Index of /rozprawy2/11176

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 MICHAŁKOWEJ. Anna Grochowina. dr hab. inż. Adam Pieczka, prof. AGH dr inż. Bożena Gołębiowska. Kraków 2016.

(2) Niniejsza praca nie mogłaby powstać bez ogromnego wsparcia promotora, dr. hab. inż. Adama Pieczki. Jemu przede wszystkim dziękuję za pomoc, cenne uwagi oraz wyrozumiałość. Dziękuję promotorowi pomocniczemu, dr inż. Bożenie Gołębiowskiej za wskazówki przy wykonaniu dokumentacji fotograficznej w świetle odbitym, dyskusję, ale również i za dobre słowo w sytuacjach kryzysowych. Dziękuję wszystkim pracownikom Katedry Mineralogii, Petrografii i Geochemii, którzy przyczynili się do powstania niniejszej pracy.. Serdecznie podziękowania pragnę złożyć Pani Lidii Jeżak oraz nieżyjącemu już śp. dr. Piotrowi Dzierżanowskiemu z Międzyinstytutowego Laboratorium Mikroanalizy Minerałów i Substancji Syntetycznych Uniwersytetu Warszawskiego za dużą pomoc przy wykonywaniu analiz mikrosondowych.. Dziękuję rodzinie, przyjaciołom i znajomym za wsparcie na każdym etapie tworzenia pracy..

(3) Spis treści 1. WSTĘP ................................................................................................................................. 5 2. POŁOŻENIE, BUDOWA GEOLOGICZNA I EWOLUCJA BLOKU SOWIOGÓRSKIEGO ...................... 6 2.1. Położenie ...................................................................................................................... 6 2.2. Ewolucja tektonometamorficzna bloku sowiogórskiego ............................................. 7 2.3. Petrografia skał bloku sowiogórskiego ...................................................................... 12 2.3.1. Gnejsy ................................................................................................................... 12 2.3.2. Migmatyty ............................................................................................................. 14 2.3.3. Granulity ............................................................................................................... 17 2.3.4. Eklogity ................................................................................................................. 18 2.3.5. Serpentynity .......................................................................................................... 18 2.3.6. Hiperyty................................................................................................................. 19 2.3.7. Amfibolity ............................................................................................................. 19 2.3.8. Granitoidy ............................................................................................................. 20 2.3.9. Aplity..................................................................................................................... 20 2.3.10. Skały wapienno-krzemianowe ............................................................................ 20 2.3.11. Wapienie krystaliczne ......................................................................................... 21 2.3.12. Pegmatyty............................................................................................................ 21 3. PEGMATYTY GRANITOWE I ICH (AKTUALNE) KLASYFIKACJE .............................................. 21 3.1. Klasyfikacja na klasy geologiczne ............................................................................. 23 3.1.1. Klasa pegmatytów z pierwiastkami rzadkimi ....................................................... 25 3.2. Klasyfikacja petrogenetyczna .................................................................................... 26 3.2.1. Pegmatyty typu NYF............................................................................................. 26 3.2.2. Pegmatyty typu LCT ............................................................................................. 29 3.2.3. Pegmatyty mieszane (mixed) ................................................................................ 29 4. PEGMATYTY SOWIOGÓRSKIE .............................................................................................. 30 4.1. Stan rozpoznania do roku 1945 .................................................................................. 30 4.2. Stan rozpoznania po roku 1945 .................................................................................. 31 4.2.1. System pegmatytowy Piławy Górnej (NYF + LCT) ............................................ 33 4.2.2. Pegmatyt fosforanowy z Lutomii (LCT)............................................................... 35 4.2.3. Pegmatyt kordierytowo–dumortierytowy z okolic Zagórza Śląskiego ................. 37 5. METODYKA BADAŃ ............................................................................................................ 38 6. PEGMATYT FOSFORANOWY Z MICHAŁKOWEJ..................................................................... 41 6.1. Lokalizacja ................................................................................................................. 41 6.2. Struktura wewnętrzna pegmatytu............................................................................... 43 6.3. Dotychczasowy stan wiedzy o pegmatycie z Michałkowej ....................................... 44 7. MINERAŁY NODUL FOSFORANOWYCH PEGMATYTU Z MICHAŁKOWEJ ................................ 46 7.1. Zespół fosforanów pierwotnych (magmowych) ........................................................ 48 7.1.1. Relacje teksturalne ................................................................................................ 50 7.1.2. Relacje kompozycyjne .......................................................................................... 58 7.1.2.1. Minerały grupy apatytu..................................................................................... 58 7.1.2.2. REE fosforany [monacyt-(Ce) i ksenotym-(Y)] ............................................... 61 7.1.2.3. Graftonit i beusyt .............................................................................................. 62 7.1.2.4. Sarkopsyd ......................................................................................................... 66 7.1.2.5. Tryfylin oraz produkty utleniania topotaktycznego (ferrisickleryt, heterosyt) 66 3.

(4) 7.2. Zespół fosforanów metasomatycznych ...................................................................... 70 7.2.1. Relacje teksturalne ................................................................................................ 79 7.2.2. Relacje kompozycyjne .......................................................................................... 91 7.2.2.1. Grupa fillowitu.................................................................................................. 91 7.2.2.2. Grupa alluaudytu .............................................................................................. 95 7.2.2.3. Grupa wyllieitu ............................................................................................... 101 7.2.2.4. Wolfeit (grupa tryplitu)................................................................................... 101 7.2.2.5. Minerały grupy arrojadytu .............................................................................. 104 7.2.2.6. Minerały grupy wicksytu ................................................................................ 107 7.2.2.7. Minerały grupy whitlockitu ............................................................................ 111 7.2.2.8. Lazulit ............................................................................................................. 113 7.3. Zespół fosforanów hydrotermalnych i wietrzeniowych........................................... 114 7.3.1. Fosforany Fe-Mn-Mg-Ca z grupami OH i/lub H2O............................................ 114 7.3.1.1. Szereg fosfoferryt-kryżanowskit .................................................................... 114 7.3.1.2. Ludlamit .......................................................................................................... 116 7.3.1.3. Minerały grupy whiteitu–jahnsytu .................................................................. 119 7.3.1.4. Mitridatyt ........................................................................................................ 123 7.3.1.5. Beraunit........................................................................................................... 124 7.3.1.6. Inne akcesoryczne fosforany Fe-Mn-Mg-Ca .................................................. 127 7.3.2. Fosforany Al-Fe-Mn-Mg-Ca z grupami OH i/lub H2O ...................................... 127 7.3.2.1. Minerały szeregu gormanit-souzalit ............................................................... 127 7.3.2.3. Minerały szeregu childrenit-eosforyt .............................................................. 130 7.3.2.4. Bearthyt i Fe-bearthyt, Ca2(Fe3+,Al)(PO4)2(OH) ........................................ 132 7.4. Minerały siarczkowe etapu hydrotermalnego .......................................................... 134 8. MINERAŁY SKAŁOTWÓRCZE PEGMATYTU ........................................................................ 138 9. EWOLUCJA GENETYCZNA PEGMATYTU Z MICHAŁKOWEJ ................................................. 145 10. PEGMATYT FOSFORANOWY Z MICHAŁKOWEJ - PEGMATYT FOSFORANOWY Z LUTOMII: PODOBIEŃSTWA I RÓŻNICE ................................................................................................... 154 11. PODSUMOWANIE ............................................................................................................ 161 12. LITERATURA .................................................................................................................. 164 13. SPIS FIGUR...................................................................................................................... 184 13. SPIS TABEL ..................................................................................................................... 189. 4.

(5) 1. Wstęp Historia pegmatytu fosforanowego z Michałkowej obejmuje okres ponad 150-letni. Pierwotnie w XIX wieku obiekt ten był miejscem pozyskiwania surowca skaleniowokwarcowego. W 1868 roku niemiecki mineralog Prof. Martin Websky opisał z pegmatytu eksploatowanego w pobliżu Michałkowej nieznany wcześniej minerał fosforanowy, sarkopsyd (Websky 1868). Dzięki temu odkryciu praktycznie do początku XXI wieku Michałkowa była jedną z nielicznych lokalizacji typowych (ang. type locality), znajdujących się na obecnych ziemiach polskich, uznawaną przez Komisję Nazw Minerałów, Nomenklatury i Klasyfikacji Międzynarodowej Asocjacji Mineralogicznej (IMA CNMNC). Paradoksalnie, od czasu M. Websky’ego, lokalizacji tej nie były poświęcone prawie żadne prace badawcze. Stwierdzenie to dotyczy również okresu po roku 1945, a więc czasu, kiedy ta część Dolnego Śląska administracyjnie przynależała już do Polski. Dopiero w 1962 roku pojawiła praca Čecha ze współautorami (Čech i in. 1962), którzy powtórnie zbadali holotypowe próbki sarkopsydu zebrane przez Websky’ego, a później praca Łodzińskiego i Sitarza (2009), badających charakterystyki spektroskopowe sarkopsydu i graftonitu z tego pegmatytu. Obie te prace nie posunęły za wiele rozpoznania mineralogicznego. Łodziński i Sitarz (2009) wymieniają nieco potencjalnych składników mineralnych nodul fosforanowych znajdowanych w materiale pozostałym po XIX-wiecznej eksploatacji, jednak nie potwierdzają ich obecności żadnymi rezultatami. Z drugiej strony, niekontrolowana przez środowisko naukowe działalność kolekcjonerów minerałów stanowiła pod koniec XX i na początku XXI wieku realne zagrożenie, iż z uwagi na niewielkie rozmiary tej lokalizacji w niedalekiej przyszłości żaden wartościowy naukowo materiał dokumentujący mineralizację fosforanową pierwotnej żyły pegmatytowej w Michałkowej istniał już nie będzie. To zagrożenie spełnia się w obecnym czasie. Posiadanie tak ważnej lokalizacji powinno obligować krajowe środowisko mineralogiczne do przeprowadzenia w odpowiednim czasie wyczerpujących badań, by informacje te mogły być dostępne nauce i kolejnym pokoleniom geologów i mineralogów. Przedstawiana praca jest pierwsza tego rodzaju próbą opisu pegmatytu fosforanowego z Michałkowej, przeprowadzoną przez doktorantkę pod kierunkiem dr hab. inż. Adama. 5.

(6) Pieczki i dr inż. Bożeny Gołębiowskiej. Praca ta zrealizowana jest głównie na zebranym dawniej przez wymienione osoby materiale.. 2. Położenie, budowa geologiczna i ewolucja bloku sowiogórskiego 2.1. Położenie Sudety stanowią NE granicę Masywu Czeskiego i reprezentują jednocześnie NE kraniec pasma waryscydów Europy zachodniej i środkowej. Zróżnicowanie litologiczne, strukturalne oraz ewolucyjne przyczyniło się do podziału Sudetów na trzy niezależne jednostki: Sudety Zachodnie, Sudety Środkowe oraz Sudety Wschodnie. Każda z nich składa się z kilku mniejszych, najczęściej posiadających założenia tektoniczne (Mazur i in. 2007). Uskok Brzeżny Sudecki wieku późnowaryscyjskiego, odnowiony w trakcie orogenezy alpejskiej, przebiegający w kierunku NW–SE dzieli Sudety na południowo-zachodnią część górską oraz północno-wschodnią część przedgórską, silnie zpeneplenizowaną, nazywaną Blokiem Przedsudeckim. Jest on obecnie w znacznej części przykryty grubą pokrywą osadów kenozoicznych (Aleksandrowski i in. 1997; Badura i in. 2003). Blok sowiogórski jest centralną jednostką geologiczną Sudetów Środkowych (Fig. 1). Kształtem swoim zbliżony jest do trójkąta i zajmuje powierzchnię około 650 km2. Administracyjnie, z pewnym przybliżeniem, wyznacza go położenie Szczawna Zdroju, Srebrnej Góry oraz okolice Sobótki. Wszystkie granice bloku ustalone są przez strefy uskokowe (Kryza 1981; Żelaźniewicz 1985, 1995). Uskok Brzeżny Sudecki przecina blok sowiogórski na dwie części: wyniesioną część górską (sudecką), ukształtowaną w formie pasma Gór Sowich, zajmującą około 250 km2, oraz część przedsudecką o powierzchni około 400 km2 (Żelaźniewicz 1987). Od północnego-zachodu blok sowiogórski graniczy z depresją Świebodzic, której utwory osadowe wieku późny dewon i wczesny karbon zawierają już otoczaki skał sowiogórskich; od północy z mezo- i epimetamorficznymi utworami osłaniającymi masyw granitowy Strzegom-Sobótka oraz z ofiolitowym (serpentynitowo-gabrowym) masywem Ślęży (Majerowicz 1979; Porębski 1981 fide Żelaźniewicz 1987), od wschodu styka się z mylonitami strefy dyslokacyjnej Niemczy wraz z masywem serpentynitowym Szklar, jako integralną częścią tektonicznie rozczłonkowanego ofiolitu sudeckiego, zaś od połu6.

(7) dniowego-wschodu przylega do serpentynitowo-gabrowego masywu Braszowic, również uważanego za fragment tego ofiolitu. Od południa blok sowiogórski kontaktuje z utworami osadowymi Gór Bardzkich wieku ordowik-karbon dolny (Brӧcker i in. 1998), natomiast od południowego zachodu z karbońskimi osadami depresji śródsudeckiej.. Fig. 1. Szkic geologiczny bloku Gór Sowich (wg Szuszkiewicza i in. 2013; zmodyfikowany).. 2.2. Ewolucja tektonometamorficzna bloku sowiogórskiego Blok sowiogórski, zbudowany w przeważającej części z gnejsów oraz migmatytów, znacząco odbiega swoją charakterystyką od obszarów przyległych, głównie osadowych lub tylko w niewielkim stopniu zmetamorfizowanych (Żelaźniewicz 1987). Kossmat (1927 fide Bröcker i in. 1998) przedstawił po raz pierwszy hipotezę, iż obszar sowiogórsski stanowi allochton, tzw. krę, nasuniętą na inne jednostki Sudetów. Pogląd ten był wielokrotnie ak7.

(8) ceptowany w okresach późniejszych, między innymi przez autorów takich jak: Znosko (1981), Pin i Viezeuf (1988), Matte i in. (1990) (fide Bröcker i in. 1998). W latach powojennych polskie badania jednostki sowiogórskiej rozpoczął Smulikowski (1952 fide Kryza 1981, Żelaźniewicz 1987). Zasugerował on sposób wydzielenia gnejsów sowiogórskich, przejęty następnie przez Polańskiego (1955 fide Kryza 1981, Żelaźniewicz 1987), opierający się na zróżnicowaniu ich składu mineralnego. Smulikowski (1952) wyszczególnił trzy rodzaje gnejsów sowiogórskich: paragnejsy, gnejsy magmatyczne oraz ortognejsy. W ewolucji metamorficznej jednostki sowiogórskiej za najwcześniejszy etap uznał tworzenie się gnejsów z utworów piaszczysto-ilastych oraz szarogłazów w warunkach facji amfibolitowej, a miejscami także granulitowej. Kolejnym stadium miała być diaftoreza, na skutek której jednostka sowiogórska osiągnęła warunki facji amfibolitowej, w których miała nastąpić częściowa migmatytyzacja anatektyczna gnejsów. Grocholski (1967a) po raz pierwszy zauważył, że dla potrzeb rozstrzygnięcia następstw petrologicznych i tektonicznych należy poza składem mineralnym gnejsów wziąć pod uwagę także ich struktury i tekstury. Opierając się na licznych obserwacjach uznał, że główny etap fałdowań związany był z synkinematyczną migmatytyzacją, a powstałe struktury zostały następnie przebudowane na skutek kolejnego etapu fałdowań. Wskazał też na obecność ostatecznego procesu homogenizacji tekstur gnejsów oraz ich rekrystalizacji. Morawski (1973 fide Kryza 1981) uznał ewolucję bloku sowiogórskiego za trzyetapową. Autor ten typuje mułowce oraz szarogłazy jako protolit migmatytów i gnejsów sowiogórskich oraz margle wraz z zasadowymi tufami i tufitami jako protolit amfibolitów. Z osadów węglanowych miały utworzyć się wapienie krystaliczne i skały wapienno-krzemianowe. Sugeruje on ponadto, że warunki ciśnienia i temperatury w tym etapie metamorfizmu progresywnego były stosunkowo wysokie. Drugie stadium przeobrażeń metamorficznych miało przebiegać w odmiennych warunkach. Autor zwraca uwagę na przeobrażenia kyanitu w sillimanit, co wskazuje na wysoką temperaturę, lecz obniżone ciśnienie. W tym okresie miała dokonać się też wstępna mobilizacja migmatyczna. Końcowy etap przemian metamorficznych kompleksu sowiogórskiego wiąże on z silnym fałdowaniem, rekrystalizacją gnejsów, powstaniem migmatytów homofanicznych i intruzjami granitoidów i hiperytów. Epizody intruzywne, tyle że zasadowe, miały pojawić się także pomiędzy poszczególnymi etapami rozwoju jednostki sowiogórskiej. 8.

(9) Kryza (1981) rozbudował wcześniejszy model, opierając się głównie na cechach teksturalnych gnejsów i migmatytów, podczas gdy skład mineralny potraktował podrzędnie. Swój wybór uzasadnił przekonaniem, iż budowa skał sowiogórskich może odzwierciedlać ich ewolucję tektonometamorficzną ze względu na możliwy do odczytania zapis zróżnicowania w wyjściowym protolicie, oraz możliwością łatwego rozpoznawania w terenie określonych typów skał. W koncepcji Kryzy (1981) ewolucję metamorficzną bloku sowiogórskiego daje się przedstawić w postaci pięciu etapów. Pierwszy etap, odniesiony do sedymentacji geosynklinalnej, wiązał z osadzaniem miąższej serii osadów w pogrążającym się zbiorniku morskim. Autor wysuwa przypuszczenie, że były to warstwy piaszczystomułowcowe i szarogłazy ze znaczną zawartością substancji ilastej, gruboziarniste szarogłazy kwarcowe, wkładki wapieni i margli oraz prawdopodobnie kwaśne wulkanity. Za kolejny, dający się wydzielić etap, uznaje metamorfizm wysokociśnieniowy kompleksu osadowo-wulkanicznego. Zaznacza jednak, że scharakteryzowanie jego początkowej postaci jest problematyczne ze względu na brak wystarczających danych. Autor sugeruje, że w ciągu tej fazy powstały głównie gnejsy z kyanitem. Migmatytyzacja dyferencjalna to kolejny etap, w którym miał ukształtować się ogólny zarys tekstur gnejsów i migmatytów, a także ustalić ich skład mineralny. W porównaniu do poprzedniego stadium miała prawdopodobnie wzrosnąć temperatura przy jednoczesnym, niewielkim spadku ciśnienia. W dalszej kolejności gnejsy i migmatyty miały ulec częściowej, a miejscami silnej homogenizacji. Proces ten miał zostać przerwany, prawdopodobnie przez nagły spadek temperatury. Ostatnie stadium to ekshumacja bloku sowiogórskiego poprzez jego szybkie przeniesienie w warunki panujące na powierzchni Ziemi. Poszczególne etapy rozwoju kompleksu wyróżnione przez Kryzę (1981) zostały ujęte w Tabeli 1. Badania strukturalne i petrologiczne prowadzone przez Żelaźniewicza (1985, 1987, 1990) potwierdziły koncepcję Kryzy (1981), precyzując jednoznacznie zdarzenia metamorficzne kolejnych etapów. Zgodnie z poglądami tegoż autora, kompleks sowiogórski ulegał deformacjom tektonicznym w pięciu etapach D1-D5 (Tabela 2). Pierwszy etap fałdowań osadowego protolitu (D1), w formie wąskopromiennych do izoklinalnych fałdów o osiach przebiegających w kierunku NW-SE oraz charakterystycznym stromym zapadaniu, dodatkowo wytwarzający charakterystyczną foliację i lineację, miał miejsce przed górnym dewonem, a jego efekty w znacznym stopniu zostały zatarte defor9.

(10) macjami późniejszych etapów. Podczas epizodu D1 miało dojść do umiejscowienia granulitów i ultrabazytów poprzez ich wmontowanie w formie klinów do fałdowanego i metamorfizowanego w tym czasie kompleksu osadowego. Proces ten mógł zaistnieć dzięki formowaniu się lokalnych stref ścinania oraz nasunięć, które sięgały głęboko aż do podłoża kry. Najwcześniejszy etap metamorfizmu M1, odpowiadający deformacjom D1, nie został do tej pory dostatecznie dobrze rozpoznany, bowiem utworzone w tym czasie skały i zespoły minerałów uległy znacznym przeobrażeniom w trakcie kolejnych etapów, które spowodowały zatarcie ich pierwotnych cech. Warunki temperatury i ciśnienia dla tego metamorfizmu ustalono jednak odpowiednio na 500-600 oC oraz 5-7 kbar, co odpowiada strefie almandyn ± kyanit. Podczas metamorfizmu M1, w protolicie pelitowym powstała parageneza: Q + Plg + Bt + Gr ± Kya, natomiast w skałach bogatszych w kwarc i skalenie (przede K-skalenie): Q+ Plg + Ksp + Ms + Bt + Gr ± Kya. Nowo powstałe skały odzwierciedlały sedymentacyjne zróżnicowanie litologiczne. Gnejsy drobnoblastyczne utworzyły się z osadów piaszczysto-mułowcowych, natomiast gruboblastyczne z grubszych szarogłazów. Tabela 1. Etapy rozwoju skał bloku Gór Sowich wg Kryzy (1981) ETAP. I etap geosynklinalny. II metamorfizm wysokociśnieniowy wysokociśnieniowy metamorfizm średniego i wysokiego stopnia. III migmatytyzacja dyferencjalna. IV. V. homogenizacja. konsolidacja. silna deformacja, metamorficzna dyferencjacja. głównie anatektyczna homogenizacja. konsolidacja i sztywna deformacja. PROCES. sedymentacja geosynklinalna. SKAŁY. drobnoziarniste osady piaszczysto-mułowcowe, szarogłazy, szarogłazy skaleniowe, margle, wapienie, wulkanity.. gnejsy z kyanitem, podrzędnie granulity, amfibolity, wapienie, skały wapienno - krzemianowe. flebity (migmatyty warstewkowe i żyłkowe), gnejsy sylimanityowe i mikroklinowe. nebulity, następnie granity, pegmatyty, gnejsy z kordierytem. blastokataklazyty, brekcje tektoniczne. właściwe dla skał osadowych. Kya + Bi + Gr (+ Q + Pl) Kya + Bi + Ksp (+ Q+ Pl) Kya + Gr + Ksp (+ Q+ Pl). Sil + Bi + Gr (+ Q + Pl) Sil + Bi + Ksp (+ Q + Pl). patrz etap III, następnie: Cor + Q + Pl. Ms + Chl. PARAGENEZY. Deformacje D2 i D3, związane z metamorfizmem M2-3, przejawiają się w stromych fałdach o osiach zorientowanych w kierunku NE–SW oraz typowej dla tego etapu foliacji i 10.

(11) lineacji. Rozpoznane są jedynie w NW części bloku Gór Sowich. Z nowo powstałych minerałów dominujący był sillimanit (fibrolit), który formował się przede wszystkim kosztem biotytu, tworząc nawet makroskopowo widoczne nodule. Ustalone na podstawie fibrolityzacji warunki P-T różniły się od istniejących w etapie M1. Temperatura oszacowana została na 620-670oC do 700-730oC, a ciśnienie na 4-5 kbar (Żelaźniewicz 1984, 1987, 1990, 1995). Deformacje D3 łączy się z procesem migmatytyzacji, która poprzez częściowe topienie prowadziła do wytworzenia leukosomu i melanosomu, a dalej do metamorficznej dyferencjacji i iniekcji stopu eutektycznego lub anatektycznej magmy w postaci żył aplitowych i pegmatytowych (Kryza 1981, Żelaźniewicz 1995). Z końcem metamorfizmu M3 rozpoczął się proces homofanizacji gnejsów, który doprowadził do niemal całkowitego zatarcia pierwotnych struktur kierunkowych, czego skrajnym objawem jest powstanie tzw. gnejsów perlistych. Proces homofanizacji miał wiązać się z powstawaniem większej ilości roztworów, które spowodowały zwiększenie się rozmiarów ziaren, zarówno minerałów jasnych jak i ciemnych. W części górskiej bloku zdarzenie to korespondowało z etapem D5 (M5), (Żelaźniewicz 1995). Tabela 2. Etapy ewolucji tektonometamorficzna bloku sowiogórskiego wg Kryzy 1981 (Brӧcker i in. 1998) DEFORMACJA. METAMORFIZM. OBJAŚNIENIE. brak danych. pre-M1. pierwsza migmatytyzacja. D1. M1. pik ciśnieniowy, facja amfibolitowa. D2. M2-M3. pik temperaturowy, facja amfibolitowa. D3. M2-M3. pik temperaturowy, facja amfibolitowa. D4. M5. D5. M5. etap po maksimum temperatury, facja amfibolitowa, pegmatyty etap po maksimum temperatury, facja amfibolitowa, migmatyty. Deformacje D4 charakteryzują się obecnością otwartych fałdów asymetrycznych zapadających na północ, ze strefami spękań o przebiegu N-S. Stanowiły one obszary wnikania stopów anatektycznych, z których formowały się żyły pegmatytowe. 11.

(12) Ostatni etap metamorfizmu (M5), związany z ekshumacją bloku sowiogórskiego, przebiegał w średnim i dolnym zakresie facji amfibolitowej. Stowarzyszone z tym procesem deformacje typu D5, odzwierciedlają się w powstaniu otwartych, leżących fałdów o osiach nachylonych w kierunku E-SE (Żelaźniewicz 1987, 1990).. 2.3. Petrografia skał bloku sowiogórskiego 2.3.1. Gnejsy Blok sowiogórski zbudowany jest prawie wyłącznie z gnejsów i migmatytów, które stanowią około 95% całego kompleksu metamorficznego. Pozostałe 5% stanowią metabazyty oraz granulity, a w ograniczonym stopniu wapienie i skały wapienno-krzemianowe (Żelaźniewicz 1987). Na przestrzeni dziesiątek lat badań bloku sowiogórskiego, podziału gnejsów dokonywano z wykorzystaniem różnorodnych kryteriów. W starszej literaturze (Smulikowski 1952, Polański 1955) gnejsy próbowano klasyfikować na podstawie składu mineralnego, jednakowoż stopniowo zauważano, że skład mineralny nie koduje w sobie jednoznacznie informacji o pierwotnej zmienności osadowego protolitu (Grocholski 1967a, Kryza 1981, Żelaźniewicz 1987). Odnotowano, że problem ten rozwiązuje klasyfikowanie gnejsów pod względem zróżnicowania teksturalnego, uwzględniającego występowanie i sposób ułożenia łyszczyków. Żelaźniewicz (1987, 1995) wydzielił i scharakteryzował 4 najbardziej powszechne typy gnejsów, zmieniając nieznacznie wcześniejszą klasyfikację zaproponowaną przez Kryzę (1981). Te cztery typy gnejsów to: – gnejsy łuseczkowe jako ciemnoszare skały, przeważnie drobno- lub średnioziarniste o średnicy ziaren zawierającej się w przedziale 0.2-0.5 mm, napotykane w okolicach Michałkowej, Lutomii i Walimia. Występujące w nich w zmiennych ilościach minerały łyszczykowe ułożone są równolegle jako pojedyncze blaszki, a sporadycznie tworzą skupienia w kwarcowo-skaleniowym tle. Minerały budujące gnejs łuseczkowy to przede wszystkim kwarc, plagioklazy, biotyt, a ponadto granat i akcesorycznie apatyt, cyrkon oraz minerały nieprzeźroczyste,. 12.

(13) – gnejsy łuseczkowe laminowane wydzielono jako odmianę gnejsów łuseczkowych. Notuje się je pomiędzy Michałkową a Jugowicami, a także w północnej części masywu Wielkiej Sowy. Cechą charakterystyczną gnejsów łuseczkowych laminowanych, odróżniającą je od wyżej wymienionych jest występowanie w tle cienkich jasnych laminek, zwykle o grubości 1-5 mm, przeważnie o składzie kwarcowo-skaleniowym. Pojawiają się one w sposób nieregularny w zmiennych odstępach, od kilku milimetrów do kilku centymetrów, – gnejsy smużyste odznaczające się zazwyczaj średnio- lub gruboblastycznymi teksturami, rozpoznane z rejonu Bystrzycy Górnej i Zagórza Śląskiego. Typowo wykształcone nie przejawiają swoistego warstwowania, opisano w nich natomiast dość silnie spłaszczone koncentracje mineralne o kształtach soczewkowatych. Twory te mają skład kwarcowo-skaleniowy oraz łyszczykowy, charakteryzują się przy tym zmienną jasno-ciemną kolorystyką. – gnejsy warstewkowe, zwykle gruboblastyczne, występujące na obszarze od Dziećmorowic aż po Jodłownik. Ich charakterystyczną cechą jest specyficzne wykształcenie minerałów łyszczykowych, które układają się w ciągłe, prawidłowe pasma o względnie ostro zaznaczających się granicach, co w konsekwencji powoduje pojawienie się jasnych warstewek kwarcowo-skaleniowych o grubościach dochodzących do 1 cm. Do rzadziej występujących odmian gnejsów należą: – gnejsy masywne wykazujące drobnoblastyczną strukturę o ziarnach wielkości 0.1-0.2 mm oraz ciemnoszarą barwę. Pozbawione są prawie zupełnie łyszczyków i z tego powodu megaskopowo nie wykazują foliacji, – gnejsy oczkowe spotykane przede wszystkim wśród tak zwanej „serii oczkowej”, która rozciąga się w postaci wąskich stref wzdłuż południowo-zachodniej granicy bloku sowiogórskiego. Oczka sporadycznie zaobserwowano w gnejsach warstewkowych i smużystych. Mają zróżnicowaną wielkość: od 1 do 5 cm i w zasadzie są monomineralne (mikroklinowe), złożone z jednego lub wielu ziaren. Mniejsze mogą mieć skład kwarcowo-skaleniowy, – gnejsy aplitoidowe jako odmiana wykazująca słabą foliację oraz duże zróżnicowanie pod względem rozmiarów budujących je kryształów. Gnejsy te mają skład głównie. 13.

(14) kwarcowo-skaleniowy, chociaż obecny w nich jest także muskowit (pozbawione są natomiast biotytu). Dalsze typy gnejsów, które wyróżnione zostały przez Kryzę (1981), rozpoznano jedynie w postaci niewielkich wkładek. Są to między innymi: – gnejsy guzkowe charakteryzujące się obecnością tekstur, w których obecne są guzki zbudowane z kwarcu i fibrolitu. Są one typowe dla niektórych gnejsów sillimanitowych, które odnotowano w rejonie między Włodarzem a Wielką Sową, gdzie tworzą cienkie wkładki pośród innych gnejsów a także migmatytów. Wielkość guzków zawiera się w przedziale 2-5 mm, ale w jasnych gnejsach słojowych może osiągać 1-2 cm, – gnejsy słojowe odznaczają się specyficzną, delikatną laminacją, która wyglądem przypomina słoje drzewa. Dominują one wśród „serii oczkowej”. Gnejsy słojowe są drobnoblastyczne, a ułożenie długich, cienkich (około 0.5 mm) blaszek biotytu warunkuje teksturę kierunkową. Te ciemne warstwy rozdzielone są przez jasne laminy (0.5-2.0 mm grubości), w składzie których makroskopowo można wyróżnić kwarc, skalenie i biotyt, – gnejsy grubosoczewkowe charakteryzujące się grubo- lub bardzo gruboblastyczną strukturą oraz teksturą soczewkową, w której nieprawidłowe, wydłużone oczka i soczewki formowane są przez jasne składniki (głównie skalenie, w mniejszym stopniu kwarc). Wielkości tych tworów wahają się zasadniczo od 0.2 do 0.5 cm, ale opisano także dochodzące do 3 cm. Wszystkie typy gnejsów miejscami przejawiają teksturalną homofanizację. Proces ten polega na zaniku kierunkowości tekstur, co odzwierciedlają głównie nieuporządkowane łyszczyki. Homofanizacja uwidacznia się ponadto na ziarnach plagioklazów i kwarcu, które w skutek rekrystalizacji ulegają powiększeniu i przybierają wygląd pereł, a skała swym wyglądem upodabnia się do granitu (Żelaźniewicz 1987, 1995).. 2.3.2. Migmatyty Klasyfikacja migmatytów Mehnerta (1962 fide Mehnert 1968, Kryza 1981) bazuje na zróżnicowaniu tych skał pod względem teksturalnym. Autor ten wyszczególnił dwie składowe migmatytu, tzw. paleosom i neosom, niemające związku z genezą. Kryza (1981) uznał, że takie nazewnictwo nie jest precyzyjne, gdyż nazwy sugerują następstwo czasowe i 14.

(15) zaproponował użycie pojęć leukosom i melanosom do wstępnego opisu skał wykazujących cechy migmatyzacji. Terminy leukosom i melanosom oznaczają odpowiednio część migmatytu utworzoną ze składników jasnych, takich jak kwarc czy skalenie, oraz ciemniejszą bogatszą w minerały ciemne, na przykład biotyt. Poprawiony przez Kryzę (1981) i powielony przez Żelaźniewicza (1987) podział migmatytów prezentuje Tabela 3. Żelaźniewicz (1987) zauważył, iż na obszarze bloku sowiogórskiego można zaobserwować wszystkie odmiany migmatytów scharakteryzowane przez Mehnerta (1962,1968), jednakże dla prac terenowych uznał za celowe ograniczenie tego podziału do dwóch podstawowych grup, podobnie jak wcześniej uczynił to Kryza (1981). Autor ten pośród migmatytów sowiogórskich wydzielił flebity i nebulity. Tabela 3. Podział tekstur migmatytów według Mehnerta (1962, 1968) poprawiony przez Kryzę (1981) NAZWA TEKSTURY. CHARAKTERYSTYKA melanosom w postaci zwykle pasujących do siebie ostrokrawędzi-. agmatytowa. stych bloków, otoczony cienkimi, różnie zorientowanymi żyłkami leukosomu. dikcjonitowa bryłowa flebitowa (żyłkowa) stromatytowa (warstewkowe). leukosom w formie siatki cienkich żyłek, rozwiniętych wzdłuż pęknięć lub powierzchni fleksularnych tnie melanosom melanosom w formie bloków (mniejszych niż w poprzednich teksturach) wydaje się pływać w homofonicznej masie leukosomu melanosom pocięty jest nieprawidłowymi żyłkami leukosomu, który przypomina układ naczyń krwionośnych leukosom tworzy w melanosomie prawidłowe, zwykle proste warstewki. surreitowa. bloki skał kompetentnych są porozdzielane żyłkami leukosomu. fałdowa. obecność zafałdowanych warstewek leukosomu i melanosomu. ptygmatytowa. różnej miąższości żyłki leukosomu są pofałdowane na kształt trzewi. oftalmitowa (oczkowa). leukosom wykształcony jest w formie oczek. stiktolitowa (plamista). plamiste skupienia melanosomu otoczone są przez leukosom. szlirowa nebulitowa. melanosom występuje w postaci nieprawidłowych smug o nieostrych granicach, obficie otoczony leukosomem melanosom występuje w postaci niewyraźnych skupień otoczonych homofoniczną masą leukosomu. 15.

(16) Flebity to odmiana migmatytu, w której dostrzec można wyraźnie oddzielony leukosom w postaci różnego rodzaju warstewek lub żyłek, zaś nebulity to skały bardziej homofaniczne. Kryza (1981) podzielił flebity sowiogórskie na flebity nierównomiernie warstewkowe i ptygmatytowe oraz flebity równomiernie warstewkowe i fałdowe, biorąc pod uwagę przede wszystkim ilość, miąższość i równomierność w rozmieszczeniu leukosomu, a dodatkowo także skład mineralny jasnej i ciemnej części skały. Takie cechy jak kształt (przebieg) żyłek lub warstewek, który może być prosty lub zafałdowany, uznał za mniej istotny w rozważaniach genetycznych. Flebity nierównomiernie warstewkowe i ptygmatytowe wyróżniają się bardzo podobnymi cechami strukturalnymi i składem mineralnym. Leukosom w postaci nierównomiernie rozmieszczonych warstewek o zróżnicowanej grubości (od kilku milimetrów do kilku centymetrów, a maksymalnie do około 1 metra) z reguły jest ułożony zgodnie z foliacją, a dominującą objętościowo częścią skały jest melanosom. Najbardziej typowo wykształcone migmatyty nierównomiernie warstewkowe notuje się w rejonie Jugowic, inne natomiast w okolicach Walimia i nad Jeziorem Bystrzyckim. We flebitach równomiernie warstewkowych i fałdowych, leukosom i melanosom wykształcone są w postaci naprzemiennie i równomiernie ułożonych warstewek o grubości od kilku milimetrów do około 1 cm, rzadziej więcej. W skale dominuje melanosom, aczkolwiek objętość leukosomu jest niewiele mniejsza. W przypadku obu odmian tych flebitów, mamy do czynienia z podobnymi cechami strukturalnymi i składem mineralnym, z zasadniczą różnicą między nimi polegającą na odmiennym, prostolinijnym lub zafałdowanym, ułożeniu warstewek leukosomu i melanosomu. Skały tego rodzaju spotyka się w okolicach Bystrzycy Górnej, Walimia, a także nad Jeziorem Bystrzyckim (Kryza 1981). Nebulity odznaczają się dużym udziałem ilościowym granitoidowego leukosomu, przy niewielkiej tylko ilości melanosomu, który występuje w postaci smug, szlir lub bochenkowatych bryłek. Ich podział został dokonany ze względu na sposób wykształcenia melanosomu. Nebulity szlirowe stanowią zróżnicowaną grupę migmatytów, która posiada melanosom uformowany na kształt nieprawidłowych, czasami niewyraźnych smug. Leukosom przeważa ilościowo, jest homofaniczny i ma charakter granitoidu. Wychodnie tych skał obserwowano między innymi w Zagórzu Śląskim i okolicach Walimia (Kryza 1981). W migmatytach bryłowych cechą charakteryzującą jest forma, jaką przyjmuje melanomom, wykształcony w postaci bochenków o składzie gnejsów lub flebitów, które mogą osiągać 16.

(17) rozmiary od kilkunastu do kilkudziesięciu centymetrów średnicy. Struktury te bardzo wyraźnie odcinają się od homofanicznego tła leukosomu, w którym tkwią i zwykle otoczone są przez biotytowe szliry. Skały tego typu zaobserwowano między innymi w okolicach Jeziora Bystrzyckiego, Bystrzycy Górnej oraz Potoczka.. 2.3.3. Granulity Na obszarze bloku sowiogórskiego wychodnie granulitów można obserwować jedynie w kilku wystąpieniach. Co więcej, granulity górskiej i przedgórskiej części jednostki różnią się sposobem wykształcenia. Na obszarze północno-zachodnim sudeckiej części bloku w niewielkiej odległości od siebie zlokalizowane są trzy wystąpienia granulitów, odpowiednio niedaleko miejscowości Bystrzyca Górna, Zagórze i Lubachów, natomiast na obszarze przedsudeckim wychodnie granulitów rozciągają się pomiędzy miejscowościami Sieniawka, Roztocznik i Ratajno (Żelaźniewicz 1985, 1995). Granulity części górskiej to skały wykazujące struktury drobnoblastyczne o składzie mineralnym z dającymi się wyróżnić kwarcem, plagioklazem (oligoklaz), skaleniami potasowymi, granatem i kyanitem oraz z akcesorycznym rutylem, apatytem, cyrkonem i minerałami nieprzeźroczystymi (Żelaźniewicz 1987). Granulity z części przedsudeckiej to także odmiany kwarcowo-skaleniowe. Żelaźniewicz (1995) zaobserwował jedynie różnice w stopniu retrogresji i upodobnienie tych skał pod względem wyglądu do gnejsów smużystych. Pośród dominujących na obszarze bloku jasnych granulitów wyszczególniono trzy odmiany. Pierwszy typ wykazuje struktury granoblastyczne i masywne tekstury, całkowicie pozbawione foliacji oraz lineacji, drugi charakteryzuje się dość dobrze widoczną foliacją, a także w mniejszym lub większym stopniu warstwowaniem podkreślonym ułożeniem na przemian warstewek białawych ubogich w granaty oraz czerwonawych, bogatych w ten właśnie minerał. Odmiana ta ma w zasadzie identyczny skład mineralny jak granulity masywne, jakkolwiek zauważalny jest większy udział granatów i kyanitu. Ostatni wyróżniony rodzaj wykazuje doskonałą foliację, przede wszystkim ze względu na dużą ilość kwarcu wykształconego w formach wstęgowych oraz na ułożenie kierunkowe kyanitu i granatu.. 17.

(18) 2.3.4. Eklogity Eklogity notuje się w Piławie Górnej, w kamieniołomie należącym do przedsiębiorstwa Dolnośląskie Surowce Skalne S.A (obecnie Kompania Górnicza). Skały te, przeobrażone retrogresywnie do amfibolitów, występują w postaci kilkumetrowych ciał w obrębie zmigmatytyzowanych gnejsów. Pierwotny zespół minerałów, wykształcony w warunkach facji eklogitowej obejmuje granat, omfacyt, klinozoisyt, kyanit, rutyl oraz kwarc, zaś zespół retrogresywny amfibol, sodowy diopsyd, ortopiroksen, plagioklaz, spinel, korund, ilmenit i biotyt. Warunki powstawania eklogitu określono na 770-830°C lub 730-840°C oraz 21-26 kbar lub 20-25 kbar. Późniejsze etapy ewolucji tej skały przebiegały odpowiednio w temperaturach 770-680°C i 600-700°C i ciśnieniach 17-14 kbar i 12-6 kbar (Ilnicki i in. 2010, 2011, 2012, Nejbert i in. 2013). Eklogity sowiogórskie wykazują silne powinowactwo do bazaltów łuków wulkanicznych lub basenów zaułkowych z możliwością generowania magm w strefie nadsubdukcyjnej w okresie 386-390 (±2) Ma, tj. prawie identycznym z wiekiem epizodu HP-HT metamorfizmu granulitów (395-390 Ma, Kryza i Fannig, 2007). Wiek ten koincyduje też z wiekiem tektonicznego wbudowania skał płaszczowych w gnejsy sowiogórskie (389±1.6 Ma).. 2.3.5. Serpentynity Serpentynity tworzą niewielkie wystąpienia towarzyszące granulitom i amfibolitom w okolicach Zagórza Śląskiego i Bystrzycy Górnej. Ich wychodnie spotyka się również w rejonie Rościszewa, Walimia oraz nad Jeziorem Bystrzyckim (Kryza 1981). Obserwacje Smulikowskiego (1952 fide Kryza 1981) pozwoliły na wydzielenie w bloku sowiogórskim dwóch generacji serpentynitów. Starszą odmianę tworzą przeobrażone perydotyty i pikryty, które stanowią element składowy struktur gnejsowych. Są to skały masywne o ciemnozielonej lub czarnej barwie, bardzo często z obecnością żyłek chryzotylu. W serpentynitach występujących na południe od Bystrzycy Górnej w składzie mineralnym dodatkowo pojawiają się liczne ziarna granatów. Młodsza generacja serpentynitu to odpowiedniki wiekowe i genetyczne skał serpentynitowych znanych z obrzeżenia bloku sowiogórskiego (Grochol-. 18.

(19) ski 1967a, Kryza 1981), które można uważać za drobne fragmenty rozczłonkowanego ofiolitu sudeckiego.. 2.3.6. Hiperyty Ciemnoszare lub szarozielone, intruzywne hiperyty wykazują strukturę o zmiennej grubości ziaren, lecz zazwyczaj są one średnioblastyczne. Tekstura skał jest ofitowa, ze względu na ułożenie ziaren plagioklazów. Skały te mają podobny skład mineralny do gabra i złożone są zasadniczo z plagioklazów zasadowych (labrador-bytownit), diallagu i hiperstenu, a także hornblendy, biotytu i drobnych ziarenek oliwinu. Akcesorycznie zaobserwowano w nich apatyt, rutyl i minerały nieprzeźroczyste. Hiperyty występują w postaci niezgodnych żył i pni, które przebijają gnejsy i migmatyty. Ich granice często są wyznaczane przez uskoki. Skały te odsłaniają się w rejonie Dziećmorowic, Modliszowa, a także pomiędzy Walimiem i Glinnem oraz na północ od Rościszowa. Obserwuje się całkowite przeobrażenie małych ciał hiperytowych w amfibolity, zaś większe uległy metamorfozie tylko na brzegach (Grocholski 1967a, Kryza 1981).. 2.3.7. Amfibolity Na obszarze bloku sowiogórskiego amfibolity występują przeważnie w postaci drobnych i cienkich soczewek. W ich składzie mineralnym można wyróżnić hornblendę, plagioklazy o składzie andezyt-labrador, granat, a czasami również diopsyd i kwarc. Polański (1955 fide Kryza 1981), wydzielił z nich paraamfibolity, a pozostałe pogrupował na podstawie wykształcenia struktur na amfibolity diablastyczne z granatami oraz amfibolity granoblastyczne. Żelaźniewicz (1995) wyszczególnił wśród sowiogórskich amfibolitów odmiany z kwarcem, które występują pośród gnejsów jako zgodne przeławicenia. Za ich protolit autor ten uznaje tufy. Drugi typ to amfibolity hornblendowo-plagioklazowe, które często występują jako produkty przeobrażenia gabr lub hiperytów. Amfibolity tego typu nie wykazują zwykle rozwiniętej metamorficznej foliacji, można za to w nich dostrzec pozostałość po magmowym warstwowaniu. 19.

(20) 2.3.8. Granitoidy Granitoidy są skałami słabo rozprzestrzenionymi na obszarze jednostki sowiogórskiej, ze znanymi wystąpieniami w okolicach Walimia, Rzeczki oraz Małej i Wielkiej Sowy, gdzie towarzyszą gnejsom sillimanitowym. Są to zazwyczaj skały jasnoszare, wykazujące strukturę drobno- lub średniokrystaliczną. Tylko czasami można spotkać się z odmianami grubokrystalicznymi. Typowe skały są hipautomorficzno-ziarniste, a w ich składzie mineralnym można wyróżnić duże, ksenomorficzne ziarna kwarcu, mikroklin, muskowit, plagioklazy oraz nieliczne blaszki biotytu (Kryza 1981).. 2.3.9. Aplity Sowiogórskie aplity lokują się w dwóch strefach bloku. Z części zachodniej, z rejonu pomiędzy Dziećmorowicami a Sierpnicą, opisane zostały drobnokrystaliczne aplity niemal całkowicie białe, a także różowe i szare, przecinające niezgodnie struktury gnejsowe w brzeżnych częściach bloku. Aplity ze wschodniej strefy bloku rozmieszczone są wzdłuż Sudeckiego Uskoku Brzeżnego między miejscowościami Bojanice i Jodłownik. Skały w formie żył, nawet do grubości 10 m, przecinają gnejsy i serpentynity. Odznaczają się one szarożółtą barwą oraz strukturą zbliżoną do afanitowej. Skład mineralny jest różnorodny; może być zbliżony do anortozytów, lecz obecne są też typowe aplity z kwarcem, kwaśnymi plagioklazami, skaleniami potasowymi, jasną miką oraz akcesorycznie występującymi chlorytem, rutylem i tlenkami żelaza (Grocholski 1967a).. 2.3.10. Skały wapienno-krzemianowe Skały wapienno-krzemianowe, z wyraźną dominacją odmiany kwarcowo-granatowej, występują w postaci charakterystycznych niewielkich wtrąceń o kształtach owalnych i wrzecionowatych, osiągających średnicę około 1m, ulokowanych w gnejsach, migmatytach i amfibolitach. Zwykle odróżniają się od tła skały jaśniejszą lub ciemniejszą barwą (Grocholski 1967a, Kryza 1981). 20.

(21) 2.3.11. Wapienie krystaliczne Wapienie krystaliczne wykazują bardzo ograniczone rozprzestrzenienie na obszarze bloku sowiogórskiego, tworząc lokalnie soczewkowate wkładki o miąższości do kilkudziesięciu centymetrów w amfibolitach i gnejsach. Można obserwować je między innymi w odsłonięciach pomiędzy Lutomią a Bielawą oraz nad Jeziorem Bystrzyckim (Kryza 1981). Skały te odznaczają się obecnością ciemnozielonego diopsydu. Zaobserwowano ponadto, że występujące w pobliżu wapieni gnejsy zawierają niekiedy plagioklazy o zwiększonej zawartości cząsteczki anortytowej (Grocholski 1967a).. 2.3.12. Pegmatyty Sowiogórskie pegmatyty stanowią skałę żyłową pospolitą na obszarze bloku. Jako, że przedstawiana praca poświęcona jest mineralizacji jednego z najbardziej znanych wystąpień pegmatytu w Górach Sowich, dokładna charakterystyka sowiogórskich pegmatytów przedstawiona jest w Rozdziale 4.. 3. Pegmatyty granitowe i ich (aktualne) klasyfikacje Pegmatyt jest szczególną formą skały magmowej (lub metamorficznej) charakteryzującej się teksturą grubo-, mega- do gigantokrystalicznej, wzbogaconą w pierwiastki niekompatybilne oraz minerały zawierające składniki lotne jak fluor, bor, fosfor, wodę i inne. Pegmatyty występującą najczęściej w formach żylnych (dajki) lub gniazdowych i wykazującą mniej lub bardziej wyraźnie strefową strukturę (https://pl.wikipedia.org/). Najpowszechniejszym typem są pegmatyty granitowe (granitoidowe), ale spotyka się również pegmatyty gabrowe, sjenitowe oraz skał wysoko alkalicznych (pegmatyty agpaitowe i miaskitowe). Na przestrzeni ostatnich kilkudziesięciu lat wiele razy podejmowano próby sklasyfikowania pegmatytów granitowych, kierując się takimi kryteriami jak ich wewnętrzna struktura, relacje paragenetyczne, skład chemiczny, aspekty petrogenetyczne, rodzaj medium 21.

(22) pegmatytotwórczego, charakterystyki geochemicznej i inne. Ginsburg i in. (1979 fide Černý i Ercit 2005) po raz pierwszy wydzielili 4 geologiczno-środowiskowe klasy pegmatytów granitowych (abyssalne, muskowitowe, z pierwiastkami rzadkimi oraz miarolityczne), biorąc pod uwagę środowisko ich powstawania definiowane poprzez głębokość umiejscowienia, a także stosunek do metamorfizmu i pobliskich plutonów granitowych. Klasyfikacja ta została następnie rozwinięta przez Černý’ego (1990, 1991), a ostatecznie zaproponowana w ujednoliconej formie przez Černý’ego i Ercita (2005), bazujących na zweryfikowanych kryteriach geochemicznych, petrologicznych i paragenetycznych (Fig. 2). Wprowadzono ponadto pojęcie rodzin petrogenetycznych pegmatytów, dzieląc wszystkie pegmatyty granitowe na 3 takie rodziny: NYF (niobowo-itrowo-fluorową, Nb-Y-F), LCT (litowo-cezowo-tantalową; Li-Cs-Ta) oraz mieszaną. Klasyfikacja Černý’ego (1990, 1991) i dalej Černý’ego i Ercita (2005) jest obecnie najpowszechniej używaną klasyfikacją pegmatytów, jakkolwiek postęp w badaniach pegmatytów poznawanych w różnych nowych lokalizacjach ujawnia jej pewne niedostatki. W efekcie, w literaturze spotykamy się z jej licznymi modyfikacjami, jak na przykład Wise’a (1999), czy Ercita (2004), precyzujących klasyfikacje pegmatytów typu NYF Pezzotty (2001), uwzględniającą nowe dane o pegmatytach z Madagaskaru, albo też Nováka (2005) przygotowanej na bazie klasyfikacji Černý’ego i Ercita (2005) dla pegmatytów Masywu Czeskiego. Dyskusję klasyfikacji Černý’ego i Ercita (2005) oraz różnych innych propozycji klasyfikacji pegmatytów przedstawił między innymi Simmons (2005, 2007) oraz Sweetapple (2012). Poniżej zostaną dokładniej przedstawione klasyfikacje pegmatytów według Černý’ego i Ercita (2005) ukazujące 5 podstawowych klas geologicznych oraz klasyfikacja w obrębie klasy pegmatytów z pierwiastkami rzadkimi (REL), których reprezentantem na terenie Polski są między innymi sowiogórskie pegmatyty fosforanowe (Włodek i in. 2015; Pieczka i in. 2015), a także podstawy klasyfikacji petrogenetycznej na rodziny pegmatytów typu NYF, LCT oraz mieszanych. Dane dotyczące charakterystyk pegmatytów innych klas są ogólnodostępne w publikacji źródłowej.. 22.

(23) 3.1. Klasyfikacja na klasy geologiczne Černý i Ercit (2005) rozbudowali podział Ginsburga i in. (1979) i wydzielili ostatecznie pięć geologiczno-paragenetyczno-geochemicznych klas pegmatytów (Tabela 4). Wydzielenia te bazują na warunkach P-T formowania się skał otaczających. Przyjęto, że warunki te należy traktować jako maksymalne dla środowiska, w którym doszło do umiejscowienia ciała. pegmatytowego,. bowiem. odpowiadają. one. pikowi. metamorfizmu,. Fig. 2. Warunki p-T skał macierzystych z pegmatytami klasy abyssalnej (AB), pegmatytów muskowitowych (MS), muskowitowych z pierwiastkami rzadkimi (MSREL), z pierwiastkami rzadkimi (REL) i miarolitycznych (MI) (wg Černý’ego 1991). Strzałki wskazują regionalne trendy frakcjonacji w pegmatycie w zależności od stopnia metamorfizmu skały macierzystej. Obszary stabilności glinokrzemianów na podstawie Robie i Hemingway (1984), granica spodumen/petalit na podstawie Londona (1984), likwidus i solidus granitu na podstawie Jahnsa (1982). Stopień geotermiczny 25oC/km i 50oC/km odpowiadają facjom metamorficznym Barrovian i Abakuma.. 23.

(24) Tabela 4. Klasyfikacja i charakterystyka pegmatytów granitowych (wg Černý’ego i Ercita 2005) Klasa. Typowe pierwiastki. Środowisko. Stosunek do. Subklasa. towarzyszące. metamorfizmu. granitów. Abyssalna (AB) AB–HREE AB–LREE AB–U. HREE, Y, Nb, Zr, U, Ti LREE, U, Th, Ti U, Th, Zr, LREE. AB–BBe. B, Be. (górny przedział facji amfibolitowej do) nisko- do wysokociśnieniowego metamorfizmu facji granulitowej; ~4 do 9 kbar, ~700 do 800ºC. brak (?) (segregacja anatektycznego leukosomu?). Muskowitu (MS) Brak mineralizacji pierwiastkami rzadkimi (miki i skalenie). wysokociśnieniowy metamorfizm typu Barrow w facji amfibolitowej (kyanit–sillimanit) 5 do 8 kbar, ~650 do 580ºC. brak (utwory anatektyczne), do brzeżnych i zewnątrzplutoniczne. Muskowitu – Pierwiastków rzadkich (MSREL) MSREL–REE. Be, Y, REE, Ti, U, Th, Nb – Ta. MSREL– Li. Li, Be, Nb. metamorfizm umiarkowanych do wysokich warunków P-T facji amfibolitowej; 3 do 7 kbar, 650 do 520ºC. wewnątrz- do zewnątrzplutoniczne, lokalnie trudne do identyfikacji. Pierwiastków rzadkich (REL). REL–REE. REL–Li. Be, Y, REE, U, Th, Nb >Ta, F. zmienny, głównie metamorfizm płytki i zdarzenia postmetamorfizmu regionalnego. Li, Rb, Cs, Be, Ga, Sn, Hf, Nb, Ta, B, P, F. niskociśnieniowy, metamorfizm typu Abukuma facji amfibolitowej (andaluzyt-sillimanit) do górnego zakresu facji zieleńcowej; ~2 do 4 kbar, ~650 do 450ºC. wewnątrzplutoniczne do brzeżnych (rzadko zewnątrzplutoniczne) (wewnątrz- i brzeżnoplutonowy) do zewnątrzplutonowego. Miarolityczna (MI) MI-REE. Y, REE, Ti, U, Th, Zr, Nb, F. bardzo niskie ciśnienia, zdarzenia postmetamorfizmu regionalnego. MI–Li. Li, Be, B, F, Ta >Nb. niskie ciśnienia, metamorfizm facji amfibolitowej do zieleńcowej, 3 do 1,5 kbar, 500 do 400 ºC. wewnątrzplutoniczne do brzeżnego (wewnątrzplutoniczne) brzeżny do zewnątrzplutoniczny. który zazwyczaj poprzedza intruzję stopu pegmatytotwórczego (Fig. 2). Podział niższego rzędu na podklasy odbywa się ze względu na znaczące kryteria geochemiczne. Podziału na typy i podtypy dokonuje się na podstawie znaczących różnic w składzie mineralnym, zróż24.

(25) nicowaniu geochemicznym, zróżnicowaniu w warunkach konsolidacji lub na podstawie wszystkich wymienionych kryteriów. W przypadku większości pegmatytów istnieje możliwość ich przyporządkowania do poszczególnych klas, subklas, typów i podtypów. W sytuacji, gdy obiekty wykazują cechy przejściowe, można opisać je na zasadzie stosunku do najbliższych kategorii. W przypadku pegmatytów, które występują w lokalnych, odosobnionych stanowiskach oraz wykazują niekonwencjonalne zespoły mineralne i skład chemiczny przyjęto, że należy pozostawić je poza ogólną klasyfikacją. Taka sytuacja może ulec zmianie w przypadku, gdy w przyszłości dany typ okaże się bardziej powszechny. Tym samym klasyfikacja geologiczna pegmatytów Černý’ego i Ercita (2005) jest klasyfikacją otwartą (Simmons 2005, 2007).. 3.1.1. Klasa pegmatytów z pierwiastkami rzadkimi Klasa pegmatytów z pierwiastkami rzadkimi (REL) obejmuje pegmatyty, które wytworzyły się przez dyferencjację magm plutonów granitowych, umiejscowionych na stosunkowo płytkiej lub średniej głębokości i odznaczających się tendencjami do akumulowania ekonomicznych koncentracji litofilnych pierwiastków rzadkich w bardziej frakcjonowanych ciałach pegmatytowych. Pegmatyty tej klasy rozdzielone są na dwie subklasy: RELREE i REL-Li (Tabela 5). Ciała pegmatytowe reprezentujące subklasę REL-REE są głównie związane z granitami metaglinowymi do perglinowych, post- do anorogenicznych, intrudującymi w strefach ekstensji skorupy ziemskiej, tj. ryftu kontynentalnego lub oceanicznego. Z kolei pegmatyty subklasy REL-Li zwykle umiejscowione są w niskociśnieniowych skałach metamorficznych, odpowiadających górnej strefie facji zieleńcowej oraz facji amfibolitowej i są związane z intruzjami syn- do późnoorogenicznych granitów perglinowych, zwykle w strefach kompresji orogenicznej. Subklasa REL-REE cechuje się obecnością charakterystycznego zespołu pierwiastków typu HFSE (high-field-strenght elements). Pegmatyty te są zwykle zubożone w P, B, S, a zawartości Li, Rb i Cs zwykle są niskie. Subklasa REL-Li gromadzi pegmatyty, w których pierwiastki rzadkie, takie jak Li, Rb, Cs, Be, Sn, Nb < Ta, B, P i F nagromadzają się stopniowo wraz z postępem frakcjonacji, tworząc wiele charakterystycznych zespołów mineralnych, dających możliwość podzielenia pegmatytów tej subklasy na kilka typów i wiele subtypów. 25.

(26) 3.2. Klasyfikacja petrogenetyczna Klasyfikacja petrogenetyczna pegmatytów bazuje na powiązaniu pochodzenia pegmatytów poprzez proces dyferencjacji magmowej ze zróżnicowanymi genetycznie magmami macierzystych plutonów granitowych. Stosuje się ona jedynie do pegmatytów klasy REL i MI, jakkolwiek niektórzy inni autorzy sugerują, że może również dotyczyć pegmatytów klas MS i MSREL (Černý i Ercit 2005). Klasyfikacja petrogenetyczna odnosi się zarówno do wielkoskalowych populacji pegmatytów pozostających w związkach z macierzystym granitem, grup pegmatytów, a także do pojedynczych obiektów w skali terenu powiązanych wspólnym pochodzeniem i ewolucją. W klasyfikacji tej wydzielone są dwie zasadnicze rodziny pegmatytów granitowych, NYF i LCT, odpowiadających najbardziej widocznym zespołom pierwiastków rzadkich w sekwencjach mineralnych obu grup, oraz dodatkową rodzinę pegmatytów mieszanych (NYF + LCT), której przedstawiciele mają cechy istotne zarówno dla zespołu NYF, jak i LCT (Tabela 6). Tabela 7 przedstawia charakterystyczne różnice, na podstawie danych Vanstone (2010), pomiędzy pegmatytami rodzin petrogenetycznych LCT i NYF.. 3.2.1. Pegmatyty typu NYF Rodzina pegmatytów NYF wyróżnia się zmineralizowaniem pierwiastkami rzadkimi z Nb>Ta, Ti, Y (+Ln), Zr, U, Th i F. Macierzyste granity dla tego typu pegmatytów są homogeniczne do nieco tylko zróżnicowanych geochemicznie, subglinowe do metaglinowych typu A do I, rzadko perglinowe i peralkaliczne, o średnim stopniu frakcjonacji, z abundancjami δ18O wokół wartości +8‰, post-tektoniczne do anorogenicznych, utworzone w strefach ryftu kontynentalnego lub oceanicznego. Obserwacje geologiczne, izotopowe, geochemiczne i dane petrologiczne sugerują kilka możliwych wariantów pochodzenia magm odpowiedzialnych za powstawanie pegmatytów tej afiliacji. Może to być droga (1) bezpośredniej dyferencjacji płaszczowych magm. 26.

(27) Tabela 5. Podział pegmatytów granitowych klasy pierwiastków rzadkich (Černỳ i Ercit 2005).. Subklasa Typ. Podtyp. Charakterystyka geochemiczna. REL-REE allanitowomonacytowy. LREE, U, Th, (Be, Nb>Ta, F, [P]). REL-REE euxenitowy. L-H-REE, Y, Ti, Zr, Nb>Ta (F, P). REL-REE gadolinitowy. Be, Y, HREE, Zr, Ti, Nb>Ta, F, (P) berylowokolumbitowy. REL-Li berylowy. Be, Nb-Ta (±Sn, B). berylowokolumbitowofosforanowy. Be, Nb-Ta P, (Li, F, ±Sn, B). spodumenowy. Li, Rb, Cs, Be, Ta-Nb, (Sn, P, F ± B). petalitowy. Li, Rb, Cs, Be, Ta-Nb, (Sn, P, F ± B). lepidolitowy. Li, F, Rb, Cs, Be, Ta-Nb, (Sn, P, B). REL-Li kompleks. REL-Li albitowospodumenowy REL-Li albitowy. elbaitowy. Li, B, Rb, Sn, F, (Ta, Be, Cs). amblygonitowy. Li, Rb, Cs, Ta-Nb, Be, (Sn). Typowe minerały allanit, monacyt, cyrkon, rutyl, fluoryt, ilmenit euxenit, monacyt, ksenotym, cyrkon, rutyl, ilmenit (fergusonit, aeschynit, zinnwaldyt) gadolinit, fergusonit, samarskit, cyrkon, rutyl, ilmenit, fluoryt, (zinnwaldyt) beryl, kolumbit, tantalit, (rutyl) beryl, kolumbit, tantalit, triplit, tryfylin spodumen, beryl, kolumbit, tantalit, (amblygonit, lepidolit, pollucyt) petalit, beryl, kolumbit, tantalit, (amblygonit, lepidolit, pollucyt) lepidolit, beryl, topaz, mikrolit, kolumbit, tantalit, (pollucyt) turmalin, hambergit, danburit, datolit, mikrolit, (polilitionit) amblygonit, beryl, kolumbit - tantalit, (lepidolit, pollucyt). Li (Sn, Be, Ta-Nb ± B). spodumen, (kasyteryt, beryl, kolumbit – tantalit). Ta-Nb, Be, (Li ± Sn, B). kolumbit - tantalit, beryl, (kasyteryt). 27.

(28) Tabela 6. Klasyfikacja petrogenetyczna pegmatytów granitowych (Černỳ i Ercit 2005) Rodzina Dominująca Charakterystyka Charakter subklasa geochemiczna pegmatytu. LCT. REL-Li MI-Li. Li, Rb, Cs, Be, Sn, Ga, Ta>Nb (B, P, F). NYF. REL-REE MI-REE. Nb>Ta, Ti, Y, REE, Sc, Zr, U, Th, F. LCT + NYF. pomieszane mieszana LCT i NYF. Charakter Charakter tektoniczny macierzystych macierzystych granitów granitów. peraluminowy do subaluminowego. (synorogeniczne do) późnoorogeniczne (do anorogenicznych; przeważnie heterogeniczne subalumi- (syn-, późno-, nowy do post-) do metalumi- głównie anonowego (do rogenicznych; subalkalicz- quasinych) homogeniczne. Źródło stopu. peraluminowe suprakrustalne S, I lub mieskały niezubożoszane S+I nej górnej do środkowej części skorupy oraz gnejsy skorupowe (peraluminowe do) subaluminowe i metaluminowe AiI. zubożone granulity środkowej do dolnej części skorupy, granity juwenilne, granity, metasomatyzowane skały skorupowe (metalumi- (postorogesubaluminowe protolity mieszanowy do) niczne do) do nieznacznie ne, asymilacja umiarko- anorogenicze, peraluminoskał suprakrustalwanie pera- heterogeniczne wych nych luminoweprzez granity typu go NYF. Tabela 7. Charakterystyczne różnice pomiędzy pegmatytami rodzin LCT i NYF (Vanstone 2010). LCT Relacja z macierzystymi granitami Charakterystyka geochemiczna. Skład mineralny. • do powstania i rozwoju pegmatytu wymagany jest granit macierzysty, • zazwyczaj tworzy regionalną strefowość. • Ta > Nb, • (bardzo) niska zawartość REE, • wzbogacone w bor i pierwiastki alkaliczne, • zawartość Sn może równoważyć zawartość Ta, • tendencja do niskiego poziomu U i Th. • fluoryt obecny jest rzadko (F występuje w minerałach takich jak topaz, lepidolit, amblygonit), • powszechnie występują minerały litu i fosforu, • powszechne są turmaliny, • proste tlenki Ta-Nb bez REE, • może być obecny beryl.. NYF • brak macierzystego granitu, • przeważnie brak strefowości. • Nb > Ta, • wzbogacone w lekkie i ciężkie pierwiastki ziem rzadkich (REE), • wzbogacenie w Sn nie występuje powszechnie, • może być wzbogacony w U i Th. • powszechny jest fluoryt, • minerały litu i fosforu występują rzadko, • turmalin występuje stosunkowo rzadko, wykazuje ograniczony zakres składu chemicznego, • kompleksowe tlenki Nb, Ta i REE, takie jak minerały grupy euxenitu, fergusonitu, samarskitu, aeschynitu, • może być obecny beryl.. 28.

(29) bazaltowych, (2) topienie protolitów średnio- do niskoskorupowych, (3) topienie niezubożonych juwenilnych zespołów magmowych w środowiskach orogenicznych, (4) topienie sialicznej części skorupy ziemskiej wzbogaconej w pierwiastki NYF przez fluidy migrujące od strony płaszcza. Pegmatyty typu NYF obejmują subklasy REL-REE i MI-REE z możliwą inkorporacją niektórych populacji typu MSREL-REE (Černỳ i Ercit 2005).. 3.2.2. Pegmatyty typu LCT Pegmatyty rodziny LCT są nośnikami mineralizacji Li, Rb, Cs, Be, Sn, Ta, Nb (Nb<Ta), a także B, P i F z zaznaczającą się progresją frakcjonacji pierwiastków rzadkich w stopie pegmatytotwórczym. Macierzyste granity są wyraźnie perglinowe, typu S, I lub typu mieszanego S+I, zwykle silnie frakcjonowane i zróżnicowane teksturalnie w indywidualnych ciałach intruzyjnych, osiągając maksimum wzbogacenia w pierwiastki rzadkie w stadium pegmatytowym. δ18O wykazuje rozkład bimodalny z maksimami wokół wartości +8.5‰ i 11.5‰, odbijający dwa źródła głównych składników tych magm. Stopy wyjściowe dla pegmatytów LCT tworzą się przez (1) anatexis niezubożonych metasedymentacyjnych i metawulkanicznych protolitów górnej do średniej części skorupy ziemskiej, (2) częściową anatexis metaplutonicznych skał podłoża. Oba typy protolitów mają generować magmy LCT w trakcie ich pierwszego wytapiania. Wiele wzbogaconych granitów dowodzi, że powstały one przez wytapianie mieszaniny protolitów suprakrustalnych i skał podłoża. Rodzina pegmatytów LCT zawiera przedstawicieli subklas REL-Li i MI-Li, z możliwa dalszą inkorporacja przedstawicieli pegmatytów MSREL-Li.. 3.2.3. Pegmatyty mieszane (mixed) Rodzina pegmatytów mieszanych (NYF+LCT) obejmuje pegmatyty, które wykazują mieszany charakter geochemiczny i mineralogiczny. Jest ona najsłabiej rozpoznana. W pegmatytach tej rodziny składowa LCT objawia się śladowymi zawartościami pierwiastków LCT w minerałach skałotwórczych i obecnością akcesorycznych faz LCT w wysoko zdyferencjowanych ogniwach rodziny NYF lub pierwotnymi pegmatytami LCT utworzo29.

(30) nymi w późnych stadiach ewolucji populacji pegmatytów NYF. Pochodzenie większości pegmatytów tej grupy daje się objaśnić (1) kontaminacją składnikami LCT pierwotnie ”czystych” magm typu NYF, jednakże system „mieszany” może być też efektem (2) wytapiania tylko częściowo zubożonego protolitu skorupowego, (3) anatexis, której mógł podlegać mieszany zespół protolitów zubożonych i niezubożonych (Černỳ i Ercit 2005).. 4. Pegmatyty sowiogórskie 4.1. Stan rozpoznania do roku 1945 W okresie przynależności Dolnego Śląska do Niemiec pegmatyty sowiogórskie były lokalnie eksploatowane na surowiec skaleniowy lub skaleniowo-kwarcowy. Najbardziej znanym rejonem wydobycia był obszar w środkowej części masywu, pomiędzy miejscowościami Piława Górna, Piława Dolna, Różana, Owiesno i Bielawa, gdzie w latach 1850-1890 prowadzono eksploatację nawet wyrobiskami podziemnymi (Meister 1932 fide Lis i Sylwestrzak 1986). Z tego też okresu pochodzą najstarsze dane dotyczących mineralogii pegmatytów sowiogórskich oraz nieco okazów, szczególnie turmalinów i beryli, które nawet obecnie znaleźć można w niektórych kolekcjach muzealnych, np. Muzeum Mineralogicznego Uniwersytetu Wrocławskiego. Z dawnej literatury niemieckojęzycznej znane są informacje o znajdowaniu w obrębie pegmatytów sowiogórskich kryształów K-skalenia osiągających do 15 cm długości i 10 cm szerokości (Traube 1888, Hintze 1897 fide Lis i Sylwestrzak 1986), kryształów beryli nawet kilkudziesięciocentymetrowej długości, np. w okolicy Kamionek nawet do 80 cm (Dathe 1887, Hintze 1897 fide Sachanbiński 1973, Lis i Sylwestrzak 1986), na Górze Parkowej koło Bielawy do 22 cm (Zipser 1823 fide Lis i Sylwestrzak 1986), w pegmatytach okolic Różanej i Owiesna do 16 cm (Sadebeck 1859, Fiedler 1863, Traube 1888, Langenhan 1894 fide Sachanbiński 1973, Lis i Sylwestrzak 1986), Grodziszcza do 15 cm (Roth 1867 fide Lis i Sylwestrzak 1986). Websky (1868) opisał z eksploatowanego pegmatytu w Michałkowej nieznany na ówczesne czasy minerał z grupy fosforanów, (Fe,Mn,Mg)3(PO4)2, nazwany sarkopsydem, któremu miał towarzyszyć hureaulit, wiwianit i niesprecyzowany minerał grupy apatytu (fide Lis i Sylwestrzak 1986). Drobne ilości innego fosforanu, tryplitu, (Fe2+,Mn)2PO4F, dokumentowali Fiedler (1863), 30.

(31) Dathe i Finckh (1924) oraz Hintze (1933) w przekopie kolejowym na północ od Piławy Górnej, zaś kolumbitu, (Fe,Mn)(Nb,Ta)2O6, w formie tabliczek o średnicy 5 milimetrów Romer (1864), Roth (1867), Traube (1888) oraz Hintze (1933) w jednym z pegmatytów znajdujących się również w okolicy Piławy Górnej (fide Lis, Sylwestrzak 1986). Wraz z wyczerpywaniem się lokalnych złóż, znaczenie gospodarcze pegmatytów sowiogórskich stopniowo malało i praktycznie zanikło na początku XX wieku, ograniczając jednocześnie możliwość poszerzenia wiedzy na temat składu mineralnego tych skał.. 4.2. Stan rozpoznania po roku 1945 Po przyłączeniu Dolnego Śląska do Polski w roku 1945, pegmatyty sowiogórskie nie budziły większego zainteresowania. Działo się tak zapewne z uwagi na ich niewielkie rozmiary, brak znaczenia ekonomicznego i coraz gorszy stan odsłonięć, również w miejscach ich dawnej eksploatacji. Trudności z pozyskaniem wartościowego materiału były powodem, iż po roku 1945 tylko pojedyncze prace naukowe poruszały problem mineralogii i geochemii pegmatytów sowiogórskich. W latach 70. ubiegłego wieku podjęto po raz pierwszy badania geochemiczne zmierzające do określenia rozprzestrzenienia i stopnia koncentracji takich wskaźnikowych pierwiastków jak Li, Be, Nb i REE (Sachanbiński 1971, Mikuszewski i in. 1976). Zasadniczo nie odnotowano jednak zdecydowanych ich koncentracji. Sachanbiński (1971) wskazując na ponad czterokrotnie przewyższone koncentracje Be w granitognejsach w stosunku do wartości klarkowej wnioskuje, iż na terenie bloku istnieją strefy granitognejsów berylonośnych, zaś wystąpienia berylu znane z dawnej literatury niemieckojęzycznej oraz nowo stwierdzone opisuje w swej pracy (Sachanbiński, 1973). Z kolei Mikuszewski i in. (1976) dochodzą do wniosku, że metamorfizm w bloku sowiogórskim nie był wystarczający do rozwoju zonowanych utworów pegmatytowych wzbogaconych w pierwiastki śladowe. Chlebus (1977) oraz Kryza (1977) opisują niewielką soczewę pegmatytu z kordierytem, który przecinał wkładkę serpentynitów nieopodal zapory nad Jeziorem Bystrzyckim w Lubachowie, a Mikulski i Mikulski (1978) gniazdowy pegmatyt z okolic Bielawy z licznymi kryształami berylu nawet kilkunastocentymetrowej długości. Pieczka (1996) scharakteryzował ciemno zabarwione turmaliny sowiogórskie wraz z turmalinami innych jednostek geologicznych Dolnego Śląska, a w latach 80. ubiegłego wieku 31.

(32) odkrył nowe stanowisko pegmatytu fosforanowego (Lutomia). Brak możliwości pracy mikrosondą elektronową praktycznie uniemożliwił jego zbadanie w tamtym okresie czasu. Pierwsze krótkie informacje na powyższy temat (Pieczka i in. 2002, 2003) ukazały się dopiero po roku 2000. Nieco później został znaleziony przez jednego z kolekcjonerów minerałów i opisany z okolic Gilowa, po raz pierwszy w Polsce, kryształ zielonego elbaitu, tj. turmalinu litowego (Pieczka i in. 2004), a w makroskopowo ciemnych turmalinach z tego wystąpienia zaobserwowano w obrazach mikroskopowych nieregularne strefy i żyłki metasomatozy litowej. Poza turmalinem pegmatyt ten zawierał w swoim składzie między innymi beryl, kolumbit-(Mn), monacyt-(Ce), ksenotym-(Y), spessartyn, hialofan, spinel, cyrkon i andaluzyt. Łodziński (2007) opracował charakterystykę dolnośląskich, w tym sowiogórskich, beryli, zaś Łodziński i Pieczka (2008) informowali o obecności ferrokolumbitu oraz wtórnego Pb-mikrolitu w formie kilkudziesięciomikrometrowych wrostków w berylach rejonu Owiesno-Kietlice. Przełomowy w badaniach pegmatytów sowiogórskich okazał się rok 2008 i odkrycie na terenie przedsiębiorstwa Dolnośląskie Surowce Skalne S.A w Piławie Górnej (obecnie Kompania Górnicza) największego systemu pegmatytowego w Polsce, niosącego mineralizację pierwiastkami rzadkimi (Pieczka i in. 2012, Szuszkiewicz i in. 2013). Odkrycie to stało się impulsem do rozpoczęcia szeregu badań uzupełniających dane na temat mineralogii pegmatytów fosforanowych z Lutomii (Włodek i in. 2015, Włodek, rozprawa doktorska w przygotowaniu) i Michałkowej (niniejsza praca), pegmatytu kordierytowego z okolicy Jeziora Bystrzyckiego (Twardak 2016, Pieczka i in., w przygotowaniu) i innych mniej znaczących, które w zamierzeniu mają w sposób jednolity scharakteryzować pegmatyty jednostki sowiogórskiej pod względem ich mineralogii, geochemii, ewolucji oraz pochodzenia stopów pegmatytotwórczych. Poniżej przedstawiona jest skrótowa charakterystyka systemu pegmatytowego Piławy Górnej, pegmatytu fosforanowego z Lutomii oraz pegmatytu kordierytowo-dumortierytowego z nad zapory na Jeziorze Bystrzyckim, które mogą ilustrować zmienność w obrębie sowiogórskiej facji pegmatytowej.. 32.

(33) 4.2.1. System pegmatytowy Piławy Górnej (NYF + LCT) System pegmatytowy Piławy Górnej jest największym w Polsce wystąpieniem pegmatytów, zawierających mineralizację pierwiastkami rzadkimi, reprezentujących różne typy i subtypy w obrębie subklas REL-REE i REL-Li oraz rodzinę pegmatytów mieszanych typu NYF + LCT (Pieczka i in. 2015a). System ten składa się z prymitywnych, prawie homogenicznych do słabo i średnio frakcjonowanych żył i dajek o teksturze zonalnej (strefa brzeżna, przerostów pismowych, blokowych skaleni, kwarcowe jądro) oraz gniazd ekstremalnie wysoko frakcjonowanej mineralizacji z wysokimi koncentracjami pierwiastków litofilnych o dużych promieniach jonowych, jak Li, Rb, Cs oraz Be (Szuszkiewicz i in. 2013). W obrębie tego systemu zidentyfikowano do tej pory obecność ponad 100 minerałów, w tym wielu minerałów rzadkich, a nawet wcześniej nieznanych (Pieczka i in. 2013, 2015a, b, c). Na system pegmatytowy Piławy Górnej składają się trzy rodzaje mineralizacji. Najpowszechniejszy typ stanowią zonowane pegmatyty zawierające rozproszoną mineralizację tlenkami Fe-Mn-Ti-Sn-Nb-Ta i Y-REE-U-Ti-Nb-Ta, lokalnie współwystępującą z krzemianami Ca-Nb-Ta-Al i Ca-Y-REE-(Be)-Al, reprezentujące typ pegmatytów NYF średnio do słabo frakcjonowanych, z wyraźnym odwróconym trendem frakcjonacji Mn-Fe, prawdopodobnie w skutek kontaminacji stopu pegmatytotwórczego przez skały osłony przed jego umiejscowieniem (Pieczka i in. 2013, 2015a). Zbudowane są one głównie z mikroklinu, plagioklazu (oligoklaz-andezyn i albit), kwarcu, biotytu i muskowitu, czarnego turmalinu (foityt-schorl ewoluujący do drawitu), granatu o składzie pośrednim almandynspessartyn i berylu ubogiego w Cs. Nośniki pierwiastków rzadkich są reprezentowane przez minerały grupy kolumbitu, ixiolitu, ferrowodginitu, samarskitu, euxenitu i fergusonitu, minerały supergrupy pirochloru, kasyteryt wzbogacony w Nb i Ta, ilmenit ewoluujący do pirofanitu, (Nb,Ta)-tytanit, minerały grupy gadolinitu, hellandyt-(Y), keiviit-(Y), piławit-(Y), minerały grupy allanitu, ksenotym-(Y), monacyt-(Ce) oraz wiele innych (Szuszkiewicz i in. 2013; Pieczka i in. 2013, 2014a, 2015b). Z tego typu pegmatytów rozpoznano dwa nowe minerały: piławit-(Y), Ca2Y2Al4(SiO4)4O2(OH)2 (Pieczka i in. 2014a 2015b) oraz żabińskiit, Ca(Al0.5Ta0.5)(SiO4)O (Pieczka i in. 2015c), dla których Piława Górna jest lokalizacją typową. Kryształy mikroklinu mogą osiągać do 0.5 m wielkości i wagę kilkudziesięciu kilogramów, listewkowe kryształy biotytu do około 50 cm długości, muskowitu 33.