Magmowe charnockity w os³onie suwalskiego masywu anortozytowego
Bogus³aw Bagiñski *, Ewa Krzemiñska**
W po³udniowej czêœci kratonu wschodnioeuropejskie-go (EEC) notowanych jest szereg postkolizyjnych intruzji anorogenicznych wieku od 1,65 do 1,4 mld lat. Dominuj¹ tu masywy granitoidowe o charakterystyce geochemicznej i sk³adzie podobnym do granitów rapakiwi. S¹ one naj-prawdopodobniej zwi¹zane z wczeœniej powsta³ymi strefa-mi os³abienia w skorupie w warunkach regionalnej ekstensji (Nitronen, 1997). Do tej grupy nale¿¹ m.in. grani-toidy kompleksu mazurskiego oraz korelowane z nimi litewskie granitoidy Veisiejai–Kabeliai (Skridlaite i in., 2003). S¹ to ferro-potasowe granity typu A (Bagiñski i in., 2001) otaczaj¹ce na mapach masywy anortozytowo-gabro-norytowe Kêtrzyna, Suwa³k i Sejn. Formowanie ich trwa³o przynajmniej ok. 50 mln lat od 1,55 do 1,50 mld lat temu. Na pe³n¹ formacjê sk³adaj¹ siê anortozyty, mangeryty, char-nockity oraz wspomniane granity, st¹d od pierwszych liter g³ównych typów ska³ pochodzi nazwa formacji — AMCG. Œrodkowe jej cz³ony — ska³y mangerytowo-charnockitowe, najpe³niej reprezentowane s¹ w wierceniu Bilwinowo, w po³udniowo-wschodniej os³onie z³o¿a Fe-Ti-V Krzemianka. Profil mezoproterozoicznych ska³ w tym wierceniu obejmu-je ok. 1200 m niemal ci¹g³ej serii od ska³ maficznych do gra-nitoidów (od 42% do 71% zawartoœci SiO2).
Wszystkie ska³y nawiercone w Bilwinowie charaktery-zuj¹ siê powszechn¹ obecnoœci¹ ortopiroksenów, którym tylko lokalnie towarzysz¹ klinopirokseny, przy ca³kowi-tym braku hornblendy. Te klasyczne, magmowe charnocki-ty, mangeryty kwarcowe i mangerycharnocki-ty, a tak¿e jotunicharnocki-ty, genetycznie s¹ zwi¹zane z masywem anortozytowym i mniej bezpoœrednio z granitoidami rapakiwipodobnymi. Na diagramach Harkera pokazuj¹ dobrze zdefiniowane trendy liniowe zale¿noœci zawartoœci pierwiastków g³ównych od SiO2w tych ska³ach. Na diagramie A/NK vs
A/CNK charnockity ujawniaj¹ cechy na pograniczu meta-aluminowych i permeta-aluminowych. Ska³y bardziej maficzne (mangeryty, jotunity) s¹ zdecydowanie metaaluminowe. Pozycja charnockitów na diagramie FeO*/MgO vs (Zr + Nb + Ce +Y) wskazuje na typ A — granitoidów, taki jak pozosta³ych granitoidów z kompleksu mazurskiego i masywu Veisiejai–Kabeliai. Ska³y hiperstenowe z Bilwi-nowa nie maj¹ jednak wszystkich geochemicznych cech charnockitowych magm typu C (Kilpatrick i in., 1992). Diagnostyczne proporcje zawartoœci Rb oraz sumy Nb i Y w charnockitach nie odbiegaj¹ od pozycji projekcji mazur-skich granitoidów typu rapakiwi i lokuj¹ siê w polu postko-lizyjnych granitów. Podobnie jak anortozyty badane ska³y charnockitowe przechodzi³y z³o¿ony proces krystalizacji polibarycznej, na co wskazuje obecnoœæ generacji boga-tych w glin ortopiroksenów (do 7–8% wag. Al2O3). Powstanie ci¹g³ej sekwencji ska³ od cz³onów maficznych do kwaœnych, w kompleksach typu AMCG np. w Roga-land-Sokendal w po³udniowej Norwegii (930–920 mln lat) generalnie t³umaczyæ mo¿na frakcjonaln¹ krystalizacj¹ z asymilacj¹ i hybrydyzacj¹. Eksperymentalne badania petrologiczne (Longhi i in., 1999) wskazuj¹ ponadto, ¿e magmami macierzystymi dla anortozytów mog³y byæ sto-py jotunitowe (gabronorytowe) ubogie we fluidy i wodê.
Literatura
BAGIÑSKI B., DUCHESNE J. C., VANDER AUWERA J., MARTIN H. & WISZNIEWSKA J. 2001 — Petrology and geochemistry rapa-kivi-type granites from the crystalline basement of NE Poland. Geol. Quart., 45: 33–52.
KILPATRICK, J.A. & ELLIS, D. J.1992 — C-type magmas: Igneous charnockites and their extrusive equivalents. Transactions of the Royal Society of Edynburg, Earth Sciences, 83: 155–164.
LONGHI, J., VANDER AUWERA, J., FRAM, M.S. & DUCHESNE, J.-C.1999 — Some phase equilibrium constraints on the origin of Pro-terozoic (Massif) anorthosites and related rocks. Jour. Petrology, 40: 339–362.
NITRONEN M.1997 — The Svecofennian Orogen: a tectonic model. Pracambrian Res., 86: 21–44.
SKRIDLAITE G., WISZNIEWSKA J. & DUCHESNE J-C. 2003 — Ferro-potassic A-type granites and related rocks in NE Poland and S Lithuania: west of the East European Craton. Pracambrian Res. Spec. Iss. 124, J. Vander Auwera (red.): 305–326.
Sk³ad mineralno-litologiczny jako wskaŸnik Ÿród³a osadów pól wydmowych
pó³nocnej Sahary
Andrzej Barczuk*, Maciej D³u¿ewski**
Sk³ad mineralno-litologiczny osadów buduj¹cych pola wydmowe jest jednym z podstawowych wskaŸników pozwalaj¹cych na okreœlenie Ÿród³a tych osadów, rodzaju
œrodowiska sedymentacji oraz czasu trwania procesów eolicznych. Wi¹¿e siê to ze specyfik¹ transportu materia³u wydmowego, który podlega najsilniejszej abrazji w
wyni-247 Przegl¹d Geologiczny, vol. 53, nr 3, 2005
*Wydzia³ Geologii, Uniwersytet Warszawski, ul. ¯wirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa; a.barczuk@uw.edu.pl
**Wydzia³ Geografii i Studiów Regionalnych, Uniwersytet Warszawski, ul. Krakowskie Przedmieœcie 30, 00-927 Warszawa;dluzewski@uw.edu.pl
ku procesów eolicznych (Kuenen, 1960), prowadz¹cych jednoczeœnie do zró¿nicowania sk³adu mineralno-litolo-gicznego osadów wydmowych. W osadach podlegaj¹cych procesom eolicznym wyraŸnie zaznacza siê, w miarê trwa-nia procesu, wzrost zawartoœci minera³ów odpornych na abrazjê mechaniczn¹ i relatywny spadek zawartoœci minera³ów mniej odpornych (Barczuk & Mycielska-Dowgia³³o, 2001).
Wyniki badañ mineralogiczno-litologicznych osadów wybranych pól wydmowych pó³nocnej Sahary wskazuj¹ na zró¿nicowanie stopnia eolizacji tych osadów, a w szcze-gólnoœci na zmienn¹ odleg³oœæ od Ÿród³a materia³u okru-chowego. Pola wydmowe po³o¿one w Egipcie — region obni¿enia Khargi (Barczuk & D³u¿ewski, 2001), Maroku — region Coud du Dra (Barczuk & D³u¿ewski, 2003) oraz czêœciowo Tunezji — pó³nocna czêœæ Szottu D¿erid (Bar-czuk & D³u¿ewski, 2004) charakteryzuj¹ siê lokalnym Ÿród³em materia³u. Wskazuje na to du¿a zawartoœæ w osa-dach wydmowych ma³o odpornych na abrazjê mecha-niczn¹ sk³adników: minera³ów z grupy mik, klastów ¿elazisto-ilastych, gipsu, skaleni lub okruchów ró¿norod-nych ska³ wêglanowych, których pokrój i stan zachowania wskazuj¹ na stosunkowo krótki transport materia³u. Na ma³¹ odleg³oœæ od Ÿród³a wskazuj¹ ponadto nieznaczne ró¿nice w sk³adzie mineralno-litologicznym wystêpuj¹ce miêdzy osadami wydmowymi i osadami pod³o¿a. Odmien-nymi cechami mineralno-litologiczOdmien-nymi charakteryzuj¹ siê osady pól wydmowych po³o¿onych w Tunezji na po³udnie i zachód od Szottu D¿erid. Przewa¿aj¹ tam zdecy-dowanie sk³adniki odporne na abrazjê mechaniczn¹ (ponad 95% kwarcu) mimo, ¿e w pod³o¿u udzia³ np. gipsu lub kla-stów ilasto-¿elazistych jest najwiêkszy. Spoœród mine-ra³ów ciê¿kich dominuje epidot, granat, turmalin, cyrkon
natomiast udzia³ minera³ów z grupy mik jest nieznaczny. Zgodnoœæ sk³adu mineralno-litologicznego piasków wystêpuj¹cych w rejonie Szott D¿erid ze sk³adem mineral-no-litologicznym osadów Wielkiego Ergu Wschodniego wskazuje na fakt, ¿e erg ten stanowi g³ówne Ÿród³o mate-ria³u detrytycznego buduj¹cego wydmy na obszarze Szott D¿erid.
Wnioski dotycz¹ce rozwoju pól wydmowych pó³noc-nej Sahary opieraj¹ siê na kompleksowych badaniach cech teksturalnych osadów. Wydaje siê jednak, ¿e zw³aszcza dla oceny Ÿród³a osadów wydmowych, najlepsze rezultaty mo¿na osi¹gn¹æ przy zastosowaniu badañ mineralogicz-no-litologicznych.
Literatura
BARCZUK A. & D£U¯EWSKI M. 2001 — ród³o osadów eolicz-nych w obni¿eniu Khargi (po³udniowy Egipt) na podstawie ich cech teksturalnych, [W:] Pe³ka-Goœciniak J., Szczypek T. (red.), Dynamicz-ne aspekty geomorfologii eoliczDynamicz-nej, Sosnowiec: 51–61.
BARCZUK A. D£U¯EWSKI M. 2003 — Sk³ad mineralno-litologicz-ny jako podstawa do okreœlenia Ÿród³a i wskaŸnik stopnia eolizacji osadów wydmowych, [W:] D³u¿ewski M. (red.), Wspó³czesna ewolu-cja œrodowiska przyrodniczego regionu Coude du Dra (Maroko). Wyd. Ak. Dialog, Warszawa: 103–120.
BARCZUK A. & D£U¯EWSKI M. 2004 — Znaczenie Wielkiego Ergu Wschodniego jako Ÿród³a osadów wydmowych obszaru Szott D¿erid [W:] Warsztaty geomorfologiczne, Tunezja 15–29.04.2004. WGiSR UW, SGP Mat. Konf., Warszawa: 83–104.
BARCZUK A. & MYCIELSKA-DOWGIA££O E. 2001 — Znaczenie sk³adu mineralnego osadów dla rozpoznania obecnoœci procesów eolicznych, [W:] Mycielska-Dowgia³³o E. (red.), Eolizacja osadów jako wskaŸnik stratygraficzny czwartorzêdu. Pr. Sedyment., WGiSR UW, Warszawa: 39–42.
KUENEN PH. H. 1960 — Experimental abrasion 4: aeolian action. Jour. Geol., 68: 427–449.
Reakcja alkalia-krzemionka w betonach z kruszywem naturalnym
Andrzej Barczuk*, Wiktor Jasiñski **
Kruszywo stanowi co najmniej 3/4 objêtoœci betonu i jego w³aœciwoœci w du¿ym stopniu wp³ywaj¹ na cechy fizyczne, a zw³aszcza na wytrzyma³oœæ i trwa³oœæ betonu. Uwa¿a siê, ¿e jednym z czynników powoduj¹cych niszcze-nie i rozpad konstrukcji betonowych s¹ reakcje zachodz¹ce pomiêdzy niektórymi minera³ami a alkaliami zawartymi w zaczynie cementowym. Niektóre z produktów tych reakcji silnie zwiêkszaj¹ swoj¹ objêtoœæ („pêczniej¹”) wskutek poch³aniania wilgoci. To z kolei wywo³uje wzrost ciœnienia porowego, powoduj¹cego w skrajnych przypadkach powstawanie pêkniêæ w betonie. Proces reaktywnoœci alkalicznej zachodz¹cy w betonach jest wiêc niebezpiecz-ny ze wzglêdu na powoln¹ i d³ugotrwa³¹ destrukcjê kon-strukcji betonowych (Poole, 1992; Jasiñski, 2004).
Obiektem badañ by³y ¿wiry plejstoceñskie pochodze-nia lodowcowego i wodno-lodowcowego, u¿ywane powszechnie jako kruszywa do produkcji betonów. Celem badañ by³o sprawdzenie tezy, ¿e niektóre ze sk³adników ¿wirów s¹ przyczyn¹ obni¿enia jakoœci betonów. Ze
¿wi-rów wykonano testowe beleczki betonowe, które poddano analizom mikroskopowym i chemicznym w mikroobsza-rze, zwracaj¹c szczególn¹ uwagê na kontakty pomiêdzy potencjalnie reaktywnymi minera³ami (chalcedon, opal, trydymit, drobnokrystaliczny kwarc), a alkaliami wystê-puj¹cymi w cemencie.
W wyniku analizy mikroskopowej stwierdzono wystê-powanie reaktywnych sk³adników kruszywa, takich jak rogowce, czerty, chalcedonity, lidyty oraz kwarc. Szcze-gó³owa analiza w mikroskopie skaningowym wykaza³a, ¿e na kontaktach tych sk³adników kruszywa z tzw. zaczynem cementowym wystêpuje substancja, bêd¹ca niew¹tpliwie produktem reakcji miêdzy zaczynem a krzemionk¹ buduj¹c¹ ziarna kruszywa. W wyniku badañ okaza³o siê ponadto, ¿e substancja zwana „¿elem” alkaliczno-wapnio-wo-krzemowym (Regourd-Moranville, 1989; Poole, 1992; Owsiak, 2000) nie zawsze ma postaæ bezpostaciowego ¿elu. Co prawda czêœæ z niej uwidacznia pod mikroskopem polaryzacyjnym charakterystyczne dla ¿elu spêkania wywo³ane kurczeniem siê po utracie wody, czêœæ jednak jest w ró¿nym stopniu zrekrystalizowana. Stopieñ krysta-licznoœci jest przy tym tak niski, ¿e trudny do oceny pod mikroskopem polaryzacyjnym. Dopiero wyniki badañ w SEM i rentgenowskiej analizy chemicznej w
mikroob-248
