Index of /rozprawy2/11706

Pełen tekst

(1)Akademia Górniczo-Hutnicza im. Stanisława Staszica Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska Katedra Mineralogii, Petrografii i Geochemii. Rozprawa doktorska. STUDIUM MINERALOGICZNE PEGMATYTU FOSFORANOWEGO Z LUTOMII. mgr. inż. Adam Włodek. prof. dr. hab. inż. Adam Pieczka. Kraków 2020.

(2) Za pomoc w przygotowaniu niniejszej pracy składam najszczersze podziękowania promotorowi prof. dr hab. inż. Adamowi Pieczce. Za wszelką pomoc, wsparcie i życzliwość podczas przygotowania pracy dziękuję koleżankom i kolegom z Katedry Mineralogii, Petrografii i Geochemii.. Niniejszą pracę dedykuję Mojej Rodzinie.. 1.

(3) Tezy rozprawy doktorskiej: 1. Studium mineralizacji fosforanowej pozwoli na pełną charakterystykę pierwotnej sekwencji krystalizacyjnej oraz jej przeobrażeń hydrotermalnych oraz hipergenicznych.. 2. Analiza ewolucji faz fosforanowych, turmalinów, granatów, tlenków Nb-Ta oraz monacytów pozwoli na określenie procesów geochemicznych w trakcie formowania się pegmatytu z Lutomii i jego powiązanie z innymi ciałami pegmatytowymi opisywanymi z obszaru Gór Sowich również w kontekście wieku sowiogórskiej mineralizacji pegmatytowej.. 3. Analiza fosforanów z Lutomii może przyczynić się do wyselekcjonowania kilku nowych minerałów fosforanowych.. 2.

(4) 1.. SUDETY I ICH BUDOWA GEOLOGICZNA .................................................................................................... 5 1.1. SUDETY ZACHODNIE .................................................................................................................................... 7 1.2. SUDETY ŚRODKOWE .......................................................................................................................................... 8 1.3. SUDETY WSCHODNIE ....................................................................................................................................... 11. 2. BLOK SOWIOGÓRSKI I JEGO EWOLUCJA GEOLOGICZNA ............................................................................. 14 2.1. POŁOŻENIE I GRANICE BLOKU SOWIOGÓRSKIEGO ................................................................................................... 14 2.2. LITOLOGIA BLOKU SOWIOGÓRSKIEGO .................................................................................................................. 14 2.2.1. Gnejsy i migmatyty ............................................................................................................................. 14 2.2.2. Skały bazytowe ................................................................................................................................... 16 2.2.3. Granulity ............................................................................................................................................. 17 2.2.4. Eklogity ............................................................................................................................................... 18 2.2.5. Ultramafity ......................................................................................................................................... 18 2.2.6. Skały wapienno-krzemianowe ............................................................................................................ 19 2.3. ROZWÓJ PALEOTEKTONICZNY JEDNOSTKI SOWIOGÓRSKIEJ ....................................................................................... 19 2.3.1. Wiek i rodzaj protolitu sowiogórskiego .............................................................................................. 19 2.3.2. Historia i wiek metamorfizmu waryscyjskiego jednostki sowiogórskiej ............................................. 20 3. PEGMATYTY SOWIOGÓRSKIE ..................................................................................................................... 22 3.1. PEGMATYT Z MICHAŁKOWEJ ............................................................................................................................. 24 3.2. PEGMATYT KORDIERYTOWY Z LUBACHOWA (ZAGÓRZA ŚLĄSKIEGO) ........................................................................... 26 3.3. PEGMATYTY Z PIŁAWY GÓRNEJ .......................................................................................................................... 28 3.4. PEGMATYT Z LUTOMII – HISTORIA BADAŃ ............................................................................................................ 29 4. KLASYFIKACJA I OGÓLNA CHARAKTERYSTYKA PEGMATYTÓW GRANITOWYCH .......................................... 31 4.1. PODZIAŁ PETROGENETYCZNY PEGMATYTÓW ......................................................................................................... 31 4.1.1. Pegmatyty klasy abysalnej ................................................................................................................. 31 4.1.2. Pegmatyty klasy muskowitu (MS) ...................................................................................................... 32 4.1.3. Pegmatyty klasy muskowitu-pierwiastków rzadkich (MS-REL) .......................................................... 32 4.1.4. Pegmatyty klasy pierwiastków rzadkich (REL) .................................................................................... 33 4.1.5. Pegmatyty klasy miarolitycznej .......................................................................................................... 34 4.2. PODZIAŁ PEGMATYTÓW ZE WZGLĘDU NA TYP MAGMY MACIERZYSTEJ ......................................................................... 35 4.2.1. Rodzina pegmatytów NYF .................................................................................................................. 36 4.2.2. Rodzina pegmatytów LCT ................................................................................................................... 36 4.2.3. Rodzina pegmatytów mieszanych NYF + LCT ..................................................................................... 37 4.3. TEKSTURY PEGMATYTÓW GRANITOWYCH ............................................................................................................. 38 5. METODYKA BADAŃ .................................................................................................................................... 39 5.1. METODYKA POMIAROWA ................................................................................................................................. 39 5.1. METODYKA PRZELICZEŃ ANALIZ CHEMICZNYCH ...................................................................................................... 42 5.1.1. Minerały fosforanowe: ....................................................................................................................... 42 5.1.2. Minerały niefosforanowe: .................................................................................................................. 44 6. BUDOWA WEWNĘTRZNA PEGMATYTU Z LUTOMII ..................................................................................... 45 6.1. STREFA BRZEŻNA ...................................................................................................................................... 45 6.1.1. Minerały główne strefy brzeżnej i ściennej ......................................................................................... 45 6.1.2. Minerały akcesoryczne strefy brzeżnej ............................................................................................... 49 6.2. STREFA ŚCIENNA ............................................................................................................................................. 56 6.3. STREFA PRZEROSTÓW PISMOWYCH ..................................................................................................................... 59 6.4. STREFA SKALENI BLOKOWYCH ............................................................................................................................ 61 6.4. STREFA MASYWNEGO ALBITU............................................................................................................................. 66 7. MINERAŁY NODUL FOSFORANOWYCH ....................................................................................................... 66. 3.

(5) 7.1. OPIS MAKROSKOPOWY NODUL FOSFORANOWYCH ................................................................................................. 66 7.2. OPIS SZCZEGÓŁOWY MINERALIZACJI FOSFORANOWEJ .............................................................................................. 67 7.2.1. Fosforany pierwotne etapu magmowego .......................................................................................... 68 7.2.1.1. Minerały grupy graftonitu ............................................................................................................................. 68 7.2.1.2 Minerały grupy tryfylinu ................................................................................................................................ 73 7.2.1.3 Sarkopsyd ....................................................................................................................................................... 79 7.2.1.4 Wolfeit-(I)....................................................................................................................................................... 81. 7.2.2. Fosforany metasomatyczne wysokich temperatur ............................................................................. 89 7.2.2.1. Metasomatyczny graftonit-(Ca) i beusyt-(Ca) ............................................................................................... 91 7.2.2.2. Wolfeit-(II) – Tryploidyt / (Staněkit) .............................................................................................................. 94 7.2.2.3 Minerały grupy alluaudytu ............................................................................................................................. 98 7.2.2.4 Minerały grupy whitlockitu .......................................................................................................................... 105 7.2.2.4 Minerały grupy arrojadytu ........................................................................................................................... 109 7.2.2.5. Samuelsonit ................................................................................................................................................ 114 7.2.2.5. Minerały grupy fosfoferrytu – kryżanowskit-(I) .......................................................................................... 118 7.2.2.6. Fluorapatyt.................................................................................................................................................. 121. 7.2.3. Fosforany hydrotermalne niskich temperatur i fosforany wtórne – wietrzeniowe. ......................... 124 7.2.3.1. Ferrisickleryt i heterosyt ............................................................................................................................. 124 7.2.3.2. Hydrotermalne minerały grupy fosfoferrytu............................................................................................... 128 7.2.3.3. Ludlamit ...................................................................................................................................................... 131 7.2.3.4. Wiwianit ...................................................................................................................................................... 134 7.2.3.5. Minerały grupy jahnsytu ............................................................................................................................. 138 7.2.3.6. Fosforany grupy arthurytu – earlshannonit i whitmoreit ........................................................................... 143 7.2.3.7. Minerały grupy struncytu............................................................................................................................ 146 7.2.3.8. Minerały grupy dufrénitu ............................................................................................................................ 149 7.2.3.9. Minerały grupy beraunitu ........................................................................................................................... 151 7.2.3.10 Hureaulit .................................................................................................................................................... 153 7.2.3.11. Minerały grupy fairfieldytu ....................................................................................................................... 155 7.2.3.12. Hydroksyapatyt ......................................................................................................................................... 158 7.2.3.13. Minerały szeregu zigrazyt–malhmoodyt ................................................................................................... 159. 7.3. MINERAŁY NIEFOSFORANOWE NODUL FOSFORANOWYCH ...................................................................................... 162 7.3.1. Minerały tlenkowe ............................................................................................................................ 162 7.3.1. Minerały rudne ................................................................................................................................. 169 8. DYSKUSJA ................................................................................................................................................. 176 8.1. POWSTANIE PEGMATYTU Z LUTOMII ................................................................................................................. 176 7.2. KLASYFIKACJA PEGMATYTU Z LUTOMII ............................................................................................................... 176 7.3. ROZWÓJ PEGMATYTU .................................................................................................................................... 177 7.3.1 Rozwój teksturalny pegmatytu: minerały skałotwórcze .................................................................... 177 7.3.2 Rozwój teksturalny pegmatytu: mineralizacja fosforanowa ............................................................. 179 7.3.2.1 Fosforany pierwotne .................................................................................................................................... 179 7.3.2.2. Relacje chemiczne i teksturalne w układzie granat – fosforany.................................................................. 182 7.3.2.3 Problem kontaminacji pierwotnego stopu fosforanowego materiałem krzemianowym ............................ 183. 8.3.3. Fosforany hydrotermalne wysokich temperatur. Autometasomatyzm powodowany fluidem lub stopem wzbogaconym w Na+ i Ca2+. ........................................................................................................... 186 8.3.4. Fosforany hydrotermalne niskich temperatur oraz fosforany wietrzeniowe. ................................... 187 8.4. PROBLEMATYKA FRAKCJONACJI REE ORAZ U-TH W MONACYTACH NA RÓŻNYCH ETAPACH ROZWOJU PEGMATYTU ............ 190 9. PORÓWNANIE FOSFORANÓW Z LUTOMII Z MINERALIZACJĄ FOSFORANOWĄ PEGMATYTU Z MICHAŁKOWEJ ORAZ FOSFORANÓW PIŁAWY GÓRNEJ ......................................................................................................... 191 10. PODSUMOWANIE ................................................................................................................................... 197 11. LITERATURA ........................................................................................................................................... 199 12. SPIS FIGUR .............................................................................................................................................. 227 13. SPIS TABEL .............................................................................................................................................. 231. 4.

(6) 1. Sudety i ich budowa geologiczna Sudety wchodzą w skład europejskiej części orogenu waryscyjskiego powstałego na przełomie późnego dewonu i wczesnego karbonu podczas zamykania się Oceanu Rei w wyniku zbliżania się superkontynetów Gondwany oraz Laurussii (m.in. Linnemann i in. 2007, Nance i in. 2010). Dodatkową, ważną rolę w procesie kolizji odgrywały mniejsze, wywodzące się z Laurussii i Gondwany fragmenty kontynentów nazywane w literaturze terranami. Jedną z ważniejszych grup takich terranów była Armorica (Armorican Terrane Assemblage – ATA), czyli zespół terranów oderwanych od Gondwany w czasie późnego kambru / wczesnego ordowiku (Tait i in. 2000). Terrany armorykańskie, w czasie późnodewońskich etapów orogenezy waryscyjskiej, przyłączane były do południowej granicy Laurussii, co generalnie wpływało na nasilenie deformacji waryscyjskich (Fig. 1). Za jeden z największych fragmentów waryscyjskiego orogenu kolizyjnego w Europie uważa się Masyw Czeski, którego najbardziej na północny-wschód wysuniętą część stanowi region sudecki. Od północnego zachodu Masyw Czeski graniczy ze strefą renohercyńską oraz krystalinikiem środkowoniemieckim, będącymi najprawdopodobniej częścią szwu powstałego w wyniku zamknięcia Oceanu Rei (Franke 2000), zaś od południa i południowego wschodu, w strefie śląsko-morawskiej graniczy z frontem orogenu alpejskiego Alp i Karpat. Według pierwotnych założeń Kossmat’a (1927) Masyw Czeski miał być podzielony na dwie główne strefy: saksoturyńską na północy oraz moldanubską na południu. W literaturze, oprócz dwóch wyżej wymienionych stref wymienia się dodatkowo strefy Tepli-Barrandienu oraz strefę morawsko-śląską z terranem Brunovistulicum (m.in. Franke i in. 1995, Mazur i in. 2006). Ze względu na mnogość teorii dotyczących faktycznego podziału na strefy, terany, czy też jednostki, autor niniejszej rozprawy zastosuje podział na cztery jednostki tektoniczne, z którym w aktualnej literaturze spotykał się najczęściej, nie podejmując jednocześnie polemiki co do właściwej ilości jednostek (ternarów) budujących Masyw Czeski (cf. Cymerman 1998, Kröner i in. 2000, Mazur i in. 2006, 2010, Žák i in. 2014). Ze względu na regionalny charakter rozprawy, autor zamierza odnieść się obszerniej jedynie do roli jednostki sowiogórskiej w historii geologicznej Sudetów, nie zaś do ogólnego modelu tektonicznego całego Masywu Czeskiego. Obszarowo Sudety polskie można zaliczyć do trzech makrojednostek: saksoturyńskiej, Tepli-Bardienu oraz moldanubskiej (Matte i in. 1990). Domniemane granice pomiędzy terranami przebiegają w Górach Orlickich (granica jednostek moldanubskiej i Tepli-Bardienu) oraz w masywie Karkonosko-Izerskim (granica jednostek saksoturyńskiej i Tepli-Bardienu) (Mazur i Aleksandrowski 2001, Mazur i in. 2005).. 5.

(7) Figura 1. Rekonstrukcja paleogeograficzna oparta na danych paleomagnetycznych (Tait i in. 2000, zmodyfikowana przez autora).. Głównymi skałami budującymi piętro waryscyjskie Sudetów są zmetamorfizowane kompleksy osadowo-wulkaniczne wieku karbońskiego oraz towarzyszące im skały klastyczne powstałe w wyniku syn- i postorogenicznej depozycji śródgórskiej. Skałom metamorficznym oraz osadowym towarzyszą intruzje późnokarbońskie związane z końcowymi etapami 6.

(8) orogenezy waryscyjskiej. Najczęściej używanym oraz najszerzej rozpowszechnionym w literaturze podziałem Sudetów jest podział bazujący na różnicach litologicznych i genetycznych, zgodnie z którym w obrębie Sudetów można wyróżnić (1) Sudety Zachodnie, (2) Sudety Środkowe, oraz (3) Sudety Wschodnie.. 1.1. Sudety Zachodnie Do Sudetów Zachodnich zalicza się wschodnią część Masywu Łużyckiego, Masyw Karkonosko-Izerski, Kompleks Kaczawski oraz Zgorzeleckie Pasmo Łupkowe. Masyw Łużycki jest fragmentem podłoża kadomskiego zbudowanym głównie z szarogłazów wieku ok. 570 Ma, intrudowanych młodszymi granodiorytami łużyckimi wieku 540–530 Ma (m.in. Linnemann i in. 2000, Tichomirova 2002, Białek i in. 2014). Szarogłazy łużyckie są słabo zmetamorfizowanymi turbidytami o dobrze zachowanych pierwotnych strukturach sedymentacyjnych charakterystycznych dla sekwencji Boumy (Kemnitz 2007). Wśród granodiorytów łużyckich wyróżnia się trzy dominujące odmiany petrograficzne: średniokrystaliczny granodioryt dwumikowy, średniokrystaliczny bogaty w muskowit granodioryt biotytowy (obydwa występują w centralnej części kompleksu magmowego) oraz średnio- i grubokrystaliczny granodioryt biotytowy (tworzy zewnętrzną część kompleksu magmowego). W miejscach intruzji granodiorytowych szarogłazy łużyckie są lekko przeobrażone w wyniku metamorfizmu kontaktowego i są niekiedy opisywane jako ”hornfelsy”, odsłaniające się między innymi w Zgorzelcu (Borkowska 1959, Smulikowski 1972). Jako Masyw Karkonosko-Izerski definiuje się dużą jednostkę geologiczną złożoną z wczesnokarbońskiego plutonu granitowego (granitoid karkonoski) oraz czterech mniejszych jednostek (obecnie metamorficznej natury) stanowiących jego otoczenie (Mazur i Aleksandrowski 2001). Pluton karkonoski jest zbudowany w głównej mierze z granitu biotytowego (Borkowska 1966; Klominsky 1969), poprzecinanego licznymi żyłami aplitowymi i lamprofirowymi. W obrębie granitu karkonoskiego wyróżnia się dwie odmiany petrograficzne: porfirowatą oraz równokrystaliczną (Słaby i Martin 2008). Osłonę metamorficzną granitoidu karkonoskiego stanowią: (1) metamorfik Kowarsko-Izerski; (2) metamorfik Ještědu; (3) metamorfik południowych Karkonoszy, oraz (4) metamorfik Leszczyńca (Mazur i Aleksandrowski 2001), z których w obrębie Polski znajdują się jednostki (1) i (4) . Do skał metamorfiku Kowarsko-Izerskiego zalicza się niezdeformowane granity rumburskie i izerskie, ortognejsy karkonoskie, izerskie i kowarskie oraz serie łupków mikowych z wtrąceniami maficznych i kwaśnych metawulkanitów (Oberc-Dziedzic 1988, Oberc-Dziedzic i in. 2010). Drugą jednostką położoną w granicach Sudetów polskich jest metamorfik Leszczyńca. Jest to formacja zbudowana ze skał meta-magmowych typu metabazytów i metagranitów powstałych w późnym paleozoiku w warunkach grzbietów śródoceanicznych oraz towarzyszących metasedymentów będących pozostałością podłoża basenu saksoturyńskiego. Skały te były poddane początkowemu słabemu metamorfizmowi 7.

(9) dna oceanicznego, a następnie podlegały dwuetapowemu metamorfizmowi w facji epidotowo-amfibolitowej oraz w facji zielonych łupków (Mazur i Aleksandrowski 2001, Oberc-Dziedzic i in. 2011). Kompleks Kaczawski najczęściej jest określany jako część waryscyjskiej pryzmy akrecyjnej. Zbudowana jest ona w głównej mierze z sekwencji osadowo-wulkanicznej wieku kambryjsko(?)–wczesnokarbońskiego, której towarzyszą metabazalty typu MORB, łupki oraz czerty wieku sylur–dewon, oraz mniejsze ciała melanżowe wieku późny dewon – wczesny karbon (Baranowski i in. 1990, Kryza i in. 2007, 2013).. 1.2. Sudety Środkowe Do Sudetów Środkowych zalicza się Blok Sowiogórski wraz z otaczającymi go fragmentami ofiolitu środkowosudeckiego, Jednostką Kłodzką, Masywem OrlickoŚnieżnickim, pasmami metamorficznymi Novégo Města, Starégo Města oraz Kamieńca Ząbkowickiego, strefami mylonitycznymi Niemczy i Skrzynki oraz masywem amfibolitowym Niedźwiedzia (Mazur i in. 2006). Ze względu na temat rozprawy bezpośrednio odnoszący się do bloku sowiogórskiego, rozszerzona charakterystyka geologiczna tej jednostki zostanie przedstawiona w odrębnym rozdziale. Depresja Świebodzic stanowi synorogeniczny basen sedymentacyjny wypełniony osadami późnodewońskimi i wczesnokarbońskimi, o miąższości przekraczającej 3500 metrów. Materiał klastyczny pochodził między innymi z dezintegracji skał bloku sowiogórskiego, od którego basen depozycyjny był oddzielony aktywną strefą uskokową (Porębski 1981, 1990). Od północy Depresja Świebodzic graniczy ze skałami metamorfiku kaczawskiego. Basen sedymentacyjny został wypełniony gruboklastycznymi utworami terygenicznymi o niskim stopniu dojrzałości teksturalno–petrograficznej, co sugerowało krótki transport. Porębski (1981), w obrębie jednostki Świebodzic, wyróżnił dziesięć głównych litofacji, które różnią się pod względem procesów depozycyjnych oraz mechanizmów transportu. Niecka Śródsudecka jest dużą jednostką osadową Sudetów Środkowych, która graniczy bezpośrednio z depresją Świebodzic, blokiem sowiogórskim, blokiem karkonosko-izerskim, strukturą bardzką oraz metamorfikami Lądka-Śnieżnika, kaczawskim, kłodzkim oraz bystrzycko-orlickim. Jest ona zbudowana z wczesnokarbońskich do wczesnopermskich utworów wulkanicznych i osadowych o łącznej miąższości ponad 12000 m. Wśród utworów wulkanicznych wyróżnia się tutaj trzy kompleksy: (1) górnokambryjskie ryolity, trachyandezyty, ryodacyty i andezyty bazaltowe; (2) dolnokarbońskie ryodacyty i andezyty; (3) dolnopermskie ryolity, trachyandezyty oraz tufy. Sekwencję osadową Niecki Śródsudeckiej stanowią osady molasowe wieku dolnokarbońskiego oraz późniejsze osady o zmiennym charakterze fluwialnym i aluwialnym. Skałami klastycznymi dominującymi w sekwencji osadowej są piaskowce, konglomeraty oraz mułowce z przeławiceniami skał. 8.

(10) węglanowych. Seria wulkaniczno-osadowa jest przykryta dolnotriasowymi osadami kontynentalnymi oraz górnokredowymi osadami płytkomorskimi (Awdankiewicz i in. 2003). Jednostka bardzka zbudowana jest z dwóch serii osadowych wieku paleozoicznego: allochtonicznej oraz autochtonicznej (paraautochtonicznej). Pierwszą, allochtoniczną serię formują górnoordowickie i dewońskie serie fliszowe, tworzące wielki olistolit. Drugą, autochtoniczą część stanowią serie węglanowe oraz fliszowe o wieku górny karbon – dolny dewon z olistolitami skał ordowickich oraz dewońskich (Wajsprych 1995, Haydukiewicz i Muszer 2002, Muszer i Uglik 2013). Masyw Strzegom-Sobótka jest waryscyjskim plutonem granitowo-granodiorytowym, który tworzą metaaluminowe i peraluminowe granitoidy w czterech odmianach petrograficznych: (1) biotytowy granodioryt; (2) dwumikowy monzodioryt; (3) biotytowohornblendowy monzogranit oraz (4) biotytowy monzogranit. We wszystkich odmianach granitoidów spotykane są pegmatyty wewnątrzplutoniczne o zróżnicowanym geochemicznie i mineralogicznie składzie (m.in. Domańska-Siuda 2007; Janeczek 2007; Kozłowski i Marcinowska 2007; Puziewicz 1990; Turniak i in. 2014). Masyw serpentynitowy Gogołów–Jordanów jest fragmentem sekwencji ofiolitowej, zwanej w literaturze ofiolitem sudeckim (m.in. Dubińska i Gunia 1997) lub też ofiolitem Sudetów Środkowych (Cymerman 2017). W skład ofiolitu sudeckiego oprócz wspomnianego już masywu Gogołów–Jordanów wchodzą również masywy Ślęży, Braszowic–Brzeźnicy, Nowej Rudy oraz Szklar. Najlepiej zachowaną sekwencję ofiolitową rozpoznano w masywie Ślęży, zaś z masywów Nowej Rudy oraz Braszowic opisano częściowo zachowane struktury ofiolitowe (Majerowicz 1979, Gunia 1992, Majerowicz i Pin 1994, Dubińska i Gunia 1997, Kryza i Pin 2010). Litologia poszczególnych masywów jest stosunkowo zróżnicowana i zależy przede wszystkim od stopnia zachowania pierwotnej sekwencji ofiolitowej. W masywie Ślęży, w sekwencji ofiolitowej wyróżniono zserpentynizowane perydotyty, kumulaty ultramaficzne, metagabra, diabazy i metabazalty oraz skały meta-krzemionkowe (budujące pierwotną pokrywę osadową) (Floyd i in 2002). W słabiej zachowanej sekwencji Nowej Rudy wyróżniono kolejno ultramafity, gabra oliwinowe i klinopiroksenowe, diabazy oraz lawy poduszkowe zaś wśród skał Braszowic odnotowano serpentynity oraz częściowo zdeformowane gabra. W pozostałych częściach ofiolitu sudeckiego notuje się jedynie silnie lub całkowicie zserpentynizowane skały ultrazasadowe stanowiące pierwotnie najniższy poziom sekwencji ofiolitowej (Kryza i Pin 2010). Jednostka Kłodzka położona w południowo-zachodniej części Sudetów Środkowych jest zbudowana ze skał metaosadowych i metamagmowych powstałych przed górnym karbonem. Kryza i in (2003) oraz Mazur i in. (2004) wyróżniają w jej obrębie sześć pomniejszych jednostek tektonicznych różniących się litologią oraz stopniem metamorfizmu: (1) sekwencję szelfową jednostki Bożkowa; (2) jednostkę melanżową Łącznej; (3) jednostkę maficznych wulkanitów Bierkowic; (4) jednostkę gabr ze Ścinawki; (5) jednostkę Orlej–Gołogłów. 9.

(11) zbudowaną z gabr i maficznych wulkanitów; (6) jednostkę fliszową Twierdzy Kłodzkiej. Pierwsze trzy jednostki stanowią środkowo-dewońskie, częściowo zmetamorfizowane osady i wulkanity stanowiące fragment pasywnej krawędzi kontynentu, zaś pozostałe trzy stanowią część kompleksu neoproterozoicznego związanego z orogenezą kadomską datowaną na około 620–540 Ma. Masyw Orlicko–Śnieżnicki jest zbudowany głównie z ortognejsów powstałych w warunkach facji amfibolitowej z przeławiceniami eklogitów i granulitów. Wśród gnejsów wyróżniono dwie główne odmiany: (1) gnejsy gierałtowskie oraz (2) gnejsy śnieżnickie. Jako gnejsy gierałtowskie uważa się obecnie warstwowane i porfiroblastyczne skały gnejsowe oraz migmatyty o kilkuetapowej historii tektonometamorficznej. W początkowych fazach metamorfizmu w gnejsach gierałtowskich powstawały systemy foliacyjne, miała miejsce częściowa migmatytyzacja oraz następowała metablasteza prowadząca do segregacji składnika kwarcowo-skaleniowego (faza metamorfizmu D1, D2). Drugim etapem było sztywne ścinanie połączone z częściową mylonityzacją gnejsów i migmatytów gierałtowskich w facjach zieleńcowej oraz amfibolitowej (faza metamorfizmu D3). Gnejsy śnieżnickie (metagranity) wykazują jednoetapowy typ zmian w fazie metamorfizmu D3 (RedlińskaMarczyńska i Żelaźniewicz 2011). Pasmo metamorficzne Novégo Města stanowi południowo-zachodnie obrzeżenie masywu Orlicko-Śnieżnickiego. Jest ono zbudowane głównie z fyllitów, zieleńców oraz amfibolitów najprawdopodobniej wieku późno-proterozoicznego. Na granicy pasa metamorficznego Novégo Města oraz masywu Orlicko-Śnieżnickiego występuje kilka pomniejszych późnotektonicznych intruzji granitowych, m.in. intruzja Olešnic, granodioryt Novégo Hrádka oraz granitoid kudowski. Jakkolwiek wiek skał metamorficznych jednostki Novégo Města nie jest dobrze poznany, to wiek intruzji późnotektonicznych (granitoidu kudowskiego) jest określany na ok. 330 milionów lat (Bachliński 2000, 2002). Pasmo metamorficzne Starégo Města jest uważane za granicę tektoniczną pomiędzy Środkowymi a Wschodnimi Sudetami. Skałami budującymi pasmo Starégo Města są głównie silnie zmetamorfizowane retrogresywnie skały osadowe. Wśród tych skał wyróżnia się perydotyty spinelowe, metałupki, warstwowane metagabra, amfibolity z przeławiceniami łupków pochodzenia anatektycznego oraz sille skał tonalitowych. Obecnie, jednostkę Starégo Města interpretuje się jako fragment ryftu kontynentalnego (Parry i in. 1997, Kröner i in. 2000, Schulmann i Gayer 2000, Štípská i in. 2001). Pasmo metamorficzne Kamieńca Ząbkowickiego stanowi wydłużony pas łupkowy rozciągający się wzdłuż wschodniej granicy strefy mylonitycznej Niemczy. Wśród skał budujących to pasmo wyróżnia się łupki mikowe z przewarstwieniami łupków kwarcowoskaleniowych, marmurów i drobnymi żyłami łupków kwarcowo-grafitowych, amfibolowych oraz eklogitów (Mazur i in. 2006, Gurgurewicz i Bartz 2011).. 10.

(12) Strefa mylonityczna Niemczy (SMN) kontaktuje bezpośrednio z blokiem sowiogórskim w jego południowo-wschodniej części. Geneza SMN wydaje się być niejasna i jest tłumaczona dwoma odmiennymi koncepcjami geotektonicznymi. W pierwszej, zapoczątkowanej przez Scheumann’a (1937), skały SMN uważa się za zmylonityzowany, wschodni fragment gnejsów bloku sowiogórskiego (m.in. Mazur i Puziewicz 1995, Mazur i in. 2006). Alternatywna koncepcja zapoczątkowana przez Finckh’a (1925), Bederke’go (1929) oraz Meister’a (1932) tłumaczy, iż skały strefy Niemczy są zmetamorfizowanymi szarogłazami będącymi prawdopodobnie częścią osadów jednostki bardzkiej (m.in. Franke i Żelaźniewicz 2000). Strefa mylonityczna Skrzynki (lub strefa Złoty Stok – Skrzynka) oddziela osady jednostki bardzkiej od granitoidu kłodzko-złotostockiego na NW oraz od Masywu Śnieżnika na SE. Strefy mylonityczne Niemczy oraz Skrzynki stanowią prawdopodobnie dwie części tej samej strefy ścinania rozdzielonej Sudeckim Uskokiem Brzeżnym, przemieszczonej na odległość kilkunastu kilometrów wzdłuż powierzchni uskoku (Mazur i Puziewicz 1995, Mazur i in. 2006). Masyw amfibolitowy Niedźwiedzia stanowi dużą jednostkę zlokalizowaną blisko granicy wschodnich i zachodnich Sudetów. Jest on zbudowany ze skał amfibolowych, głównie amfibolitów, granofelsów, łupków zieleńcowych i metagabr. Protolitem wyżej wymienionych metabazytów były skały intruzywne, typu toleitów wewnątrzpłynowych o charakterystyce geochemicznej typu N-MORB. Skały Masywu Niedźwiedzia zmetamorfizowane były w zmiennych warunkach poczynając od warunków charakterystycznych dla granicy facji eklogitowej, granulatowej i amfibolitowej do warunków charakterystycznych dla granicy facji amfibolitowej i zieleńcowej (Awdankiewicz 2001, 2008).. 1.3. Sudety Wschodnie Sudety Wschodnie stanowią wschodnią granicę Masywu czeskiego i są zbudowane głównie z płaszczowin metamorficznych tworzących się w wyniku kolizji pomiędzy strukturami Sudetów Środkowych a sztywnym terranem Brunovistulicum. Płaszczowiny wschodniosudeckie są zbudowane zarówno z podłoża neoproterozoicznego, jak również ze sfałdowanej pokrywy osadowej. Elementem najniżej położonym w sekwencji płaszczowinowej jest allochton Vrbna, ponad którym wyróżnia się kopułę Desny, płaszczowinę Keprníka, serię Branny i płaszczowinę wielkiego Vrbna (Cháb i in. 1994, Schulmann i Gayer 2000). Płaszczowina Vlk. Vrbna jest jednostką graniczącą z jednostką Starégo Města Sudetów Środkowych. Jest zbudowana ze skał zmetamorfizowanych w warunkach facji amfibolitowej, głównie z ortognejsów i różnego typu skał metaosadowych. Wiek metamorfizmu gnejsów jednostki wielkiego Vrbna określa się na ok. 574Ma (Kröner i in. 2000), jednak lokalnie spotykane są również relikty skał eklogitowych związanych z wcześniejszym metamorfizmem wysokociśnieniowym (Žáček 1996).. 11.

(13) Serię Branny budują głównie dewońskie metasedymenty o słabym stopniu metamorfizmu facji zieleńcowej. Do skał budujących tę jednostkę zalicza się między innymi płytkomorskie metakonglomeraty, kwarcyty, wapienie krystaliczne, fyllity oraz łupki. Skały metaosadowe jednostki Branny są podścielane skałami krystalicznymi kopuły (płaszczowiny) Keprníka. Jądro płaszczowiny Keprníka zbudowane jest z gnejsów oraz migmatytów wieku ok. 546 Ma (van Breemen i in. 1982, Kröner i in. 2000). Płaszczowinę Keprníka, stanowiącą dolny allochton, budują głównie różnego typu ortognejsy wraz z przeławiceniami bogatych w staurolit metapelitów, skał wapiennokrzemionkowych oraz kwarcytów (Schulmann i Gayer 2000). Wiek gnejsów płaszczowiny Keprníka został określony na ok. 546 Ma poprzez datowanie cyrkonów metodą U–Pb (van Breemen i in. 1982). Kopuła Desny stanowi najbardziej na wschód wysuniętą część Sudetów Wschodnich. W jej skład wchodzą dwie podstawowe jednostki: (1) gnejsy Desny oraz (2) sukcesja grupy Vrbna. Gnejsy Desny są reprezentowane przez skały metamagmowe, stanowiące kadomski protolit wieku 570–650 Ma (Kröner i in. 2000). Grupa Vrbna jest reprezentowana przez dewoński, zmetamorfizowany kompleks osadowo-wulkaniczny. Sekwencję jednostki Vrbna zaczynają metapiaskowce i metakonglomeraty płytkomorskie zmetamorfizowane głównie do kwarcytów, których wiek określono na prag–ems. Następnie występują fyllity, które w strefie stropowej przechodzą w metawulkanity z wkładkami ciemnoszarych wapieni wieku ems– fran. Strop Grupy Vrbna stanowią fameńskie łupki ilaste i krzemionkowe oraz czerty i wapienie. Skały osadowe jednostki Vrbna zostały zdeformowane i zmetamorfizowane w warunkach facji zieleńcowej wraz z kadomskim protolitem gnejsów Desny (Janoušek i in. 2014). Masyw Strzelina stanowi fragment krystalicznego podłoża w większości przykrytego przez osady wieku kenozoicznego. W literaturze jest on dzielony na dwie główne części: (1) kompleks Strzelina, oraz (2) kompleks Stachowa (Oberc-Dziedzic i in. 2005). W kompleksie Strzelina wyróżnia się metamorficzne jądro kompleksu oraz dwa typy pokrywy metamorficznej: wewnętrzną i zewnętrzną. Jądro kompleksu jest zbudowane z neoproterozoicznych gnejsów strzelińskich wieku ~600 i ~568 Ma (Oberc-Dziedzic i in. 2003), syllimanitowych i migmatytowych gnejsów Nowolesia wieku ok. 1020 Ma (Kröner i Mazur 2003), oraz gnejsów Bożnowic i Gromnika będących pośrednimi pomiędzy dwoma pierwszymi typami. Wewnętrzna pokrywa metamorficzna składa się z amfibolitów o sygnaturze geochemicznej charakterystycznej dla skał wewnątrzpłynowych oraz z łupków mikowych, marmurów oraz skał wapienno-krzemionkowych (Szczepański i Oberc-Dziedzic 1998). Zewnętrzna pokrywa metamorficzna składa się z kwarcytów, łupków kwarcowoserycytowych oraz metakonglomeratów (Patočka i Szczepański 1997). W kompleksie Stachowa wyróżnia się dwie odmiany gnejsów: oczkowe gnejsy z Gościęcic oraz gnejsy ze Stachowa. Wiek protolitu gnejsów z Gościęcic został określony przy pomocy datowania U–. 12.

(14) Pb cyrkonów w dwóch niezależnych pomiarach na ~504 Ma (Oliver i in. 1993) oraz 513 Ma (Kröner i Mazur 2003).. Figura 2. Mapa geologiczna Bloku Sowiogórskiego (Szuszkiewicz i in. 2013 na podstawie Brocker i in. 1998, zmodyfikowane przez autora).. 13.

(15) 2. Blok sowiogórski i jego ewolucja geologiczna 2.1. Położenie i granice bloku sowiogórskiego Blok Sowiogórski (BS) o powierzchni około 600 km2 jest jedną z większych jednostek geologicznych wchodzących w skład Sudetów Środkowych. Posiada on kształt trójkąta z narożami wyznaczonymi położeniem Szczawna-Zdroju na NW, Olesznej na NE oraz Srebrnej Góry na południu. Blok sowiogórski jest przecięty Sudeckim Uskokiem Brzeżnym (SUB) o przebiegu NW–SE. Uskok ten przecina granice jednostki na południe od Mokrzeszowa oraz w okolicy Srebrnej Góry. Wszystkie granice jednostki sowiogórskiej mają charakter tektoniczny, a niektóre z nich są połączone ze strefami zbrekcjonowania. W części sudeckiej BS graniczy od północy z Depresją Świebodzic (DŚ), od zachodu z Niecką Śródsudecką (NŚ), a od południa z Jednostką Bardzką (JB). Granicę pomiędzy jednostką sowiogórską oraz depresją Świebodzic wyznacza uskok Szczawienka. W części przedsudeckiej jednostka sowiogórska graniczy z masywem granitowym Strzegom–Sobótka, strefą mylonityczną Niemczy oraz z masywem serpentynitowym Gogołów–Jordanów (Fig. 2).. 2.2. Litologia bloku sowiogórskiego Głównymi skałami budującymi blok sowiogórski są gnejsy i migmatyty. Lokalnie towarzyszą im amfibolity, pegmatyty (granitoidy, aplity?), granulity, eklogity, zserpentynizowane skały ultrazasadowe, marmury i skały wapienno-krzemionkowe. Charakterystyka, pozycja tektoniczna oraz historia badań pegmatytów sowiogórskich zostanie omówiona w osobnym rozdziale rozprawy. 2.2.1. Gnejsy i migmatyty Za jeden z pierwszych podziałów gnejsów sowiogórskich uważa się podział Smulikowskiego (1952). Bazując na odmiennym typie protolitu, wyróżnia on trzy dominujące typy gnejsów: paragnejsy (protolit osadowy), ortognejsy (protolit magmowy) oraz migmatyty (gnejsy mieszane, injekcyjne). W każdej z opisanych grup lokuje różne odmiany petrograficzne gnejsów sowiogórskich, bazując głównie na odmiennych strukturach i teksturach tych skał. Drugiego, kompleksowego podziału gnejsów i migmatytów sowiogórskich dokonał Grocholski (1964, 1966, 1967). W swej systematyce bazował on głównie na obserwacjach teksturalnych, wyróżniając 12 odmian petrograficznych gnejsów. Na bazie dwóch wspomnianych podziałów, Kryza (1981) stworzył kompleksową systematykę gnejsów i migmatytów sowiogórskich, która została w latach późniejszych nieznacznie zmieniona i uzupełniona (głównie do celów badań terenowych) przez Żelaźniewicza (1987). W swej klasyfikacji Kryza (1981) również używa kryterium tekstualnego, wyróżniając. 14.

(16) siedem odrębnych odmian gnejsów oraz dwie podstawowe odmiany migmatytów. Wśród gnejsów wyróżnia cztery odmiany występujące powszechnie w Górach Sowich, a mianowicie: (1) masywne gnejsy bardzo drobnoziarniste, (2) gnejsy łuseczkowe, (3) gnejsy smużyste, (4) gnejsy słojowe, oraz trzy odmiany gnejsów o słabym rozprzestrzenieniu: (5) gnejsy oczkowe, (6) gnejsy grubosoczewkowe, (7) gnejsy guzkowe. Masywne gnejsy bardzo drobnoziarniste to skały, w których miki występują w bardzo małej ilości, przez co skały te nie wykazują wyraźnej foliacji i charakteryzują się teksturą bezkierunkową. Występują one jako drobniejsze wtrącenia w obrębie bardziej pospolitych odmian gnejsów, m.in. w okolicach Jugowic. Gnejsy łuseczkowe to drobno- i średnioblastyczne skały z pojedynczymi blastami łyszczyków zazwyczaj nie tworzącymi większych nagromadzeń, lecz rozproszonymi w skaleniowo-kwarcowym tle. Żelaźniewicz (1987) w tej kategorii gnejsów wyróżnia jeszcze odmianę laminowaną charakteryzującą się nieregularnym występowaniem lamin kwarcowoskaleniowych. Skały pierwszego i drugiego typu odsłaniają się w okolicach Lutomii, Michałkowej, Walimia, w pasie od Michałkowej do Jugowic oraz w północnej części masywu Wielkiej Sowy. Gnejsy smużyste to średnio- i gruboblastyczne skały, w których planarne skupienia blastów ciemnych i jasnych nie tworzą ciągłych warstw, lecz budują spłaszczone „soczewki” o nieostrych granicach. Ten typ gnejsów spotykany jest na całym obszarze Gór Sowich. Gnejsy słojowe [nazywane przez Żelaźniewicza (1987) gnejsami warstewkowymi] to skały, w których łyszczyki tworzą własne laminy o ostrych granicach, powodując uwidacznianie lamin kwarcowo-skaleniowych. Gnejsy te odsłaniają się od Dziećmorowic po Jodłownik. Pozostałe typy gnejsów, czyli gnejsy oczkowe, gnejsy grubosoczewkowe i gnejsy guzkowe są spotykane stosunkowo często w obrębie innych bardziej pospolitych odmian teksturalnych i mają znaczenie bardziej regionalne, aniżeli globalne. Dodatkowo Grocholski (1967) oraz Żelaźniewicz (1987) wskazują, iż część gnejsów sowiogórskich została poddana homofanizacji, czyli zacieraniu pierwotnych tekstur kierunkowych. Za podstawową przyczynę homofanizacji gnejsów sowiogórskich wyżej wspomniani autorzy uważają zmiany warunków deformacji związanych z miejscowym zanikiem kierunkowych naprężeń tektonicznych i częstą, lokalną migmatytyzacją (m.in. Cymerman 1989). Kryza (1981), uwzględniwszy wcześniejszą pracę klasyfikacyjną Mehnert’a (1968), wśród migmatytów sowiogórskich wyróżnia flebity oraz nebulity. Do flebitów autor zalicza wszelakie migmatyty warstewkowe oraz żyłkowe wraz z ich odmianami teksturalnymi: stromatytami, migmatytami fałdowymi i ptygmatytowymi. Wśród nebulitów autor ten wyróżnia głównie odmiany migmatytów homofanicznych, do których zalicza odmiany szlirowe, bryłowe i homofaniczne sensu stricto. Pod względem mineralogicznym gnejsy i migmatyty sowiogórskie są zbudowane w głównej mierze z biotytu, plagioklazu (An15–35), kwarcu oraz muskowitu. Do pobocznych składników zalicza się mikroklin, sillimanit, kordieryt i almandyn, zaś za akcesoryczne uważa się apatyt, kyanit, monacyt-(Ce), cyrkon oraz tlenki żelaza (m.in. van Breemen i in. 1988, Żelaźniewicz 1987).. 15.

(17) 2.2.2. Skały bazytowe Skały maficzne bloku sowiogórskiego są spotykane w różnych asocjacjach i wydają się nie stanowić jednorodnej genetycznie grupy. Skały te na ogół nie tworzą dużych, regionalnych wydzieleń, lecz występują jako wkładki, żyły oraz soczewy w obrębie gnejsów i migmatytów sowiogórskich. Pierwsze podziały skał maficznych oraz ultramafitów, stosowane jeszcze przez niemieckich badaczy opierały się głównie o cechy tekstualne (Finckh 1924). Dopiero w Polański (1955) podzielił amfibolity wraz z towarzyszącymi im ultramafitami na kilka grup stosując szczegółowe kryteria petrograficzne. Wyróżnił on pięć dominujących grup skał zasadowych i ultrazasadowych: (1) para-amfibolity; (2) amfibolity granatowe o strukturach diablastycznych; (3) amfibolity granoblastyczne; (4) skały amfibolowo–piroksenowe; (5) serpentynity. Wśród skał amfibolitowych wyróżnił generację skał, które uważał za młodsze i do których zaliczył hiperyty (gabra dwupiroksenowe) oraz masywne serpentynity. Skały te starał się powiązać genetycznie z ultramafitami ofiolitu Ślęży. W ostatnich latach problematyka sowiogórskich skał zasadowych była podejmowana stosunkowo rzadko (np. Kryza i Pin 2002). Wśród skał maficznych wyróżniają oni trzy główne grupy: (1) amfibolity, (2) metagabronoryty koronowe, (3) mafity oraz ultramafity współwystępujące ze skałami typu granulitów. Meta-gabronoryty sowiogórskie („hiperyty”) charakteryzują się obecnością dobrze zachowanych, koronowych tekstur magmowych. Skały te są spotykane w okolicach Glinna, Rościszowa i Lutomii. Są to gruboziarniste gabroidy o strukturach ofitowych, składające się głównie z zonalnego plagioklazu, oliwinu (Fo > Fa) z koronami ortopiroksenu, klinopiroksenu (Wo > En > Fs) oraz pobocznie hornblendy, biotytu, ilmenitu oraz granatu. W zewnętrznych obszarach występowania skał gabronorytowych obecne są skały warstwowane, bez widocznych reliktów struktur magmowych. Są one opisywane jako zewnętrzne, zdeformowane w wyniku naprężeń ścinających fragmenty intruzji gabronorytowych. Skały te są wzbogacone w hornblendę, ilmenit obrośnięty biotytem oraz kwarc wstęgowy. Amfibolity opisywane przez Kryzę i Pina (2002) to skały, które Polański (1955) określał jako amfibolity granatowe o strukturach diablastycznych oraz amfibolity granoblastyczne. Pierwsze z nich, występujące w okolicy Nieganowa, składają się głównie z hornblendy, plagioklazu, kwarcu oraz pobocznie granatów (z obwódkami koronowymi zbudowanymi z ortopiroksenu i plagioklazu), ilmenitu oraz biotytu. Drugi typ to skały odsłaniające się w pobliżu tamy w Lubachowie, złożone głównie z brązowej hornblendy, plagioklazu (częściowo zserycytyzowanego), biotytu oraz pobocznie małych granatów, ilmenitu i tytanitu. Dodatkowo, trzecim typem amfibolitów wyróżnianych przez Kryzę i Pina (2002) są gruboziarniste, lekko warstwowane skały złożone głównie z zielonej hornblendy i zonalnego plagioklazu, z podrzędnie występującymi granatami z koronami plagioklazowymi oraz ilmenitem. Skały te odsłaniają się w pobliżu Rościszowa (część Padole). Jako oddzielną grupę wyróżniają skały maficzne i ultramaficzne współwystępujące z granulitami oraz klinopiroksenowe granulity. Wśród wystąpień tych skał autorzy wspominają okolice Bystrzycy Górnej oraz Kamionek. W grupie tej wyróżniają trzy podtypy skał. Do pierwszego 16.

(18) zaliczają masywne i lekko laminowane skały odsłaniające się w okolicach Bystrzycy Górnej i Zagórza Śląskiego, o składzie z dominacją klinopiroksenu, plagioklazu i kwarcu z podrzędnymi ilościami amfibolu, biotytu, ilmenitu, rutylu, cyrkonu i siarczków. Drugi podtyp stanowią warstwowane skały granatowo–klinopiroksenowo–amfibolowe (z podrzędnie występującymi przerostami symplektytowymi Am-Pl) odsłaniające się w Bystrzycy Górnej. Trzeci podtyp występujący w pobliżu Kamionek charakteryzuje się masywną budową i jest utworzony przez zespół granat–klinopiroksen–amfibol–ilmenit±anortyt. W koncepcji wspomnianych wyżej autorów, metagabronoryty wraz z współwystępującymi skałami metabazytowymi, są uważane za skały pochodzące z metamorfizmu toleitów, tj. bazaltów wewnątrzpłytowych, formujących się w warunkach kontynentalnych (Kryza i Pin 2002). Dodatkowo, według tych autorów mafity sowiogórskie nie mogą być wiązane z otaczającymi blok sowiogórski fragmentami ofiolitu środkowosudeckiego ze względu na brak wśród nich skał o chemizmie N-MORB, typowych dla ofiolitu środkowosudeckiego. 2.2.3. Granulity Granulity spotykane są jedynie w północnej części bloku sowiogórskiego, w dwóch rejonach: (1) w części górskiej GSB w okolicach Zagórza Śląskiego i Bystrzycy Górnej, oraz (2) na północ od Sieniawki w części przedgórskiej. Skałami towarzyszącymi granulitom są ultramafity oraz rzadko eklogity, zaś skałą otaczającą zawsze gnejsy i migmatyty (m.in. Bakun-Czubarow 1983, Żelaźniewicz 1985, O’Brien i in. 1997). Pierwsze szczegółowe opisy granulitów sowiogórskich pojawiły się w pracy Juskowiaka i Ryki (1960) oraz pracy doktorskiej Orłowskiego (1983). Skały te ze względów na niski stopień rozprzestrzenienia, nie doczekały się dotychczas zwięzłej, kompleksowej systematyki. Prace Żelaźniewicza (1985, 1990, 1995) poświęcone granulitom sowiogórskim oraz ogólnej sytuacji tektonicznej regionu, wydają się być najbardziej aktualnym ich opracowaniem. Autor ten opisuje granulity sowiogórskie jako jasne skały kwarcowo-skaleniowe charakteryzujące się występowaniem wysokociśnieniowego zespołu mineralnego. Wśród głównych składników wymienia kwarc, plagioklaz, ortoklaz, granat oraz kyanit, z akcesorycznie występującymi rutylem i cyrkonem. Dodatkowo jako minerały przeobrażeniowe wymienia biotyt oraz sillimanit. Wśród jasnych skał granulitowych Żelaźniewicz (1985) wymienia trzy odmiany teksturalne: (1) równoblastyczne, masywne granulity pozbawione foliacji i lineacji; (2) granulity o stosunkowo dobrze wykształconej foliacji, z często widocznym warstwowaniem; (3) granulity o doskonale wykształconej foliacji. W wielu miejscach pomiędzy granulitami a otaczającymi gnejsami i migmatytami obecna jest strefa przejściowa, która wskazuje, iż skały typu granulitów były poddawane metamorfizmowi retrogresywnemu. Retrogresywne zmiany granulitów i współwystępujących perydotytów odbywały się w warunkach facji amfibolitowej i towarzyszył im progresywny metamorfizm gnejsów i migmatytów (Polański 1955, Żelaźniewicz 1985, O’Brien i in. 1997). W latach późniejszych granulity zostały. 17.

(19) wykorzystane do określenia warunków i czasu HP–HT metamorfizmu w jednostce sowiogórskiej (Kryza i Fanning 2007). 2.2.4. Eklogity Pierwsze wzmianki na temat eklogitów sowiogórskich pojawiły się w raporcie Smulikowskiego i Bakun-Czubarow (1969). Skały te znalazły się w kręgu zainteresowania głównie ze względu na obecność korundu. Zostały one opisane jako częściowo zamfibolityzowana soczewa eklogitu występująca w obrębie granulitów Bystrzycy Górnej. O późniejszych wystąpieniach eklogitów współwystępujących z granulitami pisał Żelaźniewicz (1985). W rozległej pracy traktującej o granulitach sowiogórskich wspomina on relikty eklogitów odsłaniające się w obecności skał granulitowych, zserpentynizowanych ultramafitów i piribolitów w Bystrzycy Górnej. Poza eklogitami bystrzyckimi, skały te są opisywane w ostatnich latach z czynnego kamieniołomu amfibolitu i migmatytu w Piławie Górnej (Ilnicki i in. 2010, 2011, 2012, Nejbert i in. 2013). Ciało eklogitowe o grubości kilku metrów występuje w obrębie gnejsów migmatycznych i charakteryzuje się lekkim warstwowaniem. Wśród minerałów budujących najmniej retrogresywnie zmienioną część eklogitu wymienia się granat, klinopiroksen, plagioklaz (występujący w symplektytach klinopiroksenowych i spinelowych) oraz podrzędnie ilmenit, wapniowy amfibol, apatyt oraz ortopiroksen. Skały te wykazują retrogresywne przejście z zespołu mineralnego facji eklogitowej (granat, omfacyt, kyanit, rutyl, kwarc) do symplektytowych przerostów klinopiroksenu i plagioklazu (po omfacycie) i struktur koronowych amfibolu i plagioklazu (po granacie). Na późniejszych etapach zmian retrogresywnych miało dochodzić do tworzenia się ortopiroksenu oraz symplektytów spinelowo–plagioklazowych kosztem kyanitu. Ilnicki i in. (2012) wstępnie określił warunki metamorfizmu w facji eklogitowej na 770–830 °C i 2.1–2.6 GPa (geotermometr granat-piroksen, geobarometr jadeit-w-klinopiroksenie) lub 730–840 °C i 2.0–2.5GPa (modelowanie równowagi fazowej). 2.2.5. Ultramafity Pierwsze zapisy literaturowe dotyczące skał ultrazasadowych bloku sowiogórskiego pojawiają się w pracach geologów poświęconych gnejsom sowiogórskim i skałom wapiennokrzemianowym, bądź w pracach tektonicznych (Kalkowsky 1878, Dathe 1887, 1904, Hentschel 1943 fide Gunia 1997). W latach 50-tych XX wieku dalsze informacje dotyczące tych skał pojawiają się w pracach Smulikowskiego (1952) i Polańskiego (1955). Smulikowski (1952) opisując struktury skał serpentynitowych zaznacza, iż musiały one powstawać w wyniku przemian skał ultrazasadowych bogatych w oliwin. Dodatkowo wymienia dwa typy skał ultrazasadowych, bazując na ich kontekście tektonicznym, a mianowicie: (1) ultramafity „starsze”, tworzące wkładki i soczewy w gnejsach, oraz (2) ultramafity „młodsze”, intrudujące w trakcie późniejszych procesów tektonicznych. Polański (1955) nadmienia, iż. 18.

(20) skały ultrazasadowe w Górach Sowich odsłaniają się głównie jako serpentynity, w których pierwotne struktury zostały niemalże całkowicie zatarte. Jako jedyny przykład skały zmienionej jedynie częściowo, Polański podaje wehrlit (werlit) z Bystrzycy Górnej, złożony głównie z oliwinu i piroksenu, poprzecinanych żyłkami serpentynu z akcesorycznie występującym pikotytem. Zestawiając wcześniejsze dane wraz z własnymi obserwacjami terenowymi, Gunia (1997) stworzył kompleksowy opis ultrazasadowych skał bloku sowiogórskiego. Na podstawie obserwacji petrograficznych podzielił on ultramafity sowiogórskie na: (1) słabo zserpentynizowane ultrabazyty oraz (2) silnie przeobrażone serpentynity. W grupie skał o niskim stopniu przeobrażeń znalazły się perydotyty spinelowe oraz piroksenity, zaś w grupie serpentynitów umieścił różne odmiany tekstualne tych skał: siatkowe, klepsydrowo-komórkowe, warstewkowe, zaburzone, zaburzone z bastytami, płomykowe, drobnostrzępkowe oraz mylonityczne. Skały ultrabazytowe w masywie sowiogórskim występują w rejonach Gilowa, Roztocznika, Piławy Dolnej, Owiesna, Kietlic, Myśliszowa, Bystrzycy Górnej, Myślęcina, Lubachowa, Rzeczki, Rościszowa, GrodziszczaOstroszowic, Kamionek, Nowej Bielawy oraz Jodłownika. Perydotyty spinelowe, autor ten uważa za skały rezydualne płaszcza natomiast dla piroksenitów wskazuje genezę kumulatów, będących derywatami magm zasadowych (Gunia 1997, 2002). Gunia (2002) podaje również, iż skały ultrazasadowe bloku sowiogórskiego poddane były trzem rodzajom deformacji: (1) deformacjom związanym z procesami zachodzącymi w płaszczu ziemskim; (2) fałdowaniu postmetamorficznemu; (3) deformacjom kruchym. 2.2.6. Skały wapienno-krzemianowe O skałach wapienno-krzemianowych bloku sowiogórskiego wiadomo stosunkowo niewiele. Dane na temat tych skał pojawiają się po raz pierwszy w opracowaniu Hentschel’a (1943). Opisał on te skały w odsłonięciu w pobliżu Bielawy i podzielił je na kilka podtypów: (1) kalcytowo–diopsydowo–hornblendowe; (2) grossularowo–kwarcowo–zoizytowo– kalcytowe, oraz (3) diopsydowo–plagioklazowo–kwarcowo–kalcytowe. Gunia (1999) w obrębie skał wapienno-krzemianowych (wapieni krystalicznych), występujących jako przeławicenia ze skałami metabazytowymi, zidentyfikował zmetamorfizowane relikty mikroskamieniałości kambryjskich.. 2.3. Rozwój paleotektoniczny jednostki sowiogórskiej 2.3.1. Wiek i rodzaj protolitu sowiogórskiego Najbardziej problematycznym w historii jednostki sowiogórskiej wydaje się zagadnienie protolitu gnejsów i migmatytów. W pracach niemieckich geologów panował pogląd, iż protolit gnejsów sowiogórskich miał wiek archaiczny, zaś w nowszych pracach przypisywano mu wiek staroproterozoiczny (m.in. Smulikowski 1952, Polański 1955, Grocholski 1967). Mimo nowszych prac mikropaleontologicznych (Gunia 1981, 1983, 1999) oraz datowań. 19.

(21) izotopowych (Kryza i Fanning 2007), wiek i rodzaj protolitu jednostki sowiogórskiej wydaje się tematem nadal dyskusyjnym. Gunia (1981, 1983, 1999) skupił się nad protolitem paragnejsów, czyli gnejsów powstałych w wyniku metamorfizmu pierwotnych skał osadowych. Badaniom poddane zostały próbki zarówno samych gnejsów (Gunia 1981, 1983) jak i wkładki skał wapienno–krzemianowych określonych jako wapienie krystaliczne (Gunia 1997). Mikroskamieniałości, które udało się zidentyfikować wskazywały wiek górny proterozoik – dolny kambr (paragnejsy z Braszowic; Gunia 1981), ryfej (paragnejsy z Zagórza Śląskiego i Jugowic; Gunia 1983) oraz kambr (Gunia 1999). Na podstawie tych badań oraz wcześniejszych obserwacji, protolit paragnejsów sowiogórskich Gunia (1999) identyfikuje z seriami fliszowymi i związanymi z nimi skałami piroklastycznymi (tufy i/lub tufity) i magmowymi typu bazaltów, które były deponowane w przedziale wiekowym górny ryfej – kambr. Badania geochronologiczne gnejsów powstałych w wyniku metamorfizmu skał wulkanicznych (protolitu magmowego) przeprowadzali pod koniec lat 90-tych XX w. Kröner i Hegner (1998), określając wiek formowania się protolitu magmowego na 483–487 Ma, na podstawie stosunków pomiędzy izotopami 207Pb i 206Pb. Jako protolit magmowy gnejsów i migmatytów określają intruzje wapniowo–alkaliczne typu trondhjemitu (plagiogranitu), granodiorytu, czy też typowego granitu. Mimo, iż oznaczenia te odpowiadają wiekom otrzymanym dla innych ortognejsów sudeckich, to w późniejszych pracach poświęconych geochronologii Sudetów ich przydatność według innych autorów” może budzić kontrowersje” (Kryza i Fanning 2007). Autorzy tejże pracy również starają się odnieść do problematyki ‘jakości’ protolitu, identyfikując go ze skałami magmowymi orogenezy kadomskiej o wieku ~580 Ma, zaś gnejsy i migmatyty miały powstać w wyniku ich późniejszego metamorfizmu (bądź skały osadowej powstałej z ich dezintegracji) wieku ~500 Ma. Zarówno Kröner i Hegner (1998), jak i Kryza i Fanning (2007) odnoszą się do sporej populacji starszych cyrkonów odziedziczonych, których wiek mieści się w różnych obszarach Prekambru, a nawet Archaiku (wiek od ~1.0 do ~2.7 Ga). Interpretacja wyników otrzymanych dla tych cyrkonów wydaje się obecnie największym problemem geochronologii Gór Sowich, którego rozwiązanie może w przyszłości prowadzić do sprecyzowania przedwaryscyjskiej historii jednostki sowiogórskiej. 2.3.2. Historia i wiek metamorfizmu waryscyjskiego jednostki sowiogórskiej Blok sowiogórski charakteryzuje się bardzo skomplikowaną, wieloetapową historią metamorficzną, której początek miał zapewne miejsce przed wczesnym dewonem. W późniejszych etapach rozwoju waryscyjskiego miało miejsce tworzenie się plutonów późnoorogenicznych zakończone we wczesnym permie. Ilość etapów metamorfizmu jednostki sowiogórskiej nie jest do końca oczywista ze względu na ciągle pojawiające się nowe dane dotyczące warunków pogrążania i ekshumacji oraz odpowiadającym im warunkom i ścieżkom ciśnieniowo-temperaturowym (m.in. Kryza i Fanning 2007, Ilnicki i in. 2012). Nowszymi pracami systematyzującymi wiedzę dotyczącą deformacji oraz. 20.

(22) metamorfizmu jednostki sowiogórskiej są prace Kryzy (1981) oraz Żelaźniewicza (1987, 1990). Żelaźniewicz (1987) podczas deformacji jednostki sowiogórskiej wskazuje pięć głównych etapów (D1-D5), zaś Kryza wyszczególnia pięć głównych etapów metamorfizmu. Należy również nadmienić, iż etapy metamorfizmu Kryzy (M1, M2, M3, M4, M5) nie odpowiadają bezpośrednio (kolejno) etapom deformacji wymienianym przez Żelaźniewicza (D1, D2, D3, D4, D5). Etap deformacji D1 był etapem powstawania izoklinalnych fałdów o osiach biegnących w kierunku NW–SE, któremu towarzyszył metamorfizm M1 średniego stopnia (środkowy zakres warunków facji amfibolitowej) i tworzenie się zespołu mineralnego Q–Plg–Bio–Gr–Kya (Kryza 1981). Według Żelaźniewicza (1990, 1995) warunki tego etapu metamorfizmu są stosunkowo słabo poznane i zostały określone na 500–600 °C oraz 5–7 kbar, zaś ich czas jest nieznany. Po okresie deformacji D1 doszło do powstania nasunięć i poślizgów wzdłuż powierzchni osiowych foliacji, w obrębie których wydźwignięte zostały fragmenty skał typu granulitów i ultrabazytów. Etap deformacji D2, widoczny głównie w NW części bloku sowiogórskiego, wiązał się z powstawaniem stromych i stojących fałdów F2 przebiegających w kierunkach NE–SW. Temu etapowi deformacji miał towarzyszyć wzrost temperatury i znaczna aktywizacja fluidów metamorficznych, oraz dodatkowo miały pojawiać się pierwsze oznaki migmatytyzacji. Etapowi temu towarzyszyła segregacja leukosomu wzdłuż powierzchni osiowych fałdów. Etap deformacji D3 był bezpośrednią kontynuacją etapu D2, z tą różnicą, iż fałdy F3 przebiegały w kierunku NW–SE, co zapewne było związane ze zmianą naprężeń kierunkowych w deformowanym kompleksie skalnym. Równolegle do powierzchni osiowych fałdów doszło do powstania foliacji transpozycyjnej. Również w tym etapie postępowała migmatytyzacja kompleksu oraz zapoczątkowana w etapie D2 fibrotylizacja powodująca tworzenie się agregatów kwarcowo–syllimanitowych wzbogacanych w tym etapie w skaleń potasowy. Po raz pierwszy dochodzi do parcjalnego topienia skał metamorfizowanych, w wyniku czego powstają anatektyczne granity (pegmatyty?) wzbogacone w sillimanit, intrudujące wzdłuż powierzchni foliacji. Etapom deformacji D2 oraz D3 towarzyszył główny etap metamorfizmu w facji amfibolitowej M2–3, którego warunki określono na 620–670 °C oraz 4–5 kbar, zaś wiek określono na 370–385 Ma (Kryza i Fanning 2007). Etap ten był związany z progresywnym metamorfizmem gnejsów i migmatytów, lecz wiązał się również z retrogresywnymi zmianami w obrębie granulitów i prawdopodobnie eklogitów (Kryza i Fanning 2007, Nejbert i in. 2013). Etap ten był poprzedzony metamorfizmem HP–HT w facji granulitowej i najprawdopodobniej eklogitowej, których górne warunki zostały określone na 1000 °C oraz 18 kbar dla granulitów (Kryza i Fanning 2007) oraz 730–840 °C i 20–25 kbar dla eklogitów (Nejbert i in. 2013). Wiek metamorfizmu granulitów został określony na ok. 395 Ma zaś dla eklogitów na ok. 390 Ma. Wydaje się, iż metamorfizm eklogitów i granulitów mógł przebiegać w tym samym czasie, jednak nie przypisuje się go jednoznacznie do konkretnego etapu deformacji wyszczególnianego przez Żelaźniewicza (D1 lub D2). W wypadku tego etapu HP–HT metamorfizmu dziwić mogą rozbieżności warunków temperaturowych pomiędzy metamorfizowanymi eklogitami i granulitami, sugerujące różne ścieżki P-T analizowanych. 21.

(23) skał. Należy jednak zauważyć, iż eklogity sowiogórskie są w znacznym stopniu zmienione retrogresywnie. Ostatnie dwa etapy deformacji opisywane przez Żelaźniewicza (D4, D5) są powiązane z metamorfizmem M5. W etapie D4 dochodziło głównie do powstawania kwarcowo-skaleniowych, anatektycznych pegmatytów zaznaczających się jako niezgodnie żyły i dajki przecinające skały masywu. Wiek czwartego etapu deformacji, ~370 Ma, został określony na podstawie datowania utworów pegmatytowych (van Breemen i in. 1988). W ostatnim, piątym etapie deformacji dochodziło do tworzenia się otwartych fałdów, o połogo leżących płaszczyznach osiowych. Etap metamorfizmu M5 ogranicza się do dolnego zakresu facji amfibolitowej i początkowo jest już związany z etapami wydźwigania jednostki sowiogórskiej. W ostatnich etapach deformacji D5 dochodziło do szybkiego wydźwigania kompleksu sowiogórskiego, czego efektem było dalsze wytapianie anatektyczne, migmatytyzacja oraz późna homofanizacja gnejsów. Czas ekshumacji kompleksu sowiogórskiego z warunków górnej facji amfibolitowej do warunków facji zieleńcowej w ostatnich etapach deformacji wstępnie ocenił van Breemen na ok. 10–20Ma (van Breemen i in. 1988). W późniejszej pracy Kryza i Fanning (2007) czas wydźwigania granulitów z głębokości ~64 km do głębokości ~21km określony został na 23 miliony lat (gradient wydźwigania 1.9 mm/rok), zaś czas wydźwigania kompleksu sowiogórskiego z głębokości ~21km do głębokości ~10km określony został na 13 milionów lat (gradient wydźwigania 0.8 mm/rok). Kompleks sowiogórski znalazł się na powierzchni w okresie późnodewońskim / wczesnokarbońskim, kiedy to notuje się pojawienie pierwszego detrytusu gnejsów sowiogórskich w otaczających basenach śródgórskich (Porębski 1981, Wajsprych 1978). W czasie późnej kredy / wczesnego trzeciorzędu kompleks sowiogórski wraz z częścią górską Sudetów wydźwignięty został wzdłuż uskoków Odry i Łaby, tworzących znane obecnie granice Sudetów na północnym wschodzie oraz południowym zachodzie.. 3. Pegmatyty sowiogórskie Pegmatyty sowiogórskie stanowią stosunkowo szeroko rozpowszechniony typ skał o najbardziej, wśród wszystkich utworów sowiogórskich, urozmaiconym składzie mineralnym. Zwykle tworzą one żyły przecinające niezgodnie kompleksy gnejsowe bądź amfibolitowe, rzadziej występują w postaci soczew bądź małych pseudopokładów. Obecnie, największy obserwowany system dajek pegmatytowych odsłania się w Piławie Górnej, w kopalni kruszyw Polskiego Górnictwa Skalnego. Oprócz pegmatytów piławskich, wśród utworów sowiogórskich wydzielić można stosunkowo dobrze poznane pegmatyty fosforanowe z Michałkowej oraz Lutomii, pegmatyt z Lubachowa (Zagórza Śląskiego), Bielawy oraz Modliszowa czy pegmatyty rejonu Owiesna. W literaturze pojawiają się dodatkowo wzmianki o wystąpieniach utworów pegmatytowych w rejonach Różanej, Kamionek, Rościszowa, Potoczka, Walimia, Lasocina i Pieszyc. Wszystkie wymienione powyżej lokalizacje pegmatytowe zostały zaznaczone na mapie geologicznej bloku sowiogórskiego (Mapa 1). Ze względu na powinowactwo geochemiczne oraz geochronologiczne pegmatyt granitowy z 22.

(24) serpentynitowego masywu Szklar zalicza się obecnie do pegmatytów sowiogóskich, traktując go jako ciało utworzone ze stopów pegmatytowych wytworzonych w obrębie jednostki sowiogórskiej, które następnie zostały przemieszczone w obręb masywu szklarskiego. Większość wymienionych wystąpień pegmatytowych została opisana jeszcze na przełomie XIX i XX wieku przez niemieckich geologów. W tym czasie na terenie Gór Sowich prowadzona była intensywna eksploatacja surowca skaleniowego na potrzeby niemieckiego (pruskiego) przemysłu ceramicznego. Głównym źródłem czystego, wielkokrystalicznego skalenia (najczęściej albitu, ortoklazu bądź mikroklinu) były pegmatyty granitowe, których geneza jest obecnie wiązana z procesami anatektycznymi zachodzącymi w trakcie waryscyjskiego metamorfizmu jednostki sowiogórskiej. Ze względu na znikomą dostępność przedwojennej literatury traktującej o wystąpieniach minerałów na Dolnym Śląsku, rezultaty prac niemieckich geologów są przytoczone na podstawie zbiorczej pracy Józefa Lisa i Huberta Sylwestrzaka „Minerały Dolnego Śląska” (1986). Na podstawie obserwacji relacji teksturalnych ze skałami otoczenia pegmatyty sowiogórskie podzielone zostały na dwa podtypy: (1) syn-metamorficzne żyłki, soczewki i pseudopokłady, oraz (2) syn-ekshumacyjne dajki, soczewy oraz pegmatyty nieregularne. Pierwsze z nich charakteryzuje na ogół homogeniczność teksturalna oraz prymitywny skład mineralny. Do drugiej grupy zalicza się pegmatyty o bardzo zróżnicowanych kształtach oraz rozmiarach, na ogół o strefowych teksturach i zmiennym stopniu frakcjonacji geochemicznej od pegmatytów kwarcowo–skaleniowych, przez pegmatyty wzbogacone w pierwiastki rzadkie do pegmatytów o bardzo silnym stopniu frakcjonacji (Pieczka i in. 2013, Szuszkiewicz i in. 2013). Pegmatyt z Różanej koło Bielawy był opisywany jeszcze w XIX wieku przez niemieckich geologów, którzy stwierdzili obecność większych kryształów apatytu, berylu, dystenu, muskowitu, biotytu, granatu i turmalinu (Traube 1888, Sadebeck 1859). W powojennej Polsce tematyka mineralogiczna pegmatytu z Różanej była podejmowana sporadycznie, głównie w pracach porównawczych dotyczących granatów i turmalinów (Pieczka 1996, Pieczka i in. 1997). W pegmatycie z Kamionek w czasach przedwojennych opisano wystąpienia dużych, szmaragdowozielonych kryształów apatytu współwystępującego z turmalinem (Traube 1888, Dathe 1887). Z pegmatytów rościszowskich i pegmatytów z Potoczka zostały opisane kryształy berylu oraz apatytu (Grocholski 1964, 1967). Z pegmatytów okolic Lasocina, Walimia i Pieszyc zostały opisane większe kryształy apatytu oraz czarnego turmalinu – schorlu. W przedwojennej literaturze dotyczącej utworów występujących w okolicach Bielawy, pojawiają się wzmianki na temat pegmatytów położonych w dolinie potoku płynącego w obrębie szczytu Góry Kopiska, pegmatytu z Winnej Góry oraz pegmatytu dumortierytowego o niesprecyzowanej lokalizacji. Wśród minerałów pegmatytowych spotykanych w okolicach Bielawy wymienia się apatyt, beryl, dysten, granaty, dumortieryt, ilmenit, muskowit,. 23.

(25) sillimanit, mikroklin oraz czarny turmalin (m. in. Dathe 1887, 1904, Traube 1888, Hintze 1897, Fischer 1936, Sachanbiński 1973). W literaturze geologicznej z przełomu XIX i XX wieku pegmatyty z rejonu Owiesna są często opisywane razem z pegmatytami piławskimi ze względu na bezpośrednie sąsiedztwo tych dwóch miejscowości. W rejonie pomiędzy Owiesnem a Piławą przed II Wojną Światową miała miejsce intensywna eksploatacja grubokrystalicznego skalenia występującego w pegmatytach granitowych (Meister 1932). Z pegmatytów tego rejonu opisano między innymi apatyt, zielonkawy i białożółtawy beryl, niebieski i szary dysten, sillimanit, ortoklaz i mikroklin oraz turmalin. W ostatnich latach pegmatyty z rejonu Owiesna – Kietlic doczekały się dwóch opracowań (Łodziński 2008, Łodziński i Pieczka 2008) w formie krótkich raportów mineralogicznych. W pracach tych autorzy opisują minerały niobu i tantalu, wśród których wymieniają słabo zfrakcjonowany ferrokolumbit oraz minerał z supergrupy pirochloru o kompozycji chemicznej (Ca0.33-0.41U0.30Pb0.18-0.24Fe0.01-0.03Mn0.01-0.02)(Ta1.67-1.69Ti0.04-0.05Nb0.280.29)O6(O,OH,F)0.06-0.14. Według obecnej klasyfikacji pirochlorów Daniela Atencio (Atencio i in. 2010) minerał ten klasyfikuje się jako oksykalciomikrolit, a nie „uranoplumbomikrolit” jak to sugerują to autorzy pracy.. 3.1. Pegmatyt z Michałkowej Jest to jeden z dwóch pegmatytów granitowych (obok pegmatytu lutomijskiego), które doczekały się szczegółowego opisu mineralogicznego dotyczącego rzadkich minerałów fosforanowych. Pegmatyt z Michałkowej w sposób obszerny opisany został po raz pierwszy przez niemieckiego geologa Martina Websky’ego (1868) w pracy poświęconej sarkopsydowi, nowoodkrytemu rzadkiemu fosforanowi Fe, Mn i Mg. Pegmatyt rozciągał się w kierunku N-S i odsłaniał się w zakrzewionej ścianie oraz dwóch małych łomach. Sądząc po opisie odsłonięć, pegmatyt michałkowski musiał prawdopodobnie osiągać kilkanaście do kilkudziesięciu metrów długości. Opisany przez Websky’ego pegmatyt składał się głównie z białego i żółtawo-szarego skalenia potasowego poprzerastanego z mlecznym i szarym kwarcem, mik (biotytu i muskowitu) oraz czarnego turmalinu. W niektórych blokach skaleniowych Websky notuje niebieskie powłoki, zbudowane z wiwianitu wśród których zauważalne były nodularne (czasem sześcioboczne) skupienia innych minerałów fosforanowych. Już w pierwszym opisie Websky’ego pojawia się wzmianka, iż skupienia nodularne nie wykazują szczególnej jednorodności. Opisuje on płytkowy układ kryształów, przerosty kryształów lawendowo-niebieskich z kryształami o barwie różowo-czerwonej, a w zewnętrznych częściach nodul pojawiające się czarne oraz białe powłoki świadczące o obecności fosforanów wtórnych. Niezmienioną część skupień fosforanowych Websky opisuje jako nowy minerał – sarkopsyd, (Fe,Mn,Mg)3(PO4)2. Na granicy nodul fosforanowych oraz zasadniczej części skaleniowo-kwarcowej pegmatytu, obserwuje warstwę niebieskiego fosforanu współwystępującego z pirytem, który identyfikuje jako wiwianit. W późniejszych czasach mineralizacją fosforanową z pegmatytu z Michałkowej zajmowali się geolodzy 24.