Badania izotopowe sfalerytu i galeny metod¹ Pb-Pb (Jacher-Œliwczyñska & Schneider, 2004) wskazuj¹ na to, ¿e œl¹sko-krakowskie z³o¿a Zn-Pb powsta³y w przedziale 150–200 mln lat temu. Wyniki tych badañ przedstawione przez autorów na diagramie206Pb/204Pb v.207Pb/204Pb zapro-ponowanym przez Zartmana i Doe (1981) lokuj¹ siê miê-dzy lini¹ reprezentuj¹c¹ warunki orogenezy a lini¹ charakteryzuj¹c¹ œrodowisko górnej skorupy ziemskiej, co pozwala korelowaæ genezê mineralizacji kruszcowej z wypiêtrzaniem Karpat.
Pozycja geotektoniczna obszaru rudonoœnego oraz dowody na rzecz s³usznoœci obu alternatywnych modeli pozwalaj¹ przypuszczaæ, ¿e najodpowiedniejszy jest mie-szany model migracji roztworów rudonoœnych. Wydaje siê, ¿e podczas alpejskich ruchów orogenicznych, roztwo-ry przep³ywaj¹ce lateralnie (migracja wymuszona procesa-mi dynaprocesa-micznyprocesa-mi w strefie subdukcji) napotka³y na swojej drodze aktywne i dro¿ne uskoki. Dyslokacje zosta³y wyko-rzystane jako pionowe kana³y doprowadzaj¹ce roztwory do warstw œrodkowego wapienia muszlowego, gdzie nie-siony przez nie ³adunek zosta³ zdeponowany, tworz¹c z³o¿a rud Zn-Pb typu Mississippi Valley.
Literatura
GÓRECKA E., KOZ£OWSKI A. & KIBITLEWSKI S. 1996 — The Silesian-Cracow Zn-Pb Deposits, Poland: consideration on ore-forming processes. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 154: 167–182.
JACHER-ŒLIWCZYÑSKA K. & SCHNEIDER J.C. 2004 — ród³a mineralizacji galenowej obszaru œl¹sko-krakowskiego na podstawie analizy izotopowej Pb (U) — wyniki wstêpne. Mat. Konf. Datowanie Minera³ów i Ska³: 50–55.
KARWOWSKI £., KOZ£OWSKI A. & ROEDDER E. 1979 — Gas liquid inclusions in minerals of zinc and lead ores from the Silesia-Cracow region. Pr. Inst., Geol., 95: 87–96.
KOZ£OWSKI A. 1995 — Origin of Zn-Pb ores in the Olkusz and Chrzanów districts: A model based on fluid inclusions. Acta Geol. Pol., 45: 83–141.
KOZ£OWSKI A., LEACH D. L. & VIETS J. G. 1996 —
Charakterystyka genetyczna inkluzji fluidalnych w sfalerycie z krusz-ców œl¹sko-krakowskich. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 154: 73–84. KUTINA J. 1974 — Relationship between the distribution of big endogenic ore deposits and the basement fracture pattern — examples from four continents. [W:] Proc. 1st Conf. The New Basement Tectonics, Salt Lace City. Utah Geol. Ass. Publ., 5: 565–593. KUTINA J. 1999 — Ore deposit controls by fracture pattern of the crust and by mantle-rooted structural discontinuities. Earth Science Frontiers, 6: 29–53.
OLIVER J. 1992 — The spots and stains of plate tectonics. Earth Sciences Rev., 32: 77–106.
TEPER L. 1998 — Wp³yw nieci¹g³oœci pod³o¿a karbonu na sejsmotek-tonikê pó³nocnej czêœci Górnoœl¹skiego Zag³êbia Wêglowego. Pr. Nauk. UŒl., 1715, Katowice.
ZARTMAN R.E. & DOE. B.R. 1981 — Plumbotectonics — the model. Tectonophysics, 75: 135–162.
Wiek i geneza ska³ krystalicznych rejonu Moniek w porównaniu z podobnymi
kompleksami na Litwie
Janina Wiszniewska*, Ewa Krzemiñska*, Grazina Skridlaite**, Ian Williams***
Przedmiotem rozpoczêtego w 2004 roku cyklu badañgeochemiczno-geochronologicznych s¹ prekambryjskie ska³y krystaliczne, wystêpuj¹ce na po³udnie od mezopro-terozoicznego kompleksu mazurskiego (NE Polska), a reprezentuj¹ce obszary s³abiej rozpoznane badaniami wiertniczymi i petrogenetycznymi. Otwór Moñki IG2 zosta³ zlokalizowany na obszarze ma³o zró¿nicowanego pola magnetycznego. Obecne w sp¹gowej czêœci otworu Moñki gnejsy, o zwiêkszonej podatnoœci i namagnesowa-niu resztkowym (Cieœla & Wybraniec, 1996), powoduj¹ s³ab¹, lokaln¹ anomaliê magnetyczn¹ w tym rejonie. Ponadto, w profilu ska³ prekambryjskich wystêpuje 100 metrowa warstwa kwarcytów jotnickich (w stropowym odcinku) oraz 800 metrów szarych gnejsów. Na podstawie ró¿nic w zespole mineralnym ska³ z Moniek, w tym w sk³adzie plagioklazów, wyraŸnej dominacji magnetytu w sp¹gu otworu, a ponadto ró¿nic gêstoœci i nieco odmien-nych parametrów chemiczodmien-nych na projekcji QLM, gnejsy
umownie zosta³y podzielone na tzw. górne (745–1272,4 m) i dolne (1272,4 –1540 m). Pierwsze badania petrograficzne (Wo³kowicz, 1996) ujawni³y doœæ wyraŸny suprakrustalny charakter gnejsów z Moniek. Oceniono, ¿e ska³ami macie-rzystymi mog³y byæ osady terrygeniczne, które uleg³y metamorfizmowi regionalnemu w facji amfibolitowej, a ich dolnoproterozoiczna pozycja stratygraficzna zosta³a wówczas okreœlona bez jakichkolwiek podstaw radiome-trycznych. Obecnie, we wspó³pracy z geologami z Uniwer-sytetu ANU w Canberze, przeprowadzane badania geochronologiczne U-Pb na cyrkonach metod¹ SHRIMP II oraz wykorzystanie nowoczesnych metod geochemicz-nych wp³ynê³y w zasadniczy sposób na uszczegó³owienie i nowe podejœcie do budowy geologicznej i w konsekwencji odtworzenie ewolucji tektonicznej omawianego regionu. Wyniki nowych badañ potwierdzi³y osadowe pochodzenie gnejsów. Przy istotnej ró¿norodnoœci litologicznej, mo¿na w pewnych przypadkach wskazaæ na geochemiczne podo-bieñstwo do ska³ krawêdzi kontynentów: pola ACM /PM na diagramach Bhatia (1983). Z gnejsów górnych, z g³êbo-koœci 814,0 i 1240,0 m, o sk³adzie mineralnym: Qtz + Kfs > Pl(An7 –13) +Bt + Musk +Chl +Ap +Ep wyseparowano
cyr-kony do badañ geochronologicznych. Ziarna ujawni³y z³o¿on¹ budowê, dobrze widoczn¹ w obrazie katodolumi-nescencyjnym. Wyró¿niaj¹ siê starsze, centralne partie ziarn i m³odsze, zewnêtrzne przerosty. Ujawniona zosta³a
Przegl¹d Geologiczny, vol. 53, nr 4, 2005
347
*Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa; janina.wiszniewska@pgi.gov.pl, ewa. krzeminska@pgi.gov.pl
**Institute of Geology and Geography, T. Ševcenkos 13, LT-2600 Vilnius, Lithuania; skridlaite@geo.lt
***Research School of Earth Sciences, Australian National University Canberra ACT 0200, Australia; ian.williams@anu.edu.au
du¿a zmiennoœæ wieków odziedziczonych, szczególnie w próbce z gnejsów z czêœci stropowej. Interesuj¹ce i zbie¿ne s¹ dane z pomiarów brzegowych partii, wskazuj¹ce na póŸ-nopaleoproterozoiczny epizod termalny. Œwiadczy o tym dyskordantny wynik 1,824 mld lat dla próbki z g³êbokoœci 814,0 m oraz konkordantne wyniki 1,824 mld i 1,836 mld lat dla próbki z g³êbokoœci 1240,0 m. Wiek modelowy T(Nd)DM= 2,06 mld , okreœlony wczeœniej dla jednej
prób-ki gnejsu z g³êbokoœci 1488,0 m wskazuje na paleoprotero-zoiczny protolit (Claesson & Ryka,1999). Podobnie paleoproterozoiczny wiek modelowy, obejmuj¹cy prze-dzia³ T(Nd)DM= 2,08 do 2,2 mld lat, charakteryzuje ska³y
strefy szwu œrodkowolitewskiego (MLSZ), gdzie domi-nuj¹ jednak metawulkanity. Ten charakteryzuj¹cy siê zmienn¹ litologi¹, znacz¹cy element strukturalny pod³o¿a krystalicznego s¹siedniej Litwy, wyró¿nia siê (Skridlaite & Motuza, 2001) pomiêdzy blokiem zachodniolitewskim (WL) a wschodniolitewskim (EL). Granice miêdzy MLSZ a EL podkreœla póŸno paleoproterozoiczny, tonalitowy masyw Randamonys wieku 1,84 mld temu (Rimsa i in., 2001). Rozpoznanie w po³udniowo-zachodniej czêœci
MLSZ, w rejonie Lazdijai reliktowych ska³ metaosado-wych o cechach zbli¿onych do gnejsów z Moniek stanowi podstawê do dalszych badañ petrogenetycznych i próby korelacji.
Literatura
CIEŒLA E. & WYBRANIEC S. 1996 — Badania geofizyczne anomalii Moñki. [W:] Ryka W. (red.), Profile g³êbokich otworów wiertniczych PIG Moñki IG-1, IG-2. 84: 57–62.
CLAESSON S. & RYKA W. 1999 — Sm-Nd model ages of the Precambrian crystalline basement of the NE Poland. Between EUROBRIDGE and TESZ, Seventh Eurobridge Workshop: May 26–30, 1999. Szelment Poland, 17.
RIMSA A., BOGDANOVA S., SKRIDLAITE G. & BIBIKOVA E. 2001 — The Randamonys TTG intrusion in Southern Lithuania: Evidence of an 1.84 Ga Island arc. EUG XI, Strasbourg, France, 8 April–12 April, Journal of Conference Abstracts, 6, 1: 12.
SKRIDLAITE G. & MOTUZA G. 2001 — Precambrian domains in Lithuania: evidence of terrane tectonics. Tectonophysics 339: 113–133. WO£KOWICZ K. 1996 — Wyniki badañ geochemicznych.[W:] Ryka W. (red.), Profile g³êbokich otworów wiertniczych PIG Moñki IG-1, IG-2, 84: 37–56.
Minera³y — noœniki pierwiastków ziem rzadkich w karbonatytach
masywu Tajna (NE Polska) w œwietle badañ katodoluminescencyjnych
Janina Wiszniewska*, Magdalena Sikorska*
Wiele minera³ów ma zdolnoœæ do katodoluminescencji (CL) czyli emituje œwiat³o pod wp³ywem wi¹zki elektrono-wej. Efekt ten wywo³uj¹ defekty w strukturze minera³u zwi¹zane m.in. z domieszkami obcych jonów. Zastosowa-nie spektrometru CL pozwala na ich identyfikacjê, co sta-nowi wa¿ny element w œledzeniu zmian chemizmu roztworów czy procesów magmowych. Szczególn¹ rolê w luminescencji wielu minera³ów odgrywaj¹ pierwiastki ziem rzadkich, których œladowe iloœci wywo³uj¹ „œwiece-nie”, czêsto w nietypowych barwach. Technikê CL zasto-sowano w badaniach ska³ alkalicznych i karbonatytów z rejonu Tajna (NE Polska).
Masyw Tajna charakteryzuje siê wielk¹ ró¿norodno-œci¹ litologiczn¹ i strukturaln¹ ska³. G³ównymi, najstarszy-mi ska³anajstarszy-mi plutonicznynajstarszy-mi s¹ sfenityzowane ijolity, otoczone sjenitami mikropertytowymi, malignitami i szon-kinitami (Krystkiewicz & Krzemiñski, 1992). W budowie intruzji podstawow¹ rolê odgrywaj¹ kumulatywne pirokse-nity. W wyniku metasomatozy alkalicznej utworzy³y siê tak¿e piroksenity zmetasomatyzowane. Ca³y kompleks ska³ przecinaj¹ dajki ska³ maficznych o zró¿nicowanym sk³adzie, np. foidyty, nefelinity, fononefelinity, fonolity, trachity, fonotefryty, tefronefelinity oraz tinguaity. Cen-tralna czêœæ kompleksu zbudowana jest z wulkanogenicz-nych ska³ brekcji kominowej zcementowawulkanogenicz-nych ¿y³ami karbonatytowymi. W masywie Tajna wyró¿niono trzy eta-py intruzji karbonatytowych (Ryka, 1992). Karbonatyty
pierwszego etapu s¹ zbrekcjowane i zachowane jedynie jako fragmenty w brekcji kominowej diatremy. W etapie II karbonatyty wystêpuj¹ najobficiej i s¹ bardzo heteroge-niczne. Zawieraj¹ one tytanit i amfibol i wystêpuj¹ zazwy-czaj w formie ¿y³ od kilku cm do nawet 1metra gruboœci lub spoiwa cementuj¹cego bloki piroksenitów. Wiele ska³ wystêpuj¹cych w obrêbie brekcji podlega³o metasomato-zie. Monomineralne ¿y³y karbonatytowe i spoiwo brekcji z etapu III s¹ wyraŸnie postkinematyczne. Wiêkszoœæ kar-bonatytów z Tajna to kalciokarbonatyty, zawieraj¹ce g³ównie kalcyt i fluoryt. W obrazach CL kalcyt ma charak-terystyczn¹ czerwonopomarañczow¹ barwê, miejscami o jaœniejszych lub ciemniejszych odcieniach, pochodz¹c¹ od domieszek Mn2+. Ankeryt, jako minera³ silnie ¿elazisty, nie wykazuje luminescencji. Niebieska luminescencja stron-cjanitu w badanych karbonatytach wywo³ana jest obecno-œci¹ Ce3+
, natomiast fioletowa barwa luminescencyjna fluorytu pochodz¹ca od Eu2+
jest typomorficzna dla karbo-natytów i zasadowych ska³ alkalicznych (Gorobets & Rogojine, 2002). Obserwacje w CL pomog³y m.in. ustaliæ kolejnoœæ krystalizacji faz wêglanowych w badanych kar-bonatytach.
Najbardziej interesuj¹cymi minera³ami karbonatytów s¹ minera³y — noœniki pierwiastków ziem rzadkich. Naj-popularniejszym minera³em karbonatytów z Tajna po kal-cycie i fluorycie jest burbankit o barwach CL œwietliœcie ¿ó³tych. Inne minera³y REE wystêpuj¹ce w masywie Tajna to parysyt, synchisyt, bastnesyt i karbocerianit. Bastnesyt i synchisyt w obrazach CL maj¹ intensywnie pomarañczowy kolor, ale odmienn¹ od kalcytu budowê wewnêtrzn¹.
348
