonym z jednej strony
przez amfibolity granatowe, a z drugiej przez amfibolity epidotowe. W przypadku amfibolitów zwyczajnych wskazuje
na to wystêpowanie niewielkich iloœci granatu lub epidotu
obok hornblendy i plagioklazu. W amfibolitach tych dosyæ
czêsto spotyka siê te¿ objawy retrogresji, siêgaj¹cej zapewne
do wysokotemperaturowego zakresu facji zieleñcowej. Nale¿¹ do nich: zastêpowanie hornblendy przez chloryt lub amfibol typu aktynolitu, czasami przez biotyt, serycytyzacja
(rzadko saussurytyzacja) plagioklazu, obwódki tytanitu na
ilmenicie, czasami chlorytyzacja retrogresywnego biotytu.
Podobnie, obfite wystêpowanie biotytu w amfibolitach biotytowych na brzegach blastów hornblendy oraz w formie
cienkich lamin i smu¿ek nawi¹zuj¹cych do foliacji (tabl. III,
fig. 4), wskazuje na póŸn¹ krystalizacjê tego minera³u, w warunkach retrogresji na pograniczu facji amfibolitowej i zieleñcowej. Wystêpowanie amfibolitów biotytowych w bliskim
s¹siedztwie gnejsów tworz¹cych os³onê masywu mo¿e przy
tym sugerowaæ wp³yw procesów metasomatycznych (dostawa fluidów bogatych w potas) w czasie krystalizacji biotytu.
Lokalnie w amfibolitach pojawiaj¹ siê ponadto cienkie
wk³adki ³upków, których sk³ad mineralny (chloryt, aktynolit,
wêglany) jest charakterystyczny dla metamorfizmu w warunkach facji zieleñcowej.
Wa¿ny wskaŸnik zmiennoœci warunków metamorfizmu
metabazytów masywu NiedŸwiedzia stanowi tak¿e zró¿nicowanie petrograficzne ska³ w profilu masywu. Na szczególne podkreœlenie zas³uguj¹ nastêpuj¹ce zale¿noœci:
– najczêstsze wystêpowanie amfibolitów piroksenowo-granatowych i granatowych, rejestruj¹cych warunki zbli¿one do piku metamorfizmu, w œrodkowej czêœci masywu,
– najczêstsze wystêpowanie amfibolitów rejestruj¹cych
ni¿szy stopieñ metamorfizmu w brze¿nych czêœciach masywu
(w partii sp¹gowej silnie dominuj¹ amfibolity epidotowe, a w
partii stropowej szczególnie czêste s¹ amfibolity biotytowe),
27
Fig. 11. Sk³ad amfiboli z próbek 383,3, 510,0 i 1482,5
na diagramach Lairda i Albeego (1981)
Oznaczenia próbek jak na fig. 6. SF – serie wysokociœnieniowe Sangabawa
i Franciscan, D – seria œredniociœnieniowa Dalradian, HR – seria œredniociœnieniowa Haast River, A – seria niskociœnieniowa Abukuma, Bt – strefa biotytowa, Gt – strefa granatowa, St-Dy – strefa staurolitowo-dystenowa
Composition of amphiboles from samples 383.3, 510.0
and 1482.5 in the diagrams of Laird and Albee (1981)
For symbols see Fig. 6. SF – high-pressure Sangabawa and Franciscan series,
D – medium-pressure Dalradian series, HR – medium-pressure Haast River
series, A – low-pressure Abukuma series, Bt – biotite zone, Gt – garnet zones,
St-Dy – staurolite-kyanite zone
28
Warunki metamorfizmu
– wystêpowanie w amfibolitach, szczególnie przy brzegach masywu, cienkich przewarstwieñ ³upków zieleñcowych,
rejestruj¹cych najni¿szy stopieñ metamorfizmu,
– powszechne wystêpowanie warstwowania, przejawiaj¹cego siê naprzemianleg³ym wystêpowaniem odmian amfibolitów reprezentuj¹cych ró¿ne stopnie metamorfizmu.
Na podstawie powy¿szych danych mo¿na s¹dziæ, ¿e metabazyty osi¹gnê³y pik metamorfizmu w warunkach odpowiadaj¹cych pograniczu facji granulitowej i amfibolitowej,
przy stosunkowo wysokich ciœnieniach. PóŸniej mia³ miejsce metamorfizm retrogresywny, w czasie którego warunki
PT zmienia³y siê w kierunku pogranicza facji amfibolitowej
i zieleñcowej. Retrogresja mia³a charakter przestrzennie niejednorodny. Szczególnie silnie przejawia³a siê w brze¿nych
czêœciach masywu, eliminuj¹c w znacznym stopniu produkty piku metamorfizmu, a s³abiej we wnêtrzu masywu, gdzie
najsilniej zmetamorfizowane metabazyty zachowa³y siê
w formie pakietów w ró¿nym stopniu dotkniêtych przez retrogresjê. Sp¹gowa czêœæ masywu, silnie zdominowana
przez amfibolity epidotowe (ni¿sza czêœæ profilu otworu
NiedŸwiedŸ IG 2) reprezentuje strefê dog³êbnej retrogresji
w warunkach niskotemperaturowej czêœci facji amfibolitowej, gdzie relikty wczeœniejszych etapów metamorfizmu pojawiaj¹ siê sporadycznie. W w¹skich strefach, zwykle na
brzegach masywu, ale miejscami tak¿e wewn¹trz niego, metamorfizm retrogresywny siêgn¹³ warunków facji zieleñcowej. Efektem przestrzennie heterogenicznej retrogresji jest
strefowe rozmieszczenie i warstwowe wystêpowanie ró¿nych odmian petrograficznych metabazytów w obrêbie masywu. Istotn¹ rolê w przebiegu tych procesów odgrywaæ musia³a deformacja metabazytów, która jednak nie by³o przedmiotem szczegó³owych badañ niniejszej pracy.
GEOTERMOBAROMETRIA
Na wstêpnym etapie przygotowywania niniejszej pracy
podjêto próbê obliczenia temperatur i ciœnieñ metamorfizmu
metabazytów masywu NiedŸwiedzia w oparciu o „klasyczne” termo- i barometry geologiczne, jak np. hornblenda–plagioklaz, granat–hornblenda, klinopiroksen–granat czy granat–hornblenda–plagioklaz–kwarc (m.in. Ellis, Green, 1979;
Plyusnina, 1982; Graham, Powell, 1984; Pattison, Newton,
1989; Kohn, Spear, 1990; Holland, Blundy, 1994). W praktyce wykorzystanie tych metod okaza³o siê skomplikowane,
szczególnie z uwagi na stosunkowo du¿¹ liczbê mo¿liwych
do zastosowania geotermometrów oraz du¿¹ liczbê kalibracji istniej¹cych dla poszczególnych metod. Sonda¿owe obliczenia dawa³y wyniki znacznie ró¿ni¹ce siê od siebie, nawet
dla minera³ów w obrêbie pojedynczej próbki, w zale¿noœci
od zastosowanej metody i kalibracji. Wobec du¿ej liczby
niespójnych wyników mo¿liwoœci poprawnej ich interpretacji oraz wiarygodnego okreœlenia warunków PT wydawa³y
siê raczej problematyczne. Niew¹tpliwie, rozrzut uzyskanych wartoœci zwi¹zany by³ po czêœci ze zmiennoœci¹ warunków PT w czasie ewolucji metamorficznej metabazytów,
ale w znacznej mierze wynika³ te¿ zapewne z rozbie¿noœci
modeli i danych termodynamicznych przyjmowanych przez
autorów poszczególnych metod i kalibracji (dyskusja tej problematyki zawarta jest m.in. w pracy Speara, 1993).
Wobec trudnoœci z „klasycznymi” metodami geotermobarometrii, do obliczenia ciœnieñ i temperatur, w jakich zachodzi³ metamorfizm metabazytów masywu NiedŸwiedzia
wykorzystano program komputerowy THERMOCALC (Powell, Holland, 1988; wersja 3,21; http://www.earth.ox.ac.
uk/~davewa/pt/thlinks.html). Program ten okreœla warunki
PT krystalizacji zespo³ów mineralnych w oparciu o przebieg
krzywych równowag reakcji pomiêdzy minera³ami wchodz¹cymi w sk³ad badanego zespo³u, a œciœlej, pomiêdzy tworz¹cymi te minera³y ogniwami skrajnymi. Warunki krystalizacji w polu P–T wyznacza obszar, w którym przecinaj¹ siê
krzywe równowag reakcji. Do obliczeñ wykorzystywana
jest wewnêtrznie spójna baza danych termodynamicznych
oraz przyjmowane s¹ ujednolicone modele aktywnoœci ogniw skrajnych w kryszta³ach mieszanych. W porównaniu
z „klasycznymi” metodami geotermobarometrii, bazuj¹cymi
na niezale¿nie skonstruowanych i skalibrowanych termoi barometrach, podejœcie takie umo¿liwia bardziej precyzyjne oszacowanie temperatur i ciœnieñ metamorfizmu (Spear,
1993). Przy wynikach obliczeñ program THERMOCALC
podaje tak¿e parametry statystyczne, które umo¿liwiaj¹
wstêpn¹ ocenê wiarygodnoœci obliczonych temperatur i ciœnieñ i odrzucenie najs³abszych statystycznie wyników.
Statystycznie znacz¹ce oznaczenia temperatur i ciœnieñ
metamorfizmu uzyskano w wiêkszoœci próbek badanych na
mikrosondzie elektronowej, wykorzystuj¹c dwa typy zespo³ów mineralnych:
– granat–amfibol–plagioklaz–kwarc, oraz
– amfibol–plagioklaz–epidot (zoizyt)–kwarc.
Pierwszy z tych zespo³ów wystêpuje w amfibolitach piroksenowo-granatowych i granatowych, a drugi w amfibolitach epidotowych i zoizytowych. Przyk³adowo, dla zespo³u
granat–amfibol–plagioklaz–kwarc, program liczy³ warunki
PT krystalizacji na podstawie reakcji mineralnych typu:
2py + 4gr + 3ts + 12q = 3tr + 12an
6tr + 21an = 10py + 11gr + 27q + 6H 2O
3tr + 6parg + 18an = 4py + 8gr + 6ts + 3gl
4py + 8gr + 9ts + 6ab = 3tr + 6parg + 24an
py + 3fact + 6parg + 18an = 8gr + 5alm + 6ts + 3gl
W przypadku zespo³u amfibol–plagioklaz–epidot–kwarc
wykorzystywane by³y m.in. takie reakcje, jak:
5ts + 12cz + 14q = 3tr + 28an + 8H 2O
20ts + 7gl + 48cz = 5tr + 14parg + 98an + 32H 2O
27ts + 14ab + 48cz = 5tr + 14parg + 112an + 32H 2O
5parg + 12ep + 27q = 4tr + 14an + 5ab + 6fep + 4H 2O
gdzie: ab – albit, alm – almandyn, an – anortyt, cz – klinozoizyt,
ep – epidot, fact – ferroaktynolit, fep – ferroepidot, gl – glaukofan,
gr – grossular, parg – pargasyt, py – pirop, q – kwarc, tr – tremolit,
ts – tschermakit).
Wyniki obliczeñ wraz z wykazem analiz minera³ów wykorzystanych do ich przeprowadzenia zestawione s¹ w tabeli 4. W wiêkszoœci próbek obliczenia prowadzono osobno
Geotermobarometria
29
wartoœci PT odpowiadaj¹ warunkom na pograniczu facji amfibolitowej, granulitowej i eklogitowej. W wiêkszoœci próbek (z wyj¹tkiem 820,8B) uzyskano wyniki zarówno dla
j¹der, jak i brzegów blastów. Jednak wyniki dla brzegów
blastów s¹ statystycznie mniej wiarygodne i na ogó³ obarczone wiêkszymi b³êdami. Ponadto, porównanie obliczonych wartoœci PT w parach j¹dro–brzeg ze stylem budowy
pasowej w badanych minera³ach (tab. 3) wskazuje na rozbie¿noœci trudne do zinterpretowania. Mo¿na s¹dziæ, ¿e w wyniku
przemian o charakterze retrogresywnym, których efekty s¹
powszechnie widoczne w badanych próbkach, sk³ad brzegów wspó³wystêpuj¹cych minera³ów ulega³ modyfikacjom
nie osi¹gaj¹c stanu równowagi, natomiast sk³ad chemiczny
œrodków blastów zosta³ zmieniony w mniejszym stopniu.
Przyjmuj¹c za bardziej wiarygodne obliczenia dla œrodków
blastów, uzyskuje siê œrednie wartoœci temperatury i ciœnienia krystalizacji zespo³u granat–amfibol–plagioklaz–kwarc
dla j¹der i brzegów kryszta³ów wykorzystuj¹c œrednie z oznaczeñ w kilku blastach (je¿eli dostêpna by³a wiêksza liczba
analiz danego minera³u) lub wykorzystuj¹c sk³ady s¹siaduj¹cych/stykaj¹cych siê ze sob¹ minera³ów. W próbce 820,8B
do obliczeñ wykorzystano sk³ad j¹dra granatu i wystêpuj¹cych w nim wrostków amfibolu i plagioklazu. Obliczenia wykonywane by³y dla aktywnoœci H2O równej 1 oraz
0,5. Obliczenia dla aH2O=1 daj¹ temperatury i ciœnienia wy¿sze (œrednio o 28°C i 0,6 kbar) ni¿ dla aH2O=0,5. Wyniki
dla aH2O=1 reprezentuj¹ zatem maksymalne wartoœci PT dla
danego zestawu minera³ów.
Obliczone wartoœci temperatur i ciœnieñ (dla aH2O=1) na
tle facji metamorfizmu regionalnego przedstawia figura 12.
Dla zespo³u mineralnego granat–amfibol–plagioklaz–kwarc
w amfibolitach granatowych i piroksenowo-granatowych
obliczone wartoœci temperatur i ciœnieñ zmieniaj¹ siê w granicach 909–658°C i 14,5–10,9 kbar (dla aH2O=1). Takie
Tabela 4
Wartoœci temperatury i ciœnienia metamorfizmu metabazytów
obliczone przy pomocy programu THERMOCALC (Powell, Holland, 1988)
Temperature and pressure values of metamorphism of the metabasites
calculated using the THERMOCALC software (Powell, Holland, 1988)
Próbka
Zespó³
minera³ów
aH2O
T [°C]
Sd [°C]
P [kbar]
Sd [kbar]
227,6
(1) GAP c
1
0,5
1
0,5
817
785
909
860
88
78
194
172
14,3
13,8
13,8
13,2
2,3
2,1
3,5
3,4
(2) GAP r
383,3
(3) APE c
1
0,6
539
529
25
25
(7,0)
(7,0)
–
–
820,8A
(4) GAP c
1
0,5
1
0,5
762
728
722
671
67
62
65
66
10,9
10,3
13,1
11,9
1,5
1,4
1,7
1,8
(5) GAP r
820,8B
(6) GAP c
1
0,5
859
822
117
110
14,5
13,7
2,5
2,4
1108,5
(7) GAP c
1
0,5
1
0,5
658
635
711
682
56
52
103
100
10,5
10,1
11,2
10,6
1,4
1,3
2,4
2,4
1
0,5
1
0,5
550
539
543
539
79
123
101
105
6,1
6,6
7,3
7,9
2,2
3,4
2,7
3
(8) GAP r
1482,5
(9) APE c
(10) APE r
Sd – odchylenie standardowe, standard deviation
Zespo³y minera³ów, mineral assemblages: GAP – granat–amfibol–plagioklaz, garnet–amphibole–plagioclase; APE – amfibol–plagioklaz–epidot (klinozoizyt, zoizyt), amphibole-plagioclase-epidote (clinozoisite, zoisite); c – œrodki ziarn, cores; r – brzegi
ziarn, rims
Analizy minera³ów wykorzystane do obliczeñ (jeœli podano wiêcej ni¿ jedn¹ analizê, do obliczeñ wykorzystano ich œredni¹),
list of analyses used in the calculations (if more than one analysis is given, the mean was used in the calculations):
(1) 208–204, 206, 195, 221–192, 199; (2) 211–203, 205, 220–193, 197, 198; (3) 7, 8, 11–1, 6–20; (4) 160, 165, 178–154,
182–170, 183; (5) 166–167–172; (6) 38–42–33; (7) 90–76, 86, 87–67; (8) 94–74–71; (9) 114, 117, 120–113–124, 126;
(10) 115, 116, 118, 119–110, 112–127.
Wyniki analiz s¹ zamieszczone w za³¹cznikach 1–4, the analyses are shown in Appendices 1–4
30
Warunki metamorfizmu
Fig. 12. Temperatury i ciœnienia metamorfizmu metabazytów masywu NiedŸwiedzia obliczone przy pomocy
programu THERMOCALC (tab. 4) na tle facji metamorficznych (granice facji wg Bucher, Frey, 2002)
PP – facja prehnitowo-pumpellyitowa, Z – facja zieleñcowa, A – facja amfibolitowa, G – facja granulitowa, N£ – facja niebieskich ³upków, E – facja eklogitowa
The temperatures and pressures of metamorphism of the NiedŸwiedŸ massif metabasites calculated using the THERMOCALC
software (Table 4) within the PT framework of the metamorphic facies (facies boundaries after Bucher and Frey, 2002)
PP – prehnite-pumpellyite facies, Z – greenschist facies, A – amphibolite facies, G – granulite facies, N£ – blueschist facies, E – eclogite facies
wynosz¹ce 774°C (±82°C) i 12,6 kbar (±1,9 kbar). Wartoœci
te odpowiadaj¹ najwy¿szym temperaturom i ciœnieniom facji
amfibolitowej, na granicy z facj¹ eklogitow¹ i granulitow¹,
co pozostaje w zgodnoœci z jakoœciowymi szacunkami warunków metamorfizmu amfibolitów piroksenowo-granatowych i granatowych omówionymi w poprzednim rozdziale.
Podane powy¿ej wartoœci odpowiadaæ mog¹ warunkom
zbli¿onym do piku metamorfizmu metabazytów. Jednak¿e
wystêpowanie w metabazytach klinopiroksenu sugeruje, ¿e
maksymalne temperatury metamorfizmu mog³y byæ wy¿sze.
Próby obliczeñ PT w zestawie minera³ów klinopiroksen –granat–amfibol–plagioklaz–kwarc w próbce 820,8B nie daj¹ jednak wiarygodnych wyników, co t³umaczyæ mo¿na wp³ywem
retrogresji na sk³ad chemiczny minera³ów. Piroksen ma w tej
próbce charakter wyraŸnie reliktowy, a obserwowany obecnie
sk³ad granatu, amfibolu i plagioklazu kszta³towa³ siê prawdo-
podobnie w temperaturach ni¿szych, ni¿ krystalizowa³ klinopiroksen, zapewne na dosyæ wczesnym etapie retrogresji.
Dla zespo³u minera³ów amfibol–plagioklaz–epidot–
kwarc obliczenia temperatur i ciœnieñ dla œrodków blastów
w próbce 1482,5 da³y wyniki 550°C (±79°C) i 6,1 kbar (±2,2
kbar) przy aH2O=1. Równie¿ w tym wypadku wyniki dla
brzegów blastów obarczone s¹ wiêkszymi b³êdami i wydaj¹
siê mniej wiarygodne. Tym niemniej, obydwie pary wartoœci
mieszcz¹ siê w podobnym zakresie, odpowiadaj¹cym niskotemperaturowemu i œredniociœnieniowemu przedzia³owi facji amfibolitowej (w granicach subfacji epidotowo-amfibolitowej). Wynik taki jest zgodny z jakoœciowymi wskaŸnikami
warunków metamorfizmu omówionymi w poprzednim rozdziale. W próbce 1482,5 nie powiod³y siê próby obliczenia
temperatur i ciœnieñ krystalizacji biotytu, który pojawia siê
lokalnie na brzegach blastów amfibolu jako minera³ re-
G³ówne grupy geochemiczne metabazytów i ich charakterystyka
trogresywny. Negatywny rezultat obliczeñ PT mo¿e byæ
zwi¹zany ze stosunkowo s³ab¹ jakoœci¹ analiz biotytu i/lub
brakiem równowagi miêdzy poszczególnymi fazami mineralnymi.
Najbardziej k³opotliwe dla wyznaczenia temperatur i ciœnieñ metamorfizmu okaza³y siê amfibolity zoizytowe.
W próbce 510,0 nie uda³o siê uzyskaæ wiarygodnych wyników, a w próbce 383,3 mo¿liwe by³o jedynie obliczenie temperatury krystalizacji dla zadanego zakresu ciœnieñ. W tabeli
4 podano wartoϾ temperatury dla P=7 kbar, a na figurze 12
zaznaczono wartoœci temperatur obliczone dla ciœnieñ w zakresie 5–9 kbar, co 1 kbar. Problemy z obliczeniem warun-
31
ków PT dla amfibolitów zoizytowych wynikaj¹ zapewne
z faktu, ¿e sk³ad chemiczny tworz¹cych je minera³ów mo¿e
nie reprezentowaæ warunków równowagi. W szczególnoœci,
stosunkowo wysokie zawartoœci anortytu w plagioklazach
tych ska³ kontrastuj¹ ze sk³adem amfiboli, które s¹ bogate
w Si (tab. 3). Uzyskane przy pomocy programu THERMOCALC oznaczenia temperatur sugeruj¹ jednak, ¿e amfibolity
zoizytowe rejestruj¹ dosyæ podobne warunki metamorfizmu,
co amfibolity epidotowe. Podsumowuj¹c mo¿na stwierdziæ,
¿e wartoœci temperatur i ciœnieñ obliczone dla amfibolitów
epidotowych i zoizytowych odpowiadaj¹ póŸnemu etapowi
retrogresywnej fazy metamorfizmu metabazytów.
GEOCHEMIA METABAZYTÓW
PROBLEM MOBILNOŒCI PIERWIASTKÓW
W CZASIE METAMORFIZMU
Metabazyty masywu NiedŸwiedzia reprezentuj¹ ska³y
o wysokim stopniu metamorfizmu. Mo¿na podejrzewaæ, ¿e
w trakcie metamorfizmu, w wyniku takich procesów jak metasomatoza czy czêœciowe topienie, sk³ad chemiczny tych
ska³ móg³ ulegaæ zmianom i obecnie ró¿ni siê w pewnym
stopniu od sk³adu protolitu. Za pierwiastki szczególnie „mobilne” w czasie procesów metamorficznych uznawane s¹ m.in.
sód, potas, krzem i inne pierwiastki o niskim potencjale jonowym (tzw. LILE), np. Rb, Sr, Ba. W odró¿nieniu od nich, pierwiastki o wysokim potencjale jonowym (tzw. HFSE), m.in. Zr,
Nb, Y, Ti, P, Th i pierwiastki ziem rzadkich, uznawane s¹ za
„niemobilne” lub „s³abo mobilne” (np. Winchester, Floyd,
1977; Kryza, 1993; Rollinson, 1993; Muszyñski, 1994), nawet w warunkach siêgaj¹cych facji eklogitowej i granulitowej
(np. Crowley i in., 2002; Kryza, Pin, 2002; Štìdra i in., 2002).
W przedstawionej poni¿ej charakterystyce geochemicznej
metabazytów wykorzystano zarówno pierwiastki „niemobilne”, jak i „mobilne”. Analiza zmiennoœci geochemicznej
w obydwu grupach sk³adników prowadzi do wniosku, ¿e
wp³yw procesów metamorficznych na sk³ad chemiczny ska³
by³ w przypadku metabazytów NiedŸwiedzia generalnie niewielki, a wiêksze zmiany typu metasomatycznego zachodziæ
mog³y tylko w niektórych ska³ach w stropowej czêœci masywu (szczegó³y poni¿ej). Jednak¿e, dla unikniêcia w¹tpliwoœci,
zagadnienia genetyczne, szczególnie dotycz¹ce ewolucji
magmowej protolitów metabazytów i œrodowiska paleogeotektonicznego magmatyzmu rozwa¿ane s¹ przede wszystkim na podstawie pierwiastków z grupy „niemobilnych”.
G£ÓWNE GRUPY GEOCHEMICZNE METABAZYTÓW
I ICH CHARAKTERYSTYKA
Charakterystykê geochemiczn¹ metabazytów masywu
NiedŸwiedzia oparto na analizach 123 próbek, w których
oznaczono pierwiastki g³ówne i œladowe oraz 42 próbkach,
w których oznaczono pierwiastki ziem rzadkich. Najbardziej
reprezentatywne analizy chemiczne zawieraj¹ za³¹czniki 8 i 9.
Pozycjê systematyczn¹ metabazytów masywu NiedŸwiedzia
ilustruje diagram Zr/TiO2–Nb/Y (fig. 13A). Zdecydowana
wiekszoœæ analizowanych próbek koncentruje siê w polu bazaltów subalkalicznych, mniej licznie pojawiaj¹ siê w s¹siednich polach bazaltów/andezytów, andezytów i bazaltów alkalicznych. Poniewa¿ czêœæ próbek posiada bardzo niskie zawartoœci Nb, (poni¿ej progu wykrywalnoœci metod¹ XRF)
(fig. 13B) ich po³o¿enie zaznaczono schematycznie na brzegu
pola bazaltów subalkalicznych, wzd³u¿ lewej krawêdzi wykresu (fig. 13A). Analizy chemiczne metabazytów naniesiono
tak¿e na diagramy TAS i AFM (fig. 14). Na diagramie TAS
zdecydowana wiêkszoœæ analiz grupuje siê w polu bazaltów,
mniej liczne punkty lokuj¹ siê w polach bazaltowych andezytów i andezytów, a pojedyncze w polach pikrytów i foidytów.
Na diagramie AFM metabazyty tworz¹ stromy trend z silnym
wzbogaceniem w Fe, co odpowiada cechom serii toleitowej.
Kilkanaœcie próbek lokuje siê w œrodkowej czêœci trójk¹ta
AFM, w polu serii wapniowo-alkalicznej.
Na podkreœlenie zas³uguje du¿a zgodnoœæ klasyfikacji metabazytów NiedŸwiedzia opartej na pierwiastkach g³ównych,
w tym potencjalnie mobilnych w czasie metamorfizmu (np.
SiO2, Na2O, K2O), z podzia³em opartym na pierwiastkach
uznawanych za niemobilne (np. Zr, Ti, Nb, Y). W szczególnoœci, zarówno na podstawie diagramu Winchestera i Floyda,
jak i diagramu TAS, mo¿na jednoznacznie zaliczyæ wiêkszoœæ
metabazytów (puste symbole na diagramach) do metabazaltów subalkalicznych ze wzglêdu na niskie wartoœci stosunku
Nb/Y oraz, konsekwentnie, niskie zawartoœci alkaliów. Próbki, które na diagramie Zr/TiO2–Nb/Y tworz¹ grupê o niskich
zawartoœciach Nb (brzeg diagramu) wyraŸnie grupuj¹ siê te¿
na diagramach TAS i AFM (ciemnoszare symbole). Kolejna
grupa próbek, które na diagramie Winchestera i Floyda lokuj¹
siê w polach bazaltów/andezytów i andezytów (krzy¿yki),
równie¿ na diagramie TAS wyró¿niaj¹ siê wiêkszymi zawartoœciami krzemionki i zajmuj¹ analogiczne pola. Z kolei metabazyty o najwy¿szych wartoœciach stosunku Nb/Y (jasnoszare symbole), o cechach przejœciowych miêdzy bazaltami
subalkalicznymi i alkalicznymi, równie¿ na diagramach TAS
i AFM wykazuj¹ zwiêkszone zawartoœci alkaliów w porównaniu z zasadnicz¹ grup¹ metabazytów (puste symbole). Metabazyty z grupy przejœciowej wykazuj¹ wiêkszy ni¿ inne
32
Geochemia metabazytów
Fig. 13. Klasyfikacja geochemiczna metabazytów masywu NiedŸwiedzia na podstawie pierwiastków œladowych
A – diagram Zr/TiO2–Nb/Y (Winchester, Floyd, 1977), B – diagram Nb–Zr
The geochemical classification of the NiedŸwiedŸ Massif metabasites based on trace elements
A – the Zr/TiO2–Nb/Y diagram (Winchester, Floyd, 1977), B – the Nb–Zr plot
G³ówne grupy geochemiczne metabazytów i ich charakterystyka
33
Fig. 14. Klasyfikacja geochemiczna metabazytów masywu NiedŸwiedzia na podstawie pierwiastków g³ównych
A – diagram Na2O+K2O–SiO2 (Le Maitre i in., 1989), B – diagram AFM (Irvine, Baragar, 1971); FeO* – ca³oœæ Fe jako FeO; symbole jak na fig. 13
The geochemical classification of the NiedŸwiedŸ Massif metabasites based on major elements
A – the Na2O+K2O–SiO2 diagram (Le Maitre et al., 1989), B – the AFM diagram (Irvine, Baragar, 1971); FeO* – total Fe as FeO; for symbols see Fig. 13
próbki rozrzut zawartoœci krzemionki, odzwierciedlaj¹cy zapewne mobilnoœæ SiO2 w czasie metamorfizmu (np. dwie
próbki z pola foidytów na diagramie TAS mog³y doznaæ istotnego zubo¿enia w SiO2, jak te¿ Na2O i K2O).
Przedstawione zale¿noœci wskazuj¹, ¿e zmiany sk³adu chemicznego ska³ masywu NiedŸwiedzia zwi¹zane z procesami
metamorficznymi by³y w wiêkszoœci próbek niewielkie. Efekty
„mobilnoœci” pierwiastków ograniczaj¹ siê do drobnych zmian,
nie zacieraj¹cych magmowych cech protolitów, lecz powoduj¹cych np. zwiêkszony rozrzut punktów na niektórych diagramach geochemicznych. Tylko pojedyncze próbki wykazuj¹
objawy powa¿niejszych zmian sk³adu chemicznego.
34
Geochemia metabazytów
Fig. 15 (A i B). Zró¿nicowanie zawartoœci pierwiastków g³ównych i œladowych w metabazytach masywu NiedŸwiedzia
w zale¿noœci od liczby magnezowej [Mg # = MgO/(MgO+Fe2O3), ca³oœæ Fe jako Fe2O3]
Symbole jak na fig. 13
The variation of major and trace element contents in the NiedŸwiedŸ Massif metabasites
plotted against the magnesium number [Mg # = MgO/(MgO+Fe2O3), total Fe as Fe2O3]
For symbols see Fig. 13
G³ówne grupy geochemiczne metabazytów i ich charakterystyka
35
36
Geochemia metabazytów
Na podstawie diagramów Zr/TiO2–Nb/Y, Zr–Nb oraz
pomocniczo TAS i AFM, mo¿na zatem wyró¿niæ wœród metabazytów masywu NiedŸwiedzia trzy g³ówne grupy ska³:
– metabazyty toleitowe (z podgrup¹ metabazytów wysokomagnezowych),
– metabazyty przejœciowe
– metaandezyty.
Metabazyty toleitowe reprezentuj¹ najliczniejsz¹ grupê
ska³ (ok. 63% próbek), które charakteryzuj¹ siê niskimi wartoœciami stosunku Nb/Y i najni¿szym spoœród wyró¿nionych
grup stosunkiem Zr/TiO2 (w niemal wszystkich próbkach,
odpowiednio, <0,3 i 0,002–0,006). Odmianê metabazytów
toleitowych stanowi¹ metabazyty wysokomagnezowe, wyró¿niaj¹ce siê bardzo niskimi koncentracjami wielu niedopasowanych pierwiastków œladowych (m.in. Nb) i niskimi stosunkami Zr/TiO2 przy wysokich zawartoœciach MgO (np. na
diagramie AFM). Metaandezyty stanowi¹ najmniej liczn¹
grupê ska³ (13 % próbek). Wykazuj¹ podobn¹ do metabazytów toleitowych zmiennoœæ stosunku Nb/Y, ale wyraŸnie
wy¿sze stosunki Zr/TiO2 (zwykle 0,008–0,022). Metabazyty
przejœciowe natomiast (24% próbek) posiadaj¹ najwy¿sze wartoœci Nb/Y (0,3–1) przy stosunku Zr/TiO2 (zwykle 0,006–
0,010) poœrednim miêdzy dwoma pozosta³ymi grupami.
Dalsz¹ ilustracjê cech geochemicznych metabazytów stanowi figura 15, przedstawiaj¹ca zmiennoœæ zawartoœci niemal
wszystkich analizowanych pierwiastków w zale¿noœci od
liczby magnezowej Mg# [Mg# = MgO/(MgO+Fe2O3) w %
wag., ca³oœæ Fe jak Fe2O3]. Na wiêkszoœci wykresów widoczne s¹ dobre liniowe korelacje przedstawionych tam wartoœci.
Na wszystkich diagramach wyraŸnie wyodrêbniaj¹ siê metabazyty wysokomagnezowe. Do ich charakterystycznych cech
nale¿¹ najwy¿sze wartoœci Mg# (0,54–0,73, a w pozosta³ych
próbkach zazwyczaj < 0,48), najwy¿sze koncentracje Mg, Al,
Ca, Cr i Ni, oraz najni¿sze zawartoœci Fe, Mn, Ti, P, Zr, Nb,
Y, Na i K. Wraz ze spadkiem Mg# w metabazytach malej¹ zawartoœci Al, Ca, Cr i Ni, a rosn¹ zawartoœci Fe, V, Ti, P, Zr,
Nb, Y. Metabazyty toleitowe tworz¹ przy tym dosyæ zwarte
trendy, na tle których wyró¿niaj¹ siê metabazyty przejœciowe
i metaandezyty, wykazuj¹ce wiêksz¹ zmiennoœæ oraz najwy¿sze koncentracje Ti, P, Zr, Nb, Y, Ce. Podobne cechy widoczne s¹ na wykresach dla K, Ba, Rb, Sr i SiO2. Do cech charakterystycznych metaandezytów nale¿¹: silna zmiennoœæ Mg#
(10–50), wysokie zawartoœci SiO2 (zwykle 50–60%) oraz Al,
Na, K, Ba i Rb, jak równie¿ wzglêdnie niskie zawartoœci Ca.
Dla metabazytów przejœciowych szczególnie charakterystyczne s¹ znaczne wahania zawartoœci SiO2 (37–60%) przy stosunkowo w¹skim zakresie zmiennoœci Mg# (zwykle 20–40)
oraz najwy¿sze zawartoœci Nb i Sr.
Wa¿n¹ cech¹, któr¹ dokumentuj¹ omawiane wykresy,
jest taki sam charakter zmiennoœci geochemicznej w grupie
pierwiastków potencjalnie „mobilnych” (np. K, Ba, Rb), jak
i „niemoblinych” (np. Zr, Nb, Ce). Potwierdza to tezê o niewielkim wp³ywie metamorfizmu na sk³ad chemiczny metabazytów (z wyj¹tkiem pojedynczych próbek, jak np. metabazyty przejœciowe o najni¿szych zawartoœciach SiO2, zubo¿one zapewne w ten sk³adnik w czasie metamorfizmu).
Mo¿na zatem s¹dziæ, ¿e obserwowane trendy geochemiczne
odzwierciedlaj¹ przede wszystkim cechy magmowych protolitów metabazytów.
Rozmieszczenie punktów na omawianych diagramach
wskazuje, ¿e zmiennoœæ geochemiczna metabazytów ma
charakter gradacyjny i w ka¿dej z wydzielonych grup wystêpuj¹ próbki o poœrednich cechach geochemicznych. Tym
niemniej, reprezentatywne próbki z ka¿dej grupy wykazuj¹
specyficzne cechy geochemiczne, co szczególnie dobrze ilustruj¹ diagramy „pajêcze” (fig. 16, 17, 18 i 19).
Metabazyty toleitowe na diagramach pajêczych w normalizacji do bazaltów typu N-MORB (fig. 16A) wykazuj¹
niezbyt wysokie, wyrównane koncentracje i zbli¿one stosunki pierwiastków o wysokim potencjale jonowym i ziem
rzadkich (na wykresie od Nb do Yb), daj¹ce niemal p³askie
trendy na poziomie zbli¿onym do 1. Pierwiastki w lewej czêœci diagramu – Sr, K, Rb, Ba – wykazuj¹ wiêksze wahania
koncentracji, ale w wiêkszoœci próbek widoczne s¹ jednakowe cechy: pozytywne anomalie Sr i Rb. Mniej regularny
przebieg linii na odcinku Th–Ta wi¹¿e siê z niskimi koncentracjami tych pierwiastków, w kilku próbkach poni¿ej granicy oznaczalnoœci. Koncentracje ziem rzadkich znormalizowane wzglêdem chondrytów (fig. 16B) uk³adaj¹ siê na poziomie oko³o 10-krotnych zawartoœci w chondrytach w formie p³askich lub pochylonych w lewo trendów, œwiadcz¹cych o zubo¿eniu w lekkie ziemie rzadkie. Przy normalizacji do prymitywnego p³aszcza (fig. 16C) metabazyty toleitowe wykazuj¹ trendy silnie pochylone w lewo, œwiadcz¹ce
o generalnym zubo¿eniu w pierwiastki niedopasowane,
w szczególnoœci w Rb, Th, Sr i lekkie ziemie rzadkie.
Metabazyty wysokomagnezowe (próbki 182,0 i 87) oraz
niektóre próbki metabazytów toleitowych (próbka 935,0) wykazuj¹ specyficzne cechy geochemiczne (fig. 17). Przy normalizacji do N-MORB (fig. 17A) widoczny jest wklês³y przebieg trendów, z silnym zubo¿eniem w pierwiastki o wysokim
potencjale jonowym oraz w ziemie rzadkie, podczas gdy zawartoœci Sc, Cr oraz pierwiastków o niskim potencjale jonowym s¹ podwy¿szone lub podobne do N-MORB. Koncentracje ziem rzadkich s¹ ogólnie niskie (zwykle poni¿ej 10-krotnych zawartoœci w chondrytach), przy czym obserwuje siê zubo¿enie, rzadziej niewielkie wzbogacenie w lekkie ziemie
rzadkie (fig. 17B). W próbkach 182,0 i 935,0 zaznacza siê
s³aba pozytywna anomalia Eu. Na diagramie w normalizacji
do prymitywnego p³aszcza (fig. 17C) szczególnie charakterystyczne s¹ niskie koncentracje pierwiastków o wysokim potencjale jonowym i ziem rzadkich, bardzo wyraŸna jest pozytywna anomalia Sr oraz zmienne koncentracje Rb, Ba i K, na
ogó³ podwy¿szone w stosunku do pozosta³ych pierwiastków.
Metabazyty przejœciowe na wszystkich diagramach „pajêczych” wykazuj¹ stosunkowo wysokie koncentracje wiêkszoœci pierwiastków œladowych w porównaniu z metabazytami toleitowymi. Przy normalizacji do N-MORB oraz do
prymitywnego p³aszcza widoczne s¹ wyrównane, wypuk³e
trendy z kulminacj¹ na Th, Nb i Ta (fig. 18A) lub Nb (fig.
18C), wskazuj¹ce na wzbogacenie w wymienione pierwiastki oraz w lekkie ziemie rzadkie. W normalizacji do p³aszcza
widoczna jest negatywna anomalia Sr. Zawartoœci ziem
rzadkich (fig. 18B) s¹ stosunkowo wysokie i wyraŸnie za-
G³ówne grupy geochemiczne metabazytów i ich charakterystyka
37
Fig. 16. Znormalizowane koncentracje pierwiastków œladowych
w wybranych próbkach metabazytów toleitowych
Fig. 17. Znormalizowane koncentracje pierwiastków œladowych
w wybranych próbkach metabazytów toleitowych
(próbka 935,0) i wysokomagnezowych (próbki 182,0 i 87)
A – normalizacja do N-MORB (Pearce, 1983), B – ziemie rzadkie, normalizacja do chondrytów (Boynton, 1984), C – normalizacja do pierwotnego
p³aszcza (Wood i in., 1979)
A – normalizacja do N-MORB (Pearce, 1983), B – ziemie rzadkie, normalizacja do chondrytów (Boynton, 1984), C – normalizacja do pierwotnego
p³aszcza (Wood i in., 1979)
Normalized concentrations of trace elements
in selected samples of the tholeiitic metabasites
Normalized concentrations of trace elements in selected samples
of the tholeiitic metabasites (sample 935.0)
and of the high-Mg metabasites (samples 182.0 and 87)
A – normalization to N-MORB (Pearce, 1983), B – rare earth elements normalized to chondrites (Boynton, 1984), C – normalization to the primordial
mantle (Wood et al., 1979)
A – normalization to N-MORB (Pearce, 1983), B – rare earth elements normalized to chondrites (Boynton, 1984), C – normalization to the primordial
mantle (Wood et al., 1979)
38
Geochemia metabazytów
Fig. 18. Znormalizowane koncentracje pierwiastków œladowych
w wybranych próbkach metabazytów przejœciowych
Fig. 19. Znormalizowane koncentracje pierwiastków œladowych
w wybranych próbkach metaandezytów
A – normalizacja do N-MORB (Pearce, 1983), B – ziemie rzadkie, normalizacja do chondrytów (Boynton, 1984), C – normalizacja do pierwotnego
p³aszcza (Wood i in., 1979)
A – normalizacja do N-MORB (Pearce, 1983), B – ziemie rzadkie, normalizacja do chondrytów (Boynton, 1984), C – normalizacja do pierwotnego
p³aszcza (Wood i in., 1979)
Normalized concentrations of trace elements
in selected samples of the transitional metabasites
Normalized concentrations of trace elements
in selected samples of the metaandesites
A – normalization to N-MORB (Pearce, 1983), B – rare earth elements normalized to chondrites (Boynton, 1984), C – normalization to the primordial
mantle (Wood et al., 1979)
A – normalization to N-MORB (Pearce, 1983), B – rare earth elements normalized to chondrites (Boynton, 1984), C – normalization to the primordial
mantle (Wood et al., 1979)
G³ówne grupy geochemiczne metabazytów i ich charakterystyka
Fig. 20. Zró¿nicowanie geochemiczne metabazytów masywu NiedŸwiedzia na wybranych tektonomagmowych diagramach dyskryminacyjnych.
A – diagram Zr–Ti (Pearce, 1982), B – diagram
Zr–Zr/Y (Pearce, Norry, 1979), C – diagram
Ti/1000–V (Shervais, 1982)
MORB – bazalty grzbietów œródoceanicznych, VAL – lawy
³uków wulkanicznych, WPL – lawy wewn¹trzp³ytowe,
WPB – bazalty wewn¹trzp³ytowe, IAB – bazalty ³uków wyspowych, IAT – toleity ³uków wulkanicznych, BAB – bazalty basenów za³ukowych, CFB – kontynentalne plateau
bazalty, OIB – bazalty wysp oceanicznych, AB – bazalty alkaliczne; symbole jak na fig. 13
Geochemical variation of the metabasites of the NiedŸ
wiedŸ Massif in selected tectonomagmatic discrimination diagrams. A – the Zr–Ti diagram (Pearce,
1982), B – the Zr–Zr/Y diagram (Pearce and Norry,
1979), C – the Ti/1000–V diagram (Shervais, 1982)
MORB – mid-ocean ridge basalts, VAL – volcanic arc
lavas, WPL – within-plate lavas, WPB – within-plate basalts, IAB – island-arc basalts, IAT – island-arc tholeiites,
BAB – back-arc basin basalts, CFB – continental flood basalts, OIB – ocean island basalts, AB – alkali basalts;
for symbols see Fig. 13
39
40
Geochemia metabazytów
znacza siê wzbogacenie w lekkie i poœrednie ziemie rzadkie
w stosunku do ciê¿kich ziem rzadkich.
Metaandezyty na diagramie pajêczym w normalizacji do
N-MORB (fig. 19A) wykazuj¹ œrednie i wysokie koncentracje
pierwiastków œladowych oraz negatywne nachylenie trendów.
Widoczne jest wzbogacenie w K, Rb, Ba i Th, a w mniejszym
stopniu w Nb, Ce i P w stosunku do pierwiastków w prawej
czêœci diagramu, jak Ti, Y czy Yb. Charakterystyczne dla tych
ska³ s¹ negatywne anomalie Sr, Nb, Ti i Cr. Bardzo podobne
cechy widoczne s¹ przy normalizacji do prymitywnego p³aszcza (fig. 19C). Zawartoœci i stosunki ziem rzadkich s¹ dosyæ
zmienne (fig. 19B). Ciê¿kie i poœrednie ziemie rzadkie tworz¹
zwykle wyrównane, p³askie trendy na poziomie 10- do 20krotnych wartoœci dla chondrytów, z niewielkim lub wyraŸnym wzbogaceniem w lekkie ziemie rzadkie. Niektóre próbki (np. 85) wykazuj¹ natomiast podwy¿szone koncentracje
wszystkich ziem rzadkich.
Diagramy „pajêcze” dokumentuj¹ znaczne zró¿nicowanie
geochemiczne metabazytów masywu NiedŸwiedzia oraz istotne ró¿nice miêdzy wyró¿nionymi grupami metabazytów. Interpretacja i dyskusja dotycz¹ca przyczyn tej zmiennoœci zawarte
s¹ w dalszej czêœci pracy. Pomijaj¹c na tym etapie zale¿noœci
genetyczne, w sposób czysto opisowy mo¿na zauwa¿yæ, ¿e
metabazyty toleitowe maj¹ cechy bazaltów typu N-MORB,
metabazyty wysokomagnezowe s¹ pod pewnymi wzglêdami
podobne do toleitów ³uków wulkanicznych, metabazyty przejœciowe odpowiadaj¹ bazaltom wewn¹trzp³ytowym, a metaandezyty maj¹ zmienne cechy geochemiczne, przypominaj¹ce wulkanity wewn¹trzp³ytowe lub zwi¹zane ze strefami subdukcji.
Geochemia pierwiastków potencjalnie „mobilnych” konsekwentnie nawi¹zuje przy tym do pierwiastków „niemobilnych”, wspieraj¹c tezê o niewielkim wp³ywie procesów metamorficznych na sk³ad chemiczny metabazytów NiedŸwiedzia.
Podobnego obrazu zró¿nicowania geochemicznego metabazytów dostarczaj¹ tektonomagmowe diagramy dyskryminacyjne (fig. 20). Na przedstawionych wykresach metabazyty toleitowe grupuja siê g³ównie w polach bazaltów typu
MORB, czêœciowo zaœ w polach bazaltów zwi¹zanych ze
strefami subdukcji. Metabazyty wysokomagnezowe plasuj¹
siê w polach bazaltów ³uków wulkanicznych lub poza polami dyskryminacyjnymi. Metabazyty przejœciowe i metaandezyty lokuja siê przede wszystkim w polach bazaltów
wewn¹trzp³ytowych, chocia¿ drugie z nich tak¿e w polach
law ³uków wulkanicznych lub w obszarach pokrywania siê
ró¿nych wymienionych pól.
– stropowy, stanowi¹cy ok. 15–20% mi¹¿szoœci masywu
i obejmuj¹cy profil otworu NiedŸwiedŸ IG 1 do g³êbokoœci
ok. 600 m oraz ods³oniêcia z rejonu Cha³upek i Lubnowa
(ods³. 6, 7, 26, 12–17),
– wewnêtrzny, reprezentuj¹cy zasadnicz¹ czeœæ masywu
(ok. 80% ca³kowitej mi¹¿szoœci) i obejmuj¹cy doln¹ czêœæ
profilu otworu NiedŸwiedŸ IG 1 od g³êbokoœci 600 m do koñca otworu, niemal ca³y profil otworu NiedŸwiedŸ IG 2 (do ok.
1450 m) oraz ods³oniêcia na wschód od Lubnowa (8–11),
w Osinie Ma³ej (1) i w Lubiatowie (4), oraz
– sp¹gowy, stanowi¹cy ok. 3–4% gruboœci masywu
i obejmuj¹cy najni¿sz¹ czêœæ profilu otworu NiedŸwiedŸ
IG 2 od 1450 m do koñca otworu oraz ods³oniêcia w Lipnikach (23, 24).
Odcinek stropowy charakteryzuje siê najwiêkszym zró¿nicowaniem geochemicznym. W zbli¿onych proporcjach
wystêpuj¹ tutaj wszystkie g³ówne grupy geochemiczne metabazytów (najmniej licznie pojawiaj¹ siê metabazyty wysokomagnezowe). Szczególnie charakterystyczne s¹ metaandezyty, praktycznie nie wystêpuj¹ce w innych czêœciach masywu. Metabazyty przejœciowe tworz¹ tutaj lokalnie zwarte
strefy (np. w interwale ok. 400–600 m w profilu otworu NiedŸwiedŸ IG 1), lecz w innych miejscach przewarstwiaj¹ siê
z pozosta³ymi odmianami metabazytów (np. w ods³oniêciach 6, 7 i 26 w rejonie Cha³upki–Lubnów).
W przeciwieñstwie do silnie niejednorodnego odcinka
stropowego, wewnêtrzna czêœæ masywu charakteryzuje siê
s³abym urozmaiceniem geochemicznym i zbudowana jest
niemal wy³¹cznie z metabazytów toleitowych. Wysokomagnezowa odmiana metabazytów toleitowych wyraŸnie koncentruje siê w centralnej czêœci masywu (górna czêœæ profilu
otworu NiedŸwiedŸ IG 2 oraz ods³oniêcie 5). Podrzêdnie
wystêpuj¹ metabazyty przejœciowe. Te ostatnie s¹ szczególnie charakterystyczne dla sp¹gowego odcinka profilu, w którym stanowi¹ zdecydowanie dominuj¹c¹ grupê geochemiczn¹.
Diagramy na figurze 21 ilustruj¹ te¿ zmiennoœæ stosunków Zr/TiO2 oraz Nb/Y w profilu masywu. Stosunek Zr/TiO2
osi¹ga najwy¿sze wartoœci w brze¿nych czêœciach masywu
(szczególnie w pobli¿u stropu, w metaandezytach) i niemal
symetrycznie zmniejsza siê w kierunku centralnej czêœci masywu. Podobn¹ zmiennoœæ wykazuje stosunek Nb/Y w metabazytach toleitowych i metaandezytach (maksymalne wartoœci przy stropie i sp¹gu, minimalne w centrum masywu).
PROFIL GEOCHEMICZNY MASYWU
Rozmieszczenie wyró¿nionych odmian metabazytów oraz
zmiany ich sk³adu chemicznego w profilu pionowym masywu
NiedŸwiedzia ilustruje figura 21 (ods³oniêcia powierzchniowe uszeregowano od górnej do dolnej krawêdzi wykresów
w kolejnoœci zachód–wschód, co odpowiada zmiennoœci
w profilu strop–sp¹g masywu, porównaj rozdzia³ „Relacje
przestrzenne odmian amfibolitów ...”). W geochemicznym
profilu masywu wyró¿niæ mo¿na trzy zasadnicze odcinki:
Fig. 21 (A, B, C). Zró¿nicowanie geochemiczne metabazytów
w profilu masywu NiedŸwiedzia
Oznaczenia jak na fig. 13; objaœnienia i komentarz w tekœcie; zawartoœæ pierwiastków g³ównych (tlenki) przeliczona z pominiêciem straty pra¿enia
The geochemical variation of the metabasites in the vertical section of the NiedŸwiedŸ Massif
Symbols as in Fig. 13; comments in the text; major element contents recalculated on the anhydrous (LOI-free) basis
Profil geochemiczny masywu
41
42
Geochemia metabazytów
Fig. 21 cd.
Profil geochemiczny masywu
43
Fig. 21 cd.
44
Geochemia metabazytów
W metabazytach przejœciowych wartoœci Nb/Y s¹ generalnie
wy¿sze ni¿ w pozosta³ych odmianach i wykazuj¹ odmienny
trend: wysokie, niemal sta³e wartoœci obserwuje siê we wnêtrzu masywu, a bardziej zmienne i ni¿sze przy jego brzegach. Przy uwzglêdnieniu zmiennoœci we wszystkich grupach
³¹cznie, w profilu otworu 1 od g³êbokoœci 600 m ku górze bardzo wyraŸnie zaznacza siê skokowy wzrost stosunku Nb/Y,
a dalej w kierunku stropu masywu jego stopniowy spadek.
Dalsz¹ ilustracjê zmiennoœci geochemicznej w obrêbie
masywu przedstawiaj¹ kolejne wykresy na figurze 21. Dla
uproszczenia pokazane zosta³y jedynie profile otworów NiedŸwiedŸ IG 1 i IG 2. Zmiennoœæ w ods³oniêciach terenowych
ma bardzo podobny przebieg, co ilustruj¹ wykresy z wykorzystaniem Zr, Ti, Nb oraz Y omówione powy¿ej. Opróbowanie w otworach jest jednak bardziej systematyczne ni¿ na powierzchni, a wzajemne po³o¿enie próbek dok³adniej okreœlone, przez co profile geochemiczne otworów s¹ bardziej czytelne. Dla ograniczenia liczby diagramów nie za³¹czono wykresów dla kilku pierwiastków, które wykazuj¹ zmiennoœæ
identyczn¹ z innymi pierwiastkami, pokazanymi na wykresach (szczegó³y poni¿ej).
Dla wielu sk³adników obserwuje siê systematyczne zmiany koncentracji, przy czym wydzieliæ mo¿na kilka grup wykazuj¹cych specyficzny przebieg zmiennoœci. Krzemionka
wykazuje niemal sta³¹ zawartoœæ w dolnej czêœci otworu NiedŸwiedŸ IG 2, od jego sp¹gu do g³êbokoœci oko³o 1000 m. Powy¿ej, w interwale od 1000 m do ok. 180 m, zawartoœæ SiO2
jest bardziej zró¿nicowana. Mo¿liwe, ¿e zmienia siê w sposób
cykliczny (w interwa³ach 900–650 m, 650–325 m i 325–
180 m trzy cykle wykazuj¹ce stopniowy spadek, a póŸniej
raptowny wzrost zawartoœci SiO2 ?). W profilu otworu NiedŸwiedŸ IG 1 zaznacza siê spadek zawartoœci SiO2 od sp¹gu
otworu do g³êbokoœci oko³o 400–450 m, z minimum w próbkach metabazytów przejœciowych. Powy¿ej widoczny jest
stopniowy wzrost zawartoœci SiO2, z najwy¿szymi wartoœciami w metaandezytach.
Na2O wykazuje symetryczn¹ zmiennoœæ, z najwy¿szymi
koncentracjami i gradientami koncentracji na brzegach,
a najni¿szymi wewn¹trz masywu. Podobnie zmieniaj¹ siê
zawartoœci K2O, Ba, Rb i Sr, jednak w wypadku tych pierwiastków koncentracje w czêœci stropowej s¹ czêsto o rz¹d
wielkoœci wy¿sze ni¿ wewn¹trz masywu. Najwy¿sze zawartoœci Na2O, K2O, Ba i Rb wykazuj¹ metaandezyty, a najwiêcej Sr zawieraj¹ metabazyty przejœciowe.
La, Ce, Zr, Nb, Th, Y, Ti i P wykazuj¹ bardzo niskie koncentracje wewn¹trz masywu, a wy¿sze i silniej zmienne w
jego brze¿nych czêœciach. Najwy¿sze zawartoœci wszystkich
wymienionych sk³adników charakterystyczne s¹ dla metabazytów przejœciowych, które wyraŸnie wyodrêbniaj¹ siê na tle
niskich koncentracji w pozosta³ych grupach metabazytów.
Al2O3, CaO, MgO (i Mg#) oraz Cr i Ni w profilu otworu
NiedŸwiedŸ IG 2 wykazuj¹ tendencjê do wzrostu zawartoœci
od sp¹gu do wnêtrza masywu, osi¹gaj¹c najwy¿sze wartoœci
w metabazytach wysokomagnezowych w górnej czêœci profilu. Wzrostowi zawartoœci tych sk³adników towarzyszy
zwykle zwiêkszenie rozrzutu wartoœci w s¹siednich próbkach. W profilu otworu NiedŸwiedŸ IG 1 zmiennoœæ oma-
wianych sk³adników jest zwykle wiêksza, ale mniej regularna. Wyró¿nia siê Al2O3, którego zawartoœæ, pocz¹tkowo dosyæ sta³a, zwiêksza siê od g³êbokoœci ok. 300–400 m w kierunku stropu masywu. CaO i MgO charakteryzuje tendencja
do spadku zawartoœci ku stropowi masywu, podczas gdy
Mg#, Cr i Ni wykazuj¹ niezbyt wyraŸne trendy (byæ mo¿e,
stosunkowo sta³e wartoœci od sp¹gu otworu NiedŸwiedŸ
IG 1 do g³êbokoœci ok. 400 m, a powy¿ej skokowy wzrost
i nastêpnie stopniowy spadek wartoœci).
Fe2O3, MnO i V wykazuj¹ tendencjê do spadku zawartoœci od sp¹gu do stropu masywu, przy znacznym rozrzucie
wartoœci w s¹siednich próbkach. Podobnie, jak dla np. SiO2,
najni¿szy odcinek profilu (poni¿ej ok. 1000 m w otworze
NiedŸwiedŸ IG 2) wykazuje mniejsz¹ zmiennoœæ. Najni¿sze
zawartoœci Fe, Mn i V obserwuje siê w metabazytach wysokomagnezowych w centralnej czêœci masywu, oraz w niektórych metaandezytach w strefie stropowej.
KORELACJA CECH PETROGRAFICZNYCH
I GEOCHEMICZNYCH METABAZYTÓW
Tabela 5 ilustruje zale¿noœci miêdzy sk³adem chemicznym a cechami petrograficznymi metabazytów. Dla poszczególnych grup chemicznych metabazytów w kolejnych wierszach tabeli podana zosta³a iloœæ próbek, reprezentuj¹cych
okreœlony typ petrograficzny amfibolitu. Odmiany petrograficzne ska³ w tabelce uszeregowane zosta³y, generalnie, w kolejnoœci malej¹cego stopnia metamorfizmu (od amfibolitów
piroksenowo-granatowych i granatowych, do ³upków zieleñcowych, porównaj rozdzia³ „Warunki metamorfizmu”).
Z zestawienia wynika, ¿e metabazyty wysokomagnezowe reprezentowane s¹ pod wzglêdem petrograficznym niemal wy³¹cznie przez amfibolity zoizytowe. Jedynie w dwóch
przypadkach s¹ to maficzne amfibolity zwyczajne (zbudowane niemal wy³¹cznie z hornblendy), a w jednym przypadku ³upek zieleñcowy. Metabazyty ¿adnej z pozosta³ych grup
geochemicznych nie wystêpuj¹ jako amfibolity zoizytowe.
Metabazyty toleitowe oraz przejœciowe s¹ bardzo urozmaicone pod wzglêdem petrograficznym i spotykane s¹
wœród nich praktycznie wszystkie odmiany amfibolitów
z wyj¹tkiem zoizytowych. Dwie cechy petrograficzne odró¿niaj¹ce metabazyty toleitowe od przejœciowych to wystêpowanie wœród pierwszych z nich amfibolitów piroksenowo-granatowych, a wœród drugich czêstsze pojawianie siê
amfibolitów biotytowych.
Metaandezyty, podobnie jak metabazyty wysokomagnezowe, maj¹ dosyæ wyraŸnie okreœlony charakter petrograficzny i reprezentowane s¹ przede wszystkim przez amfibolity
biotytowe i zwyczajne, rzadziej przez amfibolity granatowe
(s¹ to przy tym ska³y na ogó³ bogate w plagioklaz i kwarc, porównaj rozdzia³ „Charakterystyka petrograficzna ...”).
Przedstawione dane wskazuj¹, ¿e metabazyty wysokomagnezowe reprezentuj¹ grupê ska³, w wypadku której zaznacza siê najsilniejsza korelacja cech geochemicznych i petrograficznych. Charakter petrograficzny tych ska³ jest niew¹tpliwie uwarunkowany ich specyficznym sk³adem che-
Geneza i dyferencjacja magm
45
Tabela 5
Korelacja klasyfikacji geochemicznej i petrograficznej metabazytów
masywu NiedŸwiedzia*
Correlation of the geochemical and petrographic classifications
of the NiedŸwiedŸ Massif metabasites**
Geochemia
Metabazyty
wysokomagnezowe
Metabazyty
toleitowe
Metabazyty
przejœciowe
Metaandezyty
Amfibolity piroksenowo-granatowe
—
9
—
—
Amfibolity granatowe
—
22
7
2
Petrografia
Amfibolity zoizytowe
15
—
—
—
Amfibolity epidotowe
—
17
7
—
Amfibolity zwyczajne
2
10
9
6
Amfibolity biotytowe
—
1
6
8
* – komentarz w tekœcie
** – for each geochemical type (columns) numbers of samples representing various petrographic types (rows)
is given
micznym (oraz okreœlonymi warunkami metamorfizmu).
W przypadku pozosta³ych grup chemicznych widoczne jest,
¿e metabazyty toleitowe, przejœciowe i metaandezyty reprezentowane s¹ przez rozmaite odmiany petrograficzne. Fakt
ten sugeruje, ¿e ró¿nice geochemiczne pomiêdzy wymienionymi grupami metabazytów nie s¹ zwi¹zane ze stopniem
metamorfizmu. Natomiast odmienne proporcje ró¿nych odmian petrograficznych w ka¿dej z tych grup geochemicznych zwi¹zane s¹ najprawdopodobniej z dwoma czynnikami:
zmiennoœci¹ chemiczn¹ w profilu masywu oraz zmiennym
stopniem metamorfizmu metabazytów w profilu masywu.
WyraŸna korelacja cech geochemicznych i petrograficznych
w przypadku metaandezytów, które wystêpuj¹ w stropowej
czêœci masywu jako amfibolity biotytowe i zwyczajne, sugeruje, ¿e w czasie powstawania tych ska³ dochodzi³o do ich
wzbogacenia w sk³adniki chemiczne pochodz¹ce za ska³
os³ony masywu. Problem ten omówiony jest w nastêpnym
rozdziale poœwiêconym ewolucji i genezie magm.
EWOLUCJA MAGMOWA PROTOLITU METABAZYTÓW
GENEZA I DYFERENCJACJA MAGM
Cechy geochemiczne metabazytów, szczególnie dobrze
widoczne na diagramach „pajêczych” (fig. 16–19) wskazuj¹,
¿e metabazyty toleitowe odpowiadaj¹ bazaltom typu
N-MORB. Magmy, z których powsta³y te ska³y, wytapia³y
siê ze Ÿród³a p³aszczowego zubo¿onego w pierwiastki niedopasowane. Metabazyty wysokomagnezowe wykazuj¹ bardziej wieloznaczne cechy geochemiczne. Niskie koncentracje pierwiastków o wysokim potencjale jonowym (tzw.
HFSE) oraz stosunkowo wysokie zawartoœci pierwiastków
o niskim potencjale jonowym (LIL) upodabniaj¹ je do toleitów ³uków wulkanicznych. Te ostatnie przy normalizacji do
N-MORB wykazuj¹ jednak p³askie trendy na odcinku
Nb–Yb (Pearce, 1983), podczas gdy w metabazytach wysokomagnezowych trendy te s¹ wyraŸnie wklês³e, z minimum
miêdzy P a Ti. Podobnie, przy normalizacji do prymitywnego p³aszcza, toleity ³uków wulkanicznych wykazuj¹ negatywne anomalie Nb i Zr (Holm, 1985), które w omawianych
ska³ach s¹ niewidoczne lub bardzo s³abo zaznaczone. Omawiane metabazyty wykazuj¹ równie¿ pewne podobieñstwo
do pikrytów (np. zbli¿one koncentracje pierwiastków REE;
m. in.: Skovgard i in., 2001), lecz odró¿nia je wyraŸnie wy¿sza (o ok. 5–6 %) zawartoœæ SiO2. Na brak zwi¹zku z protolitem ultramaficznym typu pikrytu, wskazuje tak¿e charakter
petrograficzny omawianych metabazytów. Znacznie bardziej prawdopodobne jest, ¿e metabazyty wysokomagnezowe reprezentuj¹ kumulaty zwi¹zane genetycznie z metabazytami toleitowymi. Frakcjonalna krystalizacja bogatego
w anortyt plagioklazu i magnezowego piroksenu z magmy
o sk³adzie metabazytów toleitowych prowadzi³aby do ewolucji sk³adu magmy w kierunku stopów zubo¿onych w Al,
Ca, Cr, Ni, a wzbogaconych Fe, V, Ti, Zr, Nb, Y, Ce. Równoczeœnie, powstaj¹ce kumulaty wykazywa³yby podwy¿szone zawartoœci pierwiastków wchodz¹cych w sk³ad plagioklazu (szczególnie Ca, Al, Sr, Eu) i piroksenu (Ca, Mg,
Cr, Sc) oraz obni¿one zawartoœci pierwiastków niedopasowanych (szczególnie Nb, La, Ce, P, Zr, Ti, Y). Zarówno
trendy geochemiczne w grupie metabazytów toleitowych,
jak i sk³ad ich wysokomagnezowej odmiany bardzo dobrze
odpowiadaj¹ tym oczekiwaniom (fig. 15 i 17, w szczególnoœci pozytywna anomalie Cr, Eu i Sr).
46
Ewolucja magmowa protolitu metabazytów
Metabazyty przejœciowe wykazuj¹ cechy geochemiczne
charakterystyczne dla bazaltów wewn¹trzp³ytowych. Najbardziej przypominaj¹ toleity wysp oceanicznych, a od toleitów kontynentalnych odró¿niaj¹ je trzy nastêpuj¹ce cechy
(przy normalizacji do prymitywnego p³aszcza): wzbogacenie w Nb; negatywne nachylenie segmentu Ti–Yb oraz pozytywne nachylenie segmentu Rb–Nb. Toleity kontynentalne wykazuj¹ dok³adnie odwrotne cechy – zubo¿enie w Nb,
pozytywne nachylenie segmentu Ti–Yb i negatywne segmentu Rb–Nb (Holm, 1985 – Fig. 7). Magmy, z których powstawa³y te ska³y wytapia³y siê ze Ÿróde³ p³aszczowych
o charakterze prymitywnym lub wzbogaconym w pierwiastki niedopasowane w porównaniu z chondrytami. Metabazyty przejœciowe wykazuj¹ podobne trendy zmiennoœci geochemicznej, jak metabazyty toleitowe (fig. 15). Sk³ad tych
magm by³ zapewne w pewnym stopniu modyfikowany przez
procesy frakcjonalnej krystalizacji, jednak nie spotyka siê
wœród nich odmian o cechach kumulatów.
Metabazyty toleitowe i przejœciowe istotnie ró¿ni¹ siê
pod wzglêdem stosunków pierwiastków niedopasowanych
(fig. 16 i 18), co zwi¹zane jest prawdopodobnie z ich pochodzeniem ze Ÿróde³ p³aszczowych odmiennego typu: zubo¿onego oraz prymitywnego/wzbogaconego. Równoczeœnie
obserwuje siê gradacjê cech geochemicznych pomiêdzy tymi odmianami, przejawiaj¹c¹ siê m.in. stopniow¹ zmian¹
stosunku Nb/Y (diagram Winchestera i Floyda, fig. 13)
i zmiennym stopniem zubo¿enia lub wzbogacenia w lekkie
ziemie rzadkie (na diagramach ziem rzadkich, w normalizacji do chondrytów, trendy pochylone w lewo lub p³askie
w odmianie toleitowej i o zmiennym stopniu pochylenia
w prawo w odmianie przejœciowej, fig. 16B i 18B).
Wspó³wystêpowanie metabazytów toleitowych z przejœciowymi i gradacja ich cech geochemicznych mog¹ wskazywaæ, ¿e magmy wytapia³y siê z heterogenicznego Ÿród³a
p³aszczowego, niejednorodnego pod wzglêdem geochemii
pierwiastków œladowych, np. zbudowanego g³ównie ze zubo¿onych perydotytów, ale zawieraj¹cych domeny prymitywne/wzbogacone (byæ mo¿e na nieco wiêkszych g³êbokoœciach). Topienie tego typu p³aszcza generowa³oby g³ównie
magmy toleitowe, typu N-MORB, lecz, w zale¿noœci od lokalnych proporcji topi¹cych siê odmian perydotytów, tak¿e
magmy typu metabazytów przejœciowych, wzbogacone
w pierwiastki niedopasowane, oraz poœrednie pomiêdzy nimi.
Pewn¹ rolê w opisanym procesie móg³ tak¿e odgrywaæ
zmienny stopieñ czêœciowego topienia, jednak skala ró¿nic
w geochemii pierwiastków œladowych miêdzy metabazytami
toleitowymi a przejœciowymi przy zbli¿onym, subalkalicznym sk³adzie ogólnym, wskazuje raczej na nadrzêdn¹ rolê heterogenicznoœci p³aszcza. Ponadto, stosunkowo wysokie koncentracje ciê¿kich ziem rzadkich, zarówno w metabazytach
przejœciowych, jak i toleitowych, sugeruj¹ brak granatu w
Ÿród³ach magm w momencie segregacji stopów, co mo¿na
wi¹zaæ z niewielk¹ g³êbokoœci¹ generowania magm (lub z dosyæ wysokim stopniem czêœciowego topienia Ÿróde³ ?).
Najmniej rozprzestrzenion¹ w masywie NiedŸwiedzia
grupê geochemiczn¹ reprezentuj¹ metaandezyty. Ska³y te
z punktu widzenia cech geochemicznych mo¿na porównaæ do
toleitowych bazaltów wewn¹trzp³ytowych (niemal dok³adnie
odpowiadaj¹ toleitom kontynentalnym w normalizacji do prymitywnego p³aszcza; Holm, 1985 – Fig. 7), jak i do bazaltów
wapniowo-alkalicznych aktywnych krawêdzi kontynentów
(w normalizacji do N-MORB; Pearce, 1983). Równoczeœnie
metaandezyty maj¹ charakter zdyferencjowany (stosunkowo
wysoki stosunek Zr/TiO2, wysokie zawartoœci SiO2, czêsto niskie wartoœci Mg#), a ponadto na diagramach „pajêczych”
w normalizacji do N-MORB (fig. 19A) wykazuj¹ wyraŸne
negatywne anomalie Nb i Ti przy silnym wzbogaceniu w K,
Rb, Ba i Th, czêsto równie¿ w lekkie ziemie rzadkie, co odró¿nia je zdecydowanie od pozosta³ych metabazytów. Opisane cechy sugeruj¹ istotny udzia³ sk³adników skorupowych
w genezie metaandezytów.
Wzbogacenie w krzemionkê, alkalia i pierwiastki z grupy
LIL w metaandezytach mo¿na t³umaczyæ jako efekt procesów
metamorficznych/metasomatycznych, a w szczególnoœci
przeobra¿eñ ska³ o sk³adzie metabazytów toleitowych lub
przejœciowych przez fluidy bogate w krzemionkê, alkalia, Rb,
Sr, Ba, pochodz¹ce ze ska³ os³ony masywu, na póŸnym etapie
retrogresji metamorfizmu metabazytów. Taka interpretacja
jest zgodna z przes³ankami geologicznymi (wystêpowanie
metaandezytów w brze¿nej czêœci masywu, w s¹siedztwie
gnejsów) i petrograficznymi (wystêpowanie w wielu metaandezytach biotytu, minera³u bogatego w K, jako fazy mineralnej zwi¹zanej z póŸnymi stadiami metamorfizmu). Interpretacja „metasomatyczna” nie t³umaczy jednak ca³oœci cech geochemicznych metaandezytów, a szczególnie geochemii takich
pierwiastków, jak Ti, Zr, Nb czy Ce. Pierwiastki te stanowi¹
klasyczne sk³adniki „niemobilne”. Obserwowana zmiennoœæ
ich koncentracji œwiadczy zatem, ¿e sk³ad chemiczny metaandezytów kszta³towa³ siê przede wszystkim w efekcie procesów magmowych, a nie metamorficznych. Opisane powy¿ej
cechy geochemiczne metaandezytów mo¿na uznaæ za typowe
wskaŸniki kontaminacji magm bazaltowych materia³em górnej skorupy kontynentalnej (np. Wilson, 1989). Koncepcja
taka dobrze nawi¹zuje do pozycji geologicznej omawianych
ska³: wystêpowanie metaandezytów na brzegu masywu,
w strefie zazêbiania siê bazytów i gnejsów, sugeruje, ¿e metaandezyty mog¹ stanowiæ „kontaktow¹ facjê” masywu, w której dosz³o do asymilacji ska³ os³ony przez magmy zasadowe.
Nie jest to jednak jedyna mo¿liwa interpretacja. Mo¿na
równie¿ przypuszczaæ, ¿e metaandezyty nie s¹ komagmowe
z metabazytami toleitowyni i przejœciowymi, lecz wywodz¹
siê z odrêbnego Ÿród³a p³aszczowego. „Skorupowe” cechy
geochemiczne metaandezytów mog³y zostaæ odziedziczone
przez ich magmy macierzyste z odrêbnego (litosferycznego ?) Ÿród³a p³aszczowego, które uleg³o kontaminacji przez
sk³adniki skorupowe w nastêpstwie procesów subdukcji poprzedzaj¹cych generowanie omawianych magm. Rozstrzygniêcie, który z omawianych procesów odgrywa³ decyduj¹c¹ rolê (kontaminacja magm na brzegu intruzji przez ska³y
os³ony, czy kontaminacja p³aszczowych Ÿróde³ magm) nie
wydaje siê mo¿liwe na podstawie dostêpnych danych geochemicznych (czêsto jest to zagadnienie dyskusyjne nawet
w przypadku niezmetamorfizowanych czy wspó³czesnych
ska³ magmowych, por. Wilson, 1989). Przes³anki geologicz-
Forma wystêpowania protolitu metabazytów
ne mog¹ jednak wskazywaæ na zasadnicze znaczenie kontaminacji magm bazaltowych.
Omówione powy¿ej interpretacje sk³aniaj¹ do przyjêcia
modelu ewolucji magmowej protolitów metabazytów obejmuj¹cego nastêpuj¹ce g³ówne elementy:
• generowanie magm toleitowych i, podrzêdnie, przejœciowych, z heterogenicznego p³aszcza (zubo¿one oraz prymitywne/wzbogacone perydotyty) na niewielkich g³êbokoœciach (ciœnienia poni¿ej pola stabilnoœci perydotytów granatowych), przy zmiennym stopniu czêœciowego topienia (?),
• ewolucja sk³adu magm w efekcie frakcjonalnej krystalizacji, prawdopodobnie z powstawaniem kumulatów plagioklazowo-piroksenowych z magm toleitowych,
• powstawanie stopów o sk³adzie andezytowym w efekcie lokalnej asymilacji ska³ skorupowych (alternatywnie,
stopy andezytowe mog¹ wywodziæ siê z odrêbnego Ÿród³a
p³aszczowego).
ŒRODOWISKO PALEOGEOTEKTONICZNE
MAGMATYZMU
Metabazyty masywu NiedŸwiedzia wykazuj¹ wyraŸne
pokrewieñstwo geochemiczne z zasadowymi ska³ami magmowymi obszarów oceanicznych. Znaczna przewaga iloœciowa metabazytów toleitowych o cechach bazaltów typu
N-MORB pozwala s¹dziæ, ¿e magmatyzm ten by³ zwi¹zany
przede wszystkim ze œrodowiskiem centrum spreadingu
w obrêbie basenu oceanicznego. Taka prosta interpretacja
jest jednak niepe³na, z uwagi na obecnoœæ w masywie metabazytów przejœciowych, typu toleitów wysp oceanicznych
(OIT), oraz metaandezytów, z objawami kontaminacji materia³em skorupy kontynentalnej. Przes³anki te wskazuj¹,
¿e œrodowisko magmatyzmu by³o bardziej skomplikowane.
Ma³o prawdopodobne jest, aby ulega³o zmianom w czasie
rozwoju procesów magmowych, gdy¿ nie ma przes³anek,
które wskazywa³yby na istotne ró¿nice wieku wyró¿nionych
odmian metabazytów.
Najbardziej prawdopodobne wydaje siê, ¿e metabazyty
NiedŸwiedzia tworzy³y siê w w¹skim basenie oceanicznym
w obrêbie p³yty kontynentalnej, na etapie przejœciowym miêdzy dojrza³¹ faz¹ rozwoju ryftu kontynentalnego, a powstaniem otwartego oceanu. Model taki uzasadnia oceaniczne
cechy wiêkszoœci metabazytów i zró¿nicowanie ich Ÿróde³
p³aszczowych, dopuszcza te¿ mo¿liwoœæ kontaminacji magm
oceanicznych materia³em pochodzenia kontynentalnego (lub
obecnoœci Ÿróde³ p³aszczowych kontaminowanych materia³em skorupowym).
Alternatywnie, genezê masywu NiedŸwiedzia mo¿na by
wi¹zaæ z magmatyzmem w basenie za³ukowym. Charakterystyczn¹ cech¹ serii magmowych takiego œrodowiska (np.
Wilson, 1989) jest, w szczególnoœci, wspó³wystêpowanie
bazaltów typu MORB z bazaltami typowymi dla stref subdukcji, jak np. toleity ³uków wulkanicznych, IAT. Ska³y
zbli¿one geochemicznie do IAT rzeczywiœcie pojawiaj¹ siê
w masywie NiedŸwiedzia (metabazyty wysokomagnezowe)
jednak, jak wykazano na pocz¹tku tego rozdzia³u, ich geneza
47
zwi¹zana jest w tym wypadku z procesami kumulacji kryszta³ów w magmie, a nie z odmiennymi Ÿród³ami p³aszczowymi magm. Hipotezê magmatyzmu w œrodowisku basenu
za³ukowego mo¿na zatem odrzuciæ, a za bardziej uzasadniony
uznaæ model „w¹skiego oceanu”, przedstawiony powy¿ej.
FORMA WYSTÊPOWANIA PROTOLITU METABAZYTÓW
Interesuj¹cym zagadnieniem w kontekœcie mo¿liwie
pe³nej interpretacji ewolucji masywu NiedŸwiedzia jest problem geologicznej formy wystêpowania protolitu metabazytów. Wobec znacznego stopnia metamorfizmu i deformacji
ska³ masywu rozwa¿ania dotycz¹ce tego zagadnienia maj¹
w znacznym stopniu charakter hipotez, wymagaj¹cych dalszej weryfikacji. Tym niemniej, zwracaj¹ uwagê nastêpuj¹ce
przes³anki:
• stosunkowo znaczne rozmiary i bardzo zwarta budowa
masywu,
• przewarstwianie siê metabazytów z gnejsami w stropowej czêœci masywu (w znacznie mniejszym stopniu w sp¹gu),
• stosunkowo du¿a jednorodnoœæ geochemiczna wewnêtrznej, zasadniczej czêœci masywu oraz znacznie wiêksze
zró¿nicowanie geochemiczne w czêœci stropowej,
• wystêpowanie w centralnej czêœci masywu ska³ typu
kumulatów, a w czêœci stropowej ska³, które powsta³y prawdopodobnie w wyniku asymilacji ska³ skorupowych przez
magmê zasadow¹,
• dosyæ regularny przebieg zmiennoœci geochemicznej
w profilu masywu oraz, byæ mo¿e, relikty rytmicznej stratyfikacji chemicznej (SiO2) w wewnêtrznej czêœci masywu.
Powy¿sze fakty mo¿na najpe³niej wyjaœniæ przyjmuj¹c,
¿e masyw wywodzi siê z intruzji ska³ zasadowych, typu np. sillu czy lakkolitu, która w czêœci stropowej rozdziela³a siê na szereg drobnych ¿y³ intruzywnych (dajki, sille). Z dyferencjacj¹
magm w obrêbie intruzji wi¹za³o siê powstanie systematycznego zró¿nicowania geochemicznego w profilu oraz powstanie
wewn¹trz masywu kumulatów (i rytmicznej stratyfikacji chemicznej ?), podczas gdy magmy w stropowej czêœci intruzji
ulega³y kontaminacji na kontakcie ze ska³ami os³ony. W takim
ujêciu zasadnicza, zwarta czêœæ masywu reprezentowa³aby
g³êbszy, plutoniczny poziom pierwotnego kompleksu, a stropowa czêœæ masywu odpowiada³a by subwulkanicznemu
(a czêœciowo nawet wulkanicznemu ?) poziomowi pierwotnego kompleksu. Niew¹tpliwie póŸniejsza deformacja i metamorfizm w znacznym stopniu zmodyfikowa³y formê kompleksu.
W pracach poœwiêconych ewolucji strukturalnej wschodniej
czêœci bloku przedsudeckiego przyjmuje siê te¿ istnienie nasuniêæ w sp¹gu (np. Skacel, 1989; Aleksandrowski, Mazur, 2002)
lub w sp¹gu i stropie masywu (np. Mazur i in., 1997b).
Przes³anki geochemiczne sugeruj¹ jednak, ¿e metabazyty wystêpuj¹ce wœród gnejsów w stropowej partii masywu s¹ genetycznie œciœle zwi¹zane z zasadnicz¹ czêœci¹ masywu (pewnych analogii dostarcza porównanie z metabazytami ofiolitu
Œlê¿y, gdzie równie¿ stwierdzono znaczne ró¿nice geochemiczne miêdzy poziomem plutonicznym a subwulkanicznym;
Kryza, Wahed, 2000; Floyd i in. 2002). Nasuniêcia w strefie
48
Dyskusja
stropowej masywu NiedŸwiedzia, jeœli wyst¹pi³y, nie spowodowa³y znacz¹cych przemieszczeñ mas skalnych, a w szczególnoœci oddzielenia sugerowanej plutonicznej czêœci kompleksu od
czêœci subwulkanicznej wraz ze ska³ami os³ony intruzji.
Alternatywnie mo¿na przypuszczaæ, ¿e protolitem masywu NiedŸwiedzia by³a mi¹¿sza (kilka km gruboœci ?) seria
law bazaltowych (podmorskich ?), w czêœci stropowej zró¿nicowana geochemicznie i zazêbiaj¹ca siê ze ska³ami osadowymi. Interpretacja taka gorzej jednak t³umaczy niektóre cechy geochemiczne, np. wystêpowanie ska³ typu kumulatów
wewn¹trz masywu. Z tej przyczyny bardziej uzasadniona
wydaje siê pierwsza z przedstawionych hipotez.
DYSKUSJA
Wyniki badañ petrograficznych, mineralogicznych i geochemicznych amfibolitów masywu NiedŸwiedzia dostarczaj¹ nowych danych, które umo¿liwiaj¹ uœciœlenie i weryfikacjê dotychczasowych interpretacji petrologicznych, oraz
okreœlenie g³ównych rysów magmowej i metamorficznej
ewolucji masywu.
Pierwszych kompleksowych danych dotycz¹cych petrografii i warunków metamorfizmu metabazytów dostarczy³y
badania rdzeni z otworów wiertniczych NiedŸwiedŸ IG 1
oraz NiedŸwiedŸ IG 2 (Maciejewski, Sawicki, 1977; Jerzmañski i in., 1984; Jerzmañski, 1992). Wyniki tych badañ
wskazywa³y na bardzo du¿e urozmaicenie sk³adu mineralnego i cech strukturalnych amfibolitów, a opisane wówczas jakoœciowe wskaŸniki warunków metamorfizmu sugerowa³y
metamorfizm regionalny w zakresie œredniociœnieniowym
facji amfibolitowej. Z kolei badania Puziewicza i wspó³autorów (m.in. Puziewicz, Olejniczak, 1997; Puziewicz, 1998;
Puziewicz, Koepke, 2001), prowadzone w ostatnich latach w
powierzchniowych ods³oniêciach, amfibolitów sugerowa³y
znacznie mniejsze zró¿nicowanie petrograficzne, lecz bardziej z³o¿on¹ œcie¿kê metamorficzn¹ tych ska³. W szczególnoœci wskazywa³y, ¿e w obrêbie masywu wystêpuj¹ dwie
odmiany skalne. Pierwsza z nich to zachowane reliktowo
amfibolity granatowe (Puziewicz, Olejniczak, 1997; w pracy
Puziewicza, Koepke, 2001 okreœlane te¿ jako granofelsy
granatowo-hornblendowe), a drug¹, dominuj¹c¹ odmianê reprezentuj¹ amfibolity epidotowe. Pierwsze z tych ska³ krystalizowaæ mia³y w warunkach piku metamorfizmu na pograniczu facji granulitowej i amfibolitowej, a drugie stanowiæ mia³y produkt retrogresji w warunkach facji epidotowo-amfibolitowej. W pocz¹tkowych fazach retrogresji izotermiczna dekompresja spowodowa³a czêœciowe stopienie
metabazytów i powstanie leukokratycznych szlir o sk³adzie
tonalitów.
Wyniki badañ petrograficznych przedstawione w niniejszej pracy potwierdzaj¹ z jednej strony wczeœniejsze wnioski, co do znacznego zró¿nicowania petrograficznego amfibolitów masywu NiedŸwiedzia, a z drugiej dostarczaj¹ nowych informacji na temat ich ewolucji metamorficznej. Uzyskano równie¿ szereg nowych danych, pozwalaj¹cych na
uœciœlenie dotychczasowych interpretacji. Powszechnie obserwuje siê naprzemianleg³e wystêpowanie (przewarstwianie siê), w skali od centymetrów do metrów, kilku g³ównych
odmian amfibolitów o ró¿nym sk³adzie mineralnym i strukturze. Zaznaczaj¹ siê przy tym systematyczne zmiany cech
petrograficznych amfibolitów w profilu masywu. W jego
œrodkowej partii czêœciej wystêpuj¹ amfibolity, których zespo³y mineralne krystalizowa³y w warunkach zbli¿onych do
piku metamorfizmu na pograniczu facji granulitowej i amfibolitowej (m.in. amfibolity piroksenowo-granatowe i granatowe). Opisane przez Puziewicza i innych (op. cit.) segregacje tonalitowe zwi¹zane z czêœciowym topieniem metabazytów wystêpuj¹ jako relikty wczesnej retrogresji przede
wszystkim w centralnej czêœci masywu, fragmentarycznie
ods³aniaj¹cej siê na powierzchni (ta czêœæ masywu nie zosta³a przewiercona w otworach NiedŸwiedŸ IG 1 i IG 2).
Z kolei na brzegach masywu zdecydowanie dominuj¹ amfibolity zwi¹zane z póŸniejsz¹ retrogresj¹ w warunkach facji
epidotowo-amfibolitowej, na pograniczu z facj¹ zieleñcow¹
(m.in. amfibolity epidotowe i biotytowe). Towarzysz¹ im
wk³adki ska³ typu ³upków zieleñcowych, wskazuj¹cych na
lokaln¹ retrogresjê w warunkach facji zieleñcowej. Stosunkowo gêste przewarstwianie siê i strefowe rozmieszczenie
odmian amfibolitów interpretowaæ mo¿na jako efekt heterogenicznej, niejednolitej przestrzennie retrogresji i deformacji, w efekcie których relikty wczeœniejszych, kulminacyjnych faz metamorfizmu zachowa³y siê g³ównie w œrodkowej
czêœci masywu, a na brzegach zosta³y w znacznym stopniu
wyeliminowane i zast¹pione przez produkty ni¿szego stopnia metamorfizmu. Mo¿na te¿ stwierdziæ, ¿e sk³ad zespo³ów
mineralnych metabazytów kontrolowany by³ czêœciowo,
oprócz stopnia metamorfizmu, tak¿e przez sk³ad chemiczny
protolitów. Wystêpuj¹ce w wewnêtrznej czêœci masywu amfibolity zoizytowe reprezentuj¹ specyficzn¹ odmianê chemiczn¹ metabazytów (toleity wysokomagnezowe), a protolitem stosunkowo bogatych w plagioklaz i kwarc amfibolitów biotytowych w stropowej partii masywu by³y ska³y
o sk³adzie andezytów.
Ciœnienia i temperatury piku metamorfizmu metabazytów, krystalizacji amfibolitów granatowych (granofelsów
granatowo-hornblendowych) oraz pocz¹tku czêœciowego topienia tych ska³ zosta³y szacunkowo okreœlone przez Puziewicza i Koepke (2001) na ok. 12–13 kbar i 790°C. Dla póŸniejszej retrogresji i krystalizacji amfibolitów epidotowych
sugerowano ciœnienia ponad 3,3 kbar i temperaturê oko³o
700°C (Puziewicz, Olejniczak, 1997). Wyniki niniejszej pracy wskazuj¹ na zasadniczo podobn¹ sekwencjê i warunki PT
g³ównych etapów metamorfizmu. Warunki krystalizacji amfibolitów granatowych okreœlono na 12,6 kbar (±1,9 kbar)
oraz 774°C (±82°C), a amfibolitów epidotowych na oko³o
Forma wystêpowania protolitu metabazytów
6 kbar i 550°C. Jednak z uwagi na pewne rozbie¿noœci
w przedstawionych powy¿ej wynikach (brak bli¿szych danych termobarometrycznych dla niektórych ska³ w obrêbie
masywu – amfibolity piroksenowo-granatowe, amfibolity
zoizytowe, ³upki zieleñcowe), jak te¿ wystêpowanie reliktów maficznych granulitów w s¹siedztwie masywu NiedŸwiedzia (Achramowicz i in., 1995) trudno na obecnym etapie badañ uznaæ problem ewolucji warunków PT w czasie
metamorfizmu metabazytów za w pe³ni rozwi¹zany. Mo¿na oczekiwaæ, ¿e dalsze badania paragenez mineralnych
i sk³adu chemicznego minera³ów w metabazytach pozwol¹
na dok³adniejsze okreœlenie œcie¿ki metamorficznej tych
ska³.
Autorka niniejszej pracy nie prowadzi³a szczegó³owych
badañ strukturalnych metabazytów masywu NiedŸwiedzia.
Tym niemniej, przedstawione powy¿ej wyniki badañ petrologicznych oraz publikowane dane strukturalne pozwalaj¹
ustosunkowaæ siê do niektórych aspektów regionalnych koncepcji strukturalno-geologicznych, a przede wszystkim do
problemu przebiegu wa¿nych dyslokacji w s¹siedztwie lub
w obrêbie masywu. W szczególnoœci stwierdzono, ¿e w najni¿szej czêœci masywu wystêpuje dosyæ zwarta strefa amfibolitów epidotowych zwi¹zanych z retrogresywn¹ faz¹ metamorfizmu i wykazuj¹cych bardzo siln¹ foliacjê. Wed³ug
Cymermana i Jerzmañskiego (1987) w tej czêœci masywu
zlokalizowana jest strefa œcinania, wzd³u¿ której dochodzi³o
do du¿ych przemieszczeñ. W œwietle tych obserwacji uzasadnione wydaj¹ siê sugestie (Cymerman, Jerzmañski, 1987;
Skacel, 1989; Aleksandrowski, Mazur, 2002; Oberc-Dziedzic i in., 2005), ¿e w sp¹gu masywu, w obrêbie amfibolitów
epidotowych i ska³ „serii blastomylonitycznej” poni¿ej amfibolitów zlokalizowane jest wa¿ne nasuniêcie o znaczeniu regionalnym, powsta³e na stosunkowo póŸnym etapie ewolucji
masywu. Chocia¿ w wewnêtrznej czêœci masywu wystêpuje
równie¿ dosyæ jednolita strefa amfibolitów zoizytowych (które mog¹ reprezentowaæ podobny, retrogresywny etap metamorfizmu, co amfibolity epidotowe), to nie stwierdzono tam,
jak dot¹d, tego typu struktur deformacyjnych jak w sp¹gu masywu (Cymerman, 1986; Cymerman, Jerzmañski, 1987). Podobnie, w¹tpliwe wydaje siê wystêpowanie „walnego” nasuniêcia w stropie masywu NiedŸwiedzia. Kontakt amfibolity/gnejsy mo¿e mieæ tam nawet pewne cechy pierwotne: mo¿liwe, ¿e gnejsy z Cha³upek stanowi¹ ska³y os³ony, w których
protolit metabazytów umiejscowiony zosta³ w formie intruzji.
Jednym z wa¿niejszych zagadnieñ w toku dalszych badañ masywu bêdzie niew¹tpliwie powi¹zanie danych petrologicznych (ewolucja metamorficzna) i strukturalnych (charakter
i nastêpstwo deformacji) w jeden spójny model.
Dotychczasowe badania geochemiczne metabazytów
masywu NiedŸwiedzia by³y raczej wyrywkowe i dostarcza³y
rozmaitych sugestii co do rodzaju i genezy magmowego protolitu metabazytów. Kuralowa i Maciejewski (1992), na
podstawie geochemii pierwiastków g³ównych w amfibolitach z otworów wiertniczych, sugerowali podobieñstwo geochemiczne tych ska³ do toleitowych bazaltów ³uków wulkanicznych. Gunia i Wojciechowska (1996) stwierdzili wystê-
49
powanie w rejonie Pomianowa i Cha³upek amfibolitów podobnych pod wzglêdem geochemii pierwiastków œladowych
do wewn¹trzp³ytowych toleitów kontynentalnych oraz bazaltów ³uków wulkanicznych i basenów za³ukowych. Autorzy ci wskazywali równie¿ na rolê kontaminacji materia³em
skorupy kontynentalnej w genezie tych magm bazaltowych.
Badania geochemiczne prowadzone przez autorkê niniejszej
pracy objê³y pocz¹tkowo próbki z otworu wiertniczego NiedŸwiedŸ IG 2, nastêpnie NiedŸwiedŸ IG 1, a póŸniej równie¿
z ods³oniêæ terenowych (Kryza i in., 1996; Awdankiewicz,
1996, 1997, 2000, 2001). Syntetyczne opracowanie tych
danych zawarte w niniejszej pracy dostarcza znacznie
pe³niejszego ni¿ dot¹d obrazu cech geochemicznych ska³
tworz¹cych masyw oraz ewolucji magmowej ich protolitów.
Stwierdzono, ¿e dominuj¹c¹ odmianê geochemiczn¹ w obrêbie masywu stanowi¹ metabazyty toleitowe typu bazaltów
grzbietów œródoceanicznych (MORB). W œrodkowej czêœci
masywu wystêpuj¹ metabazyty o sk³adzie toleitów wysokomagnezowych wykazuj¹ce pewne cechy geochemiczne
zbli¿one do toleitów ³uków wulkanicznych (IAT). S³abiej
rozpowszechnion¹ odmianê geochemiczn¹, wystêpuj¹c¹
g³ównie w stropowej i w mniejszym stopniu w sp¹gowej
partii masywu, reprezentuj¹ metabazyty przejœciowe odpowiadaj¹ce geochemicznie oceanicznym toleitom wewn¹trzp³ytowym (OIT). W stropowej czêœci masywu licznie wystêpuj¹ ska³y silniej zdyferencjowane, odpowiadaj¹ce metaandezytom. Tak¹ zmiennoœæ geochemiczn¹ wyjaœniæ mo¿na
heterogenicznoœci¹ p³aszczowych Ÿróde³ magm, póŸniejszymi procesami frakcjonalnej krystalizacji i kumulacji kryszta³ów oraz kontaminacj¹ przez sk³adniki skorupy kontynentalnej. Uzyskane wyniki sugeruj¹ te¿, ¿e magmowy protolit
metabazytów wystêpowa³ zasadniczo w formie intruzji
(w jej czêœci stropowej mog³y jednak wystêpowaæ facje subwulkaniczne lub nawet wulkaniczne), a œrodowisko geotektoniczne magmatyzmu wi¹zaæ mo¿na z w¹skim basenem
oceanicznym.
Pod wzglêdem cech geochemicznych, ewolucji magmowej protolitów i mo¿liwego œrodowiska paleogeotektonicznego magmatyzmu, masyw NiedŸwiedzia wykazuje analogie z innymi kompleksami metabazytów w Sudetach i w Masywie Czeskim (m.in. Pin i in., 1988; Narêbski, 1993; Furnes
i in., 1994; Floyd i in., 2000; Crowley i in., 2001; Floyd i in.,
2002). Bior¹c pod uwagê szeroki kontekst regionalny, powstanie masywu mo¿na generalnie ³¹czyæ z paleozoicznym
ryftingiem pó³nocnego brzegu Gondwany, poprzedzaj¹cym
orogenezê waryscyjsk¹. Magmowy protolit masywu powsta³
zapewne na dojrza³ym etapie ryftingu, ale bez badañ geochronologicznych trudno okreœliæ czy we wczesnym paleozoiku (kambr-ordowik), czy póŸniej (dewon). PóŸniejszy
metamorfizm ska³ masywu, podobnie jak otaczaj¹cych serii
skalnych, zwi¹zany by³ zapewne z orogenez¹ waryscyjsk¹.
Weryfikacja i uœciœlenie tych hipotez roboczych bêd¹ zapewne mo¿liwe dziêki badaniom izotopowym, zmierzaj¹cym do potwierdzenia typu Ÿróde³ magm, okreœlenia wieku
umiejscowienia protolitu oraz datowania kolejnych etapów
metamorfizmu i deformacji.
50
Wnioski
WNIOSKI
Wyniki badañ petrograficznych, mineralogicznych i geochemicznych przedstawione w niniejszej pracy, jak te¿ wczeœniejsze dane, pozwalaj¹ na przedstawienie wstêpnego modelu ewolucji magmowej i metamorficznej metabazytów masywu NiedŸwiedzia w kontekœcie rozwoju wschodniej czêœci
pasma waryscyjskiego. Magmowy etap historii masywu
zwi¹zany by³ z procesami ryftingu na pó³nocnym obrze¿eniu
kontynentu Gondwany we wczeœniejszym paleozoiku. Protolitem metabazytów by³y utworzone wówczas, w œrodowisku
w¹skiego zapewne basenu oceanicznego, zasadowe ska³y
magmowe typu normalnych bazaltów grzbietów œródoceanicznych (N-MORB) oraz bazaltów przejœciowych o cechach
oceanicznych toleitów wewn¹trzp³ytowych. Magmowy protolit metabazytów umiejscowiony zosta³ w formie intruzji
(lub czêœciowo serii podmorskich law ?). Zró¿nicowanie geochemiczne magm zwi¹zane by³o g³ównie z heterogenicznoœci¹ ich Ÿróde³ p³aszczowych (Ÿród³a zubo¿one i prymitywne), ale wi¹za³o siê te¿ z procesami frakcjonalnej krystalizacji
i kumulacji kryszta³ów (ich produktem by³y bazyty wysokomagnezowe wystêpuj¹ce w œrodkowej czêœci masywu) oraz
asymilacji ska³ skorupowych (powsta³y ska³y o sk³adzie andezytów, w stropowej czêœci masywu).
Procesy orogeniczne zwi¹zane z epok¹ waryscyjsk¹ w póŸnym dewonie/karbonie spowodowa³y deformacjê i metamorfizm ska³ masywu, który w³¹czony zosta³ w struktury fa³dowe
wschodniej czêœci orogenu waryscyjskiego. Najstarsze rozpoznane zespo³y mineralne metabazytów, z udzia³em klinopiroksenu, sugeruj¹ metamorfizm w warunkach na pograniczu
facji granulitowej, eklogitowej i amfibolitowej. Z dalszym
metamorfizmem wi¹za³a siê lokalna migmatyzacja (czêœciowe topienie), deformacja i retrogresja: dosyæ rozpowszechniony w metabazytach wczesnoretrogresywny zespó³ mineralny granat–amfibol–plagioklaz–kwarc krystalizowa³ przy
temperaturach rzêdu 774°C (±88°C) i ciœnieniach 12,6 kbar
(±1,9 kbar), a na dalszym etapie retrogresji tworzy³ siê zespó³
minera³ów amfibol–plagioklaz–epidot(zoizyt)–kwarc, przy
temperaturach oko³o 550°C i ciœnieniach rzêdu 6 kbar. Lokalnie retrogresja zachodzi³a te¿ w warunkach facji zieleñcowej.
Procesy retrogresywne rozwija³y siê niejednolicie, powoduj¹c
powstanie przek³adaj¹cych siê ró¿nych odmian amfibolitów
(piroksenowo-granatowe, granatowe, epidotowe, zoizytowe,
zwyczajne, biotytowe), przy czym relikty wczeœniejszych faz
metamorfizmu zachowa³y siê g³ównie w œrodkowej czêœci
masywu, a na jego brzegach zosta³y niemal ca³kowicie wyeliminowane. W sp¹gowej czêœci masywu po³o¿onego w strefie
granicznej Sudetów wschodnich i zachodnich przebiegaæ
mo¿e wa¿na regionalna strefa tektoniczna, jednak weryfikacja
tej hipotezy wymaga dalszych badañ petrologiczno-strukturalnych.
***
Podziêkowania. Wszystkie badania wykonane zosta³y
w latach 1995–2003, podczas realizacji projektu numer
6.20.1733.00.0, a czêœciowo równie¿ projektu numer
6.20.1705.00.0 finansowanych ze œrodków Komitetu Badañ
Naukowych przeznaczonych na dzia³alnoœæ statutow¹ Pañstwowego Instytutu Geologicznego. Czêœæ prac zrealizowana zosta³a tak¿e w ramach programu TEMPUS, na Uniwersytecie w Keele w Wielkiej Brytanii w 1995 roku.
Pragnê bardzo serdecznie podziêkowaæ wszystkim tym
osobom, które w ró¿norodny sposób przyczyni³y siê do powstania niniejszej pracy. W pierwszej kolejnoœci dziêkujê
doc. dr. hab. Zbigniewowi Cymermanowi za zainteresowanie
mnie amfibolitami masywu NiedŸwiedzia oraz za wprowadzenie w regionaln¹ problematykê geologiczn¹ wschodniej
czêœci bloku przedsudeckiego. Wyrazy szczególnego podziêkowania nale¿¹ siê promotorowi mojej pracy doktorskiej,
prof. dr. hab. Ryszardowi Kryzie, za pomoc merytoryczn¹,
cenne uwagi i dyskusje, literaturê oraz nieocenion¹ pomoc
podczas wykonywania analiz na mikrosondzie elektronowej.
Serdecznie dziêkujê recenzentom pracy doktorskiej – prof. dr.
hab. Andrzejowi Muszyñskiemu oraz prof. dr. hab. Piotrowi
Guni za wnikliwe recenzje, cenne uwagi i spostrze¿enia.
Dziêkuje równie¿ dr. Leszkowi Krzemiñskiemu za szczegó³ow¹ recenzjê i krytyczne uwagi dotycz¹ce niniejszej pracy. Pragnê tak¿e podziêkowaæ pracownikom Centralnego Laboratorium Chemicznego PIG w Warszawie: mgr in¿. Zofii
Dobieszyñskiej, mgr in¿. Irenie Jaroñ oraz mgr Irenie Iwasiñskiej-Budzyk za czuwanie nad prawid³owym przebiegiem
analiz chemicznych ska³ oraz mgr Ewie Starnawskiej i Leszkowi Giro z Sekcji Mikroskopii Elektronowej PIG za pomoc
przy wykonywaniu analiz chemicznych minera³ów. Sk³adam
tak¿e serdeczne podziêkowania Andrzejowi Bielowi z Oddzia³u Dolnoœl¹skiego PIG za pomoc techniczn¹. Na koniec
chcia³abym gor¹co podziêkowaæ Mojemu Mê¿owi za wielostronn¹ pomoc podczas pisania pracy oraz wielogodzinne
dyskusje nad problematyk¹ genezy i ewolucji metabazytów
masywu NiedŸwiedzia.
LITERATURA
ACHRAMOWICZ S., MUSZYÑSKI A., 1999 — Partial melting of
metapelites from the vicinity of Kamieniec Z¹bkowicki
(Fore-Sudetic Block, SW Poland). Pr. Specjalne PTM, 14:
56–58.
ACHRAMOWICZ S., MUSZYÑSKI A., SCHLIESTEDT M., 1995
— WskaŸniki wysokotemperaturowej deformacji gnejsów
z Doboszowic. Pr. Specjalne PTM, 6: 18–20.
ACHRAMOWICZ S., MUSZYÑSKI A., SCHLIESTEDT M., 1997
— Analiza ewolucji metamorficznej i strukturalnej strefy granicznej Sudetów zachodnich i wschodnich – profil W–E Braszowice–Lipniki. Pr. Specjalne PTM, 9: 55–58.
ALEKSANDROWSKI P., MAZUR S., 2002 — Collage tectonics in
the northeasternmost part of the Variscan Belt: the Sudetes, Bohemian Massif. W: Palaeozoic Amalgamation of Central Euro-
Literatura
pe (red. J.A. Winchester, T.C. Pharaoh, J. Verniers). Geol. Soc.,
London, Sp. Publ., 201: 237–277.
ALEKSANDROWSKI P., KRYZA R., MAZUR S., PIN C., ZALASIEWICZ J.A., 2000 — The Polish Sudetes: Caledonian or Variscan? Trans. R. Soc. Edinb. Earth Sci., 90: 127–146.
AWDANKIEWICZ H., 1996 — Geochemia metabazytów z otworu
wiertniczego NiedŸwiedŸ IG 2 (po³udniowa czêœæ bloku przedsudeckiego). Pr. Specjalne PTM, 8: 14–16.
AWDANKIEWICZ H., 1997 — Petrologia i geochemia metabazytów masywu NiedŸwiedzia. Pr. Specjalne PTM, 9: 62–64.
AWDANKIEWICZ H., 2000 — Ewolucja magmowa i metamorficzna metabazytów masywu NiedŸwiedzia. Centr. Arch. Geol.
Pañstw. Inst. Geol., Warszawa, Wroc³aw.
AWDANKIEWICZ H., 2001 — Palaeozoic Mafic Magmatism in
the Sudetes Region: Further Constraints from the Geochemistry
of the NiedŸwiedŸ Massif Metabasites (Fore-Sudetic Block,
SW Poland). J. Conf. Abs., 6: 580.
AWDANKIEWICZ H., 2003a — Petrologia i geochemia metabazytów masywu NiedŸwiedzia na bloku przedsudeckim. Maszynopis pracy doktorskiej. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol.,
Warszawa, Wroc³aw.
AWDANKIEWICZ H., 2003b — Geochemia serii metamorficznych w po³udniowo wschodniej czêœci bloku przedsudeckiego.
Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa, Wroc³aw.
BADURA J., 1987 — Szczegó³owa mapa geologiczna Sudetów
1:25 000. Ark. Lipniki. Pañstw. Inst. Geol., Wyd. Geol., Warszawa.
BARANIECKI L., 1960 — Szczegó³owa mapa geologiczna Sudetów 1:25 000. Ark. Kamieniec Z¹bkowicki. Wyd. Geol., Warszawa.
BEDERKE E., 1929 — Die Grenze von Ost- und Westsudeten und
ihre Bedeutung für die Einordnung der Sudeten in den Gebirgsbau Mitteleuropas. Geol. Rdsch., 20: 186–205.
BEDERKE E., 1931 — Die moldanubische Überschiebung im Sudetenvorlande. Zbl. Miner. B, Stuttgart, 8: 349–408.
BOBIÑSKI W., KOZDRÓJ W., 1989 — Ewolucja metamorficzna
i tektoniczna ska³ krystalicznych w rejonie Maciejowic (woj.
Opolskie).Streszcz. ref. Kwart. Geol., 1988, 32, 3-4: 740.
BOYNTON W. V., 1984 — Geochemistry of the rare earth elements: meteorite studies. W: Rare earth element geochemistry.
(red. P. Henderson): 63–114. Elsevier, Amsterdam.
BUCHER K., FREY M., 2002 — Petrogenesis of Metamorphic
Rocks. Springer, Berlin.
CHÁB J., MIX P., VANÌÈEK M., AÈEK V., 1994 — Evidence of
an extensional tectonics in the NW of the Hrubý Jesenik Mts.,
Vest, Cesk. Geol. Ustavu, 69, 3: 7–15.
CROWLEY Q.G., FLOYD P.A., ŠTÌDRÁ V., WINCHESTER
J.A., KACHLÍK V., HOLLAND J.G., 2002 — The Mariánské
Láznì Complex, NW Bohemian Massif: development and
destruction of an early Palaeozoic seaway. W: Palaeozoic
Amalgamation of Central Europe (red. J.A. Winchester,
T.C. Pharaoh, J. Verniers). Geol. Soc., London, Sp. Publ., 201:
177–195.
CROWLEY Q.G., FLOYD P.A., WINCHESTER J.A., FRANKE
W., HOLLAND J.G., 2001 — Early Palaeozoic ruft-related
magmatism in Variscan Europe: fragmentation of the Armorican Terrane Assemblage. Terra Nova, 12: 171–180.
CWOJDZIÑSKI S., ¯ELANIEWICZ A., 1995 — Pod³o¿e krystaliczne Bloku Przedsudeckiego. W: Geologia i ochrona œrodowiska bloku przedsudeckiego. 50 lat polskich badañ geologicznych
na Dolnym Œl¹sku. Wroc³aw, 1995. Cz. 1: Przewodnik LXVI
Zjazdu PTG. Ann. Soc. Geol. Pol., wydanie specjalne: 11–28.
CYMERMAN Z., 1986 — Sekwencja deformacji ska³ metamorficznych z otworu wiertniczego NiedŸwiedŸ IG 2. Kwart. Geol., 30:
157–186.
51
CYMERMAN Z., 1993 — Czy w Sudetach istnieje nasuniêcie
ramzowskie? Prz. Geol., 41: 700–706.
CYMERMAN Z., 1997 — Czy istniej¹ ró¿nice miêdzy Sudetami
„zachodnimi” a „wschodnimi”? Pr. Specjalne PTM., 9: 77–79.
CYMERMAN Z., AWDANKIEWICZ H., 1995 — Oznaczenia radiometryczne metod¹ 40Ar/39Ar w Sudetach. Centr. Arch. Geol.
Pañstw. Inst. Geol., Warszawa, Wroc³aw.
CYMERMAN Z., JERZMAÑSKI J., 1987 — Metamorfik wschodniej czêœci bloku przedsudeckiego w okolicy NiedŸwiedzia
ko³o Ziêbic. Kwart. Geol., 31, 2-3: 239–262.
CYMERMAN Z., PIASECKI M. A.J., 1994 — The terrane concept
in the Sudetes, Bohemian Massif. Kwart. Geol., 38, 2: 192–210.
DALLMAYER D., NEUBAUER F., HÖCK V., 1992 — Chronology of late Paleozoic tectonothermal activity in the southeastern Bohemian massif, Austria (Moldanubian and Moravo-Silesian zones) – 40Ar/39Ar mineral age controls. Tectonophysics,
210: 135–153.
DON J., 1995 — Problem hercynidów i waryscydów w Sudetach.
Prz. Geol., 43: 738–793.
ELLIS D. J., GREEN D. H., 1979 — An experimental study of the
effect of Ca upon garnet-clinopyroxene Fe–Mg exchange equilibria. Contrib. Mineral. Petrol., 71: 13–22.
FLOYD P.A., CASTILLO P.R., 1992 — Geochemistry and petrogenesis of Jurassic ocean crust basalts. ODP Leg 129, Site 801.
W: Proceedings of Ocean Drilling Program (red. R. Larson,
Y. Launcelot i in.): 361–388. Scientific Results, 129. College
Station TX.
FLOYD P.A., KRYZA R., CROWLEY Q.G., WINCHESTER J.A.,
WAHED M.A., 2002 — Œle¿a Ophiolite: geochemical features
and and relationship to Lower Palaeozoic rift magmatism in the
Bohemian Massif. W: Palaeozoic Amalgamation of Central Europe (red. J.A. Winchester, T.C. Pharaoh, J. Verniers). Geol.
Soc., London, Sp. Publ., 201: 197–215.
FLOYD P.A., WINCHESTER J.A, SESTON R., KRYZA R.,
CROWLEY Q.G., 2000 — Review of geochemical variation in
Lower Palaeozoic metabasites from the NE Bohemian Massif:
intracratonic rifting and plume-ridge interaction. W: Orogenic
Processes: Quantification and Modelling in the Variscan Belt
(red. W. Franke, V. Haak, O. Oncken, D. Tanner). Geol. Soc.,
London, Sp. Publ., 179: 155–174.
FRANKE W., ¯ELANIEWICZ A., 2000 — The eastern termination of the Variscides: terrane correlation and kinematic evolution. W: Orogenic processes: quantification and modelling in
the Variscan Belt (red. W. Franke, V. Haak, O. Oncken, D. Tanner). Geol. Soc., London, Spec. Publ., 179: 63–86.
FRANKE W., ¯ELANIEWICZ A., 2002 — Structure and evolution of the Bohemian Arc. W: Palaeozoic Amalgamation of
Central Europe (red. J.A. Winchester, T.C. Pharaoh, J. Verniers). Geol. Soc., London, Spec. Publ., 201: 279–293.
FURNES H., KRYZA R., MUSZYÑSKI A., PIN C., GARMANN
L.B., 1994 — Geochemical evidence for progressive rift-related early Palaeozoic volcanism in the western Sudetes. J. Geol.
Soc., 151: 91–109.
GRAHAM C. M., POWELL R., 1984 — A garnet-hornblende geothermometer and application to the Peloma Schist, southern California. J. Metamor. Geol., 2: 13–32.
GUNIA P., WOJCIECHOWSKA I., 1996 — New data about geochemistry of metabasic rocks from the eastern part of Fore-Sudetic Block (SW Poland). Bull. Pol. Acad. Sc. Earth Sc., 44, 2:
101–108.
HOLLAND T., BLUNDY J., 1994 — Non-ideal interactions in calcic amphiboles and their bearing on amphibole-plagioclase
thermometry. Contrib. Mineral. Petrol., 116: 433–447.
HOLM P.E., 1985 — The geochemical fingerprints of different
tectonomagmatic environments using hygromagmatophile ele-
52
Literatura
ment abundances of tholeiitic basalts and basaltic andesites.
Chem.Geol., 51: 303–323.
IRVINE T.N., BARAGAR W. R.A., 1971 — A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks. Can. J. Earth
Sci., 8: 523–548.
JERZMAÑSKI J., 1991 — Nowo odkryte cia³a bazytów i ultrabazytów w okolicy Œlê¿y na bloku przedsudeckim. Biul. Pañstw.
Inst. Geol., 367: 87–104.
JERZMAÑSKI J. (red.), 1992 — NiedŸwiedŸ IG 1 i NiedŸwiedŸ IG
2. Profile G³êb. Otw. Wiert. Pañstw. Inst. Geol., 75.
JERZMAÑSKI J., CYMERMAN Z., KORNAŒ J., KOSSOWSKA
I., KURALOWA K., MACIEJEWSKI S., PENDIAS H., SYLWESTRZAK H., 1984 — Dokumentacja wynikowa otworu
NiedŸwiedŸ IG 2. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa, Wroc³aw.
JÓZEFIAK D., 1998 — Historia metamorfizmu ³upków ³yszczykowych okolic Kamieñca Z¹bkowickiego. Arch. Min., 51, 1-2:
213–248.
KOHN M. J., SPEAR F. S., 1990 — Two new geobarometers for
garnet amphibolites, with applications to southeastern Vermont. Am. Mineral., 75: 89–96.
KRETZ R., 1983 — Symbols for rock-forming minerals. Am. Mineral., 68: 277–279.
KRÖNER A., MAZUR S., 2003 — Proterozoic and Palaeozoic crustal components across the East/Central Sudetes boundary at
the eastern margin of the Bohemian Massif: new U/Pb and
Pb/Pb single zircon ages from the eastern Fore-Sudetic block
(SW Poland). J. Czech. Geol. Soc., 48,1-2: 83–84.
KRYZA R., 1993 — Zasadowe ska³y metawulkaniczne œrodkowej
czêœci Gór Kaczawskich. Studium petrologiczne. Acta Univ.
Wratisl. Nr 1546 Pr. Geol.-Miner., 39: 139 s.
KRYZA R., AWDANKIEWICZ M., AWDANKIEWICZ H., KOZDRÓJ W., SZCZEPAÑSKI J., TURNIAK K., 1996 — Geotectonic significance of Palaeozoic volcanism in the west
Sudetes. Streszcz. referatu. EUROPROBE-TESZ, Ksi¹¿, 11–17
April 1996.
KRYZA R., MAZUR S., OBERC-DZIEDZIC T., 2004 — The sudetic geological mosaic: Insights into the root of the Variscan orogen. Prz. Geol., 52, 8/2: 761–773.
KRYZA R., PIN C., 2002 — Mafic rocks in a deep-crustal segment
of the Variscides (the Góry Sowie, SW Poland): evidence for
crustal contamination in an extensional setting. Int. J. Earth.
Sci., 91: 1017–1029.
KRYZA R., WAHED M. A, 2000 — The Œlê¿a mafic complex: contrasting geochemistry of plutonic and subvolcanic/volcanic
rocks. Pr. Specjalne PTM, 17: 195–197.
KURALOWA K., MACIEJEWSKI S., 1992 — Sk³ad chemiczny
i uwagi genetyczne o ska³ach metamorficznych z otworów NiedŸwiedŸ IG 1 i IG 2. W: NiedŸwiedŸ IG 1, NiedŸwiedŸ IG 2 (red.
J. Jerzmañski). Profile G³êb. Otw, Wiertn, Pañstw. Inst. Geol.,
75: 65–72.
LAIRD J.O., ALBEE A.L., 1981 — Pressure, temeperature and time
indicators in mafic schist: the application to reconstructing the
polymetamorphic history of Vermont. Am. J. Sci., 281: 127–175.
LE MAITRE R.W., BATEMAN P., DUDEK A., KELLER J., LAMEYRE J., LE BAS M.J., SABINE P.A., SCHMID R., SORENSEN H., STRECKEISEN A., WOOLEY A.R., ZANETTIN B.,
1989 — A classification of igneous rocks and glossary of terms.
Recommendations of the International Union of Geological
Sciences Subcomission on the Systematics of Igneous Rocks.
Blackwell, Oxford.
LEAKE B.E., WOOLEY A.R., ARPS C.E.S., BIRCH W.D., GILBERT M.C., GRICE J.D., HAWTORNE F.C., KATO A.,
KICH H.J., KRIVOVICHEV V.G., LINTHOUT K., LAIRD J.,
MANDARINO J.A., MARESCH V.W., NICKEL E.H., ROCK
N.M.S., SCHUMACHER J.C., SMITH D.C., STEPHENSON
N.C.N., UNGARETTI L., WHITTAKER E. J.W., YOUZHI
G., 1997 — Nomenclature of amphiboles: Report of the Subcommittee on Amphiboles of the International Mineralogical
Association, Commission on New Minerals and Mineral Names. American Mineralogist, 82: 1019–1037.
MACIEJEWSKI S., SAWICKI L., 1977 — Dokumentacja wynikowa otworu NiedŸwiedŸ IG 1. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst.
Geol., Warszawa, Wroc³aw.
MAZUR S., JÓZEFIAK D., 1999 — Structural record of Variscan
thrusting and subsequent extensional collapse in the mica
schists from vicinities of Kamieniec Z¹bkowicki, Sudetic foreland, SW Poland. Ann. Soc. Geol. Pol., 69, 1-2: 1–26.
MAZUR S., PUZIEWICZ J., JÓZEFIAK D., 1997a — Tektonika
i metamorfizm serii skalnych miêdzy blokie sowiogórskim
a masywem NiedŸwiedzia (blok przedsudecki). Pr. Specjalne
PTM, 9: 39–44.
MAZUR S., PUZIEWICZ J., SZCZEPAÑSKI J., 1997b — Zdeformowane granity z Lipnik na bloku przedsudeckim: zapis waryscyjskiej ekstensji w strefie granicznej zachodnich i wschodnich
Sudetów. Prz. Geol., 45, 3: 290–294.
MUSZYÑSKI A., 1994 — Kwaœne ska³y metawulkaniczne œrodkowej czêœci Gór Kaczawskich. Studium petrologiczne. UAM
Ser. Geol., 15.
NARÊBSKI W., 1993 — O modelu ewolucji pó³nocno-wschodniej
czêœci masywu czeskiego – uwagi petrologa. Prz. Geol., 41, 11:
751–756.
OBERC J., 1968 — Granica miêdzy struktur¹ zachodnio- i wschodniosudeck¹. Rocz. Pol. Tow. Geol., 38: 203–217.
OBERC J., 1972 — Budowa geologiczna Polski, t. 4. Tektonika, cz.
2, Sudety i obszary przyleg³e. Wyd. Geol. Warszawa.
OBERC-DZIEDZIC T., 2001 — Variscan overthrust of lower palaeozoic gneisses on cadomian basement in the Strzelin Massif,
Fore-Sudetic-Block, SW Poland – a part of the Ramzova overthrust? Pr. Specjalne PTM, 19: 131–134.
OBERC-DZIEDZIC T., KRYZA R., KLIMAS K., FANNING M.
C., MADEJ S., 2005 — Gneiss protolith ages and tectonic boundaries in the NE part of the Bohemian Massif (Fore-Sudetic
Block, WS Poland). Geol. Quart., 49, 4: 363–378.
OLIVER G. J.H., CORFU F., KROGH T.E., 1993 — U-Pb ages
from SW Poland: evidence for a Caledonian suture zone between Baltica and Gondwana. J. Geol. Soc., 150: 355–369.
PATTISON D.R.M., NEWTON R.C., 1989 — Reversed experimental calibration of the garnet-clinopyroxene Fe–Mg exchange thermometer. Contrib. Mineral. Petrol., 101: 87–103.
PEARCE J.A., 1982 — Trace element characteristics of lavas from
destructive plate boundaries. W: Andesites (red. R.S. Thorpe):
525–548. Wiley & Sons, Chichester.
PEARCE J.A., 1983 — Role of the subcontinental lithosphere in
magma genesis at acitve continental margins. W: Continental
basalts and mantle xenoliths (red. C.J. Hawkesworth, M.J Norry): 230–249. Shiva, Nantwich.
PEARCE J.A., NORRY M.J., 1979 — Petrogenetic implications of
Ti, Zr, Y and Nb variations in volcanic rocks. Contrib. Mineral.
Petrol., 69: 33–47.
PENDIAS H., SYLWESTRZAK H., 1992 — Wyniki badañ amfibolowo-granatowego zespo³u mineralnego w profilu otworu NiedŸwiedŸ IG 2. W: NiedŸwiedŸ IG 1, NiedŸwiedŸ IG 2 (red.
J. Jerzmañski). Profile G³êb. Otw. Wiertn. Pañstw. Inst. Geol.,
75: 83–89.
PIN C., MAJEROWICZ A., WOJCIECHOWSKA I., 1988 —Upper
Palaeozoic oceanic crust in the Polish Sudetes: Nd-Sr isotope
and trace element evidence. Lithos, 21: 195–209.
PLYUSNINA L.P., 1982 — Geothermometry and Geobarometry of
Plagioclase-Hornblende Bearing Assemblages. Contrib. Mineral. Petrol., 80: 140–146.
Literatura
POWELL R., HOLLAD, T.J.B., 1988 — An internally consistent
thermodynamic dataset with uncertainties and correlations: 3.
Applications to geobarometry, worked examples and a computer program. J. Metamor. Geol., 6: 173–204.
PUZIEWICZ J., 1998 — Magmowy epidot w tonalitach masywu
NiedŸwiedzia. Pr. Specjalne PTM, 11: 157–159.
PUZIEWICZ J., 2001 — Origin of annite-epidote-ilmenite-muscovite paragenesis in the granulite from Cha³upki (Fore-Sudetic Block, SW Poland). Miner. Pol., 32, 1: 3–13.
PUZIEWICZ J., 2002 — Albite-epidote granofels from Cha³upki
metasedimentary sequence (Doboszowice Metamorphic Unit,
Fore-Sudetic Block, SW Poland). Miner. Pol., 33, 2: 41–47.
PUZIEWICZ J., KOEPKE J., 2001 — Partial melting of garnet-amphibole granofels and the crystallisation of igneous epidote in
the NiedŸwiedŸ amphibolite massif (Fore-Sudetic Block, SW
Poland). N. Jb. Miner.Mh., 12: 529–547.
PUZIEWICZ J., OLEJNICZAK K., 1997 — Wstêpne dane petrologiczne o amfibolitach masywu NiedŸwiedzia. Pr. Specjalne
PTM, 9: 45–49.
PUZIEWICZ J., OLEJNICZAK K., 1998 — Partial Melting and Retrogressive Metamorphism of Amphibolites of the NiedŸwiedŸ
Massif (Eastern Part of the Fore-Sudetic Block). Geolines, 6:
51–52.
PUZIEWICZ J., RUDOLF N., 1998 — Petrografia i geneza leukokratycznych gnejsów dwu³yszczykowych metamorfiku Doboszowic. Arch. Min., 51, 1-2: 181–212.
PUZIEWICZ J., MAZUR S., PAPIEWSKA C., 1999 — Petrografia
i geneza paragnejsów dwu³yszczykowych metamorfiku Doboszowic (Dolny Œl¹sk) i towarzysz¹cych im amfibolitów. Arch.
Min., 52, 1: 35–70.
REMBOCHA L., 1961 — O ³upkach aktynolitowych z okolic Paczkowa. Prz. Geol., 9, 2: 93.
REMBOCHA L., 1967 — Szczegó³owa mapa geologiczna Sudetów
1:25000. Ark. Paczków. Wyd. Geol., Warszawa.
ROLLINSON, H.R., 1993 — Using Geochemical Data: Evaluation,
Presentation, Interpretation. Longman Scientific & Technical.
SAWICKI L., 1959 — Szczegó³owa mapa geologiczna Sudetów
1:25000. Ark. Kamienica. Wyd. Geol. Warszawa.
SAWICKI L., 1992 — Profil litologiczno-stratygraficzny otworu
NiedŸwiedŸ IG 1. W: NiedŸwiedŸ IG 1, NiedŸwiedŸ IG 2 (red. J.
Jerzmañski). Profile G³êb. Otw. Wiertn. Pañstw. Inst. Geol., 75:
11–16.
SCHULMANN K., GAYER R., 2000 — A model for continental accretionary wedge developed by oblique collision the NE Bohemian Massif. J. Geol. Soc., 157: 401–416.
SCHULMANN K., GAYER R., CHÁB J., 1995a — Silesian domain. Thermal and Mechanical Interactions in Deep Seated Rocks:
35–67. Excursion Guide – Post-Conference Excursion. 1–4.
10.1995. Czech Republic.
SCHULMANN K., HARTLEY A., CHÁB J., 1995b — Variscan
orogenic front in the E of the Bohemian Massif. Thermal and
Mechanical Interactions in Deep Seated Rocks: 3–5. Excursion
Guide – Post-Conference Excursion. 1–4.10.1995. Czech Republic.
SCHULMANN K., LEDRU P., AUTRAN A., MELKA R., LARDEUX J.M., URBAN M., LABKOWICZ M., 1991 — Evolution of nappe in the eastern margin of the Bohemian Massif: A
kinematic interpretation. Geol. Rundsch., 80: 73–92.
53
SHERVAIS J.W., 1982 — Ti-V plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas. Earth Planet. Sci. Lett., 59: 101–118.
SKÁCEL J., 1989 — On the Lugicum-Silesicum boundary. Acta
Univ. Wratisl. 1113, Pr. Geol. Miner.,17: 45–55.
SKOVGAARD A.C., STOREY M., BAKER J., BLUSZTAJN J.,
HART S.R., 2001 — Osmium-oxygen isotopic evidence for
a recycled and strongly depleted component in the Iceland mantle plume. Earth Planet. Sci. Lett., 194: 259–275.
SPEAR F. S., 1993 — Metamorphic Phase Equilibria and Pressure-Temperature-Time Paths. Mineralogical Society of America
Monograph, Washington D.C.
ŠTEDRÁ V., KACHLÍK V., KRYZA R., 2002 — Coronitic metagabbros of the Mariánské Láznì Complex and Teplá Crystalline
Unit: inferences for the tectonometamorphic evolution of the
western margin of the Teplá-Barrandien Unit, Bohemian Massif. W: Palaeozoic Amalgamation of Central Europe (red. J.A.
Winchester, T.C. Pharaoh, J. Verniers). Geol. Soc., London,
Sp.Publ., 201: 217–236.
STELTENPOHL M.G., CYMERMAN Z., KROGH E.J., KUNK
M.J., 1993 — Exhumation of eclogitized continental basement
during Variscan lithospheric delamination and gravitational
collapse, Sudety Mountains, Poland. Geology, 21, 12:
1111–1114.
ŠTÍPSKÁ P., SCHULMANN K., THOMPSON A.B., JEEK J.,
KRÖNER A., 2001 — Thermo-mechanical role of a Cambro-Ordovician paleorift during the Variscan collision: the NE
margin of the Bohemian Massif. Tectonophysics, 332, 1-2:
239–253.
SUESS F.E., 1912 — Die moravischen Fenster und ihre Beziehung
zum Grundgebirge des Hohen Gessenkes. Denkschich. Keiserl.
Akad. Wissensch., 88: 541–651.
SUESS F. E., 1926 — Intrusions-Tektonik und Wander-Tektonik in
Variszischen Gebirge. Borntraeger, Berlin.
SVOBODA J., BENEŠ K., DUDEK A., HOLUBEC J., KODYM
ML.O., MALKOVSKÝ M., ODEHNAL L., POLÁK A., POUBA Z., SATTRAN V., ŠKVOR V., WEISS J., 1964 — Regionalni geologie ÈSSR, dil I, Èeský Masiv. Ústø. Úst. Geol.,
Èeskoslov. Academie, Prague.
SZCZEPAÑSKI J., MAZUR S., 2004 — Syn-collisional extension
in the West/East Sudetes boundary zone (NE Bohemian Massif): structural and metamorphic record in the Jeg³owa Beds
from the Strzelin Massif (East Fore-Sudetic Block). Neues Jahrb. Geol. Paläont. Abh., 233 3: 297–331.
WILSON M., 1989 — Igneous Petrogenesis. Harper Collins Academic, London.
WINCHESTER J.A., FLOYD P.A., 1977 — Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chem. Geol., 20: 325–343.
WOOD D. A., JORON J.L., TREUIL M., NORRY M., TARNEY J.,
1979 — Elemental and Sr isotope variations in basic lavas from
Island and the surrounding ocean floor. Contrib. Mineral. Petrol., 70: 319–339.
YARDLEY B.W.D., 1989 — An introduction to metamorphic petrology. Longman Earth Sci. Ser., Harlow.
¯ELANIEWICZ A., 1995 – VI. Western Sudetes (Lugicum). Introduction. W: Pre-Permian geology of Central and Eastern Europe (red. R.D. Dallmeyer, W. Franke, K. Weber): 311–314.
Springer, Berlin.
THE PETROLOGY AND GEOCHEMISTRY OF THE METABASITES
OF THE NIEDWIED MASSIF IN THE FORE-SUDETIC BLOCK
Abstract. The NiedŸwiedŸ amphibolite massif, situated in
the Fore-Sudetic Block, represents one of the largest Palaeozoic
metabasite complexes in Lower Silesia. The petrographic, mineralogical and geochemical studies of drill cores and field exposures (including chemical analyses of rocks and minerals by the XRF, INAA, ICP
and EMPA methods) provided new data on the lithology and structure, and the magmatic and metamorphic evolution of the massif.
The inner part of the massif consists of tholeiitic metabasites represented by garnet-, garnet-pyroxene-, and epidote amphibolites, and
high-Mg metabasites represented by zoisite amphibolites. Towards
the top there are abundant transitional metabasites and metaandesites
represented by leucocratic common- and biotite amphibolites.
The lower part of the massif consists of tholeiitic and transitional
metabasites, both represented by epidote amphibolites. The metabasites were metamorphosed at conditions changing from the boundary of eclogite, granulite and amphibolite facies (ca. 12,6 kbar, 774°C)
towards the boundary of amphibolite and greenschist facies (ca. 6
kbar, 550°C). The protolith of the metabasites was an intrusion of basic igneous rocks chemically corresponding to N-MORB and transitional basalts similar to intraplate oceanic tholeiites. This intrusion
probably originated in a narrow oceanic basin, in a setting transitional
between a mature intra-continental rift and an open ocean.
Key words: petrology, geochemistry, metabasites, boreholes, the NiedŸwiedŸ Massif, Fore-Sudetic Block
SUMMARY
The NiedŸwiedŸ amphibolite massif, one of the largest
metabasite complexes in Lower Silesia (ca. 3,5 km thick
and 20 km long) is situated in the south-eastern part of
the Fore-Sudetic Block, in the boundary zone of the West
and East Sudetes (Fig. 1). The exposure of the massif is
rather scarce due to an extensive cover of Cenozoic deposits
up to 120 m thick. However, the presence of a large amphibolite massif within crystalline basement rocks of this region
(Fig. 2) was documented by the Polish Geological Institute
using geophysical methods that indicated strong gravity and
magnetic anomalies, and later by two deep, fully-cored boreholes: NiedŸwiedŸ IG 1 and NiedŸwiedŸ IG 2 ( Maciejewski
and Sawicki, 1977; Jerzmañski et al., 1984; Jerzmañski,
1992). The first borehole, 801 m deep, was drilled through
the overlying country rocks into the upper part of the massif,
and the second borehole, 1694 m deep, penetrated the central-lower portion of the massif and the underlying country
rocks (Fig. 3). The early studies of the drill cores included
prospecting for metal ores, petrography, geophysics and
structural geology, and were summarized by Jerzmañski
(1992). Metal ores were not found in economically significant amounts and, in the 90ties, the drill cores were partly rejected. However, representative samples covering the whole
drilled interval were retained. Currently these include ca. 40
boxes with 1–2 m long core samples, and ca. 800 smaller sam-
ples (ca. 5 to 20 cm long each) coming from various depths.
In addition, over 500 archival thin sections are preserved.
The main goal of this study was a detailed petrological
and geochemical characterisation of the metabasites and
the reconstruction of magmatic and metamorphic evolution
of the NiedŸwiedŸ Massif. The study focused on the archival
drill cores, but included also field work and systematic
sampling of surface localities (Fig. 2, Table 1). In total,
the petrographic variation of the metabasites was characterized in over 620 thin sections and 123 representative samples
were selected for chemical analyses which included: (1) determination of whole-rock major and trace element chemistry using the XRF method in 123 samples, (2) determination
of REE and other selected trace elements in selected 42 samples using the INAA and ICP methods, and (3) 215 chemical
analyses of minerals in 7 thin sections using the electron
microprobe. The analytical results are shown in Appendices 1–9.
The NiedŸwiedŸ Massif consists almost exclusively of
amphibolites with some intercalations of gneisses, schists,
carbonate rocks and greenschists concentrated along the margins. The amphibolites are strongly variable in terms of petrography and structures. The major mineral components of
the amphibolites are plagioclase and hornblende. Based on the
type of other minerals which accompany the two main com-
Summary
ponents in significant amounts (over 5% by volume; Table 2)
the following amphibolite types were distinguished:
– common amphibolites (composed almost exclusively
of plagioclase and hornblende),
– biotite amphibolites,
– epidote amphibolites,
– zoisite amphibolites,
– garnet amphibolites, and
– pyroxene-garnet amphibolites.
The amphibolites of the NiedŸwiedŸ Massif usually show
a well developed foliation, and massive samples almost devoid of foliation are relatively rare. The foliation is typically
defined by a subparallel alignment of prismatic amphiboles
and/or stripes of light mineral components. The degree of segregation and the spatial relationships of dark and light minerals vary widely. Following Jerzmañski (1992, and references
cited therein) the following structural types of amphibolites
can be distinguished:
– homogeneous (no distinctive segregation of dark and
light minerals, relatively weak foliation),
– spotted and striped (characterized by irregular spots
and stripes, respectively, of light minerals and weak to distinct foliation), and
– laminated (with well-defined light laminae usually several mm thick).
Similarly, there is a strong variation in the grain size of
the amphibolites, enabling the distinction of fine-grained,
medium-grained and coarse-grained amphibolites, characterized by grain-size of <2 mm, 2–5 mm and >5 mm, respectively. In addition there are distinctive porphyroblastic amphibolites which contain porphyroblasts (typically garnet)
up to several cm in diameter.
All the mineralogical varieties of amphibolites (biotite
amphibolites, epidote amphibolites etc.) vary widely in their
structural characteristics, but only rarely close links between
the mineral composition and structure are observed. In particular, the garnet amphibolites typically show porphyroblastic
structures. The coarse-grained structure is in turn characteristic of the common amphibolites poor in the light minerals,
and of some zoisite amphibolites with prismatic zoisite
crystals up to 3 cm long. Lamination is best developed in
plagioclase and quartz-rich amphibolites, and also in some
epidote and zoisite amphibolites.
The NiedŸwiedŸ Massif is characterized by a pronounced
layering expressed by the presence of centimetres to metres
thick bands of amphibolites with distinctive mineral composition and/or structure (Plate I). However, the proportions of
various amphibolite types are different in various parts of
the massif, and there is some systematic variation in the vertical sections of the massif (Figs. 4 and 5). The uppermost
part, ca. 500 m thick, where amphibolites are intercalated
with country rocks, consists predominantly of the biotite and
common amphibolites, more rarely of the garnet and epidote
amphibolites. In addition, these amphibolites are relatively
rich in plagioclase and quartz. The inner part of the massif,
some 2 km thick, is characterized by abundant zoisite,
pyroxene-garnet and garnet amphibolites, and the biotite am-
55
phibolites are not found. In this part of the massif there are
both thick zones strongly dominated with one amphibolite
type (e.g. 200–300 m thick section of zoisite amphibolites
near the top of the NiedŸwiedŸ IG 2 core) as well as densely
layered sections where all but the biotite amphibolites are
found. The lowermost part of the massive, ca. 700–800 m
thick, is more monotonous and strongly dominated by
the epidote amphibolites. The structural characteristics of
the amphibolites show less distinct variation within the massif. However, amphibolites with coarse-grained structures
and those with indistinct foliation are found only in the central part of the massif. The marginal parts, and in particular
the basal zone, consist of fine-grained amphibolites with
well developed foliation and lamination.
The petrographic characteristics of the amphibolites are
illustrated in Plates I–IX. Hornblende and plagioclase,
the main mineral components of the studied rocks, show variable textures and are often zoned. Clinopyroxenes are typically found as relics densely intergrown with amphiboles.
Garnets typically contain numerous inclusions of other minerals (e.g. plagioclase, amphiboles, quartz, titanite). Many
garnet porphyroblasts are partly replaced by epidotes and
chlorites, and in several samples coronas of amphiboles,
plagioclase and/or epidote are found. Epidote group minerals
are often inhomogeneous or zoned. Biotite is mainly found
along the margins and cleavage planes of hornblende crystals.
The mineral chemistry of the amphibolites is illustrated in
Figures 6–11 and summarized in Table 3. Plagioclase ranges
in composition from labradorite to oligoclase. Highest anorthite contents are typical of the garnet and zoisite amphibolites
of the inner part of the massif. Normal zoning is common,
and reverse zoning is rare. Amphiboles are represented by
tschermakite, Mg-hornblende and actinolite, more rarely by
edenite and pargasite (and their Fe-rich equivalents). Normal
zoning is common, but reversely zoned amphiboles are also
found, especially in the lower part of the massif. Garnets are
usually weakly zoned and almandine- and grossularite-rich
(>49% and >27%, respectively) and in one sample relatively
rich in pyrope (up to 35%). Epidote group minerals are variably zoned, and show the highest iron contents (Fe/(Al+Fe) up
to 0,26) in samples from the lowermost part of the massif.
Clinopyroxenes show the diopside composition.
The petrography and mineral chemistry suggest that
the pyroxene-garnet and garnet amphibolites provide a record
metamorphic conditions close to the peak of metamorphism
of the metabasites, probably near the transition of the amphibolite and granulite facies, at high pressures. Common replacement textures in clinopyroxene and garnet point to their
retrogression at the conditions of amphibolite facies, and the
mineral assemblages of the epidote and zoisite amphibolites
suggest metamorphism at the conditions of epidote-amphibolite facies. Chloritisation of amphiboles and garnets in some
samples, as well as greenschist intercalations, point to local
retrogression down to the greenschist facies.
Geothermobarometric calculations using the THERMOCALC software (Table 4, Fig. 12) indicate that the mineral assemblage garnet–amphibole–plagioclase–quartz crystallized
56
Summary
at temperatures of 774°C (±88°C) and pressures of 12,6 kbar
(±1,9 kbar). No reliable PT estimates were obtained for assemblages with clinopyroxene, possibly due to the relic character of this mineral. However, the presence of clinopyroxene
suggest even higher temperatures of the peak metamorphic
conditions. The crystallization of mineral assemblage
plagioclase–amphibole–epidote(zoisite)–quartz during
the late phases of retrogression took place at temperatures of
ca. 550°C and pressures of ca. 6 kbar (Table 4, Fig. 12).
Retrogression within the massif was spatially inhomogeneous. In general, it was less pronounced in the massif
centre, where there are more numerous relics of the higher-grade metamorphic stages (e.g. the pyroxene-garnet amphibolites), and more pronounced in the marginal zones
of the massif where such relics are largely eliminated.
The lower part of the massif, dominated with the strongly foliated epidote amphibolites, represents a deeply retrogressed
and deformed zone (a part of a regional tectonic suture ?).
The heterogeneous retrogression, together with variable deformation, contributed to the pronounced petrographic layering within the massif.
The geochemical studies show that the metabasites largely
correspond to subalkaline basalts. The potentially “mobile”
elements (e.g. silica, alkalies) vary consistently with the “immobile” elements, suggesting rather weak influence of metamorphism on whole-rock composition of the metabasites.
Based on the Zr/TiO2–Nb/Y, Zr–Nb (Fig. 13) and also
the TAS and AFM diagrams (Fig. 14), the metabasites are
subdivided into the following groups: tholeiitic metabasites
(including a high-Mg subgroup), transitional metabasites and
metaandesites. The geochemical variation of these rocks is illustrated in Figure 15, where most of the analysed elements are plotted against the magnesium number Mg# =
MgO/(MgO+Fe2O3), with total Fe expressed as Fe2O3. Most of
the diagrams are characterized by good linear correlations
between the variables. The most distinctive group represent
the high-Mg tholeiitic metabasites which are characterized by
the highest Mg# = 0,54–0,73 (<0,48 in most other samples),
the highest contents of Mg, Al, Ca, Cr and Ni, and the lowest
contents of Fe, Mn, Ti, P, Zr, Nb, Y, Na and K. The differences between the metabasite groups distinguished are further illustrated in the “spiderdiagrams” (Figs. 16–19).
The tholeiitic metabasites show geochemical characteristics
of N-MORB-type basalts, while the high-Mg metabasites
show some features similar to island arc tholeiites and
picrites. The transitional metabasites compare best to within-plate basalts, and the metaandesites are more variable and
similar to within-plate or subduction-related volcanic rocks.
This strong geochemical variation is also seen in the tectonomagmatic discrimination diagrams (Fig. 20).
The geochemical and petrographic characteristics of
the metabasites are partly correlated (Table 5) and vary systematically in the vertical section of the massif (Figs. 5 and
21). The thick, inner part of the massif is largely composed
of tholeiitic metabasites represented by various petrographic
types, including garnet-, pyroxene-garnet- and epidote
amphibolites. The high-Mg metabasites correspond to
the zoisite amphibolites. In the upper part of the massif,
the tholeiitic metabasites are accompanied by abundant transitional metabasites and metaandesites, and the characteristic petrographic types are the common- and biotite amphibolites rich in light minerals. The basal section of the massif is
composed of the tholeiitic and minor transtional metabasites,
developed as the epidote amphibolites.
The protolith of the metabasites probably was relatively
large intrusion of basic igneous rocks (gabbros) with several
subsidiary sills and dikes at the top (or a thick lava sequence
?). The geochemical variation of the metabasites is considered to reflect variable mantle sources of the magmas and
differentiation processes within the intrusion, and not variable palaeogeotectonic emplacement settings of the protoliths. The dominant tholeiitic metabasites correspond geochemically to N-MORB-type magmas derived from depleted
mantle sources. The high-Mg metabasites represent cumulates derived from the former magma by accumulation of
fractionating magnesian pyroxene and calcic plagioclase.
The transitional metabasites were derived from a distinctive,
primitive or enriched mantle source. Mantle source heterogeneity and variable degrees of fractionation probably contributed to the variation and gradation between the tholeiitic
and the transitional magmas. The metaandesites represent
tholeiitic or transitional magmas contaminated with continental crust materials, or were derived from contaminated
mantle source (however, some metasomatic enrichment at
the contact zone of amphibolites and gneisses cannot be
excluded).
The dominantly MORB-like geochemical signatures of
the metabasites, the genetic links between their protoliths
and the character of mantle sources involved suggest that
the discussed basic magmatism was generally related to an
oceanic setting. Possibly, the significant geochemical variation and rather complex genetic relationships indicate a narrow ocean setting, transitional between a mature intra-continental rift and an open ocean. Considering the regional geological context, the magmatic stage of NiedŸwiedŸ Massif
evolution may be linked with the (early?) Palaeozoic rifting
of the northern Gondwana margins, and the metamorphic
stage is obviously related to the late Devonian or early Carbonifeorous orogenic processes in the eastern part of the European Variscides.
TABLICE
TABLICA I
Przyk³ady warstwowania (ang. layering) i laminacji w amfibolitach masywu NiedŸwiedzia
Examples of layering and lamination in the amphibolites of the NiedŸwiedŸ Massif
Fig. 1.
Ostry kontakt amfibolitu granatowego i epidotowego. W warstwie amfibolitu granatowego zaznacza siê gradacja wielkoœci i iloœci
porfiroblastów granatu (otwór NiedŸwiedŸ IG 2, próbka 883,5)
A sharp contact of garnet and epidote amphibolites. A gradation of the amount and size of garnet porphyroblasts can be seen in
the garnet amphibolite layer (NiedŸwiedŸ IG 2 borehole, sample 883,5)
Fig. 2.
Naprzemianleg³e, cienkie warstwy amfibolitów granatowych i epidotowych (otwór NiedŸwiedŸ IG 1, próbka 672,4)
Thin intercalations of garnet and epidote amphibolites (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole, sample 672,4)
Fig. 3.
Laminacja w amfibolicie zwyczajnym. W skale, obok warstw zawieraj¹cych zbli¿one iloœci sk³adników ciemnych (hornblenda)
i jasnych (kwarc i plagioklaz) wystêpuj¹ laminy leukokratyczne i melanokratyczne (otwór NiedŸwiedŸ IG 1, próbka 508,2)
Lamination in the common amphibolite. In this rock, apart from laminae composed of similar amounts of dark (hornblende) and
light (quartz and plagioclase) components, there are both leuco- and melanocratic laminae (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole,
sample 508,2)
Fig. 4.
Ostry kontakt œrednioblastycznego i drobnoblastycznego amfibolitu zoizytowego; ska³a silnie sfoliowana (otwór NiedŸwiedŸ IG 2,
próbka 309,2)
A sharp contact of medium- and fine-grained zoisite amphibolites; the rock is strongly foliated (NiedŸwiedŸ IG 2 borehole,
sample 672,4)
Amfibolity zwyczajne
The common amphibolites
Fig. 5.
Amfibolit œrednioblastyczny, smu¿ysty (otwór NiedŸwiedŸ IG 1, próbka 152,4)
Medium-grained, striped amphibolite (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole, sample 152,4)
Fig. 6.
Amfibolit œrednioblastyczny, laminowany (otwór NiedŸwiedŸ IG 2, próbka 832,4)
Medium-grained, laminated amphibolite (NiedŸwiedŸ IG 2 borehole, sample 832,4)
Fig. 7.
Amfibolit gruboblastyczny, jednorodny, o s³abo zaznaczonej foliacji (otwór NiedŸwiedŸ IG 1, próbka 487,4)
Coarse-grained, homogeneous amphibolite, with poorly developed foliation (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole, sample 487,4)
Fig. 8.
Masywny amfibolit melanokratyczny, gruboblastyczny (otwór NiedŸwiedŸ IG 2, próbka 735,8)
Massive, coarse-grained, melanocratic amphibolite (NiedŸwiedŸ IG 2 borehole, sample 735,8)
D³ugoœæ skali na wszystkich fotografiach wynosi 1 cm
Scale bar 1 cm long in all photos
Prace Pañstw. Inst. Geol. 189
Honorata AWDANKIEWICZ — Petrologia i geochemia metabazytów masywu NiedŸwiedzia na bloku przedsudeckim
TABLICA I
TABLICA II
Mikrofotografie amfibolitów zwyczajnych
Photomicrographs of the common amphibolites
Fig. 1.
Amfibolit smu¿ysty, o wyraŸnie zaznaczonej foliacji (otwór NiedŸwiedŸ IG 1, próbka 538,7). Ska³a zbudowana g³ównie z hornblendy, plagioklazu i kwarcu; podrzêdnie wystêpuje tytanit. Na brzegach niektórych blastów hornblendy pojawia siê chloryt.
Wiêkszoœæ blastów hornblendy wykazuje plamiste zró¿nicowanie barwy lub budowê pasow¹ (bez analizatora, krótszy bok zdjêcia = ok. 4 mm)
Striped amphibolite, with well developed foliation (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole, sample 538,7). This rock is mainly composed of
hornblende, plagioclase and quartz. There is also subordinate titanite and chlorite found along the margins of some hornblende
blasts. Most hornblende crystals shows some variation in colour in the form of spots or zoning (plane polarised light, shorter edge
of photo is ca. 4 mm long)
Fig. 2.
Ksenomorficzny blast hornblendy wykazuj¹cy budowê pasow¹: niejednorodne j¹dro o plamistym zró¿nicowaniu barwy otacza
obwódka o ciemniejszym zabarwieniu (bez analizatora, krótszy bok zdjêcia = ok. 2 mm; ta sama próbka co na fig. 1)
An anhedral, zoned hornblende blast with a lighter, spotted core and a darker envelope (plane polarised light, shorter edge of
photo is ca. 2 mm long; the same sample as in Fig. 1)
Fig. 3.
Amfibolit gruboblastyczny, smu¿ysty (otwór NiedŸwiedŸ IG 1, próbka 610,0). Ska³a zbudowana z hornblendy, kwarcu, plagioklazu, tytanitu i minera³ów nieprzezroczystych. Miejscami hornblenda zastêpowana jest przez chloryt (bez analizatora, krótszy
bok zdjêcia = ok. 2 mm)
Coarse-grained, striped amphibolite (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole, sample 610,0). This rock is composed of hornblende, quartz,
plagioclase, titanite and opaque minerals. In places hornblende is replaced by chlorite (plane-polarised light, shorter edge of photo is ca. 2 mm long)
Fig. 4.
Amfibolit jednorodny, miejscami smu¿ysty (otwór NiedŸwiedŸ IG 1, próbka 449,3). Granoblastyczny agregat kwarcowo-plagioklazowy (polaryzatory skrzy¿owane, krótszy bok zdjêcia = ok. 2 mm)
Homogeneous, locally striped amphibolite (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole, sample 449,3). A granoblastic aggregate of quartz and
plagioclase (crossed polarisers, shorter edge of photo is ca. 2 mm long)
Fig. 5, 6. Amfibolit jednorodny, miejscami smu¿ysty (otwór NiedŸwiedŸ IG 1, próbka 449,3). Ska³a sk³ada siê z hornblendy oraz mniejszych iloœci kwarcu, plagioklazu i minera³ów nieprzezroczystych. Niektóre blasty hornblendy wykazuj¹ budowê pasow¹ (fig. 5 –
bez analizatora, fig. 6 – polaryzatory skrzy¿owane; krótszy bok zdjêcia = ok. 2 mm)
Homogeneous, in places striped amphibolite (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole, sample 449,3). This rock consists of hornblende and
smaller amounts of quartz, plagioclase and opaque minerals. Some hornblende blasts are zoned (Fig. 5 – plane-polarised light,
Fig. 6 – crossed polarisers; shorter edge of photo is ca. 2 mm long)
Fig. 7, 8. Amfibolit masywny, melanokratyczny (otwór NiedŸwiedŸ IG 1, próbka 385,0). Zasadniczym sk³adnikiem ska³y jest hornblenda
(fig. 7 – bez analizatora, fig. 8 – polaryzatory skrzy¿owane; krótszy bok zdjêcia = ok. 8 mm)
Massive, melanocratic amphibolite (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole, sample 385,0). The predominant component of this rock is hornblende (Fig. 7 – plane-polarised light, Fig. 8 – crossed polarisers; shorter edge of photo is ca. 8 mm long)
Prace Pañstw. Inst. Geol. 189
Honorata AWDANKIEWICZ — Petrologia i geochemia metabazytów masywu NiedŸwiedzia na bloku przedsudeckim
TABLICA II
TABLICA III
Amfibolity biotytowe
The biotite amphibolites
Fig. 1.
Amfibolit drobnoblastyczny, laminowany (ods³oniêcie 7, próbka 50)
Fine-grained, laminated amphibolite (locality 7, sample 50)
Fig. 2.
Amfibolit drobnoblastyczny, laminowany (otwór NiedŸwiedŸ IG 1, próbka 322,3). Widoczne cienkie laminki leukokratyczne
oraz grubsze, bogate w biotyt
Fine-grained, laminated amphibolite (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole, sample 322,3). Thinner leucocratic laminae, as well as thicker
laminae enriched in biotite can be seen
Fig. 3.
Amfibolit drobnoblastyczny, laminowany (otwór NiedŸwiedŸ IG 1, próbka 233,7). W prawej i lewej czêœci zdjêcia widoczne
laminy silnie wzbogacone w biotyt
Fine-grained, laminated amphibolite (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole, sample 233,7). Thick laminae enriched in biotite are seen on
the right and left sides of the sample
D³ugoœæ skali na fotografiach próbek wynosi 1 cm
Scale bar is sample photos is 1 cm long
Mikrofotografie amfibolitów biotytowych
Photomicrographs of the biotite amphibolites
Fig. 4.
Mikrofotografia amfibolitu biotytowego (otwór NiedŸwiedŸ IG 1, próbka 192,0). Ska³a zbudowana z hornblendy, biotytu, plagioklazu, kwarcu i tytanitu. Plagioklaz jest czêœciowo zserycytyzowany (bez analizatora, krótszy bok zdjêcia = ok. 2 mm)
Photomicrograph of a biotite amphibolite (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole, sample 192,0). This rock is composed of hornblende, biotite,
plagioclase, quartz and titanite. Plagioclase is partly sericitised (plane-polarised light, shorter edge of photo is ca. 2 mm long)
Fig. 5, 6. Porfiroblast hornblendy ustawiony skoœnie do g³ównej foliacji (otwór NiedŸwiedŸ IG 1, próbka 349,4). Porfiroblast wykazuje
budowê pasow¹, a w brze¿nych czêœciach jest spêkany i zastêpowany przez biotyt (fig. 5 – bez analizatora, fig. 6 – polaryzatory
skrzy¿owane; krótszy bok zdjêcia = ok. 2 mm)
Hornblende porphyroblast oblique to the main foliation (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole, sample 349,4). This porphyroblast shows
zoning and it is cracked and partly replaced by biotite along the margins (Fig. 5 – plane-polarised light, Fig. 6 – crossed polarisers; shorter edge of photo is ca. 2 mm long)
Fig. 7.
Amfibolit laminowany, lamina bogata w biotyt (otwór NiedŸwiedŸ IG 1, próbka 239,0). G³ównymi sk³adnikami ska³y s¹ plagioklaz (czêœciowo zserycytyzowany), kwarc, hornblenda i biotyt. Minera³y ciemne, szczególnie drobne blaszki biotytu, tworz¹
gêst¹ sieæ cienkich ¿y³ek oddzielaj¹cych blasty plagioklazu i kwarcu (bez analizatora, krótszy bok zdjêcia = ok. 4 mm)
Laminated amphibolite, a lamina rich in biotite is shown (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole, sample 239,0). The main components of
this rock are plagioclase (partly sericitised), quartz, hornblende and biotite. The dark minerals, and the fine biotite plate in particular, form a dense network of thin veins separating plagioclase and quartz blasts (plane-polarised light, shorter edge of photo is
ca. 4 mm long)
Fig. 8.
Du¿y blast plagioklazu zawieraj¹cy w j¹drze przerosty skalenia potasowego (antypertyt) (otwór NiedŸwiedŸ IG 1, próbka 192,0;
polaryzatory skrzy¿owane, krótszy bok zdjêcia = ok. 0,8 mm)
A large plagioclase blast with K-feldspar intergrowths at the core (antiperthite) (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole, sample 192,0; crossed polarisers, shorter edge of photo is ca. 0.8 mm long)
Prace Pañstw. Inst. Geol. 189
Honorata AWDANKIEWICZ — Petrologia i geochemia metabazytów masywu NiedŸwiedzia na bloku przedsudeckim
TABLICA III
TABLICA IV
Amfibolity granatowe
The garnet amphibolites
Fig. 1.
Amfibolit o strukturze porfiroblastycznej, smu¿ystej. Porfiroblasty granatów posiadaj¹ liczne wrostki oraz cienkie obwódki bogate w plagioklaz (ods³oniêcie 10, próbka 76A)
Porphyroblastic, striped amphibolite; the garnet porphyroblasts contain abundant inclusions and show a thin, plagioclase-rich
envelopes (locality 10, sample 76A)
Fig. 2.
Amfibolit warstwowany, zbudowany z warstwy grubo- i porfiroblastycznej, bogatej w granat, oraz œrednioblastycznej, ubogiej
w granat (otwór NiedŸwiedŸ IG 1, próbka 429,9)
Layered amphibolite composed of a coarse-grained, porphyroblastic, garnet-rich layer, and a medium-grained, garnet-poor layer
(NiedŸwiedŸ IG 1 borehole, sample 429,9)
Fig. 3.
Amfibolit o strukturze porfiroblastycznej, smu¿ystej, bogaty w granat (otwór NiedŸwiedŸ IG 2, próbka 422,0)
Garnet-rich, porphyroblastic, striped amphibolite (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole, sample 422,0)
Fig. 4.
Amfibolit o strukturze drobnoblastycznej, porfiroblastycznej, ze s³abo zaznaczon¹ laminacj¹ (otwór NiedŸwiedŸ IG 1,
próbka 700,6)
Fine-grained, porphyroblastic amphibolite with poorly developed lamination (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole, sample 700,6)
D³ugoœæ skali na zdjêciach próbek wynosi 1 cm
Scale bar is sample photos is 1 cm long
Mikrofotografie amfibolitów granatowych
Photomicrographs of the garnet amphibolites
Fig. 5.
Amfibolit smu¿ysty, zbudowany g³ównie z hornblendy i granatu oraz smu¿ek kwarcowo-plagioklazowych. W drobnych iloœciach
wystêpuje tytanit oraz minera³y nieprzezroczyste (ods³oniêcie 8, próbka 59A; bez analizatora, krótszy bok zdjêcia = ok. 8 mm)
Striped amphibolite, composed mainly of hornblende and garnet as well as plagioclase-quartz stripes. There are also small amounts of titanite and opaque minerals (locality 8, sample 59A; plane-polarised light, shorter edge of photo is ca. 8 mm long)
Fig. 6.
Porfiroblasty granatu z obwódkami z³o¿onymi z plagioklazu i prêcikowej hornblendy w amfibolicie smu¿ystym. Blasty hornblendy wykazuj¹ budowê pasow¹ (bez analizatora, krótszy bok zdjêcia = ok. 4 mm; ta sama próbka, co na fig. 5)
Garnet porphyroblasts with envelopes of fine plagioclase and prismatic hornblende in striped amphibolite. The hornblende blasts
are zoned (plane-polarised light, shorter edge of photo is ca. 4 mm long; the same sample as in Fig. 5)
Fig. 7, 8. Porfiroblasty granatu z wrostkami hornblendy, silnie spêkane i zastêpowane przez chloryt i minera³y grupy epidotu. Blasty hornblendy w otoczeniu granatów s¹ silnie pasowe, z intensywniejszym zabarwieniem na styku z granatem (otwór NiedŸwiedŸ IG 2,
próbka 422,0; fig. 7 – bez analizatora, fig. 8 – polaryzatory skrzy¿owane; krótszy bok zdjêcia = ok. 2 mm)
Garnet porphyroblasts with inclusions of hornblende, strongly cracked and partly replaced by chlorite and epidote-group minerals. Hornblende blasts adjacent to garnet are strongly zoned, with a more intense colour (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole,
sample 422,0; Fig. 7 – plane-polarised light, Fig. 8 – crossed polarisers; shorter edge of photo is ca. 2 mm long)
Prace Pañstw. Inst. Geol. 189
Honorata AWDANKIEWICZ — Petrologia i geochemia metabazytów masywu NiedŸwiedzia na bloku przedsudeckim
TABLICA IV
TABLICA V
Mikrofotografie amfibolitów granatowych
Photomicrographs of the garnet amphibolites
Fig. 1, 2. Porfiroblast granatu przetkany licznymi wrostkami plagioklazu, tytanitu, kalcytu i hornblendy. Pozosta³e sk³adniki ska³y to:
hornblenda (pasowa), kwarc i plagioklaz, tytanit, minera³y nieprzezroczyste (otwór NiedŸwiedŸ IG 1, próbka 429,9; fig. 1 – bez
analizatora, fig. 2 – polaryzatory skrzy¿owane; krótszy bok zdjêcia = ok. 8 mm)
Garnet porphyroblast with numerous inclusions of plagioclase, titanite, calcite and hornblende. The other components of the rock
are zoned hornblende, quartz and plagioclase, titanite, opaque minerals (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole, sample 429.9; Fig. 1 – plane-polarised light, Fig. 2 – crossed polarisers; shorter edge of photo is ca. 8 mm long)
Fig. 3, 4. Porfiroblast granatu z j¹drem zawieraj¹cym liczne, owalne wrostki plagioklazu i kwarcu oraz pozbawion¹ wrostków obwódk¹.
Pozosta³e sk³adniki ska³y to: hornblenda, plagioklaz i kwarc (ods³oniêcie 4, próbka 27; fig. 3 – bez analizatora, fig. 4 – polaryzatory skrzy¿owane; krótszy bok zdjêcia = ok. 4 mm)
Garnet porphyroblast with numerous inclusions of plagioclase and quartz at the core, and with inclusion-free rim. The other rock
components are hornblende, plagioclase and quartz (locality 4, sample 27; Fig. 3 – plane-polarised light, Fig. 4 – crossed polarisers; shorter edge of photo is ca. 4 mm long)
Fig. 5.
Porfiroblast granatu z pasmami bardzo drobnych wrostków kalcytu i/lub tytanitu oraz plagioklazu i kwarcu definiuj¹cymi starsz¹
foliacjê niezgodn¹ z foliacj¹ t³a skalnego wyznaczon¹ przez smu¿ki hornblendy, kwarcu i plagioklazu (otwór NiedŸwiedŸ IG 2,
próbka 1233,5; bez analizatora, krótszy bok zdjêcia = ok. 4 mm)
Garnet porphyroblast with thin stripes of very small inclusions (calcite and/or titanite) as well as plagioclase and quartz, which
define an older foliation oblique to the main foliation of the rock. The main foliation is defined by stripes of hornblende, quartz
and plagioclase (NiedŸwiedŸ IG 2 borehole, sample 1233,5; (plane-polarised light, shorter edge of photo is ca. 4 mm long)
Fig. 6.
Silnie spêkane porfiroblasty granatu, zastêpowane przez chloryt i minera³y grupy epidotu (otwór NiedŸwiedŸ IG 1, próbka
759,8). Porfiroblast widoczny w lewej czêœci zdjêcia zawiera wrostki hornblendy i nieliczne ¿y³ki chlorytowo-epidotowe, granat
po prawej u góry przecina gêsta sieæ ¿y³ek chlorytowych, a porfiroblast po prawej na dole to pseudomorfoza epidotowo-chlorytowa (polaryzatory skrzy¿owane, krótszy bok zdjêcia = ok. 4 mm)
Strongly cracked garnet porphyroblasts partly replaced by chlorite and epidote-group minerals (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole,
sample 759,8). The porphyroblast on the left-hand side contains hornblende inclusions and few chlorite-epidote veins, garnet in
the upper right is cut by a dense network of chlorite veins and the porphyroblast in the lower right side is an epidote-chlorite
pseudomorph (crossed polarisers, shorter edge of photo is ca. 2 mm long)
Mikrofotografie amfibolitów piroksenowo-granatowych
Photomicrographs of the pyroxene-garnet amphibolites
Fig. 7, 8. Poikiloblast piroksenu plamiœcie zastêpowany przez hornblendê. Pozosta³e sk³adniki ska³y to: hornblenda, granat, plagioklaz,
kwarc, tytanit i minera³y nieprzezroczyste (otwór NiedŸwiedŸ IG 2, próbka 820,8B; fig. 7 – bez analizatora, krótszy bok zdjêcia
= ok. 4 mm; fig. 8 – polaryzatory skrzy¿owane, krótszy bok zdjêcia = ok. 2 mm)
Poikiloblast of pyroxene patchily replaced by hornblende. The other components of this rock are hornblende, garnet, plagioclase,
quartz, titanite and opaque minerals (NiedŸwiedŸ IG 2 borehole, sample 820,8B; Fig. 7 – plane-polarised light, shorter edge of
photo is ca. 4 mm long; Fig. 8 – crossed polarisers, shorter edge of photo is ca. 2 mm long)
Prace Pañstw. Inst. Geol. 189
Honorata AWDANKIEWICZ — Petrologia i geochemia metabazytów masywu NiedŸwiedzia na bloku przedsudeckim
TABLICA V
TABLICA VI
Amfibolity piroksenowo-granatowe
The pyroxene-garnet amphibolites
Fig. 1, 2. Porfiroblast klinopiroksenu w otoczeniu amfiboli, granatów, plagioklazu i kwarcu (otwór NiedŸwiedŸ IG 2, próbka 227,5; fig. 1
– bez analizatora, fig. 2 – polaryzatory skrzy¿owane; krótszy bok zdjêcia = ok. 2 mm)
Clinopyroxene porphyroblast surrounded by amphiboles, garnets, plagioclase and quartz (NiedŸwiedŸ IG 2 borehole, sample
227,5; Fig. 1 – plane-polarised light, Fig. 2 – crossed polarisers; shorter edge of photo is ca. 2 mm long)
Fig. 3.
Gniazdowe agregaty bogate w bladozielony klinopiroksen w amfibolicie granatowym (ods³oniêcie 9, próbka 70; d³ugoœæ skali
1 cm)
Aggregates of pale green clinopyroxene forming nests in a garnet amphibolite (locality 9, sample 70; scale bar is 1 cm long)
Fig. 4.
Gniazdowy agregat klinopiroksenowy (lewa strona zdjêcia) oddzielony od amfibolitu granatowego (prawa strona zdjêcia) w¹sk¹
stref¹ amfibolitu hornblendowego pozbawionego granatu, z ma³¹ iloœci¹ kwarcu i plagioklazu (ods³oniêcie 8, próbka 63;
bez analizatora; krótszy bok zdjêcia = ok. 8 mm)
Aggregate of clinopyroxene (left) separated form garnet amphibolite (right) by a narrow zone of hornblende-rich and plagioclase
and quartz-poor amphibolite without garnet (locality 8, sample 63; plane-polarised light; shorter edge of photo is ca. 8 mm long)
Fig. 5.
Klinopiroksen z licznymi wrostkami plagioklazu i hornblendy, czêœciowo o strukturze „atolowej” (zajmuje prawie ca³y obszar
pola widzenia). Klinopiroksen jest miejscami zmêtnia³y i zawiera liczne, bardzo drobne wrostki minera³ów nieprzezroczystych
(ta sama próbka, co na fig. 4; bez analizatora, krótszy bok zdjêcia = ok. 2 mm)
Clinopyroxene with numerous inclusions of plagioclase and hornblende, partly showing the “atoll” structure (it occupies almost
the whole field of view). This clinopyroxene is turbid in places and contains numerous, very small inclusions of opaque minerals
(the same sample as in Fig. 4; plane-polarised light, shorter edge of photo is ca. 2 mm long)
Fig. 6.
Granoblastyczny agregat plagioklazu w gniazdowym skupieniu klinopiroksenu. Pozosta³e sk³adniki ska³y to: hornblenda, klinopiroksen i tytanit (ta sama próbka, co na fig. 4 i 5; polaryzatory skrzy¿owane, krótszy bok zdjêcia = ok. 2 mm)
Granoblastic aggregate of plagioclase in a clinopyroxene “nest”. The other rock components are hornblende, clinopyroxene and
titanite (the same sample as in Figs. 4 and 5; crossed polarizers, shorter edge of photo is ca. 2 mm long)
Fig. 7.
Silnie zmieniony porfiroblast granatu w agregacie klinopiroksenowym. Zewnêtrzn¹ czêœæ porfiroblastu tworzy przerost s³upkowych epidotów i hornblendy. Pozosta³e sk³adniki ska³y to: hornblenda, brunatny, czêœciowo roz³o¿ony piroksen oraz plagioklaz,
kwarc i tytanit (ods³oniêcie 8, próbka 60; bez analizatora, krótszy bok zdjêcia = ok. 2 mm)
Strongly altered garnet porphyroblast in a clinopyroxene nest. The outer part of this porphyroblast consists of intergrown epidote
and hornblende prisms. The other rock components are hornblende, brownish, partly altered clinopyroxene as well as plagioclase, quartz and titanite (locality 8, sample 60; plane-polarised light, shorter edge of photo is ca. 2 mm long)
Fig. 8.
Porfiroblasty granatu w amfibolicie granatowym z gniazdami klinopiroksenowymi. Korony wokó³ granatów tworz¹ s³upkowa
hornblenda oraz plagioklaz i minera³y nieprzezroczyste (ta sama próbka, co na fig. 7; polaryzatory skrzy¿owane, krótszy bok
zdjêcia = ok. 4 mm)
Garnet porphyroblasts in a garnet amphibolite with clinopyroxene nests. The coronas around garnets consist of prismatic hornblende, plagioclase and opaque minerals (the same sample as in Fig. 7; crossed polarisers, shorter edge of photo is ca. 4 mm long)
Prace Pañstw. Inst. Geol. 189
Honorata AWDANKIEWICZ — Petrologia i geochemia metabazytów masywu NiedŸwiedzia na bloku przedsudeckim
TABLICA VI
TABLICA VII
Amfibolity epidotowe
The epidote amphibolites
Fig. 1.
Amfibolit œrednioblastyczny, jednorodny, miejscami smu¿ysty (otwór NiedŸwiedŸ IG 1, próbka 734,2; d³ugoœæ skali wynosi
1 cm)
Medium-grained, homogeneous, locally striped amphibolite (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole, sample 734,2; scale bar 1 cm long)
Fig. 2.
Amfibolit drobnoblastyczny, laminowany (otwór NiedŸwiedŸ IG 2, próbka 1427,2; d³ugoœæ skali wynosi 1 cm)
Fine-grained, laminated amphibolite (NiedŸwiedŸ IG 2 borehole, sample 1427,2; scale bar 1 cm long)
Mikrofotografie amfibolitów epidotowych
Photomicrographs of the epidote amphibolites
Fig. 3.
Amfibolit œrednioblastyczny, jednorodny (otwór NiedŸwiedŸ IG 2, próbka 1300,0). Ska³a sk³ada siê ze s³upków hornblendy
i epidotu oraz smu¿ek kwarcowo-plagioklazowych, podrzêdnie wystêpuje tytanit (bez analizatora, krótszy bok zdjêcia = ok. 4 mm)
Medium-grained, homogeneous amphibolite (NiedŸwiedŸ IG 2 borehole, sample 1300.0). This rock consists of prismatic hornblende and epidote as well as quartz-plagioclase strips. There is also minor titanite (plane-polarised light, shorter edge of photo is
ca. 4 mm long)
Fig. 4.
Mikrofotografia pokazuje œrodkow¹ czêœæ fig. 3 – widoczne s¹ pasowe s³upki epidotu, np. na lewo i w górê od œrodka zdjêcia
(polaryzatory skrzy¿owane, krótszy bok zdjêcia = ok. 2 mm)
The same sample as in Photo 3. This photo show the central part of Photo 3, with zoned prismatic epidotes (e.g. to the left and
above the photo centre; crossed polarisers, shorter edge of photo is ca. 2 mm long)
Fig. 5, 6. Amfibolit zbudowany g³ównie z hornblendy i epidotu, w mniejszej iloœci wystêpuje plagioklaz z kwarcem oraz minera³y nieprzezroczyste i tytanit. Wiêkszoœæ s³upków epidotu ma charakterystyczne ciemne obwódki (otwór NiedŸwiedŸ IG 2, próbka
1255,7; fig. 5 – bez analizatora, fig. 6 – polaryzatory skrzy¿owane; krótszy bok zdjêcia = ok. 4 mm)
Amphibolite composed predominantly of hornblende and epidote. There are also smaller amounts of plagioclase and quartz as
well as opaque minerals and titanite. Most epidote prisms shows characteristic dark rims (NiedŸwiedŸ IG 2 borehole, sample
1255,7; Fig. 5 – plane-polarised light, Fig. 6 – crossed polarisers; shorter edge of photo is ca. 4 mm long)
Fig. 7, 8. Amfibolit zbudowany z hornblendy, plagioklazu i kwarcu, epidotu i minera³ów nieprzezroczystych (otwór NiedŸwiedŸ IG 2;
próbka 1482,5; fig. 7 – bez analizatora, fig. 8 – polaryzatory skrzy¿owane; krótszy bok zdjêcia = ok. 4 mm)
Amphibolite composed of hornblende, plagioclase and quartz, epidote and opaque minerals (NiedŸwiedŸ IG 2 borehole, sample
1482,5; Fig. 7 – plane-polarised light, Fig. 8 – crossed polarisers; shorter edge of photo is ca. 4 mm long)
Prace Pañstw. Inst. Geol. 189
TABLICA VII
Fot. 7
Honorata AWDANKIEWICZ — Petrologia i geochemia metabazytów masywu NiedŸwiedzia na bloku przedsudeckim
TABLICA VIII
Amfibolity zoizytowe
The zoisite amphibolites
Fig. 1.
Amfibolit œrednioblastyczny, smu¿ysty (ods³oniêcie 5, próbka 37/2)
Medium-grained, striped amphibolite (locality 5, sample 37/2)
Fig. 2.
Amfibolit œrednioblastyczny, laminowany (otwór NiedŸwiedŸ IG 1, próbka 728,1)
Medium-grained, laminated amphibolite (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole, sample 728,1)
Fig. 3.
Amfibolit œrednioblastyczny, cêtkowany (otwór NiedŸwiedŸ IG 2, próbka 397,0)
Medium-grained, spotted amphibolite (NiedŸwiedŸ IG 2 borehole, sample 397,0)
Fig. 4.
Amfibolit gruboblastyczny (otwór NiedŸwiedŸ IG 2, próbka 383,3)
Coarse-grained amphibolite (NiedŸwiedŸ IG 2 borehole, sample 383,3)
D³ugoœæ skali na wszystkich zdjêciach wynosi 1 cm
Scale bar 1 cm long in all photos
Mikrofotografie amfibolitów zoizytowych
Photomicrographs of the zoisite amphibolites
Fig. 5, 6. Amfibolit smu¿ysty, zbudowany z bladozielonej hornblendy, s³upków zoizytu z ciemnymi obwódkami oraz plagioklazu i kwarcu. Miejscami widoczne drobne kryszta³ki tytanitu (otwór NiedŸwiedŸ IG 2, próbka 641,5; fig. 5 – bez analizatora, fig. 6 – polaryzatory skrzy¿owane; krótszy bok zdjêcia = ok. 4 mm)
Striped amphibolite, composed of pale green hornblende, prismatic zoisite with dark margins and plagioclase and quartz. In places small titanite crystals can be seen (NiedŸwiedŸ IG 2 borehole, sample 641.5; Fig. 5 – plane-polarised light, Fig. 6 – crossed
polarisers; shorter edge of photo is ca. 4 mm long)
Fig. 7.
Jasna lamina, zbudowana g³ównie ze s³upków zoizytu z ciemnymi obwódkami oraz z bezbarwnego/bladozielonego amfibolu
(ta sama próbka, co na fig. 2; bez analizatora, krótszy bok zdjêcia = ok. 4 mm)
A light lamina composed mainly of prismatic zoisite with dark margins and of colourless/pale green amphibole (the same sample
as in Fig. 2; plane-polarised light, shorter edge of photo is ca. 4 mm long)
Fig. 8.
Pseudomorfozy zbudowane z klinozoizytu/epidotu wykazuj¹cego niebieskawe, bia³e i ¿ó³te barwy interferencyjne z reliktami
zoizytu o szarych i brunatnych barwach interferencyjnych (ta sama próbka, co na fig. 7, polaryzatory skrzy¿owane; krótszy bok
zdjêcia = ok. 4 mm)
Pseudomorphs composed of clinozoisite/epidote with bluish, white and yellow interference colours, with relics of zoisite
showing grey and brown interference colours (the same sample as in Fig. 7; crossed polarisers, shorter edge of photo is ca. 4 mm
long)
Prace Pañstw. Inst. Geol. 189
Honorata AWDANKIEWICZ — Petrologia i geochemia metabazytów masywu NiedŸwiedzia na bloku przedsudeckim
TABLICA VIII
TABLICA IX
Mikrofotografie amfibolitów zoizytowych
Photomicrographs of the zoisite amphibolites
Fig. 1.
Amfibolit zbudowany z bladozielonego amfibolu oraz s³upków zoizytu silnie zast¹pionego przez ciemny agregat mineralny
(ods³oniêcie 5, próbka 37/2/2; bez analizatora, krótszy bok zdjêcia = ok. 4 mm)
Amphibolite composed of pale green amphibole and prismatic zoisite strongly replaced by a dark mineral aggregate (locality 5,
sample 37/2/2; plane-polarised light, shorter edge of photo is ca. 4 mm long)
Fig. 2.
Blasty amfiboli z wyraŸn¹ budow¹ pasow¹ – j¹dra blastów maj¹ liczne wrostki i ni¿sze barwy interferencyjne, obwódki blastów
nie zawieraj¹ wrostków i maj¹ wy¿sze barwy interferencyjne (ta sama próbka, co na fig. 1; polaryzatory skrzy¿owane, krótszy
bok zdjêcia = ok. 4 mm)
Zoned amphiboles show numerous inclusions and lower interference colours in cores and inclusion-free margins with higher interference colours (the same sample as in Fig. 1; crossed polarisers, shorter edge of photo is ca. 4 mm long)
Fig. 3, 4. Amfibolit cêtkowany (ta sama próbka, co na tablicy VIII, fig. 3). Jasny obszar w œrodkowej czêœci fig. 3 tworzy granoblastyczny
agregat bezbarwnego amfibolu, otoczony przez bardzo drobnoblastyczny plagioklaz, chloryt i amfibol. Obszar ciemny sk³ada siê
ze s³upków zoizytu, czêœciowo zast¹pionych przez drobnoblastyczny, trudny do oznaczenia agregat mineralny (fig. 3 – bez analizatora, fig. 4 – przy skrzy¿owanych polaryzatorach; krótszy bok zdjêcia = ok. 8 mm)
Spotted amphibolite (the same sample as in Plate VIII, Fig. 3). The light area in the centre represents a granoblastic aggregate of
colourless amphibole. It is surrounded by very fine grains of plagioclase, chlorite and amphibole. The dark regions consist of prismatic zoisite, partly replaced by a fine-grained undetermined mineral aggregate (Fig. 3 – plane-polarised light, Fig. 4 – crossed
polarisers, shorter edge of photos is ca. 8 mm long)
Mikrofotografie ³upków wystêpuj¹cych wœród amfibolitów masywu NiedŸwiedzia
Photomicrographs of schists intercalated within the NiedŸwiedŸ Massif amphibolites
Fig. 5.
£upek chlorytowo-aktynolitowy, smu¿ysty, zbudowany z bardzo drobnych prêcików i s³upków aktynolitu oraz drobnych blaszek
chlorytu (otwór NiedŸwiedŸ IG 2, próbka 646,3; polaryzatory skrzy¿owane, krótszy bok zdjêcia = ok. 2 mm)
Striped chlorite-actinolite schist, composed of very fine, accicular to prismatic actinolite and chlorite flakes (NiedŸwiedŸ IG 2 borehole, sample 646.3; crossed polarisers, shorter edge of photo is ca. 2 mm long)
Fig. 6.
£upek kalcytowo-bitotytowo-chlorytowy, wyraŸnie zaznaczona laminacja (otwór NiedŸwiedŸ IG 1, próbka 364,9; polaryzatory
skrzy¿owane, krótszy bok zdjêcia = ok. 4 mm)
Calcite-biotite-chlorite schist with well developed lamination (NiedŸwiedŸ IG 1 borehole, sample 364.9; crossed polarisers, shorter edge of photo is ca. 4 mm long)
Prace Pañstw. Inst. Geol. 189
Honorata AWDANKIEWICZ — Petrologia i geochemia metabazytów masywu NiedŸwiedzia na bloku przedsudeckim
TABLICA IX
2,534
1,471
2,441
1,538
Si
Al
0,014
0,000
0,000
0,000
0,437
0,532
0,002
4,990
4,019
0,971
54,79
45,01
0,21
0,009
0,000
0,000
0,000
0,519
0,550
0,000
5,057
3,988
1,069
51,45
48,55
0,00
Mn
Mg
Ca
Na
K
SUMA
X
Z
Ab
An
Or
Fe
Ti
3+
100,41
9,13
10,61
CaO
99,12
0,00
0,00
MgO
SUMA
0,00
0,00
MnO
6,14
0,41
0,27
Fe2O3
0,03
27,97
28,59
Al 2 O3
6,21
0,00
0,00
0,00
56,73
53,44
SiO2
TiO2
K 2O
c
ia
Na 2O
192
191
Analiza
227,6
227,6
Nr próbki
0,00
36,04
63,96
1,060
3,998
5,058
0,000
0,678
0,382
0,000
0,000
0,000
0,006
1,434
2,558
99,44
0,00
7,74
7,89
0,00
0,00
0,19
26,97
0,00
56,65
r
193
227,6
0,00
20,19
79,81
0,951
4,046
4,997
0,000
0,759
0,192
0,000
0,000
0,000
0,006
1,324
2,716
99,87
0,00
8,85
4,05
0,00
0,00
0,17
25,42
0,00
61,38
r
196
227,6
0,85
36,18
62,97
1,064
4,014
5,078
0,009
0,670
0,385
0,000
0,000
0,000
0,001
1,508
2,505
100,55
0,15
7,72
8,03
0,00
0,00
0,03
28,63
0,00
55,99
r
197
227,6
0,48
32,70
66,83
1,052
4,015
5,067
0,005
0,703
0,344
0,000
0,000
0,000
0,010
1,450
2,555
100,05
0,08
8,08
7,16
0,00
0,00
0,30
27,46
0,00
56,97
r
198
227,6
1,015
4,008
5,023
0,018
0,362
0,635
0,000
0,000
0,000
0,005
1,685
2,318
kationy (cations)
101,01
0,32
4,15
13,16
0,00
0,00
0,14
31,77
0,00
51,47
% wag. (wt %)
r
213
227,6
0,962
3,992
4,954
0,003
0,486
0,468
0,005
0,000
0,001
0,000
1,405
2,586
98,20
0,06
5,50
9,59
0,07
0,00
0,00
26,19
0,02
56,77
c
1
383,3
0,00
59,07
40,93
1,77
62,56
35,67
0,31
48,90
50,78
% molekularne (molecular %)
1,036
4,016
5,052
0,000
0,424
0,612
0,000
0,000
0,000
0,000
1,717
2,299
100,01
0,00
4,81
12,57
0,00
0,00
0,00
32,06
0,00
50,57
c
199
227,6
Chemical analyses of plagioclases
Analizy chemiczne plagioklazów
0,28
35,48
64,24
1,060
3,988
5,048
0,003
0,679
0,375
0,002
0,001
0,001
0,006
1,383
2,598
100,39
0,06
7,84
7,83
0,03
0,02
0,17
26,28
0,02
58,14
r
5
383,3
0,09
41,46
58,45
1,086
3,979
5,065
0,001
0,633
0,449
0,003
0,000
0,000
0,003
1,453
2,523
101,44
0,02
7,35
9,42
0,05
0,00
0,08
27,76
0,00
56,76
c
6
383,3
0,21
53,81
45,99
1,001
4,012
5,013
0,002
0,441
0,516
0,041
0,001
0,000
0,007
1,603
2,402
100,75
0,04
5,08
10,76
0,61
0,02
0,22
30,39
0,00
53,63
ia
12
383,3
0,09
11,52
88,39
1,120
3,975
5,095
0,001
0,990
0,129
0,000
0,000
0,000
0,004
1,149
2,822
100,83
0,01
11,61
2,74
0,00
0,00
0,12
22,18
0,00
64,17
r
140
510,0
0,99
0,69
98,32
1,014
4,043
5,057
0,010
0,997
0,007
0,000
0,000
0,000
0,003
1,192
2,848
97,49
0,18
11,41
0,14
0,00
0,00
0,08
22,47
0,00
63,21
r
143
510,0
1,99
30,97
67,05
1,056
4,004
5,060
0,021
0,708
0,327
0,000
0,000
0,000
0,007
1,399
2,598
99,76
0,37
8,13
6,80
0,00
0,00
0,21
26,44
0,00
57,81
c
149
510,0
0,48
14,96
84,56
1,036
4,013
5,049
0,005
0,876
0,155
0,000
0,000
0,000
0,000
1,245
2,768
99,59
0,08
10,17
3,25
0,00
0,00
0,01
23,79
0,00
62,29
c
161
820,8A
Za³¹cznik 1
Za³¹czniki
77
c
61,66
0,00
24,46
0,47
0,00
0,00
4,55
9,51
0,17
100,82
2,721
1,271
0,016
0,000
0,000
0,000
0,215
0,814
0,010
5,047
4,008
1,039
78,34
20,69
0,96
r
64,27
0,00
22,18
0,41
0,00
0,00
1,13
11,72
0,06
99,77
2,843
1,156
0,014
0,000
0,000
0,000
0,054
1,005
0,003
5,075
4,013
1,062
94,63
5,08
0,28
SiO2
TiO2
Al 2 O3
Fe 2 O3
MnO
MgO
CaO
Na 2 O
K 2O
SUMA
Si
Al
Fe3+
Ti
Mn
Mg
Ca
Na
K
SUMA
X
Z
Ab
An
Or
0,20
29,09
70,71
0,990
4,045
5,035
0,002
0,700
0,288
0,000
0,000
0,000
0,018
1,442
2,585
100,11
0,04
8,10
6,02
0,00
0,00
0,53
27,45
0,00
57,97
r
171
820,8A
0,90
14,14
84,95
0,997
4,032
5,029
0,009
0,847
0,141
0,000
0,000
0,000
0,016
1,253
2,763
100,28
0,16
9,90
2,98
0,00
0,00
0,48
24,12
0,00
62,64
r
172
820,8A
0,95
14,53
84,52
1,053
4,019
5,072
0,010
0,890
0,153
0,000
0,000
0,000
0,018
1,264
2,737
100,13
0,17
10,34
3,21
0,00
0,00
0,54
24,19
0,00
61,68
ig
173
820,8A
0,68
19,98
79,34
1,026
4,023
5,049
0,007
0,814
0,205
0,000
0,000
0,000
0,017
1,310
2,696
99,09
0,13
9,35
4,27
0,00
0,00
0,51
24,78
0,00
60,05
c
183
820,8A
2,753
1,004
4,014
5,018
0,003
0,803
0,192
0,005
0,001
0,001
0,007
1,253
0,06
10,51
3,81
0,07
0,03
0,51
23,32
0,00
63,49
ig
33
820,8B
1,077
3,988
5,065
0,003
0,890
0,178
0,005
0,001
0,000
0,017
1,199
2,772
101,80
kationy (cations)
101,69
0,06
9,51
4,12
0,07
0,02
0,22
24,44
0,02
63,23
% wag. (wt %)
r
32
820,8B
0,39
18,12
81,49
0,30
19,24
80,46
0,28
16,62
83,10
% molekularne (molecular %)
0,769
4,066
4,835
0,003
0,625
0,139
0,001
0,001
0,001
0,003
1,173
2,889
99,80
0,06
7,40
2,98
0,02
0,02
0,08
22,87
0,02
66,35
c
29
820,8B
0,38
13,99
85,63
1,053
3,992
5,045
0,004
0,900
0,147
0,002
0,000
0,000
0,006
1,166
2,820
101,29
0,07
10,63
3,14
0,03
0,00
0,18
22,67
0,00
64,57
ipx
35
820,8B
0,56
10,02
89,42
0,906
3,991
4,897
0,005
0,803
0,090
0,008
0,000
0,000
0,001
0,969
3,021
101,47
0,09
9,66
1,96
0,12
0,00
0,03
19,19
0,00
70,42
r
64
1108,5
0,39
18,96
80,65
1,020
4,001
5,021
0,004
0,821
0,193
0,001
0,001
0,000
0,003
1,220
2,788
101,65
0,07
9,72
4,13
0,02
0,03
0,10
23,78
0,00
63,80
c
67
1108,5
0,31
21,57
78,12
0,979
4,034
5,013
0,003
0,764
0,211
0,001
0,000
0,000
0,019
1,314
2,701
101,93
0,05
9,05
4,53
0,02
0,00
0,58
25,64
0,00
62,06
c
71
1108,5
r – brzeg, rim; m – p³aszcz, mantle; c – œrodek, core; i – wrostki, inclusions (ia – w amfibolu, in amphibole; ig – w granacie, in garnet; ipx – w piroksenie, in pyroxene)
170
162
Analiza
820,8A
820,8A
Nr próbki
0,31
16,55
83,14
0,973
4,010
4,983
0,003
0,804
0,160
0,005
0,001
0,001
0,010
1,171
2,828
101,53
0,05
9,55
3,43
0,07
0,02
0,32
22,91
0,04
65,14
r
110
1482,5
0,29
17,43
82,27
1,023
3,997
5,020
0,003
0,840
0,178
0,001
0,001
0,001
0,006
1,184
2,806
101,87
0,05
9,98
3,83
0,02
0,02
0,17
23,15
0,02
64,63
r
112
1482,5
0,47
22,89
76,63
1,065
3,998
5,063
0,005
0,810
0,242
0,007
0,001
0,000
0,007
1,300
2,691
101,88
0,09
9,55
5,16
0,10
0,02
0,21
25,23
0,00
61,52
c
113
1482,5
Za³¹cznik 1 cd.
78
Za³¹czniki
0,25
12,00
2,18
0,28
97,60
6,352
1,648
8,000
1,104
0,168
0,022
2,782
0,894
0,030
5,000
1,839
0,161
2,000
0,000
0,443
0,051
0,494
15,494
12,13
1,05
0,15
97,49
7,054
0,946
8,000
0,536
0,416
0,006
3,382
0,615
0,044
5,000
1,834
0,166
2,000
0,000
0,121
0,027
0,148
15,148
CaO
Na2O
K 2O
SUMA
T Si
T Al
SUMA T
C Al
C Fe3+
C Ti
C Mg
C Fe2+
C Mn
SUMA C
B Ca
B Na
SUMA B
A Ca
A Na
AK
SUMA A
SUMA
8,88
8,74
FeO
13,05
16,34
8,92
Al2O3
0,37
0,20
0,06
16,08
44,42
49,99
SiO2
TiO2
MgO
c
r
MnO
195
194
Analiza
227,6
227,6
Nr próbki
15,439
0,439
0,035
0,405
0,000
2,000
0,072
1,928
5,000
0,000
1,146
2,880
0,050
0,120
0,804
8,000
1,391
6,609
97,87
0,19
1,71
12,53
13,45
0,00
10,54
12,98
0,46
46,01
ipl
202
227,6
15,247
0,247
0,009
0,238
0,000
2,000
0,096
1,904
5,000
0,013
0,941
2,921
0,032
0,311
0,781
8,000
1,308
6,692
97,23
0,05
1,20
12,40
13,67
0,11
10,44
12,38
0,30
46,68
r
203
227,6
15,397
0,397
0,051
0,346
0,000
2,000
0,156
1,844
5,000
0,041
0,457
2,986
0,053
0,909
0,554
8,000
1,810
6,190
97,18
0,28
1,80
11,97
13,93
0,34
11,36
13,96
0,49
43,05
c
204
227,6
15,351
0,351
0,011
0,340
0,000
2,000
0,151
1,849
5,000
0,000
0,870
2,895
0,005
0,338
0,891
8,000
1,439
6,561
98,35
0,06
1,79
12,19
13,72
0,00
10,21
13,98
0,05
46,35
r
205
227,6
15,532
0,532
0,014
0,518
0,000
2,000
0,296
1,704
5,000
0,000
0,723
2,869
0,042
0,451
0,915
8,000
1,687
6,313
98,87
0,08
2,98
11,29
13,66
0,00
9,96
15,69
0,40
44,81
c
206
227,6
15,450
0,450
0,020
0,423
0,007
2,000
0,000
2,000
5,000
0,015
1,288
2,850
0,069
0,000
0,779
8,000
1,263
6,737
0,424
0,026
0,398
0,000
2,000
0,205
1,795
5,000
0,033
0,653
2,961
0,067
0,592
0,695
8,000
1,639
6,361
97,70
0,14
2,18
11,73
13,91
0,27
10,42
13,88
0,62
44,55
c
221
227,6
15,424
kationy (cations)
98,51
0,11
1,52
13,05
13,32
0,12
10,73
12,08
0,64
46,94
% wag. (wt %)
r
220
227,6
Chemical analyses of amphiboles
Analizy chemiczne amfiboli
15,297
0,297
0,040
0,257
0,000
2,000
0,213
1,787
5,000
0,032
0,899
2,586
0,014
0,528
0,942
8,000
1,582
6,418
97,18
0,22
1,68
11,58
12,04
0,26
11,84
14,88
0,13
44,55
m
222
227,6
15,386
0,386
0,020
0,366
0,000
2,000
0,042
1,958
5,000
0,023
1,109
2,870
0,075
0,004
0,919
8,000
1,419
6,581
97,77
0,11
1,47
12,76
13,44
0,19
9,29
13,86
0,70
45,95
c
7
383,3
15,336
0,336
0,018
0,318
0,000
2,000
0,128
1,872
5,000
0,020
0,673
2,943
0,059
0,531
0,775
8,000
1,630
6,370
98,00
0,10
1,62
12,30
13,90
0,17
10,13
14,38
0,55
44,85
m
8
383,3
15,289
0,289
0,013
0,229
0,047
2,000
0,000
2,000
5,000
0,023
1,132
3,266
0,024
0,000
0,555
8,000
0,668
7,332
98,36
0,07
0,83
13,41
15,38
0,19
9,50
7,29
0,22
51,47
m
9
383,3
15,149
0,149
0,002
0,055
0,092
2,000
0,000
2,000
5,000
0,019
1,209
3,553
0,002
0,000
0,216
8,000
0,160
7,840
98,07
0,01
0,20
13,68
16,70
0,16
10,13
2,24
0,02
54,93
r
10
383,3
15,507
0,507
0,026
0,464
0,017
2,000
0,000
2,000
5,000
0,023
1,257
2,918
0,034
0,000
0,769
8,000
1,239
6,761
98,04
0,14
1,66
13,05
13,57
0,19
10,42
11,82
0,31
46,88
c
11
383,3
15,214
0,214
0,004
0,176
0,034
2,000
0,000
2,000
5,000
0,019
0,905
3,597
0,018
0,000
0,461
8,000
0,456
7,544
99,11
0,02
0,65
13,58
17,26
0,16
7,74
5,57
0,17
53,96
izo
15
383,3
Za³¹cznik 2
Za³¹czniki
79
133
c
48,17
0,59
11,06
7,88
0,41
15,17
13,01
1,36
0,00
97,65
6,867
1,133
8,000
0,724
0,000
0,063
3,224
0,939
0,050
5,000
1,987
0,013
2,000
0,000
0,363
0,000
0,363
15,363
132
r
51,70
0,33
7,67
7,78
0,35
17,17
13,10
0,82
0,01
98,93
7,197
0,803
8,000
0,455
0,147
0,035
3,563
0,758
0,041
5,000
1,954
0,046
2,000
0,000
0,175
0,002
0,177
15,177
Analiza
SiO2
TiO2
Al2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K 2O
SUMA
T Si
T Al
SUMA T
C Al
C Fe3+
C Ti
C Mg
C Fe2+
C Mn
SUMA C
B Ca
B Na
SUMA B
A Ca
A Na
AK
SUMA A
SUMA
510,0
510,0
Nr próbki
15,146
0,146
0,020
0,126
0,000
2,000
0,010
1,990
5,000
0,000
0,816
3,754
0,021
0,024
0,385
8,000
0,587
7,413
98,16
0,11
0,50
13,28
18,00
0,00
7,18
5,90
0,20
52,99
r
135
510,0
15,161
0,161
0,000
0,033
0,129
2,000
0,000
2,000
5,000
0,000
0,890
3,494
0,056
0,065
0,496
8,000
0,963
7,037
98,56
0,00
0,12
14,15
16,69
0,00
8,13
8,82
0,53
50,12
c
141
510,0
15,046
0,046
0,016
0,030
0,000
2,000
0,033
1,967
5,000
0,005
0,940
3,210
0,025
0,000
0,820
8,000
0,676
7,324
97,88
0,09
0,23
13,03
15,28
0,04
7,98
9,01
0,24
51,98
m
146
510,0
15,419
0,419
0,013
0,406
0,000
2,000
0,095
1,905
5,000
0,067
0,739
3,487
0,023
0,153
0,532
8,000
1,053
6,947
97,02
0,07
1,81
12,45
16,38
0,55
7,47
9,43
0,21
48,65
izo
153
510,0
15,344
0,344
0,021
0,323
0,000
2,000
0,237
1,763
5,000
0,045
1,569
1,960
0,104
0,636
0,685
8,000
1,636
6,364
98,31
0,11
1,97
11,21
8,96
0,36
17,97
13,43
0,94
43,36
c
154
98,17
0,32
2,66
11,17
6,23
0,32
20,73
17,32
0,45
38,97
% wag. (wt %)
rg
167
820,8A
15,632
0,632
0,061
0,571
0,000
2,000
0,203
1,797
5,000
0,041
1,895
1,394
0,051
0,708
0,912
8,000
2,150
5,850
kationy (cations)
820,8A
15,407
0,407
0,019
0,387
0,000
2,000
0,219
1,781
5,000
0,059
2,053
1,443
0,100
0,667
0,678
8,000
1,733
6,267
97,53
0,10
2,07
11,01
6,41
0,46
21,54
13,56
0,88
41,50
c
169
820,8A
15,285
0,285
0,030
0,255
0,000
2,000
0,151
1,849
5,000
0,045
1,999
1,368
0,030
0,743
0,814
8,000
1,752
6,248
98,82
0,16
1,41
11,62
6,18
0,36
22,08
14,67
0,27
42,07
rg
179
820,8 A
15,560
0,560
0,072
0,488
0,000
2,000
0,120
1,880
5,000
0,018
2,397
1,292
0,108
0,352
0,834
8,000
1,841
6,159
97,65
0,37
2,06
11,52
5,69
0,14
21,58
14,91
0,94
40,44
r
181
820,8A
15,228
0,228
0,036
0,193
0,000
2,000
0,258
1,742
5,000
0,037
1,628
1,785
0,108
0,886
0,555
8,000
1,628
6,372
98,58
0,19
1,58
11,05
8,14
0,30
20,43
12,60
0,98
43,31
c
182
820,8A
15,358
0,358
0,013
0,345
0,000
2,000
0,143
1,857
5,000
0,046
2,064
1,583
0,063
0,553
0,691
8,000
1,586
6,414
97,43
0,07
1,67
11,51
7,05
0,36
20,78
12,84
0,56
42,59
r
185
820,8A
15,267
0,267
0,004
0,264
0,000
2,000
0,182
1,818
5,000
0,052
1,964
1,504
0,092
0,733
0,655
8,000
1,658
6,342
98,19
0,02
1,54
11,37
6,76
0,41
21,61
13,16
0,82
42,50
c
186
820,8A
15,247
0,247
0,023
0,224
0,000
2,000
0,276
1,724
5,000
0,061
1,721
1,250
0,117
1,083
0,768
8,000
2,055
5,945
97,14
0,12
1,71
10,67
5,56
0,48
22,24
15,90
1,03
39,43
r
187
820,8A
15,490
0,490
0,040
0,450
0,000
2,000
0,185
1,815
5,000
0,038
1,922
1,879
0,076
0,379
0,706
8,000
1,542
6,458
98,28
0,21
2,21
11,42
8,50
0,30
18,55
12,87
0,68
43,54
ig c
42
820,8B
Za³¹cznik 2 cd.
80
Za³¹czniki
rg
41,58
0,52
15,15
18,64
0,25
7,85
12,04
2,42
0,23
98,68
6,191
1,809
8,000
0,847
0,262
0,058
1,742
2,059
0,032
5,000
1,921
0,079
2,000
0,000
0,619
0,044
0,663
15,663
43,81
0,36
12,09
19,86
0,36
7,83
12,11
1,92
0,21
98,55
6,553
1,447
8,000
0,683
0,203
0,041
1,746
2,281
0,046
5,000
1,941
0,059
2,000
0,000
0,498
0,040
0,538
15,538
SiO2
TiO2
Al 2O 3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na 2 O
K 2O
SUMA
T Si
T Al
SUMA T
C Al
C Fe 3+
C Ti
C Mg
C Fe 2+
C Mn
SUMA C
B Ca
B Na
SUMA B
A Ca
A Na
AK
SUMA A
SUMA
15,584
0,584
0,030
0,553
0,000
2,000
0,028
1,972
5,000
0,010
1,934
2,450
0,048
0,000
0,558
8,000
1,134
6,866
97,68
0,16
2,02
12,40
11,07
0,08
15,58
9,68
0,43
46,26
ipx
47
820,8B
15,541
0,541
0,024
0,517
0,000
2,000
0,036
1,964
5,000
0,016
1,838
2,620
0,030
0,000
0,496
8,000
0,972
7,028
97,67
0,13
1,93
12,41
11,90
0,13
14,88
8,44
0,27
47,58
c
48
820,8B
15,618
0,618
0,026
0,592
0,000
2,000
0,104
1,896
5,000
0,018
1,743
2,477
0,037
0,188
0,538
8,000
1,314
6,686
97,75
0,14
2,43
11,97
11,24
0,14
15,62
10,64
0,33
45,24
r
49
820,8B
15,605
0,605
0,104
0,501
0,000
2,000
0,135
1,865
5,000
0,011
2,354
1,384
0,070
0,129
1,052
8,000
1,791
6,209
99,65
0,55
2,21
11,74
6,26
0,09
20,02
16,28
0,63
41,87
rg
74
1108,5
15,631
0,631
0,100
0,531
0,000
2,000
0,202
1,798
5,000
0,014
2,041
1,835
0,102
0,228
0,781
8,000
1,642
6,358
100,79
0,54
2,60
11,55
8,47
0,11
18,67
14,16
0,93
43,76
c
76
1108,5
15,619
0,619
0,095
0,524
0,000
2,000
0,217
1,783
5,000
0,018
1,895
1,858
0,093
0,403
0,734
8,000
1,723
6,277
kationy (cations)
98,68
0,50
2,58
11,23
8,41
0,14
18,55
14,08
0,83
42,36
% wag. (wt %)
c
86
1108,5
15,447
0,447
0,126
0,321
0,000
2,000
0,317
1,683
5,000
0,011
1,684
1,853
0,088
0,590
0,774
8,000
1,670
6,330
98,20
0,67
2,23
10,64
8,42
0,09
18,42
14,06
0,79
42,88
c
87
1108,5
15,460
0,460
0,085
0,375
0,000
2,000
0,103
1,897
5,000
0,038
1,628
2,041
0,060
0,587
0,646
8,000
1,710
6,290
97,74
0,45
1,66
11,92
9,22
0,30
17,83
13,47
0,54
42,35
c
114
1482,5
15,486
0,486
0,082
0,404
0,000
2,000
0,165
1,835
5,000
0,039
1,608
1,961
0,071
0,624
0,697
8,000
1,783
6,217
97,54
0,43
1,97
11,51
8,84
0,31
17,93
14,15
0,63
41,77
r
115
1482,5
15,500
0,500
0,107
0,393
0,000
2,000
0,068
1,932
5,000
0,034
1,764
1,960
0,076
0,476
0,689
8,000
1,750
6,250
97,59
0,56
1,59
12,07
8,80
0,27
17,93
13,86
0,68
41,83
r
116
1482,5
15,520
0,520
0,123
0,397
0,000
2,000
0,184
1,816
5,000
0,034
1,746
1,898
0,068
0,509
0,745
8,000
1,726
6,274
98,14
0,65
2,02
11,42
8,58
0,27
18,17
14,14
0,61
42,28
c
117
1482,5
15,488
0,488
0,122
0,365
0,000
2,000
0,207
1,793
5,000
0,035
1,698
1,893
0,070
0,532
0,771
8,000
1,724
6,276
98,40
0,65
2,00
11,33
8,60
0,28
18,06
14,35
0,63
42,50
r
118
1482,5
15,511
0,511
0,118
0,393
0,000
2,000
0,117
1,883
5,000
0,038
1,805
1,807
0,050
0,570
0,730
8,000
1,795
6,205
98,36
0,62
1,77
11,82
8,15
0,30
19,10
14,42
0,45
41,73
r
119
1482,5
15,373
0,373
0,066
0,307
0,000
2,000
0,259
1,741
5,000
0,034
1,481
2,052
0,035
0,684
0,713
8,000
1,582
6,418
97,95
0,35
1,99
11,06
9,37
0,27
17,63
13,27
0,32
43,69
c
120
1482,5
r – brzeg, rim; m – p³aszcz, mantle; c – œrodek, core; i – wrostki, inclusions (ipl – w plagioklazie, in plagioclase; izo – w zoizycie, in zoisite; ig – w granacie, in garnet; ipx – w piroksenie, in pyroxene), rg – w otoczce wokó³
granatu, in envelope aroud garnet
46
43
ig r
Analizy
820,8B
820,8B
Nr próbki
Za³¹cznik 2 cd.
Za³¹czniki
81
38,80
0,00
21,51
0,00
20,06
0,52
7,81
10,76
0,54
100,00
2,940
0,060
3,000
1,860
0,000
0,000
1,860
1,271
0,882
0,033
0,874
0,079
3,140
8,000
0,280
0,400
0,010
0,000
0,000
0,280
37,67
0,10
22,40
0,18
19,26
0,56
8,33
10,38
0,51
99,21
2,860
0,140
3,000
1,863
0,006
0,011
1,879
1,223
0,943
0,036
0,844
0,075
3,121
8,000
0,300
0,390
0,010
0,000
0,010
0,260
SiO2
TiO2
Al 2O 3
Cr2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
SUMA
T Si
T Al
SUMA T
Al VI
Ti
Cr
SUMA A
Fe2+
Mg
Mn
Ca
Na
SUMA B
SUMA
Prp
Alm
Sps
And
Uv
Grs
2,589
0,411
3,000
2,104
0,020
0,000
2,124
1,268
0,997
0,044
0,554
0,013
2,876
8,000
0,350
0,440
0,020
0,000
0,000
0,190
34,77
0,35
28,69
0,00
20,36
0,70
8,98
6,95
0,09
100,89
227,6
210
c
227,6
211
r
2,942
0,058
3,000
1,907
0,001
0,007
1,915
1,283
0,814
0,036
0,880
0,073
3,085
8,000
0,260
0,420
0,010
0,000
0,000
0,290
39,21
0,01
22,24
0,12
20,44
0,56
7,28
10,95
0,50
101,19
r – brzeg, rim; m – p³aszcz, mantle; c – œrodek, core
227,6
209
r
227,6
208
c
Nr próbki
Analiza
2,841
0,159
3,000
1,882
0,000
0,000
1,882
1,632
0,251
0,169
1,066
0,000
3,118
8,000
0,080
0,520
0,050
0,000
0,000
0,340
36,24
0,00
22,11
0,00
24,9
2,54
2,15
12,69
0,00
100,63
820,8A
160
c
2,903
0,097
3,000
1,769
0,010
0,000
1,779
1,763
0,113
0,204
1,034
0,106
3,221
8,000
0,040
0,550
0,060
0,000
0,000
0,320
37,05
0,17
20,22
0,00
26,90
3,08
0,97
12,31
0,70
101,40
820,8A
165
c
3,009
0,000
3,009
1,867
0,007
0,000
1,874
1,743
0,290
0,034
1,030
0,018
3,116
8,000
0,090
0,560
0,010
0,000
0,000
0,330
38,15
0,12
20,10
0,00
26,42
0,51
2,47
12,19
0,12
100,08
820,8A
166
r
820,8A
820,8A
176
177
m
r
% wag. (wt %)
36,54
36,88
0,22
0,19
20,22
19,87
0,16
0,00
25,53
25,98
1,32
0,57
2,09
2,70
12,67
12,70
0,71
0,41
99,30
99,30
kationy (cations)
2,889
2,919
0,111
0,081
3,000
3,000
1,772
1,772
0,013
0,011
0,010
0,000
1,795
1,783
1,688
1,720
0,246
0,319
0,088
0,038
1,073
1,077
0,109
0,063
3,205
3,217
8,000
8,000
0,080
0,100
0,530
0,530
0,030
0,010
0,000
0,000
0,010
0,000
0,320
0,330
2,949
0,051
3,000
1,825
0,000
0,000
1,825
1,747
0,235
0,052
1,090
0,052
3,175
8,000
0,070
0,550
0,020
0,000
0,000
0,340
37,30
0,00
20,14
0,00
26,42
0,77
1,99
12,86
0,34
99,82
820,8A
178
c
Chemical analyses of garnets
Analizy chemiczne granatów
2,942
0,058
3,000
1,983
0,001
0,000
1,984
1,525
0,325
0,084
1,079
0,005
3,016
8,000
0,110
0,510
0,030
0,000
0,000
0,360
37,57
0,02
22,13
0,00
23,28
1,26
2,78
12,86
0,03
99,93
820,8B
38
c
2,937
0,063
3,000
1,947
0,001
0,000
1,949
1,504
0,369
0,077
1,087
0,015
3,051
8,000
0,120
0,490
0,030
0,000
0,000
0,360
38,34
0,02
22,28
0,00
23,48
1,18
3,23
13,24
0,10
101,87
820,8B
39
r
2,958
0,042
3,000
1,981
0,001
0,000
1,982
1,514
0,324
0,099
1,081
0,000
3,018
8,000
0,110
0,500
0,030
0,000
0,000
0,360
38,30
0,02
22,24
0,00
23,44
1,52
2,81
13,07
0,00
101,40
820,8B
40
c
2,951
0,049
3,000
1,976
0,011
0,000
1,987
1,789
0,229
0,151
0,843
0,000
3,013
8,000
0,080
0,590
0,050
0,000
0,000
0,280
37,78
0,19
22,01
0,00
27,39
2,28
1,97
10,07
0,00
101,69
1108,5
90
c
2,647
0,353
3,000
2,257
0,009
0,000
2,267
1,739
0,233
0,039
0,723
0,000
2,733
8,000
0,090
0,640
0,010
0,000
0,000
0,260
34,22
0,16
28,66
0,00
26,88
0,60
2,02
8,72
0,00
101,26
1108,5
92
r
2,953
0,047
3,000
1,794
0,215
0,000
2,010
1,649
0,241
0,155
0,946
0,000
2,990
8,000
0,080
0,550
0,050
0,000
0,000
0,320
37,33
3,62
19,77
0,00
24,93
2,31
2,04
11,16
0,00
101,16
1108,5
93
c
2,909
0,091
3,000
2,045
0,007
0,000
2,052
1,802
0,278
0,026
0,842
0,000
2,948
8,000
0,090
0,610
0,010
0,000
0,000
0,290
37,73
0,12
23,53
0,00
27,94
0,40
2,42
10,19
0,00
102,33
1108,5
94
r
Za³¹cznik 3
82
Za³¹czniki
2,10
0,05
1,01
0,29
Fe 2 O3
MnO
97,49
3,049
0,000
3,049
2,781
0,000
0,000
0,121
0,087
0,003
0,019
1,945
0,000
8,005
0,042
97,11
3,046
0,000
3,046
2,831
0,000
0,002
0,058
0,072
0,019
0,085
1,933
0,000
8,046
0,020
K 2O
SUMA
Si
Al IV
SUMA T
Al VI
Ti
Cr
Fe 3+
Mg
Mn
Na
Ca
K
SUMA
Ps
0,117
8,000
0,000
2,045
0,000
0,026
0,006
0,335
0,000
0,000
2,522
3,066
0,000
3,066
97,58
0,00
0,00
24,51
0,05
0,40
5,73
0,00
27,51
0,00
39,38
ig
217
227,6
0,037
8,050
0,000
1,898
0,000
0,002
0,017
0,126
0,000
0,004
3,003
3,000
0,249
2,751
99,85
0,00
0,00
23,68
0,15
0,03
2,24
0,00
36,91
0,07
36,77
m
17
383,3
0,055
8,071
0,000
2,049
0,056
0,001
0,022
0,165
0,000
0,007
2,771
3,000
0,048
2,952
101,25
0,00
0,39
25,70
0,20
0,02
2,95
0,00
32,18
0,13
39,68
c
20
383,3
0,011
8,062
0,000
2,043
0,042
0,000
0,012
0,033
0,000
0,000
2,932
3,000
0,059
2,941
99,83
0,00
0,29
25,51
0,11
0,00
0,59
0,00
33,98
0,00
39,35
v
21
383,3
0,034
8,070
0,000
1,973
0,021
0,009
0,000
0,110
0,000
0,011
2,946
3,000
0,208
2,792
kationy (cations)
98,32
0,00
0,14
24,16
0,00
0,14
1,92
0,00
35,14
0,19
36,63
% wag. (wt %)
ia
136
510,0
0,020
8,031
0,000
2,028
0,000
0,001
0,037
0,059
0,004
0,004
2,898
3,000
0,042
2,958
99,12
0,00
0,00
25,14
0,33
0,02
1,04
0,07
33,16
0,07
39,29
c
137
510,0
0,038
8,028
0,000
2,005
0,023
0,000
0,057
0,112
0,000
0,000
2,818
3,013
0,000
3,013
99,65
0,00
0,16
24,94
0,51
0,00
1,99
0,00
31,89
0,00
40,16
r
138
510,0
0,031
8,021
0,000
2,061
0,000
0,012
0,049
0,087
0,002
0,002
2,762
3,046
0,000
3,046
97,92
0,00
0,00
25,17
0,43
0,18
1,52
0,04
30,69
0,03
39,86
c
150
510,0
0,150
8,249
0,002
1,901
0,307
0,000
0,074
0,468
0,000
0,014
2,483
3,000
0,175
2,825
101,17
0,02
2,08
23,29
0,65
0,00
8,18
0,00
29,63
0,24
37,08
c
55
820,8B
0,264
8,011
0,000
1,992
0,003
0,009
0,006
0,799
0,000
0,004
2,198
3,000
0,031
2,969
101,73
0,00
0,02
24,23
0,05
0,14
13,85
0,00
24,67
0,07
38,70
c
124
1482,5
0,246
8,044
0,000
2,054
0,015
0,016
0,008
0,734
0,000
0,009
2,208
3,000
0,044
2,956
101,07
0,00
0,10
24,82
0,07
0,24
12,64
0,00
24,76
0,16
38,28
c
126
1482,5
0,235
8,043
0,000
2,045
0,012
0,007
0,010
0,710
0,000
0,002
2,257
3,000
0,055
2,945
101,26
0,00
0,08
24,82
0,09
0,11
12,29
0,00
25,53
0,04
38,30
r
127
1482,5
r – brzeg, rim; m – p³aszcz, mantle; c – œrodek, core; i – wrostki, inclusions (ipl – w plagioklazie, in plagioclase; ig – w granacie, in garnet; ia – w amfibolu, in amphibole), v – ¿y³ka w du¿ym blaœcie, vein in big blast
0,13
0,00
0,57
0,00
Na 2 O
0,76
0,00
0,04
Cr2O3
23,73
30,87
31,34
Al2O3
0,63
0,00
0,00
TiO2
23,52
39,85
39,71
SiO2
CaO
ipl
ipl
MgO
201
200
Analiza
227,6
227,6
Nr próbki
Chemical analyses of epidote-group minerals
Analizy chemiczne minera³ów z grupy epidotu
Za³¹cznik 4
Za³¹czniki
83
A
Nr próbki
1482,5
Analiza
123
% wag. (wt %)
37,46
SiO2
2,04
TiO2
16,46
Al2O3
FeO
18,85
MnO
0,09
MgO
11,53
CaO
0,06
0,25
Na2O
10,54
K 2O
SUMA
97,28
kationy (cations)
Si
5,600
Al IV
2,400
Al VI
0,498
Ti
0,229
Fe2+
2,357
Mn
0,011
Mg
2,570
Ca
0,010
Na
0,072
K
2,010
SUMA
15,757
B
Ilm
0,09
52,91
0,09
45,42
0,00
0,81
0,00
0,13
0,00
0,01
99,46
0,002
0,003
1,005
0,000
0,017
0,000
0,004
0,000
97
Ilm
0,07
51,83
0,06
45,17
0,00
1,31
0,00
0,01
0,00
0,01
98,46
0,002
0,002
0,999
0,968
0,000
0,028
0,000
0,000
0,000
Analiza
Minera³
SiO2
TiO2
Al2O3
FeO
Fe 2O3
MnO
MgO
CaO
Na 2O
K2O
SUMA
Si
Al
Ti
Fe 2+
Fe 3+
Mn
Mg
Ca
Na
0,960
99
1108,5
Nr próbki
1108,5
0,000
0,006
0,000
0,018
0,000
0,943
0,951
0,074
0,009
99,35
0,02
0,00
0,23
0,00
0,87
0,00
44,95
2,51
50,40
0,37
Ilm
100
1108,5
0,000
0,008
0,000
0,019
0,000
0,830
0,852
0,258
0,025
kationy (cations)
100,65
0,04
0,00
0,30
0,00
0,94
0,00
41,63
9,20
47,50
1,04
% wag. (wt %)
Ilm
101
1108,5
0,005
0,002
0,005
0,001
1,836
1,046
0,003
0,099
0,015
94,34
0,02
0,07
0,04
0,09
0,03
60,53
31,00
2,09
0,09
0,38
Mag
128
1482,5
0,001
0,007
0,006
0,029
0,000
0,908
0,930
0,107
0,014
100,31
0,01
0,02
0,27
0,17
1,40
0,00
44,04
3,67
50,16
0,57
Ilm
129
1482,5
Chemical analyses of ilmenites i magnetites
Chemical analyses of pyroxenes (A) and biotite (B)
Nr próbki
820,8B
820,8B
Analiza
50
52
% wag. (wt %)
52,79
55,27
SiO 2
0,02
0,07
TiO 2
2,60
4,88
Al2O3
FeO
9,24
8,10
MnO
0,05
0,06
MgO
11,36
9,78
CaO
23,39
20,30
2,37
3,16
Na 2 O
0,09
0,21
K2 O
SUMA
101,91
101,83
kationy (cations)
T Si
1,914
1,999
T Al
0,086
0,001
M1 Al
0,025
0,206
M1 Ti
0,001
0,002
0,231
0,022
M1 Fe3+
0,049
0,223
M1 Fe 2+
M1 Cr
0,000
0,000
M1 Mg
0,614
0,527
M2 Mn
0,002
0,002
M2 Ca
0,908
0,786
M2 Na
0,167
0,222
M2 K
0,004
0,010
SUMA
3,996
3,990
% molekularne (molecular %)
Wo
50,357
50,400
En
34,030
33,785
Fs
15,613
15,815
WFE = Wo+En+Fe
82,522
77,639
Jd
1,687
20,218
Ae
15,792
2,143
Analizy chemiczne ilmenitów i magnetytów
Analizy chemiczne piroksenów (A) i biotytu (B)
Za³¹cznik 5
0,000
0,005
0,006
0,029
0,000
0,998
0,976
0,003
0,003
99,63
0,00
0,00
0,17
0,15
1,36
0,00
46,83
0,09
50,92
0,11
Ilm
130
1482,5
0,000
0,001
0,003
0,001
1,973
1,013
0,001
0,004
0,005
98,56
0,00
0,00
0,02
0,05
0,04
67,18
31,00
0,09
0,04
0,14
Mag
131
1482,5
Za³¹cznik 6
84
Za³¹czniki
Za³¹czniki
85
Za³¹cznik 7
Analizy cheniczne tytanitów
Chemical analyses of titanites
Nr próbki
510,0
820,8A
820,8B
1108,5
1108,5
Analiza
142
157
60
102
103
SiO2
29,36
29,16
30,66
30,83
30,81
TiO2
37,07
38,25
38,30
38,15
38,54
Al2O3
1,92
0,85
1,70
2,32
1,90
FeO
0,41
0,35
0,46
0,34
0,49
MnO
0,29
0,01
0,00
0,02
0,02
MgO
0,38
0,15
0,02
0,00
0,00
CaO
27,64
28,47
29,63
29,68
29,96
Na 2O
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
K 2O
0,00
0,00
0,00
0,01
0,00
97,07
97,24
100,77
101,35
101,72
% wag. (wt %)
SUMA
kationy (cations)
Si
4,000
4,000
4,000
4,000
4,000
Al
0,308
0,137
0,261
0,355
0,291
Ti
3,799
3,947
3,759
3,723
3,764
Mg
0,077
0,031
0,004
0,000
0,000
Fe 2+
0,047
0,040
0,050
0,037
0,053
Mn
0,033
0,001
0,000
0,002
0,002
Na
0,000
0,000
0,000
0,000
0,000
Ca
4,035
4,184
4,142
4,126
4,168
K
SUMA
0,000
0,000
0,000
0,002
0,000
12,299
12,340
12,216
12,245
12,278
86
Za³¹czniki
Za³¹cznik 8
Zawartoœæ pierwiastków g³ównych i œladowych
w reprezentatywnych próbkach metabazytów masywu NiedŸwiedzia oznaczone metod¹ XRF
Representative major and trace element compositions of the NiedŸwiedŸ Massif metabasites determined using the XRF method
Nr próbki
2
5
21
27
32/1
37/2
38/A
45
55
64
67
78
80/A
83
85
87
Nr ods³.
1
24
4
4
4
5
5
6
7
8
9
11
12
14
15
16
88
17
Gr. chem.
p
p
p
t
t
thm
thm
a
p
t
t
t
a
t
a
thm
thm
47,19
46,06
50,39
55,35
50,04
48,40
46,82
46,63
48,79
45,03
43,99
47,33
50,05
46,53
44,85
0,41
0,59
% wag. (wt %)
SiO2
58,72
50,37
TiO2
1,55
2,69
2,61
1,34
0,51
0,31
0,30
0,94
1,92
1,86
1,74
2,00
0,90
0,98
3,84
Al 2 O 3
13,83
13,89
14,14
11,61
12,85
15,73
16,52
14,83
14,28
12,87
13,40
12,57
14,17
15,10
12,56
Fe 2 O 3
12,11
15,17
14,09
16,81
14,87
7,22
7,21
7,96
11,19
15,78
13,71
16,72
11,92
12,16
15,17
7,64
MnO
0,16
0,21
0,23
0,16
0,21
0,13
0,11
0,15
0,17
0,26
0,20
0,24
0,22
0,18
0,20
0,13
0,15
MgO
7,08
4,71
4,72
4,06
7,49
10,11
8,72
4,14
6,33
8,04
7,14
8,48
13,60
8,26
4,16
12,40
15,70
CaO
13,98
12,36
9,12
7,32
9,38
13,88
15,85
5,82
8,55
11,79
11,19
11,84
10,69
11,31
7,97
13,69
11,45
15,50 13,67
9,66
Na2O
2,08
2,30
2,53
1,28
2,36
1,67
1,83
4,15
2,95
1,89
2,77
1,55
1,64
2,59
3,96
1,02
1,69
K 2O
0,48
0,93
0,50
0,18
0,20
0,07
0,09
0,88
1,93
0,10
0,11
0,12
0,57
0,35
0,45
0,76
0,38
P 2O 5
0,211
0,327
0,435
0,403
0,052
0,014
0,019
0,176
0,256
0,169
0,120
0,155
0,019
0,075
0,719
0,036
0,021
LOI
1,20
1,21
1,16
1,50
1,41
2,06
2,37
1,51
1,28
0,58
0,76
1,15
2,03
1,55
0,76
1,68
1,49
Suma
99,87
99,86
99,92 100,01
99,37
99,59
99,84
99,27
99,23
99,97
99,93
99,85
99,75
99,88
99,83
99,80
99,65
Mg #
36,89
23,69
25,09
33,50
58,34
54,74
34,21
36,13
33,75
34,25
33,65
53,29
40,45
21,52
61,88
61,91
19,45
ppm
Cl
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
0
0
0
0
0
0
S
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
0
0
0
0
0
0
0
169
<3
10
<3
62
797
361
86
232
155
89
111
754
233
<3
777
1370
Cr
0
Ni
73
50
38
24
71
154
82
26
53
63
55
49
423
99
20
221
377
V
182
261
234
232
355
153
86
162
291
383
366
466
250
269
404
181
211
Co
20
25
24
19
44
37
25
13
36
37
40
47
52
41
23
40
45
Cu
68
128
122
271
96
84
95
34
70
24
12
46
5
71
29
33
<5
Zn
102
126
104
109
121
52
42
80
91
126
108
142
84
91
52
61
61
Pb
<3
<3
<3
<3
<3
<3
<3
8
5
<3
5
<3
4
4
<3
7
<3
Bi
<3
4
<3
<3
–
–
<3
–
–
–
<3
<3
<3
<3
<3
<3
<3
As
55
<3
9
5
4
<3
<3
<3
<3
<3
<3
<3
4
<3
<3
<3
<3
Mo
<2
<2
<2
<2
<2
<2
<2
<2
<2
<2
<2
<2
<2
<2
<2
<2
<2
W
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
Ga
17
21
18
13
12
11
10
17
18
18
18
21
16
14
24
11
12
Ba
67
<10
<10
<10
60
49
<10
517
424
21
38
28
121
48
84
161
70
Rb
13
31
13
11
12
10
9
20
45
10
9
9
27
16
14
34
18
Sr
240
273
156
20
55
89
86
238
164
48
107
43
63
155
148
229
59
U
<3
<3
<3
<3
<3
<3
<3
<3
<3
<3
<3
<3
<3
<3
<3
<3
<3
Th
8
6
8
9
8
6
5
9
6
9
5
5
10
5
6
6
6
Zr
95
165
225
71
23
10
12
202
148
88
87
87
109
39
416
19
21
Hf
6
4
6
<3
<3
<3
<3
7
5
7
5
3
6
<3
10
<3
4
Y
26
33
38
27
16
11
10
28
30
44
38
41
30
23
77
9
20
Nb
9
16
21
8
<2
3
<2
6
13
3
3
4
3
<2
12
3
<2
Ta
<3
<3
<3
6
<3
4
5
<3
<3
<3
<3
5
3
4
<3
<3
<3
La
13
12
10
8
<5
<5
8
13
17
7
10
11
15
12
24
16
10
Ce
<5
33
57
8
<5
<5
<5
37
41
17
13
10
35
<5
46
6
9
Nd
–
–
–
–
–
–
–
–
–
0
0
0
0
0
0
0
–
Za³¹czniki
87
Za³¹cznik 8 cd.
Nr próbki
117,0
152,4
207,2
233,7
349,4
385
429,9
470,1
508,2
538,7
610
700,6
728,1
734,2
799,8
Nr ods³.
N1
N1
N1
N1
N1
N1
N1
N1
N1
N1
N1
N1
N1
N1
N1
Gr.chem.
t
a
a
a
a
t
p
p
p
p
t
a
thm
t
t
47,40
% wag. (wt %)
SiO 2
47,37
59,24
53,93
57,46
50,85
46,09
37,94
39,21
59,32
45,63
42,99
46,35
43,59
45,35
TiO2
0,96
0,57
1,33
1,28
1,13
0,90
4,55
3,06
0,99
2,45
1,70
2,95
0,26
1,79
1,90
Al 2 O3
15,81
15,90
17,99
16,02
14,36
11,37
15,17
12,96
15,43
14,59
14,59
12,20
21,77
13,19
13,13
Fe 2 O3
10,83
7,86
12,29
8,67
10,63
14,31
19,69
18,64
8,11
13,77
13,68
20,20
5,61
14,49
15,15
MnO
0,16
0,12
0,19
0,12
0,17
0,23
0,36
0,18
0,12
0,17
0,18
0,22
0,08
0,24
0,26
MgO
7,36
3,74
1,67
4,05
8,92
12,42
5,12
7,29
3,92
4,92
6,05
3,03
8,17
7,62
7,27
CaO
13,08
7,26
5,87
5,88
7,95
10,67
13,40
11,90
6,27
12,63
14,83
12,15
16,92
11,61
10,75
Na2O
2,51
3,65
3,89
2,81
2,52
1,83
1,52
2,34
4,38
2,74
2,44
0,76
1,25
2,11
2,36
K 2O
0,20
0,36
1,60
2,07
1,10
0,32
0,45
0,56
0,48
0,84
0,29
0,09
0,06
0,11
0,11
P 2O 5
0,085
0,110
0,578
0,248
0,173
0,021
0,576
0,496
0,174
0,382
0,193
1,711
0,024
0,145
0,172
LOI
1,57
1,07
0,47
1,19
1,95
1,27
0,92
3,15
0,64
1,46
2,50
0,22
1,95
0,83
0,71
Suma
99,94
99,88
99,81
99,80
99,75
99,44
99,70
99,78
99,84
99,58
99,45
99,88
99,69
97,48
99,21
Mg #
40,46
32,24
11,96
31,84
45,63
46,46
20,64
28,11
32,59
26,32
30,66
13,04
59,29
34,46
32,43
ppm
Cl
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
S
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
Cr
319
87
<3
78
443
969
5
51
148
11
33
<3
670
99
49
Ni
105
40
9
41
162
403
59
109
79
67
50
25
66
48
45
V
258
171
48
176
223
201
362
321
133
242
260
114
103
343
379
Co
38
22
5
20
32
49
31
60
19
36
28
24
36
39
43
Cu
106
89
88
97
138
23
223
610
44
196
120
59
94
91
83
Zn
85
43
98
71
102
158
128
152
86
104
101
51
33
116
112
Pb
<3
3
4
10
5
<3
<3
<3
<3
<3
<3
<3
<3
14
<3
Bi
–
<3
<3
<3
<3
–
<3
<3
<3
<3
<3
<3
–
–
–
As
<3
45
92
39
25
41
30
16
12
51
11
13
3
37
<3
Mo
<2
2
<2
<2
3
<2
18
3
2
2
3
4
<2
<2
<2
W
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
Ga
15
14
21
18
16
19
18
22
16
21
19
19
14
18
18
Ba
56
98
452
299
128
70
<10
<10
113
21
<10
<10
15
11
17
Rb
11
12
51
65
29
12
13
12
10
19
11
11
10
10
10
Sr
113
145
262
192
213
90
142
183
481
337
222
61
111
76
79
U
<3
<3
<3
4
<3
<3
4
<3
3
3
<3
<3
<3
<3
<3
Th
4
4
9
11
7
6
10
18
2
7
7
9
6
7
9
Zr
47
54
241
166
99
64
361
245
68
148
73
231
13
77
99
Hf
4
<3
6
4
<3
<3
6
<3
5
5
<3
6
<3
6
5
Y
23
23
26
31
30
15
69
58
13
28
38
116
11
40
42
Nb
2
2
10
7
7
4
37
30
10
23
4
8
<2
3
3
Ta
5
<3
<3
<3
5
4
5
14
3
4
3
<3
<3
3
<3
La
<5
6
12
23
15
<5
25
35
7
17
8
11
<5
5
<5
Ce
<5
<5
<5
15
13
<5
62
103
14
<5
8
51
9
<5
10
Nd
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
88
Za³¹czniki
Za³¹cznik 8 cd.
Nr próbki
182
227,6
328,2
585
832
908,6
935
1108,5
1449
1482,5
Nr ods³.
N2
N2
N2
N2
N2
N2
N2
N2
N2
N2
Gr. chem.
thm
p
t
t
t
t
t
p
t
p
47,85
% wag. (wt %)
SiO2
47,51
45,16
50,25
48,23
49,48
50,31
49,80
47,83
48,48
TiO2
0,26
2,06
0,99
2,59
1,02
1,58
0,52
3,60
1,36
3,01
Al 2O3
17,09
16,16
14,32
12,87
16,03
13,82
16,19
13,01
13,91
13,69
Fe 2 O3
7,62
12,14
14,15
17,25
8,79
12,98
10,65
17,72
13,72
16,11
MnO
0,13
0,19
0,25
0,26
0,10
0,18
0,17
0,27
0,21
0,23
MgO
10,64
8,40
7,18
5,53
7,11
6,75
7,26
4,88
7,63
5,24
CaO
13,04
11,29
10,58
10,04
13,20
10,08
11,78
9,69
11,57
10,30
Na 2 O
1,89
2,40
1,27
2,31
2,70
2,87
1,93
2,39
2,79
2,78
K 2O
0,04
0,09
0,03
0,09
0,07
0,17
0,37
0,32
0,14
0,35
P 2 O5
0,00
0,28
0,05
0,23
0,06
0,11
0,02
0,58
0,08
0,31
LOI
1,29
2,16
1,12
0,38
1,22
0,67
1,55
0,18
0,74
0,75
Suma
99,51
100,33
100,19
99,78
99,78
99,52
100,24
100,47
100,63
100,62
Mg #
58,27
40,90
33,66
24,28
44,72
34,21
40,54
21,59
35,74
24,54
91
512
3
ppm
Cl
305
535
471
593
137
52
5
50
1057
1057
474
53
507
153
565
203
165
Cr
625
248
116
79
196
171
365
50
225
93
Ni
170
126
62
49
74
61
130
37
82
62
V
149
251
380
482
259
370
267
349
380
375
S
Co
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
Cu
59
523
214
105
10
71
81
75
152
180
Zn
45
108
75
58
46
110
72
174
95
129
Pb
10
18
9
7
13
11
10
8
10
10
Bi
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
As
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
Mo
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
W
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
Ga
12
19
14
17
15
17
13
22
17
21
Ba
22
42
4
5
14
113
210
107
35
62
Rb
4
5
3
4
3
7
12
7
7
8
Sr
104
131
40
78
160
164
147
173
154
294
U
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
Th
0
4
1
2
0
1
0
3
2
5
Zr
7
161
41
163
52
100
23
291
75
208
Hf
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
Y
9
31
29
66
24
38
15
57
29
42
Nb
0
20
4
10
3
6
2
38
6
21
Ta
–
–
–
–
–
–
–
–
–
–
La
0
6
2
0
0
0
0
20
0
11
Ce
7
15
1
22
11
5
5
57
8
34
Nd
10
18
7
16
12
7
9
42
9
27
Lokalizacjê ods³oniêæ i próbek z terenu podano w tabeli 1, location of samples from field exposures is given in
Table 1: N 1 – próbki z otworu NiedŸwiedŸ IG 1, samples from the NiedŸwiedŸ IG 1 borehole; N 2 – próbki
z otworu NiedŸwiedŸ IG 2, samples from the NiedŸwiedŸ IG 2 borehole
Gr. chem. – grupy chemiczne, chemical group: t – metabazyty toleitowe, tholeiitic metabasites; thm – metabazyty toleitowe wysokomagnezowe, high-Mg tholeiitic metabasites; p – metabazyty przejœciowe, transitional metabasites; a – metaandezyty, metaandesites
LOI – straty pra¿enia przy 1100°C, loss on ignition at 1100°C; Mg # = MgO/(MgO+Fe 2O 3 ) w % wag., in wt %;
ca³oœæ Fe jako Fe 2O 3 , total Fe as Fe2O3; (–) – pierwiastki, które nie by³y analizowane, elements not analyzed
46
7
p
36,5
–
–
<2
–
31
–
12
31
p
35,0
–
–
2
–
23
–
13
26
Sc
Cs
U
Th
Hf
Y
Ta
La
Ce
0,8
0,7
<1
Tm
Lu
<1
4
Er
3,0
1
5
<1
Ho
2,3
7
5
Dy
Yb
7
1,4
5
<1
Tb
Eu
Gd
7
2,0
5
1,4
Sm
5
22
4
17
Pr
Nd
0,8
3,2
<1
5
1
8
1,5
8
2,1
8
30
20
–
35
–
<2
–
–
31,3
p
4
21
Gr. chem.
5
1
Nr ods³.
24
2
Nr próbki
0,9
2,8
<1
4
<1
5
1,0
4
0,9
4
9
<3
11
5
–
24
–
<2
–
–
44,7
t
4
27
0,7
1,9
<1
2
<1
2
<1
<2
<0,3
1
3
<3
<3
<1
–
13
–
<2
–
–
50,8
t
4
32/1
<0,5
0,9
<1
1
<1
2
<1
<2
0,4
1
2
<3
<3
<1
–
8
–
<2
–
–
43,5
thm
5
37/2
<0,5
0,9
<1
1
<1
1
<1
<2
0,4
1
2
<3
<3
<1
–
8
–
<2
–
–
36,2
thm
5
38/A
0,6
2,8
<1
4
<1
5
<1
5
1,3
4
14
3
23
11
–
26
–
2
–
–
22,5
a
6
45
0,7
2,8
<1
4
<1
6
1,1
6
1,6
6
21
4
34
15
–
27
–
<2
–
–
37,2
p
7
55
ppm
1,1
4,2
<1
6
1
7
1,4
6
1,3
5
11
<3
10
3
–
37
–
<2
–
–
49,3
t
8
64
0,9
3,7
<1
4
1
7
1,5
5
1,3
4
11
<3
10
3
–
34
–
<2
–
–
48,1
t
9
67
1,1
4,0
<1
5
2
7
1,6
6
1,4
4
12
<3
12
4
–
38
–
<2
–
–
52,2
t
11
78
0,7
2,9
<1
3
1
5
1,2
5
1,3
5
18
4
29
11
–
27
–
5
–
–
28,7
a
12
80/A
0,7
2,4
<1
3
<1
4
1,0
3
0,8
2
6
<3
5
2
–
21
–
<2
–
–
39,0
t
14
83
1,5
7,7
1
10
3
15
3,0
14
3,3
12
43
9
54
23
–
77
–
2
–
–
42,5
a
15
85
<0,5
0,7
<1
<1
<1
1
<1
<2
0,5
1
4
<3
5
4
–
7
–
<2
–
–
39,7
thm
16
87
<0,5
1,7
<1
2
<1
3
<1
3
0,8
2
8
<3
10
4
–
17
–
<2
–
–
37,3
thm
17
88
Representative REE (rare earth elements) and selected trace element compositions of the NiedŸwiedŸ Massif metabasites
determined using the INAA, ICP/MS and ICP/AES methods
0,6
2,0
<1
3
<1
4
<1
3
0,8
3
6
<3
5
2
–
19
–
<2
–
–
38,1
t
N1
117,0
0,6
2,4
<1
3
<1
4
<1
3
0,8
3
8
<3
12
5
–
20
–
<2
–
–
29,2
a
N1
152,4
0,5
2,0
<1
3
<1
4
<1
5
1,9
5
20
4
32
15
–
21
–
<2
–
–
22,4
a
N1
0,6
2,8
<1
4
<1
5
<1
5
1,4
6
22
5
42
21
–
27
–
4
–
–
24,4
a
N1
233,7
Za³¹cznik 9
207,2
Zawartoœæ pierwiastków ziem rzadkich oraz wybranych pierwiastków œladowychw reprezentatywnych próbkach metabazytów masywu NiedŸwiedzia
oznaczone metodami INAA, ICP/MS i ICP/AES
Za³¹czniki
89
2
<1
2
<1
2
<1
1,2
4
<1
5
<1
4
<1
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
1,5
6,3
1
10
2
13
2,6
13
3,4
14
51
11
71
23
–
62
–
2
–
–
35,7
p
N1
429,9
1,4
5,2
<1
8
2
11
2,3
12
3,2
13
55
13
108
49
–
52
–
12
–
–
36,4
p
N1
470,1
<0,5
1,0
<1
2
<1
2
<1
2
0,7
2
8
<3
13
6
–
10
–
<2
–
–
17,0
p
N1
508,2
0,7
2,2
<1
4
<1
6
1,2
6
1,9
7
25
5
42
19
–
25
–
<2
–
–
30,7
p
N1
538,7
0,8
3,0
<1
5
1
7
1,4
6
1,7
5
13
<3
16
6
–
34
–
<2
–
–
46,1
t
N1
610,0
2,1
11,1
2
15
4
22
3,8
20
3,7
15
48
10
52
17
–
110
–
<2
–
–
40,7
a
N1
700,6
<0,5
0,7
<1
1
<1
1
<1
<2
0,4
<1
2
<3
<3
<1
–
7
–
<2
–
–
26,5
thm
N1
728,1
ppm
1,0
3,9
<1
5
1
7
1,4
6
1,4
4
11
<3
10
3
–
35
–
<2
–
–
48,8
t
N1
734,2
1,1
4,3
<1
6
1
7
1,4
6
1,4
4
12
<3
12
4
–
38
–
<2
–
–
44,8
t
N1
799,8
0,08
0,58
0,09
0,68
0,24
1,19
0,2
0,87
0,33
0,6
1,00
0,2
1,0
0,3
<0,3
–
0,2
<0,1
<0,1
<0,2
35,5
thm
N2
182,0
0,26
1,75
0,32
2,22
0,83
4,21
0,7
4,10
1,10
3,3
13,00
3,1
24,0
9,8
0,7
–
2,4
0,9
0,2
<0,2
27,3
p
N2
227,6
0,43
2,85
0,47
3,03
1,00
4,64
0,6
2,86
0,66
1,7
4,00
0,7
5,0
1,0
<0,3
–
1,2
<0,1
<0,1
<0,2
50,0
t
N2
328,2
0,81
5,58
0,96
5,98
2,21
10,25
1,3
7,92
1,70
4,8
12,00
2,7
14,0
3,8
1,0
–
3,5
0,2
<0,1
<0,2
44,6
t
N2
585,0
0,30
1,96
0,37
2,35
0,86
4,09
0,6
3,09
0,80
1,9
5,00
0,9
6,0
1,3
<0,3
–
1,6
<0,1
<0,1
<0,2
39,4
t
N2
832,4
0,46
3,06
0,57
3,63
1,30
6,18
0,8
4,66
1,20
3,3
10,00
1,9
13,0
3,9
<0,3
–
2,4
0,3
<0,1
0,4
40,0
t
N2
908,6
0,21
1,41
0,24
1,44
0,48
2,13
0,3
1,37
0,35
0,8
2,00
0,4
3,0
1,0
<0,3
–
0,6
<0,1
<0,1
<0,2
40,1
t
N2
935,0
0,55
3,79
0,72
5,03
1,80
9,46
1,6
10,12
2,90
8,4
37,00
8,4
61,0
28,2
1,8
–
5,9
2,2
0,8
0,5
25,0
p
N2
1108,5
0,36
2,30
0,43
2,79
1,02
4,79
0,7
3,92
0,99
2,6
8,00
1,6
11,0
3,6
<0,3
–
1,7
0,3
0,1
<0,2
44,4
t
N2
1449,0
0,46
3,18
0,58
3,95
1,52
7,65
1,3
7,86
2,30
6,6
26,00
5,6
40,0
16,9
1,0
–
4,8
1,3
<0,1
<0,2
36,2
p
N2
1482,5
Lokalizacjê ods³oniêæ i próbek z terenu podano w tabeli 1, location of samples from field exposures is given in Table 1: N 1 – próbki z otworu wiertniczego NiedŸwiedŸ IG 1, samples from the NiedŸwiedŸ IG 1 borehole;
N 2 – próbki z otworu NiedŸwiedŸ IG 2, samples from the NiedŸwiedŸ IG 2 borehole
Oznaczenia grup chemicznych (Gr. chem.) jak w za³¹czniku 8, symbols of chemical groups as in Appendix 8
Wartoœci ze znakiem „<” oznaczaj¹ koncentracje poni¿ej progu wykrywalnoœci, values with “<” represent concentrations below detection limit
(–) – pierwiastki, które nie by³y analizowane, elements not analyzed
0,6
0,7
4
Sm
0,7
2
16
Nd
Lu
5
4
Pr
1,2
5
<3
30
Ce
2,8
1
14
La
Yb
–
–
Ta
<2
3
Th
–
–
–
U
11
–
–
–
25,1
31,3
Sc
Cs
25
t
a
Gr. chem.
Y
N1
N1
Nr ods³.
Hf
385,0
Nr próbki 349,4
Za³¹cznik 9 cd.
90
Za³¹czniki

Podobne dokumenty