litarnych i lotniczych. Opracowania takie w pierwszym rzêdzie powinny dotyczyæ zagadnieñ antropopresji w œro-dowisku, a w szczególnoœci pokazywaæ dynamikê zmian zachodz¹cych w œrodowisku, bowiem w wiêkszoœci opra-cowañ kartograficznych dominuje obraz statyczny.
W rozwa¿aniach tych nale¿y braæ pod uwagê to, ¿e PIG jest jednym z dwóch krajowych edytorów seryjnych map geoœrodowiskowych. Drugim jest poznañska firma Gepol sp. z o.o. wydaj¹ca pod auspicjami g³ównego geodety kraju dwie mapy tematyczne w skali 1 : 50 000 — Mapê sozolo -giczn¹ Polski i Mapê hydrograficzn¹ Polski.
Autorzy podkreœlaj¹, ¿e zg³aszane postulaty s¹ propo-zycjami, które wymagaj¹ szerokiej merytorycznej dysku-sji. Równoczeœnie s¹ przekonani o koniecznoœci podjêcia rozmów na ten temat, aby nie zaprzepaœciæ mo¿liwoœci realizowania przez Pañstwowy Instytut Geologiczny i ca³e œrodowisko geologiczne istotnych dla kraju œrodowisko-wych opracowañ kartograficznych. Pamiêtajmy, kartogra-fia, podobnie jak przyroda „nie znosi pró¿ni” i mo¿e siê okazaæ, ¿e tego typu mapy realizowaæ bêdzie, kto inny.
Literatura
BUJAKOWSKI K. 2000 — Zadania S³u¿by Geodezyjnej i Kartogra-ficznej w zakresie kartografii,[ W:] Uzupe³nienie Mat. 27 Ogólnopol. Konf. Kart. „Kartografia polska u progu XXI wieku”. Warszawa.
GOGO£EK W. & MARKS L. 2000 — Zasoby i struktura geologicznej bazy danych. Prz. Geol., 48: 492.
Instrukcja sporz¹dzania Mapy warunków geologiczno-in¿ynierskich w skali 1 : 10 000 i wiêkszych dla potrzeb planowania przestrzennego w gminach 1999. Pañstw. Inst. Geol.
KISTOWSKI M. 2001 — Opracowania ekofizjograficzne a prognozy oddzia³ywania na œrodowisko projektów planów zagospodarowania przestrzennego — zagadnienia wstêpne. Probl. Ocen Œrodow., 2 (13): 21–28.
LIS J., PASIECZNA A., STRZELECKI R., WO£KOWICZ S. & LEWANDOWSKI P. 1997 — Geochemical and radioactivity mapping in Poland. Jour. Geochem. Explor., Elsevier.
LISENBARTH A. (red.) 2001 — Koncepcja Systemu Informacji Prze-strzennej w Polsce. IGiK, Warszawa.
NA£ÊCZ T., SIKORSKA-MAYKOWSKA M. & STRZELECKI R. 2001— System Informacji Przestrzennych o Œrodowisku (SIPOŒ) jako narzêdzie do gospodarowania zasobami przyrody w powiecie. Mat. 18 Konf. Kartograf., Szczecin: 181–185.
PIETRAS M. 2001 — Kartografia geologiczna — ustawowy obo-wi¹zek pañstwowej administracji geologicznej. Prz. Geol., 49: 657–661.
SIKORSKA-MAYKOWSKA M. & STRZELECKI R. 2001 — Geo-chemia œrodowiska — propozycja nowej tematyki na Mapie geologicz-no-gospodarczej Polski. Prz. Geol., 49: 698–701.
SIKORSKA-MAYKOWSKA M., STRZELECKI R., GRABOWSKI D. & KAROÑ R. 2001 — Powiatowa mapa gospodarowania zasobami przyrody. Prz. Geol., 49: 792–796.
SOBCZYÑSKI E. & SIELECKI J. 2000 — Wspó³czesne mapy woj-skowe S³u¿by Topograficznej WP, [W:] Mat. 27 Ogólnopol. Konf. Kart. „Kartografia polska u progu XXI wieku”,Warszawa: 33–56. STANKIEWICZ M. & G£A¯EWSKI A. 2000 — Wspó³czesne mapy topograficzne w wersji cywilnej, [W:] Mat. 27 Ogólnopol. Konf. Kart. „Kartografia polska u progu XXI wieku”, Warszawa: 7–32.
Uwagi na temat genezy mineralizacji rudnej na tle ewolucji ska³ zespo³ów
ofiolitowych Œlê¿y i Nowej Rudy: badania izotopowe tlenu
Anna A. Szynkiewicz*, Anita Weber-Weller*, Mariusz O. Jêdrysek*
Remarks on the origin of ore mineralization and evolution of rocks of Œlê¿a and Nowa Ruda ophiolites: oxygen isotope studies (SW Poland). Prz. Geol., 50: 33–41.
S u m m a r y. The oxygen isotope analyses of oxide (ilmenite, ilmeno-magnetite, magnetite), silicate (plagioclases) and whole rock samples from Œlê¿a and Nowa Ruda ophiolites were carried out. The laser fluorination technique for oxygen isotope preparation of sil-icates and oxides was applied (Laboratory of Isotope Geology and Geoecology ). The temperatures of crystallization in the Œlê¿a gab-bro, derived from oxygen isotope analysis in ilmenite, magnetite and plagioclase show higher values than those generally accepted. The authors believe that the processes of albitization and saussuritization of plagioclase, caused by ocean floor metamorphism resulted in18O-depletion of plagioclase (hence shifted the *18O
plby about 1,5–2‰ toward lower values). The crystallization
tempera-tures of the Nowa Ruda ophiolite rocks, determined from the *18O values of ore minerals and bulk rock, varied from 418 to 930oC.
These results are in agreement with the ophiolitic sequence, i.e. the temperature crystallization of the Nowa Ruda rocks decreased toward the ophiolite roof. The ore mineralization in both ophiolites is mainly of primary igneous origin. Nevertheless, the substantial differences in the *18O and )18O variations in both ophiolites indicate that the very different processes were active during the
forma-tion and evoluforma-tion of these two types of ophiolites. Thus, the authors suggest that in any new geotectonic model, the early evoluforma-tion and emplacement of these ophiolites should be considered in separate terms.
Key words: oxygen isotopes, silicates, oxides, isotope microanalysis, ophiolites, Nowa Ruda, Œlê¿a Sk³ad izotopowy tlenu ka¿dego minera³u zale¿y od
warunków fizykochemicznych w jakich on powstawa³. S¹ to temperatura, sk³ad chemiczny, stopieñ utlenienia pierwiast-ków, struktura krystaliczna oraz wyjœciowy sk³ad izotopowy ca³ego uk³adu, w którym badany minera³ krystalizowa³. St¹d, analiza sk³adu izotopowego tlenu pozwala na zdobycie infor-macji o parametrach fizykochemicznych w jakich badany
minera³ powstawa³, co równoczeœnie daje wiedzê o charakte-rystyce genetyczno-dynamicznej œrodowiska, w którym ten minera³ krystalizowa³.
Analizy izotopowe tlenu w krzemianach i tlenkach by³y dotychczas wykonywane metodami klasycznymi polegaj¹cymi na redukcji tlenu w obecnoœci grafitu (Baert-schi & Schwander, 1952; Clayton & Epstein, 1958; Dont-sova, 1959) lub spalaniu w atmosferze fluoru (Silverman, 1951; Baertschi & Silverman, 1951; Clayton & Mayeda, 1963). Wi¹za³y siê one z d³ugim czasem przygotowania pró-bek do badañ oraz trudn¹ pod wzglêdem technicznym eks-*Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Wroc³awski,
trakcj¹ tlenu silnie zwi¹zanego w strukturach tetraedrycznych krzemianów lub tlenków (Taylor & Epstein, 1962; Clayton & Mayeda, 1963; Borthwick & Harmon, 1982). Du¿e iloœci próbek (10–20 mg) wymagane w standartowych technikach uniemo¿liwia³y badanie pojedynczych ziaren mineralnych oraz okreœlenie przestrzennego rozk³adu izotopowego w mikroskopowej skali w obrêbie jednego minera³u, co wp³ywa³o na uœrednienie odczytu izotopowego.
Nowoczesne metody analizy izotopowej tlenu opieraj¹ siê na technikach laserowych, które sprowadzaj¹ siê do odparowania badanego minera³u przez ogrzanie wi¹zk¹ laserow¹. Wymagana jest znacznie mniejsza iloœæ próbki: poni¿ej 1–5 mg w metodach wykorzystuj¹cych laser gazo-wy CO2(Sharp, 1990; Jêdrysek & Weber-Weller, 2000) lub
ok. 0,1 mg przy u¿yciu lasera ekscymerowego (Wiechert & Hoefs, 1995).
Celem niniejszej pracy jest przedstawienie wyników analiz izotopowych tlenu jakie wykonano w minera³ach rudnych (ilmenit, ilmeno-magnetyt, magnetyt) i krzemia-nach wystêpuj¹cych w ska³ach ofiolitu Œlê¿y i Nowej Rudy. Badania wykonano w Pracowni Geologii Izotopo-wej i Geoekologii (Uniw. Wroc³awski) z zastosowaniem metody laserowej ekstrakcji tlenu w mikroobszarze (Jêdry-sek & Weber-Weller, 2000). W oparciu o uzyskane wyniki obliczono temperatury krystalizacji minera³ów rudnych oraz wyjaœniono genezê mineralizacji rudnej w obu masy-wach. Ze wzglêdu na fakt, ¿e referowana metodyka badaw-cza ma podstawowe znaczenie w tej pracy, oraz ¿e zaistnia³a koniecznoœæ ograniczenia objêtoœci tej pracy, problematyka dotycz¹ca pozycji geologicznej badanych zespo³ów skalnych zosta³a tutaj pominiêta. Niniejszym nad-mieniamy jedynie, ¿e zespó³ ofiolitowy Œlê¿y jest po³o¿ony na pó³nocnym obrze¿eniu bloku sowiogórwskigo, a masyw Nowej Rudy znajduje siê w po³udniowo-zachodniej czêœci obrze¿enia tego bloku. Wyniki badañ geologicznych, petro-logicznych i geochemicznych zosta³y zreferowane przez wielu innych autorów, m.in. (Majerowicz, 1979a, b, 1981, 1984, 1988, 1989; Majerowicz & Pin, 1994; Bia³owolska, 1979; Borkowska, 1985; Pin i in., 1988; Oliver, 1993; Jêdry-sek, 1989, 1992; Jêdrysek & Weber-Weller, 1997; Jêdrysek i in., 1997; Sachanbiñski, 1993; Jamrozik i in., 1995; Bia³owolska & Sa³aciñski, 1981; Niœkiewicz, 1993; Znosko, 1981 i literatura tam cytowana).
Metodyka badañ
Przygotowanie minera³ów rudnych i krzemianów do badañ. Badaniom poddano minera³y rudne (ilmenit i
ilme-no-magnetyt) z ofiolitu Nowej Rudy. Pochodzi³y one z trzech typów ska³: 1) zdeformowanych gabr — strefa kata-klastyczna S³upca; 2) diabazów (metaamfibolitów) — stre-fa podwy¿szonej mineralizacji Ti-V-Fe Nagórzan; 3) metabazaltów (lawy poduszkowe) — ze wsi Czerwieñczyce.
Próbki diabazów i metabazaltów kruszono na kruszarce szczêkowej i przesiewano na sitach w celu uzyskania frakcji od 0,056 do 0,09 mm, bowiem praktycznie tylko w tej frak-cji wystêpowa³y minera³y rudne. Ostatnie z wymienionych separowano rêcznie pod binokularem, uzyskuj¹c porcje czystego ilmenitu lub ilmeno-magnetytu w iloœciach od 4 do 10 mg. Minera³y te rozcierano w moŸdzierzu agato-wym. Uzyskany w ten sposób materia³ by³ przedmiotem badañ dyfrakcji RTG oraz preparatyki izotopowej tlenu.
W zdeformowanych gabrach ilmenit wystêpowa³ g³ównie w postaci kryszta³ów œrenicy ok. 0,5 cm. Z tych ska³ wykonano zg³ady polerowane o wymiarach 3x3x0,5
cm. Zg³ady te pos³u¿y³y do wykonania preparatyki izotopo-wej tlenu in situ. Identyczne zg³ady wykonano dla gabr z ofiolitu Œlê¿y (strefa podwy¿szonej mineralizacji Ti-Fe-V Strzegomiany–Kunów), w których ilmenit i magnetyt wystêpowa³y w postaci kryszta³ów wielkoœci ok. 1 cm.
Z ka¿dej próbki ska³y, z której przygotowano preparaty do analizy minera³ów rudnych, wykonano tak¿e sproszko-wane preparaty ca³ej ska³y. W tym celu ska³ê kruszono, mie-lono, homogenizowano, a wybran¹ czeœæ (ok. 3 g) rozcierano w moŸdzierzu agatowym. Zamierzeniem tych czynnoœci by³o aby ka¿dy wynik analizy izotopowej tlenu minera³ów rudnych mia³ swój odpowiednik w formie wyniku analizy izotopowej tlenu ca³ej ska³y, z której ten minera³ rudny pochodzi³. Dlatego, uzyskany w ten sposób materia³ skalny by³ przedmiotem analizy dyfrakcji RTG oraz preparatyki izotopowej tlenu.
Analizy RTG. Analizy RTG wykonano w celu identyfikacji
minera³ów rudnych i sprawdzenia czystoœci uzyskanych koncentratów ilmenitowych lub ilmeno-magnetytowych ze ska³ ofiolitu Nowej Rudy. Wyniki tych analiz potwierdzi³y obecnoœæ ilmenitu w próbkach z Nagórzan oraz ilmeno-ma-gnetytu w lawach poduszkowych z Czerwieñczyc. Wysepa-rowane próbki stanowi³y niemal czyste separaty wy¿ej wymienionych minera³ów rudnych. Jedynie w próbce z rejonu Nagórzan uzyskano dwa wierzcho³ki dyfrakcyjne œwiadcz¹ce o obecnoœci, na granicy wykrywalnoœci, innych minera³ów. By³y to albit (wierzcho³ek 3,178C) i sanidyn (wierzcho³ek 3,237C). Z bilansu izotopowego mas wynika, ¿e przesuniêcie wartoœci *18O uzyskanych dla minera³ów
rudnych, wynikaj¹ce z obecnoœci w nich wrostków wspo-mnianych minera³ów krzemianowych, nie mog³y byæ wiêk-sze ni¿ 0,050‰ przy b³êdzie analizy 0,10‰, St¹d te¿ ma³a zawartoœæ (kilka procent) nie mog³a znacz¹co wp³yn¹æ na wynik analizy izotopowej tlenu w minera³ach rudnych.
Preparatyka i analiza izotopowa tlenu. Celem
preparaty-ki by³o przeprowadzenie tlenu z tlenków i krzemianów do
gazowej postaci CO2. We wszystkich próbkach wykonano
preparatykê izotopow¹ przy u¿yciu metody ablacji lasero-wych (Jêdrysek & Weber-Weller, 2000). Badaniom podda-no sproszkowane preparaty lub pojedyncze minera³y (analiza in situ w kryszta³ach ilmenitu, magnetytu i krze-mianów), wystêpuj¹ce w przygotowanych wczeœniej zg³adach. Do oczyszczania i rozdzielania substancji gazo-wych wykorzystano ciek³y azot, a preparatykê przeprowa-dzano w warunkach pró¿ni rzêdu 10-5Tr. Szczegó³owy opis
zastosowanej techniki znajduje siê we wczeœniej opubliko-wanej pracy (Jêdrysek & Weber-Weller, 2000). Analizê izotopow¹ wykonano na spektrometrze mas Finnigan-Mat
CH7. Uzyskane wyniki przedstawiono jako wartoϾ *18O
wyra¿on¹ w promilach, w odniesieniu do miêdzynarodo-wego wzorca SMOW.
Wyniki
Wyniki analiz izotopowych tlenu zestawiono w tabe-lach 1 i 2. Przy ka¿dej próbce podano tak¿e wynik analizy izotopowej tlenu z ca³ej ska³y. Wartoœci *18O w gabrach
ofiolitu Œlê¿y charakteryzuj¹ siê na ogó³ ma³¹ zmiennoœci¹ zarówno dla pojedynczych minera³ów, jak i ca³ej ska³y (tab. 1). Wartoœci *18O ilmenitu, magnetytu i plagioklazów
mieszcz¹ siê w w¹skim przedziale, odpowiednio od 3,89 do 4,31‰, od 3,87 do 4,44‰ i od 5,01 do 5,55‰. Wartoœæ *18O z ca³ej ska³y (*18O
siê od 4,55 do 5,46‰. Wartoœci *18O minera³ów rudnych
ofiolitu Nowej Rudy wahaj¹ siê w zakresie od –0,77 do 2,23‰. Ze wzglêdu na du¿y stopieñ póŸniejszych prze-obra¿eñ, jakim podlega³y ska³y masywu Nowej Rudy i trudnoœci uzyskania czystych koncentratów g³ównych minera³ów ska³otwórczych (np. plagioklazów i pirokse-nów), analizy izotopowe tlenu w krzemianach i glinokrze-mianach wykonano jedynie dla ca³ej ska³y. Otrzymane wartoœci mieszcz¹ siê w szerokim przedziale od 3,36 do 7,88‰ (tab. 2).
Ogólnie istnieje tendencja dla wszystkich badanych
próbek z obu masywów — spadku *18O badanych
mine-ra³ów wraz ze spadkiem wartoœæ *18O
wr. Pozwala to s¹dziæ,
¿e badane minera³y s¹ pod wzglêdem izotopowym repre-zentatywne dla ska³y i ujawniaj¹ brak istotnych domieszek nie badanych minera³ów, które mog³yby wp³ywaæ na zmiennoœæ stosunków izotopowych tlenu ca³ej ska³y. Porównuj¹c oba zespo³y ofiolitowe widaæ, ¿e w ska³ach ofiolitu Nowej Rudy wartoœci *18O minera³ów rudnych s¹
przewa¿nie ni¿sze ni¿ wartoœci *18O ich odpowiedników z
ofiolitu Œlê¿y. Jednoczeœnie, rozrzut wartoœci *18O wrska³
ofiolitu Nowej Rudy reprezentuje szerszy przedzia³ ni¿ dla ska³ ofiolitu Œlê¿y.
Temperatury krystalizacji gabr œlê¿añskich. Miar¹
wielkoœci efektów izotopowych jest wspó³czynnik frakcjo-nowania izotopowego " (Urey, 1947; Nielsen, 1979; O’Ne-il, 1979, 1986): α= RR = ++δδ B A B Α 1000 1000 [1] gdzie:
RAi RB— stosunki izotopu ciê¿kiego do lekkiego dla
pary minera³ów A i B, *Ai *B— sk³ad izotopowy
mine-ra³ów A i B podany w odniesieniu do wzorca.
Wspó³czynnik frakcjonowania izotopowego " w uk³adzie dwóch konkretnych faz zale¿y od temperatury (Urey, 1947; Friedman & O’Neil, 1977). St¹d, zale¿noœæ ta jest wykorzystywana do wyznaczania temperatur krystaliacji minera³ów. Liniowa zale¿noœæ wspó³czynnika frak -cjonowania " od temperatury przedstawiana jest za pomoc¹ równania krzywej frakcjonowania izotopowego, która przyjmuje ogóln¹ postaæ (Bottinga & Javoy, 1973; Friedman & O’Neil, 1977):
1000lna = A(106T-2) + B [2]
gdzie:
" — wspó³czynnik frakcjonowania izotopowego
pomiêdzy dwoma minera³ami, A i B — wspó³czynniki pro-porcjonalnoœci charakterystyczne dla danej pary mine-ra³ów, T — temperatura w stopniach Kelwina.
Temperaturê krystalizacji dla pary minera³ów mo¿na izotopowo wyznaczyæ, jeœli rozpatrywane minera³y by³y ze sob¹ w równowadze izotopowej podczas krystalizacji. W praktyce mo¿na przyj¹æ, ¿e warunkiem równowagi izo-topowej jest równowaga chemiczna. Taki warunek spe³niaj¹ minera³y syngenetyczne, powstaj¹ce w tym samym czasie obok siebie, które nie uleg³y reekwilibracji (wymianie) izotopowej w póŸniejszych procesach.
O równowadze izotopowej podczas krystalizacji bada-nych minera³ów (ilmenit, magnetyt, plagioklazy i
pirokse-ny) mog¹ œwiadczyæ dobre korelacje pomiêdzy
wartoœciami *18O krzemianów i tlenków, a *18O
wr. Z
obser-wacji mikroskopowych wynika, ¿e minera³ami syngene-tycznymi w gabrach œlê¿añskich s¹ wszystkie g³ówne minera³y pierwotne, w tym w³aœnie ilmenit, magnetyt, plagioklazy i pirokseny. Na wykresie przedstawiaj¹cym zale¿noœæ pomiêdzy *18O
tlen-ków i krzemianów (ilmenit, magnetyt i
plagiokla-zy) wzglêdem *18O
wr (ryc. 1) widoczna jest
bardzo dobra korelacja dla imenitu (R2= 0,82) i
plagioklazów (R2 = 0,99), gorsza dla magnetytu
(R2= 0,37). Z drugiej strony ma³a liczba
pomia-rów (5 próbek dla ilmenitu, po 3 próbki dla magnetytu i plagioklazów) nie mo¿e byæ trakto-wana jako statystycznie znacz¹ca.
Wiadomym jest, ¿e w warunkach równowagi izotopowej i braku reekwilibracji izotopowej, stop wzbogaca siê w l¿ejsze izotopy tlenu w czasie kry-stalizacji magmy. Jest to wynikiem
frakcjonowa-nia izotopowego, jakie
zachodzi pomiêdzy stopem, a
krystalizuj¹cymi z niego
minera³ami. Proces ten mo¿e byæ zwykle opisany równa-niem destylacji Rayleigha, co zosta³o tak¿e stwierdzone w
przypadku mineralizacji
siarczkowej w ofiolicie Œlê¿y (Jêdrysek & Weber-Weller, 1998). St¹d, zaobserwowana w tych badaniach wyraŸna tendencja spadku wartoœci
*18O krzemianów i tlenków
wraz ze spadkiem wartoœci
*18Owr mo¿e byæ dowodem
Nr
próbki Lokalizacja Typ ska³y
*18Owr [‰] *18Oilm [‰] *18Omt [‰] *18Opl [‰]
4A/4 E zbocze Œlê¿y gabro 4,55 3,89 4,03 5,01 4A/5 E zbocze Œlê¿y gabro 5,10 4,01 3,87 5,32 ST-1 E zbocze Œlê¿y gabro 5,46 4,31 4,44 5,55 7A/1a S–E zboczeŒlê¿y gabro 5,08 4,19 n.a n.a 7A/1b S–E zbocze Œlê¿y gabro 4,79 3,90 n.a. n.a (n.a — nie analizowano)
Tab. 1. Wyniki analiz izotopowych tlenu w minera³ach rudnych, glinokrzemianach i ca³ej skale w ofiolicie Œlê¿y
Table 1. The results of oxygen isotope determinations in ore minerals, aluminosilicates and whole rock from the Œlê¿a ophiolites complex
Numer
próbki Minera³ Lokalizacja
*18Omin.rudne [‰] *18Owr [‰] )18O [‰] Cz/3 ilmeno-magnetyt Czerwieñczyce 0,13 6,28 6,15 Cz/4 ilmeno-magnetyt Czerwieñczyce 2,23 7,88 5,65 N/4 ilmenit Nagórzany -0,77 5,52 4,75 N/5 ilmenit Nagórzany 2,53 7,02 4,49
Dz/8 ilmenit Kamienio³om gabra w S³upcu,
poziom 4 0,50 3,36 2,86
Dz/v/23 ilmenit Kamienio³om gabra w S³upcu,
poziom 4 2,23 4,42 2,19
Tab. 2. Wyniki analiz izotopowych tlenu z ca³ej ska³y i w minera³ach rudnych w ofiolicie Nowej Rudy
Table 2. The results of oxygen isotope determinations in whole rock and ore minerals in the Nowa Ruda ophiolite
na brak reekwilibracji izotopowej krystalizuj¹cych mine-ra³ów. Zatem mo¿na przyj¹æ, ¿e najwy¿sze wartoœci *18O
(ilmenit 4,31‰, magnetyt 4,44‰, plagioklazy 5,55‰) repre-zentuj¹ pocz¹tkowe etapy krystalizacji tych minera³ów, nato-miast najni¿sze (ilmenit 3,89‰, magnetyt 3,87‰, plagioklazy 5,01‰) — póŸniejsze etapy tego procesu.
Dla wielu par minera³ów s¹ znane równania krzywych frakcjonowania, które wykalibrowano na podstawie badañ eksperymentalnych i obliczeñ teoretycznych (patrz Fried-man & O’Neil 1977). Dla uk³adów: plagioklaz-ilmenit (pl-ilm) oraz plagioklaz-magnetyt (pl-mt) przyjmuj¹ one postaæ (Bottinga & Javoy 1973, 1975):
1000ln"pl-ilm= (4,32 – 1,04⋅$)106T-2 [3]
oraz
1000ln"pl-mt= (4,60 – 1,04⋅$)106T-2 [4]
gdzie:
$oznacza iloœæ molow¹ cz¹steczki anortytowej zawar-tej w plagioklazach. Dla gabr wartoœæ ß przyjmuje siê jako 0,6, st¹d równania [3] i [4] przyjmuj¹ postaæ:
1000ln"pl-ilm= 3,696(106T-2) [5]
oraz
1000ln"pl-mt= 3,976(106T-2) [6]
Temperaturê wyznaczon¹ na podstawie równañ [5] i [6] mo¿na przedstawiæ jako:
T = 3 696 10 1000 6 , ⋅ − αpl ilm [7] oraz T = 3 976 10 1000 6 , ⋅ − αpl mt [8] Wartoœci " dla poszczególnych próbek przedstawiono w tabeli 3.
Po podstawieniu znanych wartoœci sk³adu izotopowego tlenu dla plagioklazu, ilmenitu i magnetytu do równañ [7] i [8], otrzymano temperatury krystalizacji tych minera³ów, które zestawiono w tab. 3. Dla pary plagioklaz-ilmenit mieszcz¹ siê one w przedziale od 1411 do 1548oC, dla pary
plagioklaz-magnetyt od 1387 do 1746oC.
Obliczone temperatury krystalizacji wykazuj¹ bardzo wysokie wartoœci, znacznie wy¿sze ni¿ wyznaczane inny-mi metodainny-mi geocheinny-micznyinny-mi. Bior¹c pod uwagê fakt, ¿e temperatury krystalizacji wyznaczone metodami izotopo-wymi odzwierciedlaj¹ temperatury zamkniêcia izotopo-wymiany izotopowej pomiêdzy minera³ami, czyli moment zako-ñczenia krystalizacji, to uzyskane wyniki zdaj¹ siê byæ tym bardziej zawy¿one. Mo¿e to byæ wywo³ane przyjêciem nieprawid³owej wartoœci wspó³czynnika ß (iloœæ molowa cz¹steczki anortytowej) w równaniach krzywych frakcjo-nowania [3] i [4]. W badanych
ska³ach iloœæ molowa cz¹steczki
anortytowej wykazuje du¿¹
zmiennoœæ od 6 do 70%, która wynika g³ównie z albityzacji i saussurytyzacji plagioklazów. W celu sprawdzenia wp³ywu tego parametru na wynik temperatury krystalizacji podstawiono do rów-nania [3] ró¿ne wartoœci ß, od 0,02 do 0,7 (odpowiadaj¹ce zawartoœci
anortytu od 2 do 7%), dla próbki 4A/4, a nastêpnie porów-nano do wyników otrzymanych dla wartoœci ß = 0,6 (tab. 4). Z powy¿szego modelu wynika, ¿e wraz ze spadkiem iloœci anortytu wzrasta temperatura krystalizacji dla uk³adu plagioklaz-ilmenit (pl-ilm). Ta sama tendencja jest praw-dziwa dla pozosta³ych prób oraz w uk³adzie plagiokla-z-magnetyt. Na tej podstawie mo¿na s¹dziæ, ¿e proces albityzacji i saussurytyzacji znacz¹co wp³ywa na zawy¿e-nie wyznaczanej izotopowo temperatury krystalizacji. B³¹d wynikaj¹cy z tego procesu mo¿e wynieœæ nawet 150oC dla analizowanych próbek.
Jeœli proces albityzacji i saussurytazacji zawy¿y³ tem-peraturê krystalizacji plagioklazów to jednoczeœnie musia³ wp³yn¹æ na zmianê pierwotnego sk³adu izotopowego tlenu w tych minera³ach. W powy¿szych obliczeniach istotna jest znajomoœæ kierunku w jakim nastêpowa³a zmiana pier-wotnej wartoœci *18O. Mo¿emy œmia³o przyj¹æ, ¿e sk³ad
izotopowy tlenu w minera³ach rudnych, ze wzglêdu na du¿¹ odpornoœæ tych minera³ów na reekwilibracjê izoto-pow¹, nie zmienia³ siê podczas przeobra¿eñ prowadz¹cych do albityzacji i saussurytyzacji plagioklazów. Jednak¿e, w wyniku tych procesów plagioklazy niew¹tpliwie powinny
ulec zubo¿eniu w izotop 18O — spadek wartoœci *18O
zwi¹zany z domieszk¹ izotopowo l¿ejszego albitu i serycy-tu co znowu jest zwi¹zane z charakterem wi¹zañ tetrae-drycznych tlenu (patrz Jêdrysek, 1990). St¹d, po uwzglêdnieniu poprawki na te procesy i przyjêciu wy¿-szych zakresów uzyskanych wartoœci *18O dla
plagiokla-zów, temperatura krystalizacji obliczana ze wzorów [3] i [4] przyjmuje ni¿sze wielkoœci (tab. 5).
Jeœli przyjmiemy, ¿e œrednie temperatury krystalizacji
gabr wynosz¹ ok. 800–900oC i za³o¿ymy brak zmian
sk³adu izotopowego tlenu w minera³ach rudnych to mo¿na oceniæ, ¿e wartoœæ *18O w plagioklazach uleg³a
przesuniê-ciu co najmniej o 2–2,5‰ w kierunku wartoœci ni¿szych. Z niniejszych badañ wynika, ¿e przeobra¿enia plagio-klazów w gabrach ze Œlê¿y musia³y wp³yn¹æ na ich
zubo¿enie w izotop 18O, co spowodowa³o przesuniêcie
*18O tych minera³ów w kierunku ni¿szych wartoœci. Wcze-œniejsze badania wskazuj¹ w istocie na znaczne zaawanso-wanie niektórych fragmentów wyst¹pieñ tych ska³, w reakcji z wod¹ morsk¹ w procesie metamorfizmu dna mor-skiego (Jêdrysek, 1989; Weber-Weller, 1997; Jêdrysek i in., 2001). Jeœli za³o¿ymy, ¿e wartoœæ *18O wody morskiej
wynosi³a wtedy 0‰, a plagioklazów ok. 6,5–7‰ to obni¿-enie *18O o 2‰ powinno by³o nast¹piæ w temperaturze ok.
250–260oC. W tej temperaturze mo¿e byæ ju¿ osi¹gniêta
równowaga izotopowa w uk³adzie plagioklaz–woda (ryc. 3), a ró¿nica w sk³adzie izotopowym pomiêdzy plagiokla-zem i wod¹ wynosi 5‰. Wartoœæ ta odpowiada obecnej
wartoœci *18O plagioklazów w analizowanych próbkach.
Nie wiadomo na ile albityzacja i saussurytyzacja wzboga-ci³a kryszta³y plagioklazów w izotop16O, a na ile jest to
Numer próbki pl-ilm pl-mt "pl-ilm T[K] t[oC] "pl-ilm T[K] t[oC] 4A/4 1,001116 1821 1548 1,000976 2019 1746 4A/5 1,001305 1684 1411 1,001444 1660 1387 ST-1 1,001235 1731 1458 1,001105 1897 1624
Tab. 3. Wspó³czynnik frakcjonowania izotopowego " oraztemperatury krystalizacji minera³ów rudnych i glinokrzemianów z gabr Œlê¿añskich
Table 3. Isotope fractionation factor " and temperatures of crystallization in ore and silicate minerals from the Œlê¿a gabbro
wynikiem reekwilibracji izotopowej. Aby na to pytanie odpowiedzieæ, nale¿a³oby siê pos³u¿yæ izotopowym bilan-sem mas, co nie jest obecnie mo¿liwe ze wzglêdu na brak
danych izotopowych dotycz¹cych czystego albitu i pro-duktów saussurytyzacji. Jednak¿e, fakt zani¿enia
pierwot-nych wartoœci *18O plagioklazów, na obecnym etapie
badañ, nie mo¿e budziæ w¹tpliwoœci.
W wiêkszoœci przypadków, zmniejszaj¹ce siê ró¿nice pomiêdzy sk³adem izotopowym tlenu badanych minera³ów (wartoœæ )18O), wskazuj¹ na wzrost temperatury
krystali-zacji tych minera³ów. Oznacza to, ¿e w warunkach równo-wagi izotopowej podczas wzrostu temperatury "→1. St¹d, w skrajnie wysokich temperaturach, ró¿nice w sk³adzie izotopowym poszczególnych minera³ów powinny byæ bar-dzo niewielkie. G³ównym czynnikiem wp³ywaj¹cym na wielkoœæ " jest sk³ad chemiczny i cechy krystalochemicz-ne mikrystalochemicz-nera³ów. Jednak¿e, nie dla ka¿dej pary mikrystalochemicz-nera³ów i nie w ka¿dym przedziale temperatur "→1. Jednymi z pierwszych, którzy wykalibrowali zmiany wartoœci frak-cjonowania izotopowego tlenu dla powszechnych mine-ra³ów ska³otwórczych w ska³ach magmowych byli Epstein
-2 0 2 4 6 δ18 δ ilm,mt 18 pl O i O [‰] 3 4 5 6 7 8 δ 18 wr O [‰]
lawy poduszkowe - ilm-mt (NR)
pillow lavas - ilm-mt (NR)
diabazy - ilm (NR) diabases - ilm (NR) gabra - ilm (NR) gabbros - ilm (NR) gabra - ilm (Œl) gabbros - ilm (Œl) Y = 1,68 × X - 1,86; R×R=0,82 gabra - mt (Œl) gabbros - mt (Œl) gabra - pl (Œl) gabbros - pl (Œl) Y = 1,69 × X - 3,91; R×R = 0,99
Ryc. 1. Sk³ad izotopowy tlenu w minera³ach rudnych oraz krze-mianów masywów Nowej Rudy (NR) i Œlê¿y (Œl)
Fig. 1. Oxygen isotope composition of ore minerals and silicates in the Nowa Ruda (NR) and the Œlê¿a (Œl) Massifs
4 5 6 7 8 9 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 temperatura równowagi zotopowej [ C] s e ° ° i i otope equilibrium temperatur [ C] δ18 plagioklazu O [‰] d18 plagioclase O [‰] ilmenit 3,89 ‰ ilmenite 3,89 ‰ magnetyt4,03 ‰ magnetite 4,03 ‰
Ryc. 2. Modelowanie zmian temperatury równowagi izotopowej w zale¿noœci od zmian sk³adu izotopowego plagioklazów dla uk³adu pl-ilm i pl-mt
Fig. 2. Modeling of changes in isotope equilibrium temperature-in the pl-ilm and pl-mt system, temperature-in relation to the changes isotope composition of plagioclases temperatura [ C] e ° ° temperatur [ C] 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 1000lnαpl-w 100 200 300 400
Ryc. 3. Krzywa frakcjonowania izotopowego tlenu dla uk³adu plagioklaz-woda (Friedman & O’Neil, 1977)
Fig. 3. Oxygen isotope fractionation curve for the plagiocla-se-water system (Friedman & O’Neil, 1977)
An [%] pl-ilm pl-mt T [K] t [°C] T [K] t [°C] 70 1795 1522 1992 1719 60 1821 1548 2019 1746 50 1846 1573 2045 1772 20 1920 1647 2122 1849 7 1952 1679 2154 1881 6 1954 1681 2157 1884 5 1957 1684 2159 1886 2 1964 1691 2166 1893
Tab. 4. Modelowanie temperatury krystalizacji w zale¿noœci od zmiany iloœci molowej cz¹steczki anortytowej w uk³adzie pl-ilm oraz pl-mt dla próbki 4A/4)
Table 4 . Modeling of crystallization temperature relative to the anorthite content in plagioclase in the pl-ilm and pl-mt system (for sample 4A/4)
i Taylor (1967). Z ich badañ, oraz dalszych badañ wielu innych autorów, wynika, ¿e plagioklazy s¹ najbardziej wzbogacone w ciê¿ki izotop tlenu, natomiast ilmenit i magnetyt najbardziej zubo¿one w ten izotop (Jêdrysek, 1990). W przypadku minera³ów z gabr œlê¿añskich tak¿e mo¿na obserwowaæ tak¹ prawid³owoœæ: ilmenit i magnetyt maj¹ najni¿sze wartoœci *18O (ilmenit od 3,89 do 4,31‰,
magnetyt od 3,87 do 4,41‰), natomiast plagioklazy osi¹gaj¹ najwy¿sze wartoœci *18O (od 5,01 do 5,55‰).
Zasadniczym problemem przy izotopowym wyznacza-niu paleotemperatur jest potencjalna reekwilibracja izotopo-wa oraz formoizotopo-wanie siê w innych temperaturach (zwykle ni¿szych) drobnych, nieseparowalnych, faz mineralnych o innych wspó³czynnikach frakcjonowania izotopowego, któ-rych sk³ad izotopowy rejestruje ju¿ inne warunki ni¿ czyni to wartoœæ * gospodarza. W gabrach ze Œlê¿y szczególnie plagioklazy s¹ znacznie przeobra¿one, co przejawia siê siln¹ albityzacj¹ i saussurytazacj¹ tych minera³ów (Majerowicz 1979a) oraz relatywnym zubo¿eniem w izotop18O (tab. 1).
St¹d, trudno by³oby okreœliæ rzeczywist¹ temperaturê kry-stalizacji minera³ów stosuj¹c minera³y rudne i plagioklazy jako parê izotopow¹. Mo¿na nieco jednak powiedzieæ o procesach póŸniejszych przeobra¿eñ jakim podlega³y te ska³y. Wydaje siê, ¿e decyduj¹cym procesem, który wp³yn¹³ na obecny sk³ad izotopowy tlenu w badanych
ska³ach by³ metamorfizm morskiego dna w obecnoœci wody oceanicznej. Analizy te potwierdzaj¹ tezy postawio-ne we wczeœniejszych badaniach dotycz¹cych tego masy-wu (np. Jêdrysek, 1989; Jêdrysek & Weber-Weller, 1997).
Minera³y rudne i krzemiany z ofiolitu Nowej Rudy.
Badane próbki z masywu Nowej Rudy (gabra, diabazy i metabazyty law poduszkowych) zosta³y pobrane z ró¿nych czêœci tego ofiolitu. Podczas dyferencjacji magmy jaka towarzyszy procesowi tworzenia skorupy oceanicznej nale¿a³oby siê spodziewaæ przestrzennej zmiany *18O w
profilu pionowym. Rozpatruj¹c dwa uk³ady (zamkniêty i otwarty), w których mog³y powstawaæ te ska³y, istniej¹ dwie mo¿liwe ogólne tendencje rozk³adu wartoœci *18O dla
tych kompleksów: (1) spadek wartoœci *18O w kierunku
stropowej czêœci ofiolitu, który by³by wynikiem dyferen-cjacji magmy i krystalizacji w warunkach równowagi izo-topowej w uk³adzie zamkniêtym; (2) wzrost wartoœci *18O
w kierunku stropowych partii ofiolitu, spowodowany kon-taminacj¹ wod¹ morsk¹ w uk³adzie otwartym — metamor-fizm dna morskiego (Gregory & Taylor, 1981; Coocker i in., 1982).
Badane ska³y wykazuj¹ wzrost wartoœci *18O
wrw
kie-runku stropu ofiolitu (ryc. 1). Taki rozk³ad wartoœci *18O
sugeruje warunki uk³adu otwartego w jakim powstawa³y te
*18Opl pl-ilm pl-mt "pl-ilm T [K] t [°C] "pl-mt T [K] t [°C] 5,01 1,00112 1821 1548 1,00098 1946 1673 5,05 1,0116 1789 1516 1,00102 1908 1635 5,10 1,00121 1752 1479 1,00107 1863 1590 5,50 1,00160 1519 1246 1,00146 1589 1316 6,01 1,00211 1324 1051 1,00197 1370 1097 6,05 1,00215 1311 1038 1,00201 1356 1083 6,10 1,00220 1296 1023 1,00206 1340 1067 6,50 1,00260 1193 920 1,00246 1226 953 7,01 1,00311 1091 818 1,00297 1117 844 7,05 1,00315 1084 811 1,00301 1109 836 7,10 1,00320 1076 803 1,00306 1100 827 7,50 1,00360 1015 742 1,00346 1035 762 8,01 1,00410 950 677 1,00396 967 694
Tab. 5. Modelowanie temperatury krystalizacji w zale¿noœci od zmiany wartoœci *18O plagioklazu przy za³o¿eniu sta³ej warto-œci *18O ilmenitu równej 3,89‰ i sta³ej wartoœci *18O magnetytu równej 4,03 ‰ (próbka 4A/4)
Table 5 Modeling of crystallization temperature in relation to the change of plagioclase ä18O value based on constant ilmenite ä18O
value = 3.89‰ and constant magnetite ä18O value = 4,03‰ (sample 4A/4)
Numer próbki
Zawartoœæ mine-ra³ów pierwotnych
[%] "wr-ilm Równanie krzywej frakcjonowania krystalizacji[TemperaturaoC]
pl px ol Cz/3 70 22 3 1,006149 1000ln"wr-ilm=(0,7·3,696+0,22·2,62+0,03·1,42) 106T-2 475 Cz/4 85 10 3 1,005637 1000ln"wr-ilm=(0,85·3,696+0,1·2,62+0,03·1,42) 106T-2 520 N/4 55 65 – 1,006295 1000ln"wr-ilm=(0,35·3,696+0,65·2,62) 106T-2 418 N/5 60 40 – 1,004479 1000ln"wr-ilm=(0,60·3,696+0,40·2,62) 10 6T-2 582 Dz/8 50 50 – 1,002859 1000ln"wr-ilm=(0,50·3,696+0,50·2,62) 10 6T-2 779 Dz/v/23 23 50 50 1,002185 1000ln"wr-ilm=(0,50·3,696+0,50·2,62)10 6T-2 930
Tab. 6. Temperatury krystalizacji minera³ów rudnych w masywie Nowej Rudy Table 6. Crystallization temperatures of ore ninerals in the Nowa Ruda Massif
ska³y. Mo¿e on tak¿e œwiadczyæ o wysokim stosunku woda/ska³a, zw³aszcza w najwy¿szych cz³onach tego ofio-litu (lawy poduszkowe), dla których uzyskano najwy¿sze wartoœci *18O (*18O = 7,88‰). W strefie tej zaznaczy³ siê
prawdopodobnie najsilniejszy wp³yw oddzia³ywañ wód morskich (*18O = 0), które znacznie wp³ynê³y na
przesu-niêcie *18O ca³ej ska³y w kierunku wartoœci dodatnich.
Pro-ces ten zachodzi³ prawdopodobnie w niskich temperaturach. Nie zaobserwowano jednak zmian sk³adu izotopowego tle-nu w minera³ach rudnych (ilmenitu i ilmeno-magnetytu) w zale¿noœci od pozycji badanych ska³ w profilu pionowym (ryc. 4). Dla wszystkich analizowanych ska³ *18O tlenków
mieœci siê w sta³ym przedziale od -0,77 do 2,23‰, mimo du¿ych zmian *18O
wr dla tych samych próbek (tab. 2).
Œwiadczyæ to mo¿e o du¿ej odpornoœci tych minera³ów na reekwilibracjê izotopow¹.
Dla szeœciu próbek (tab. 2) obliczono temperatury krysta-lizacji ilmenitu i ilmeno-magnetytu. W tym celu wykorzysta-no wykalibrowane równania krzywych frakcjowykorzysta-nowania izotopowego tlenu dla par minera³ów: plagioklaz-ilmenit (pl-ilm), plagioklaz-piroksen (pl-px) i plagioklaz-oliwin (pl-ol) (Friedman & O’Neil, 1977; Matsuhisa i in., 1979; Downs i in., 1981; Matthews i in., 1983 — vide Bowen, 1988):
1000ln"pl-ilm= (4,32 – 1,04⋅$)⋅10-6T-2 [9]
1000ln"pl-px= (1,70 – 1,04⋅$)⋅10-6T-2 [10]
1000ln"pl-ol= (2,90 – 1,04⋅$)⋅10-6T-2 [11]
gdzie:
" — wspó³czynnik frakcjonowania pomiêdzy par¹
minera³ów,
$ — udzia³ molowy cz¹steczki anortytowej, której
wartoϾ dla gabr przyjmowana jest jako 0,6;
T — temperatura krystalizacji w stopniach Kelwina. Po podstawieniu wartoœci 0,6 za symbol $ powy¿sze równania przyjmuj¹ postaæ:
1000ln"pl-ilm= 3,696⋅10-6T-2 [12]
1000ln"pl-px= 1,076⋅10-6T-2 [13]
1000ln"pl-ol =2,276⋅10-6T-2 [14]
Równanie krzywej frakcjonowania izotopowego tlenu dla uk³adu piroksen-ilmenit (px-ilm) wyprowadzono z równañ dla uk³adu plagioklaz-ilmenit [9] i plagioklaz-pi-roksen [10]:
1000ln"px-ilm= 1000ln"pl-ilm– 1000ln"pl-px≅)18Opl-ilm -)18Opl-px=
*18Opl - *18Oilm - *18Opl + *18Opx= *18Opx- *18Oilm=
)18Opx-ilm [15]
st¹d ostateczne równanie krzywej frakcjonowania izo-topowego tlenu dla uk³adu piroksen-ilmenit ma postaæ:
δ18 minera³y rudne O [‰] d18 ore minerals O [‰] -1 0 1 2 3 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 odleg³oœæ od N granicy NR [km] distance from the N border of NR [km] lawy poduszkowe pillow lavas diabazy diabases gabra gabbros
Ryc. 4. Sk³ad izotopowy tlenu w minera³ach rudnych w zale¿no-œci od odleg³ozale¿no-œci pó³nocnej granicy masywu Nowej Rudy Fig. 4. Oxygen isotope composition of ore minerals in relation to the distance from the northern border of the Nowa Ruda Massif
400 600 800 1000 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 odleg³oœæ od N granicy NR [km] distance from the N border of NR [km] lawy poduszkowe pillow lavas diabazy diabases gabra gabbros temperatura [ C] e °° temperatur [ C]
Ryc. 5. Temperatura krystalizacji minera³ów rudnych w ofioli-cie Nowej Rudy
Fig. 5. Temperature of ore mineral crystallization in the Nowa Ruda ophiolite
1000ln"px-ilm= 1000ln"pl-ilm– 1000ln"pl-px ≅3,696⋅106T-2– 1,076⋅106T -2 = (3,696 – 1,076) 106T -2 = 2,62 ⋅ 106T-2
[16]
W ten sam sposób wyprowadzono równanie krzywej frakcjonowania izotopowego tlenu dla pary oliwin-ilmenit (ol-ilm), którego ostateczna forma ma postaæ:
1000lnaol-ilm= 1,42⋅106T-2 [17]
Ze wzglêdu na du¿y stopieñ przeobra¿eñ ska³ masywu Nowej Rudy i brak mo¿liwoœci uzyskania czystych kon-centratów plagioklazowych, piroksenowych lub
oliwino-wych do analiz izotopowych tlenu, temperaturê
krystalizacji ilmenitu obliczono w oparciu o procentowy udzia³ pierwotnych minera³ów ska³otwórczych (pl+px+ol) wyznaczony na podstawie analiz szlifów mikroskopowych w œwietle przechodz¹cym. Wartoœæ *18O uzyskan¹ z
anali-zy izotopowej tlenu z ca³ej ska³y potraktowano jak¹ sumê *18O(pl+px+ol). Aby uzyskaæ równanie krzywej frakcjonowa-nia dla uk³adu ca³a ska³a (pl+px+ol)–ilmenit, dodano do siebie równania [12], [16] i [17]:
1000ln"(pl+px+ol)-ilm= n 3,696⋅106T-2+ m 2,62⋅106T-2+
z 1,42⋅106T-2 [18]
gdzie:
n — procentowa zawartoœæ pierwotnych plagioklazów, m — pierwotnych piroksenów, z — pierwotnych oliwi-nów.
Po przekszta³ceniu równania [18] otrzymano ostateczne równanie krzywej frakcjonowania dla uk³adu ca³a ska³a-il-menit: T n m z pl px ol im = + + ⋅ + + − ( , , , ) ln ( ) 3 696 2 62 142 10 1000 6 α [19]
Z powy¿szego wynika, ¿e temperaturê krystalizacji
gabr noworudzkich obliczono w oparciu o *18O z ca³ej
ska³y, st¹d przyjêta œrednia iloœæ molowa anortytu dla gabr nie bêdzie znacz¹co wp³ywa³a na b³¹d w przyjêtej metody-ce obliczeñ. Dlatego, w dalszych obliczeniach konse-kwentnie przyjêto wartoœæ $ = 0,6.
Obliczone temperatury krystalizacji ilmenitu na pod-stawie równania [19] zestawiono w tab. 6 i przedstawiono na ryc. 5. Mieszcz¹ siê one w szerokim zakresie od 418 do
930oC. Najwy¿sze temperatury otrzymano dla
zdefor-mowanych gabr: 779 i 930oC. W kierunku po³udniowym
masywu jest obserwowany spadek temperatur. W strefie Nagórzan otrzymano wartoœci temperatur 418 i 582oC,
nato-miast w lawach poduszkowych z Czerwieñczyc 475 i 520oC.
Mo¿na przyj¹æ, ¿e zaobserwowana sekwencja zmian obliczonych temperatur jest wiarygodna i zgadza siê z kie-runkiem sekwencji skalnych w strukturze ofiolitu, gdzie temperatury krystalizacji ska³ powinny byæ coraz mniejsze wraz ze zbli¿aniem siê do stropu ofiolitu (ryc. 5).
Temperatury krystalizacji ilmenitu wyznaczone powy-¿sz¹ metod¹ nale¿y traktowaæ jednak jako przybli¿one, gdy¿ ich wartoœæ w du¿ej mierze zale¿y od udzia³u procentowego pl, px i ol w skale. Niehomogenicznoœæ sk³adu mineralnego jakie wykazuj¹ badane ska³y wymaga wykonania wiêkszej liczby analiz izotopowych tlenu w minera³ach rudnych i krzemianach. Analizy te pozwoli³yby na podanie œredniej temperatury krystalizacji tych ska³.
Wnioski
1. Na podstawie prezentowanych wyników analizy izo-topowej tlenu krzemianów i tlenków w ska³ach ofiolitu Œlê¿y, na obecnym etapie badañ nie mo¿na obliczyæ rzeczy-wistych temperatur krystalizacji minera³ów rudnych. Jednak przyjêta metoda obliczeñ mo¿e byæ narzêdziem do iloœcio-wej oceny przeobra¿eñ jakim ulega³y plagioklazy w proce-sach pomagmowej albityzacji i saussurytyzacji. Mo¿na równie¿ s¹dziæ, ¿e mineralizacja rudna w tym masywie ma genezê magmow¹ i powstawa³a w wysokim zakresie tempe-ratur, odpowiadaj¹cych prawdopodobnie temperaturze
kry-stalizacji gabr wyznaczonych innymi metodami
geochemicznymi.
2. Przeprowadzony test izotopowy przekonuje, ¿e meto-da geotermometrii oparta na sk³adzie izotopowym tlenu w plagioklazach, ilmenicie i magnetycie nie jest wiarygodna dla ska³ z masywu Œlê¿y ze wzglêdu na ma³¹ odpornoœæ pla-gioklazów na póŸniejsze procesy przeobra¿eñ i ³atwoœæ ich izotopowej reekwilibracji.
3. Proces albityzacji i saussurytyzacji plagioklazów
zubo¿y³ je w izotop 18O, co spowodowa³o przesuniêcie
*18O w kierunku ni¿szych wartoœci. Wartoœæ tego przesu-niêcia wynios³a co najmniej 1,5–2‰. Przesuniêcie to by³o prawdopodobnie rezultatem osi¹gniêcia równowagi izoto-powej pomiêdzy przeobra¿anymi plagioklazami a wod¹ morsk¹ w czasie metamorfizmu morskiego dna. Proces albityzacji i saussurytyzacji plagioklazów spowodowa³ zawy¿enie temperatur krystalizacji gabr obliczonych t¹ metod¹. Uwzglêdniaj¹c wyznaczon¹ poprawkê mo¿na przypuszczaæ, ¿e proces ten w rzeczywistoœci zachodzi³ w temperaturze ok. 250–260oC.
4. Temperatura krystalizacji ilmenitu i ilmeno-magne-tytu w ska³ach masywu Nowej Rudy zmniejsza siê w kie-runku stropowych czêœci ofiolitu, co zgodne jest z kierunkiem zmiany sekwencji skalnych w strukturze ofio-litu. Przedzia³y temperatur krystalizacji ska³ tego masywu wyznaczone metod¹ geotermometrii izotopowej wynosz¹
dla gabr 779–930oC, diabazów 418–582oC, a dla law
poduszkowych 475–520oC. Wstêpnie mo¿na przyj¹æ, ¿e
geneza mineralizacji rudnej ma charakter g³ównie magmo-wy. Nie nale¿y jednak wykluczaæ istnienia innych genera-cji zwi¹zanych z póŸniejszymi procesami przeobra¿eñ i ewolucj¹ tego masywu. Dalsze analizy wykonane w wiêk-szej liczbie prób mog³yby wyjaœniæ ten problem w sposób iloœciowy.
5. Charakter zró¿nicowania wartoœci *18O i )18O w
ska³ach obu badanych zespo³ów ofiolitowych pozwala s¹dziæ, ¿e zupe³nie inne zjawiska towarzyszy³y ich tworze-niu siê i ewolucji. St¹d, autorzy sugeruj¹, ¿e przy rekon-strukcjach geotektonicznych pojawienie siê tych zespo³ów skalnych w ich obecnej pozycji powinno byæ rozpatrywane w osobnych kategoriach.
Badania sfinansowano w ramach tematów 2022/W/ING/01-36 oraz IAI.
Literarura
BAERTSCHI P. & SILVERMAN S. R. 1951 — The determination of relative abundances of the oxygen isotopes in silicate rocks. Geochem. Cosmochim. Acta, 1: 317–328.
BAERTSCHI P. & SCHWANDER H. 1952 — Ein neues Verfhren zur Messung der Unterschiede im O18
— Gehalt von Silikatgesteinen. Helv. Chim. Acta, 35: 1748–1751.
BIA£OWOLSKA A. 1979 — Geochemia masywów gabrowych Nowej Rudy i Œlê¿y. Arch. Miner., 31: 113–189.
BIA£OWOLSKA A. & SA£ACIÑSKI R. 1981 — Pegmatyty gabrowe masywu Nowej Rudy. Arch. Miner., 37: 61–67.
BOTTINGA Y. & JAVOY M. 1973 — Comments on oxygen isotope geothermometry. Earth Planet Sc. Lett., 20: 250–265.
BOTTINGA Y. & JAVOY M. 1975 — Oxygen isotope partitioning among the minerals in igneous and metamorphic rocks. Rev. Geophys. Space Phys., 13: 401–418.
BORKOWSKA M. 1985 — Ska³y gabrowe masywu Nowej Rudy w Sudetach i ich minera³y. Geol. Sud., 20: 3–35.
BORTHWICK J. & HARMON R. S. 1982 — A note regarding ClF3as
an alternative to BrF5for oxygen isotope analysis. Geochem.
Cosmochim. Acta, 46: 1665–1668.
BOWEN R. 1988 — Isotopes in the earth sciences. Elsevier Applied Science, London and New York.
CLAYTON R. N. & EPSTEIN S. 1958 — The relationship beetwen
18
O/16
O ratios in co-existing quartz, carbonateand iron oxides from various geological deposits. Jour. Geol., 66: 352–373.
CLAYTON R. N. & MAYEDA T. K. 1963 — The use of bromine pentafluoride in the extraction of oxygen from oxides and silicates for isotope analysis. Geochim. Cosmochim. Acta, 27: 43–52.
COCKER J.D., GRIFFIN B.J. & MUEHLENBACHS K. 1982 — Oxy-gen and carbon isotope evidence for sea-water-hydrothermal alteration of the Macquarie Island ophiolite. Earth Planet. Sc. Lett. 61: 112–122. DONTSOVA E. I. 1959 — Method of determination of oxygen isotope ratios in igneous rocks and minerals. Geokhimiya, 8: 669–678. DOWNS W. F., TOUYSINHTHIPHONEXAY Y. & DEINES P. 1981 — A direct determination of the oxygen isotope fractionation between quartz and magnetite at 600 and 8001C and 5 kbar. Geochim. Cosmo-chim. Acta, 45: 2065–2072.
EPSTEIN S. & TAYLOR H. P. Jr. 1967 — Variation of O18/O16in
minerals and rocks. [In:] Researches in Geochemistry. vol 2, ed. P. H. Abelson, pp. 29–62. John Wiley & Sons, New York.
FRIEDMAN I. & O’NEIL J. B. 1977 — Compilation of stable isotope fractionation factors of geochemical interest. [In:] Data of
Geochemistry. 6th
edn, Ed. M. Fleischer, Chapter KK. US Geol. Surv. Prof. Paper 440–KK: 1–12.
GREGORY R. T. & TAYLOR H. P. 1981 — An oxygen isotope profile in a section of Cretaceous oceanic crust, Samail ophiolite, Oman: Evidence for *18O buffering of the oceans by deep (>5 km)
seawater-hydrothermal circulation at mid ocean ridges. Jour. Geophys. Res., 86: 2737–2755.
JAMROZIK L., NIŒKIEWICZ J., CHOLEWICKA-MEYSNER D.& FARBISZ J. 1995 — Strefa mineralizacji Ti-V w ofiolicie Nowej Rudy. Prz. Geol., 43: 783–785.
JÊDRYSEK M. O. 1989 — Hydrogen, carbon and oxygen isotope model of serpentinization of ultramafic rocks exemplified by Sleza Mt. and Braszowice ophiolite complexes, [In:] W. Narebski & A. Majerowicz (eds.), Guide-book for excursions in Poland. Sc. Confer. Lower and Upper Paleozoic metabasites and ophiolites of the Polish Sudetes. Polish Academy of Science, Committee of Miner. Sc. and Inst. Geol. Sc. at the Wroclaw University., May 1989: 73–92. JÊDRYSEK M. O. 1990 — Course-book of isotope geology. [In:] Third school on physics of minerals. Part I: Isotopes.
JÊDRYSEK M. O. 1992 — An inhomogeneity of mesostructural features of Sleza Ophiolite (SW Poland). Abstracts, 29th Internat. Geological Congress, Kyoto, Japan, 24 Aug.-03 Sept.1992, I-3-26, 1: 135.
JÊDRYSEK M. O. & HA£AS S. 1990 — The origin of magnesite deposits from the Polish Foresudetic Block Ophiolites: Preliminary13C
and18O investigations. Terra Nova, 2: 154–159.
JÊDRYSEK M. O., LEBDA E. & HA£AS S. 1997 — Multi-stage CO2
metasomatism of Gogo³ów-Jordanów serpentinite massif: carbon and oxygen isotope evidence. Pr. Mineral. Petrol., 55: 105–115.
JÊDRYSEK M. O. & SACHANBIÑSKI M. 1994 — Stable isotope and trace elements studies of vein ophicarbonates at Gogo³ów–Jordanów Serpentinite Massif (Poland): a contribution to the origin of ophiaragonite and ophimagnesite. Geoch. Jour., 24: 341–350. JÊDRYSEK M. O. & WEBER-WELLER A. 1997 — Wstêpny izotopowy bilans mas siarki w skalach maficznych zespo³u
ofiolitowego Œlê¿y: œlady metamorfizmu dna oceanicznego. Prz. Geol., 45: 1257–1264.
JÊDRYSEK M. O. & WEBER-WELLER A. 2000 — Analiza izotopowa tlenu w mikroobszarze: krzemiany i tlenki. Prz. Geol, 48: 619–624.
JÊDRYSEK M. O., WEBER-WELLER A., SZYNKIEWICZ A. & LOJEN S. 2001 — Oceanic and continental alteration in two ophiolites: stable isotope record. Water Rock Interaction 2001, Cidu (ed.): 1529–1532.
MAJEROWICZ A. 1979a — Grupa górska Œlê¿y a wspó³czesne problemy petrologiczne ofiolitów. [In]: Wybrane zagadnienia stratygrafii, petrografii i tektoniki wschodniego obrze¿enia gnejsów sowiogórskich i metamorfiku k³odzkiego. Mat. Konfer., Nowa Ruda 8–9. 09.1979: 9–34.
MAJEROWICZ A. 1979b — Wyst¹pienie rodingitów w masywie ser-pentynitowym Gogo³ów–Jordanów. Prz. Geol., 27: 43–44.
MAJEROWICZ A. 1981 — Rock series of the Œlê¿a Mt. Group in the light of ophiolite complexes. [In:] Conf. Mat. Narêbski W. (ed.), Ophiolites and Initialites of Northern Border of Bohemian Massif., Potsdam-Freiberg: 15–24.
MAJEROWICZ A. 1984 — Petrografia i geneza ska³ rodingitowych w serpentynitach ofiolitowego zespo³u Œlê¿y. Geol. Sudet., 18: 109–130. MAJEROWICZ A. 1988 — Stan badañ petrologicznych ofiolitowego zespo³u ofiolitowego Œlê¿y. [In:] Petrologia i geologia fundamentu waryscyjskiego polskiej czêœci Sudetów. Wyd. UWroc³. Wroc³aw. MAJEROWICZ A. 1989 — Postêp w badaniach ofiolitu Œlê¿y. [In]: Ofiolit Œlê¿y i jego mineralizacja rudna. Wyd. UWroc³., Wroc³aw. Symp. nauk. Wroc³aw–Sobótka, 4–6 wrzeœnia 1989: 31–34.
MAJEROWICZ A. & PIN C. 1994 — The main petrological problems of the Mt. Œlê¿a ophiolite complex, Sudetes, Poland. Zbl. Geol. Paläo-nt., I, 9/10: 899–1018.
MATSUHISA Y., GOLDSMITH J.R. & CLAYTON R. N. 1979 — Oxygen isotope fractionation in the system quartz–albite–anorthi-te–water. Geochim. Cosmochim. Acta, 43: 1131–1140.
MATTHEWS A., GOLDSMITH J. R. & CLAYTON R. N. 1983 — Oxygen isotope fractionation involving pyroxenes: the calibration of mineral pair geothermometers. Geochim. Cosmochim. Acta, 47: 631–644.
NIELSEN H. 1979 — Sulfur isotopes. [In:] Lectures in isotope geology, E. I. Jager (ed.) Hunziker J. C. Springer-Verlag Berlin-Heidelberg-New York.
NIŒKIEWICZ J. 1993 — Mineralizacja rudna w ska³ach masywów ofiolitowych wystêpuj¹cych na obrze¿eniu bloku sowiogórskiego (Dolny Œl¹sk). Pr. Geol.-Miner., 36: 27–60.
OLIVER G. J. H., CORFU F. & HROGH T. E. 1993 — U–Pb ages from SW Poland: evidence for Caledonian suture zone between Baltica and Gondwana. Jour. Geol. Soc. London, 150: 355–369.
O’NEIL J. R. 1979 — Stable isotope geochemistry of rocks and minerals. [In:] J. W. Valley, H. P. Taylor & J. R. O’Neil, Lectures in isotope geology, E. I. Jager & J. C. Hunziker (ed.). Springer-Verlag Berlin–Heidelberg–New York.
O’NEIL J. R. 1986 — Theoretical and aspects of isotopic fractionation. [W:] Stable Isotopes in High Temperature Geological Processes, J.W.Valley, H.P. Taylo jr., J. R. O’Neil (eds.). Rev. Miner., 16: 1–40. PIN C., MAJEROWICZ A. & WOJCIECHOWSKA I. 1988 — Upper Paleozoic oceanic crust in the Polish Sudetes: Nd–Sr isotope and trace element evidence. Lithos, 21: 195–209.
SACHANBIÑSKI M. 1993 — Z³o¿e talku i wermikulitu „Wiry” w ultramafitach ofiolitu Œlê¿y (Dolny Œl¹sk). Pr. Geol.-Miner., 33: 63–117.
SHARP Z. D. 1990 — A laser–based microanalytical method for the in
situ determination of oxygen isotope ratios of silicates and oxides.
Geochem. Cosmochim. Acta, 54: 1353–1357.
SILVERMAN S. R. 1951 — The isotope geology of oxygen. Geochem. Cosmochim. Acta, 2: 26–42.
TAYLOR H. P. & EPSTEIN S. 1962 —The relationship beetwen
18O/16O ratio in coexisting minerals of igneous and metamorphic rocks.
Bull. Geol. Soc. Amer., 73: 461–480.
UREY M.C. 1947 — The thermodynamic properties of isotopic substances. Jour. Chem. Soc. (London): 562–581.
WIECHERT U. & HOEFS J. 1995 — An excimer laser–based micro analytical preparation technique for in-situ oxygen analysis of silicate and oxide minerals. Geochem. Cosmochim. Acta, 59: 4093–4101. ZNOSKO J. 1981 — The problem of oceanic crust and ophiolites in the Sudetes. Bull. Acad. Pol. Sc. Terre, 29: 185–197.
WEBER-WELLER A. 1997 — Analiza izotopowa siarczków jako wskaŸnik obiegu siarki w ska³ach ofiolitu Œlê¿y. Zak³. Geol. Stosow., UWroc³.
