Związek mineralizacji kruszcowej z tektoniką łuski Bystrego (Bieszczady, Karpaty zewnętrzne)

Zwi¹zek mineralizacji kruszcowej z tektonik¹ ³uski Bystrego

(Bieszczady, Karpaty zewnêtrzne)

Barbara Rybak*

W kredowych i paleogeñskich ska³ach ³uski Bystrego w strefie przeddukielskiej, obserwowano mineralizacjê kruszcow¹, któr¹ podzielono na pierwotn¹, wystêpuj¹c¹ w postaci pirytu, markasytu, sfalerytu i galeny oraz epigenetyczn¹ reprezentowan¹ przez realgar i aurypigment. Mineralizacja pierwotna nie wykazuje zwi¹zku z tektonik¹ ³uski Bystrego. Natomiast mineralizacja epigenetyczna jest zwi¹zana z dyslokacjami oraz wystêpuje w spêkaniach zespo³u ciosu poprzecznego T, rzadziej pod³u¿nego L i skoœnego D2.

S³owa kluczowe: mineralizacja kruszcowa, spêkania ciosowe, analiza strukturalna, ³uska Bystrego, p³aszczowina œl¹ska, Bieszczady, Karpaty zewnêtrzne

Barbara Rybak — The connection between metallic mineralisation and tectonics of the Bystre thrust-sheet (Bieszczady

Moun-tains, Outer Carpathians, SE Poland). Prz. Geol., 48: 1023–1029.

S u m m a r y . The studies are concentrated on the northern part of the Fore Dukla unit called the Bystre thrust-sheet. The metallic min-eralisation observed in Cretaceous and Paleogene rocks of the studied area is of two kinds: original and epigenetic. The minerals such as: pyrite, marcasite, sphalerite and galena belong to the primary mineralisation. Otherwise, realgar and orpiment belong to the epigenetic mineralization.

There is no connection between the primary mineralization and the tectonics of the Bystre thrust-sheet. The epigenetic mineralisation associates dislocated zones. The structural analysis of joint sets proved that this kind of mineralisation is characteristic for transversal joints T, rarely longitudinal joints L and oblique joints D2.

Key words: metallic mineralisation, joints, structural analysis, Bystre thrust-sheet, Silesian nappe, Bieszczady Mountains, Outer Carpathians

Celem wykonanych badañ jest charakterystyka mine-ra³ów kruszcowych wystêpuj¹cych w ³usce Bystrego oraz okreœlenie powi¹zañ mineralizacji z tektonik¹ badanego obszaru.

Prace przeprowadzono w ³usce Bystrego (Œl¹czka, 1958), po³o¿onej w strefie przeddukielskiej, która stanowi po³udniow¹ czêœæ p³aszczowiny œl¹skiej (Œl¹czka, 1959; Ksi¹¿kiewicz, 1972) (ryc. 1). Badaniami objêto obszar usytuowany w wid³ach potoków Jab³onka i Rabskiego (ryc. 2).

Zagadnieniem wystêpowania mineralizacji kruszco-wej w okolicach Bystrego zajmowa³o siê wielu geologów. Przejawy tej mineralizacji po raz pierwszy zosta³y stwier-dzone przez Kamieñskiego (1937), który zaobserwowa³ wystêpowanie minera³ów arsenu: realgaru i aurypigmen-tu. Œl¹czka (1958) przeœledzi³ wyst¹pienia pirytu, marka-sytu i minera³ów arsenu na tle budowy geologicznej. Ostrowicki (1958) stwierdzi³ badaniami mikroskopowy-mi obecnoœæ realgaru, aurypigmentu, blendy cynkowej, galeny oraz tenantytu i enargitu. Zdjêcia geochemiczne w rejonie Baligrodu przeprowadzili Jaworski (1979) oraz Bojakowska i Borucki (1992). Litologi¹ i tektonik¹ ³uski Bystrego zajmowali siê Œl¹czka (1959; 1968), Kuœmierek (1979) oraz Mastella (1995). Mimo tego, temat wystêpo-wania minera³ów kruszcowych na tle tektoniki ³uski Bystrego nie zosta³ jeszcze do tej pory szczegó³owo opra-cowany.

Wyst¹pienia minera³ów kruszcowych s¹ znane z ró¿-nych stanowisk w polskich Karpatach fliszowych (Gucwa & Pelczar, 1986). Mineralizacja miedzi¹ pstrych ³upków i

margli fliszu karpackiego jest dobrze udokumentowana we wszystkich jednostkach tektonicznych Karpat

zewnêtrz-nych (Gruszczyk & Ostrowicki, 1961), natomiast

wyst¹pienia galeny s¹ znane z nielicznych miejsc, w tym z jednostki skolskiej (Franus & Rajchel, 1999). Obecnoœæ mineralizacji realgarem i aurypigmentem zosta³a stwier-dzona jedynie w ³usce Bystrego.

*Wydzia³ Geologii, Uniwersytet Warszawski, ul. ¯wirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa

San San Hocz ewka Jez. Soliñskie Krosno Sanok Przemyœl Baligród Ustrzyki Górne SPD p.sk. p.d. p.m. p.st. p.s. p.s. p.st. – p³aszczowina stebnicka Stebnik nappe p.sk. p³aszczowina skolska– Skole nappe p.s. p³aszczowina œl¹ska:– Silesian nappe: SPD strefa przeddukielska–

Fore Dukla unit p.d. p³aszczowina dukielska– Dukla nappe ³uska Bystrego

N

Ryc. 1. Mapa lokalizacyjna obszaru badañ Fig. 1. Location of the study area

Metodyka badañ

Obserwacje prowadzono wzd³u¿ potoków: Jab³onka, Rabski i w ich dop³ywach oraz w kamienio³omach (ryc. 1). Pobrano próbki oraz wykonano podstawowe obserwacje tektoniczne po³o¿enia warstw i orientacji spêkañ cioso-wych. W celu opracowania statystycznego obszar badañ podzielono na dwie jednorodne domeny (por. Jaroszewski, 1972), dla których wykonano diagramy po³o¿enia warstw. Wyniki pomiarów opracowano przy u¿yciu programu „Stereonet”, stosuj¹c projekcjê na pó³kulê doln¹.

Oznaczenia wybranych pierwiastków zosta³y wykona-ne w Centralnym Laboratorium Chemicznym Pañstwowe-go Instytutu GeologicznePañstwowe-go w Warszawie. Oznaczenia rtêci i z³ota wykonano metod¹ absorpcji atomowej, nato-miast oznaczenia miedzi, cynku, o³owiu i arsenu wykona-no metod¹ fluorescencji rentgewykona-nowskiej.

Zarys budowy geologicznej

Strefa przeddukielska, wydzielona z p³aszczowiny œl¹skiej przez Opolskiego (1933), jest zbudowana ze zró¿-nicowanych litologicznie kompleksów skalnych wieku od kredy po oligocen (Œl¹czka, 1958; Kuœmierek, 1979). Naj-starsze utwory strefy przeddukielskiej wystêpuj¹ w profilu litostratygraficznym ³uski Bystrego (ryc. 3), który sk³ada siê z warstw: cieszyñskich, grodziskich, lgockich,

godul-skich, istebniañskich i hieroglifowych (Œl¹czka, 1959; 1968). Zarówno na przedpolu, jak i na zapleczu ³uska Bystrego kontaktuje z warstwami menilitowymi i warstwa-mi przejœciowywarstwa-mi strefy przeddukielskiej. Ze wzglêdu na silne zaburzenia tektoniczne, wtórne z³uskowanie i zusko-kowanie opisywanego obszaru, zbiorczy profil litologiczny ³uski Bystrego jest nieci¹g³y i tektonicznie zredukowany (Œl¹czka, 1959).

Zarys tektoniki

Omawiana strefa zawdziêcza swój styl budowy tekto-nicznej mioceñskim ruchom p³aszczowinowo-nasuwczym (Ksi¹¿kiewicz, 1972). £uska Bystrego sk³ada siê z kilku drugorzêdnych ³usek oddzielonych od siebie powierzch-niami nasuniêæ, zapadaj¹cymi na NE w czêœci wschodniej i œrodkowej oraz na SW w czêœci zachodniej (Mastella, 1995). £uski zalegaj¹ce z regu³y monoklinalnie i stromo ustawione (ryc. 4), maj¹ przebieg NW–SSE i s¹ zbudowa-ne najczêœciej z jedzbudowa-nego, rzadziej z dwóch lub trzech ogniw litostratygraficznych (ryc. 2).

Na obszarze ³uski Bystrego dominuj¹ warstwy w po³o¿eniach odwróconych. W czêœci pó³nocno-zachodniej przewa¿aj¹ po³o¿enia 145–155/70–86N z dominant¹ 150/78N, a w czêœci po³udniowo-wschodniej 115–135/50– 70N z dominant¹ 124/60N (ryc. 5).

Analiza fa³dów (Mastella, 1995) wykaza³a, ¿e na obszarze ³uski Bystrego dominuj¹ dwa zespo³y fa³dów pod³u¿nych. Osie fa³dów maj¹ kierunek zbli¿ony do regionalnych struktur

tektonicz-nych. Oœ fa³dów o azymucie 115o _{zanurza siê}

pod k¹tem 5o _{ku WNW, natomiast oœ fa³du o}

azymucie 154o_{jest pozioma i jej po³o¿enie}

okre-œla kierunek NNW–SSE (ryc. 6).

Ca³y badany teren jest pociêty drobnymi i œrednimi uskokami prostopad³ymi i skoœnymi do rozci¹g³oœci ³uski Bystrego, towarzysz¹cymi z regu³y nasuniêciom. Zaobserwowano niewielki rozrzut azymutów powierzchni uskokowych (ryc. 7), wœród których dominuj¹ azymuty 5o_{, 30}o

i 45o_.

Dane dotycz¹ce spêkañ ciosowych zosta³y zebrane w czterech ods³oniêciach w profilach potoków oraz w kamienio³omach ze ska³ warstw: cieszyñskich (I), lgockich (II) i isteb-niañskich (III, IV) (ryc. 2). Spêkania ciosowe charakteryzuj¹ siê sta³oœci¹ i uporz¹dkowaniem kierunków i s¹ zorientowane w przybli¿eniu prostopadle do rozci¹g³oœci ³awic (Jaroszewski, 1980a, b). Rozstêp miêdzy powierzchniami spê-kañ o tym samym kierunku jest sta³y i w przy-bli¿eniu równy mi¹¿szoœci ³awic. Stwierdzono wystêpowanie piêciu zespo³ów spêkañ cioso-wych:

‘dwa zespo³y ciosu diagonalnego D1i D2,

skoœne do rozci¹g³oœci struktury,

‘zespó³ ciosu poprzecznego T, prostopad³y

do rozci¹g³oœci struktury,

‘dwa zespo³y ciosu pod³u¿nego L i L`,

zbli¿one do rozci¹g³oœci struktury.

W ods³oniêciu warstw cieszyñskich obser-N p.Ra bski p. J_ab³ onka p.Ho czew ka BALIGRÓD IV I II III warstwy grodziskie Grodziszcze beds warstwy istebniañskie; ³upki godulskie;Godula shalesIstebna beds

warstwy lgockie

Lgota beds

warstwy hieroglifowe

Hieroglyphic beds

I granice tektoniczne ³uski Bystrego

tectonic contacts of Bystre thrust - sheet granice ³usek

the contacts of slices

g³ówne uskoki

main faults

granice wydzieleñ litostratygraficznych

lithostratigraphic boundary

badane ods³oniêcia

spots of outcrops

miejsca pomiaru spêkañ ciosowych

location of joint measures

BYSTRE c c c c c c c c c g g g g g g l l l l l i i i i i i h h h h 11 10 9 8 7 6 5 4 3 2 1 1 RABE

dyslokacja po³udniowej granicy centralnej depresji karpackiej

dislocation of southern boundary of Central Carpathian Depresion

linia przekroju geologicznego

line of the geological section

A B A B warstwy cieszyñskie Cieszyn beds 0 1 2km

Ryc. 2. Szkic tektoniczny ³uski Bystrego (wg Mastelli, 1995; zmodyfikowany) Fig. 2. The tectonic sketch map of Bystre thrust-sheet (after Mastella, 1995;

powszechniony jest zespó³ ciosu skoœnego D2, który ma

orientacjê 64o_{(ryc. 8.I). Wystêpuje tu równie¿ zespó³}

cio-su skoœnego D1 o orientacji 4o. Spêkania systemu ciosu

diagonalnego maj¹ nierówne powierzchnie i s¹ z regu³y zmineralizowane kalcytem. Na niektórych powierzchniach

tych spêkañ s¹ rozwiniête wtórne lustra tektoniczne.

Mniejszy udzia³ stanowi cios pod³u¿ny L i L’, przy czym

zespó³ L przyjmuje po³o¿enie 120o_{, natomiast L’ przyjmuje}

po³o¿enie 156o_{. Cios pod³u¿ny przecina zespó³ ciosu}

sko-œnego i równie¿ jest zmineralizowany kalcytem. Wszystkie spêkania maj¹ zró¿nicowan¹ szerokoœæ szczelin od 0,2 cm do 1,0 cm.

W kamienio³omie w warstwach lgockich (ryc. 2)

domi-nuje zespó³ ciosu poprzecznego T, który ma orientacjê 48o

(ryc. 8.II) i jest miejscami zmineralizowany realgarem. Mniejszy udzia³ stanowi¹ spêkania nale¿¹ce do zespo³u

ciosu pod³u¿nego L`, przyjmuj¹cego po³o¿enie 158o_.

W ods³aniaj¹cych siê w kamienio³omie w dolinie poto-ku Rabskiego oraz w samym potopoto-ku warstwach istebnia-ñskich wyznaczono zespó³ ciosu diagonalnego i poprzecznego oraz zespo³y ciosu pod³u¿nego (ryc. 8.III). Zespó³ ciosu skoœnego D2ma orientacjê 70o. Spêkania tego

zespo³u maj¹ rozstêpy od kilkunastu do kilkudziesiêciu centymetrów, a ich szczeliny bardzo rzadko s¹ wype³nione substancj¹ mineraln¹. Spêkania nale¿¹ce do zespo³u ciosu

poprzecznego T o kierunku 30o _{wykazuj¹ du¿e}

rozpowszechnienie, a na ich powierzchniach rozwinê³a siê mineralizacja w postaci realgaru i kwarcu. Spêkania ciosu

pod³u¿nego L przyjmuj¹ po³o¿enie 118o_{, a spêkania ciosu}

pod³u¿nego skoœnego L` maj¹ orientacjê 158o_{. Zespo³y}

cio-su pod³u¿nego s¹ z regu³y niezmineralizowane, jedynie w pojedynczych przypadkach obserwowano ziarniste naloty realgaru na powierzchni spêkañ zespo³u L.

Wed³ug Rubinkiewicza (1998) na badanym terenie cios zosta³ za³o¿ony prawdopodobnie w etapie przedfa³dowym. Cios pod³u¿ny i poprzeczny, podobnie jak w innych czê-œciach Karpat, powstawa³ póŸniej ni¿ cios diagonalny, o czym œwiadczy fakt, ¿e spêkania tych zespo³ów przecinaj¹ pozosta³e (Ksi¹¿kiewicz, 1968; Mastella, 1988; Aleksan-drowski, 1989).

Analiza oznaczeñ geochemicznych

Wykonane oznaczenia geochemiczne na obecnoœæ arsenu, rtêci, z³ota, cynku, o³owiu i miedzi, traktowane jako prace wstêpne, podaj¹ ogóln¹ orientacjê zawartoœci wymienionych pierwiastków w ska³ach badanego obszaru (tab. 1). Koncentracje Zn, Pb i Cu w poddanych badaniom ³upkach i piaskowcach osi¹gaj¹ wartoœci równe b¹dŸ nie-znacznie powy¿ej klarków podanych dla tych typów ska³ przez Turekiana i Wedephola (1961 [W:] Kabata-Pendias & Pendias, 1979). Zawartoœæ z³ota w ska³ach ³uski Bystrego jest bardzo niska i w ¿adnej z pobranych próbek nie przekra-cza wartoœci klarków (Kabata-Pendias & Pendias, 1979). Nie zaobserwowano wyst¹pieñ z³ota zarówno makroskopowo, jak te¿ podczas obserwacji mikroskopowych.

Na szczególn¹ uwagê zas³uguj¹ anomalne koncentra-cje arsenu i rtêci. Maksymalna zawartoœæ arsenu stwier-dzona w próbce pobranej w potoku Rabskim z ods³oniêcia 1 (ryc. 2), wynosz¹ca 11703 ppm, zdecydowanie przewy¿-Centralna depresja karpacka

k

warstwy kroœnieñskie dolne (piaskowcowe) lower Krosno beds (sandstones)

Strefa przeddukielska p-2 górne (piaskowcowe) upper (sandstones) dolne (³upkowe) lower (shales) p-1 p-1 warstwy przejœciowe Transition beds warstwy menilitowe Menilite beds m h i i i l g c c oli go ce n O lig oce ne pal eoge n Pa leogene

nasuniêcia wy¿szego rzêdu higher rank thrusts nasuniêcia ni¿szego rzêdu lower rank thrusts

NE SW

CENTRALNA DEPRESJA KARPACKA CENTRAL CARPATHIAN DEPRESION STREFA PRZEDDUKIELSKA

FORE DUKLA UNIT

£USKA BYSTREGO BYSTRE THRUST - SHEET

0 500 1000 0 500 1000 m n.p.m. m n.p.m. Bys tre A B uskoki faults 0 1 2km k p-2 p-1 m

Ryc. 4. Przekrój geologiczny przez ³uskê Bystrego (Mastella, 1995). Pozosta³e

objaœnienia na ryc. 2, 3

Fig. 4. The geological section of Bystre thrust-sheet (Mastella, 1995). Other

explanations: see fig. 2, 3

WARSTWY HIEROGLIFOWE HIEROGLYPHIC BEDS WARSTWY ISTEBNIAÑSKIE ISTEBNA BEDS £UPKI GODULSKIE GODULA SHALES WARSTWY LGOCKIE LGOTA BEDS WARSTWY GRODZISKIE GRODZISZCZE BEDS WARSTWY CIESZYÑSKIE CIESZYN BEDS GÓRNE UPPER DOLNE LOWER GÓRN A UPPER D O L N A L O WER 0 500 1000 1500 P AL EO C EN P ALEO C EN E EO C EN EO C EN E (m) KREDA TRZEC IO R Z ÊD TER TI AR Y 240m 230m 540m 30m 220m 130m 300m CR ET ACEO U S granica tektoniczna tectonic contact wapienie limestones grubo³awicowe piaskowce wapniste thick bedded lime sandstones œrednio- i cienko³awicowe piskowce wapniste medium and thin bedded lime sandstones zlepieñce coglomerates ³upki shales rogowce cherts piaskowce kwarcowe quartz sandstones piaskowce kwarcytowe quarzitic sandstones piaskowce zlepieñcowate pebly sandstones

Ryc. 3. Zgeneralizowany profil litostratygraficzny

³uski Bystrego (wg Œl¹czki, 1959; zmodyfikowany)

Fig. 3. The generalised lithostratigraphical profile of

sza wartoœci klarków. Znamienne jest, ¿e w ska³ach, w których cynk, o³ów i miedŸ wykazuj¹ nisk¹ koncentracjê, nastêpuje podwy¿szenie koncentracji arsenu. Podobny rozk³ad koncen-tracji odnotowano w przypadku rtêci, której wartoœci oznaczeñ kilkakrotnie przekraczaj¹ wartoœci klarków we wszystkich próbkach skal-nych. Jak podaje Gawe³ (1970), znaleziska cynobru w rejonie Leska notowano w XVII i XVIII w. Badania przeprowadzone w ostatnich latach nie potwierdzi³y, jak dot¹d wystêpowania minera³ów rtêci w ska³ach ³uski Bystrego.

Charakterystyka mineralizacji kruszcowej Minera³y obecne w obserwowanych ska³ach tworz¹ najczêœciej drobne niezale¿ne ziarna roz-mieszczone w skale oraz rzadziej ¿y³ki i gniazda pochodzenia diagenetycznego i

postdiagene-tycznego. W obrêbie pojedynczych ziaren przerosty minera³ów s¹ rzadko spotykane.

Piryt (FeS2) jest najbardziej rozpowszechnionym

mine-ra³em na badanych obszarze. Wœród ró¿norodnych form wystêpowania pirytu widocznych makroskopowo do naj-wa¿niejszych zaliczyæ nale¿y: cienkie ¿y³ki w ³upkach, kryszta³y wykszta³cone prawid³owo o rozmiarach 0,1–1,0 cm rozrzucone w rogowcach oraz ³upkach, piryt wype³niaj¹cy przestrzeñ porow¹ w piaskowcach i zlepie-ñcach oraz kuliste konkrecje wielkoœci do 1,0 cm. W prepa-ratach polerowanych powszechnie jest spotykany piryt framboidalny w postaci kulek wielkoœci 10 –20 :m (ryc. 9), zbudowanych z idiomorficznych kryszta³ów tego mine-ra³u. Te kuliste formy, wystêpuj¹ce pojedynczo lub zgro-madzone w soczewkowatych gniazdach, s¹ obecne zarówno w ³upkach jak i piaskowcach. Ma³e nieregularne agregaty krystaliczne pirytu, niekiedy przyjmuj¹ce gro-niast¹ formê oraz pojedyncze idiomorficzne kryszta³y s¹ rozproszone w ³upkach. W piaskowcach czêsto wystêpuj¹

Czêœæ SE SE part N = 75 N = 63 Czêœæ NW NW part N N

Ryc. 5. Diagramy konturowe po³o¿enia warstw w œrodkowej

czê-œci ³uski Bystrego. Projekcja na pó³kulê doln¹

Fig. 5. The contour diagrams of bedding in the central part of the

Bystre thrust-sheet. Lower hemisphere projection

E W

As

S N

Ryc. 7. Rozk³ad azymutów uskoków w zachodniej czêœci strefy

przeddukielskiej (Mastella, 1995)

Fig. 7. Distribution of fault azimuthes in the western part of the

Fore Dukla unit (Mastella, 1995)

N = 66 N

Ryc. 6. Diagram konturowy po³o¿enia osi fa³dów w ³usce

Bystrego (Mastella, 1995). Projekcja na pó³kulê górn¹ (izolinie: 2 – 4 – 6 – 8 – 10%)

Fig. 6. The contour diagram of fold axis in the Bystre thrust-sheet

(Mastella, 1995). Upper hemisphere projection (isolines: 2 – 4 – 6 – 8 – 10%) D1 D2 L L'

I

II

III

IV

®

cioso-wych (po rotacji)

nieregularne skupienia ksenomorficzne, maj¹ce charakter impregnacyjny oraz nagromadzenia kryszta³ów w ziarnach kwarcu i okruchach ska³ oraz w spoiwie, które miejscami jest ca³kowicie zast¹pione przez piryt. Czêstym zjawiskiem jest mineralizacja tkanek organizmów kopalnych (ryc. 10). Ponadto piryt tworzy zrosty krystaliczne z markasytem i pseudomorfozy po markasycie oraz wspó³wystêpuje ze sfa-lerytem.

Markasyt (FeS2) makroskopowo wystêpuje jako:

sku-pienia drobnych kryszta³ów tabliczkowych i lancetowa-tych w piaskowcach ilaslancetowa-tych, ¿y³ki osi¹gaj¹ce gruboœæ 0,2 –1,5 cm w piaskowcach silnie skrzemionkowanych oraz kuliste skupienia o œrednicy 0,1–0,3 cm we fragmentach piaskowców obecnych w tektonicznie przeobra¿onych i zmyllonityzowanych czarnych ³upkach. W preparatach polerowanych z ³upków krzemionkowych markasyt wystê-puje w postaci prawid³owo wykszta³conych kryszta³ów o pokroju romboedrycznym oraz wyd³u¿onych, ostro zako-ñczonych form ig³owych niejednokrotnie u³o¿onych w promieniste skupienia lub tworz¹cych zrosty. Kryszta³y te s¹ idiomorficzne i hipidiomorficzne. W piaskowcach zaob-serwowano obecnoœæ nieregularnych agregatów markasy-tu wype³niaj¹cych przestrzenie porowe oraz mineralizacjê kopalnych organizmów. W wielu przypadkach obserwo-wano postêpuj¹cy proces metasomatozy diagenetycznej w postaci pirytyzacji markasytu (Polañski, 1988), który postêpuje od brzegów ziarna do jego wnêtrza.

Obydwa polimorfy siarczku ¿elaza wystêpuj¹ce we wszystkich ska³ach ³uski Bystrego, wykazuj¹ wyraŸne przywi¹zanie do ³upków i rogowców oraz kataklazytów, w których wystêpuj¹ prawid³owo wykszta³cone kryszta³y tych minera³ów.

Sfaleryt (ZnS) obserwowany w preparatach polerowa-nych wystêpuje w postaci pojedynczych kryszta³ów, naj-czêœciej hipidiomorficznych. Niektóre kryszta³y wykazuj¹ budowê pasow¹, wyra¿on¹ nieznaczn¹ zmian¹ zabarwie-nia poszczególnych pasm sfalerytu w odciezabarwie-niach brunat-nych i ¿ó³tobr¹zowych.

Galenê (PbS) obserwowano sporadycznie najczêœciej w postaci drobnych ksenomorficznych kryszta³ów. Wiêk-sze nagromadzenia galeny wystêpuj¹ w czarnych ³upkach i piaskowcach zlepieñcowatych, gdzie towarzyszy sfalery-towi i najczêœciej jest nim otoczona oraz sporadycznie wype³nia cienkie szczeliny wœród ziaren kwarcu (Ostro-wicki, 1958). Sfaleryt i galena stanowi¹ zespó³ paragene-tyczny. Impregnacje szczelin skalnych oraz wype³nianie szczelin w ziarnach kwarcu, bêd¹cych najprawdopodob-niej efektem rozpuszczania diagenetycznego, mo¿e wska-zywaæ na póŸnodiagenetyczny proces tworzenia tych minera³ów.

Realgar (AsS) tworzy prawid³owo wykszta³cone kryszta³y tabliczkowe i s³upowe barwy jasnoczerwonej o d³ugoœci do 5,0 cm, monomineralne rozetki o œrednicy 0,1 –0,3 cm, zbudowane z kryszta³ów o pokroju ig³owym, ziar-niste i pylaste naskorupienia, naloty i polewy, przede

Ryc. 9. Kuliste skupienia kryszta³ów pirytu, nikole równoleg³e Fig. 9. Spherical aggregates of pyrite crystals, parallel nicols

Ryc. 10. Pirytyzacja tkanek skamienia³oœci, nikole równoleg³e Fig. 10. Fossil mineralised by pyrite, parallel nicols

Ryc. 11. Mineralizacja tkanek organizmu kopalnego przez

wodorotlenek ¿elaza, nikole równoleg³e

Fig. 11. Fossil mineralised by iron hydroxide, parallel nicols

Próbka As (ppm) Hg (ppm) Au (ppm) Cu (ppm) Pb (ppm) Zn (ppm) 1z 1783 0,484 <1 76 14 30 1p 156 0,061 2 26 15 60 1q 11703 0,428 1 11 7 23 2p 137 0,380 1 24 11 80 3q 26 0,085 1 41 20 51 3p 13 0,362 1 120 50 51 5p 27 0,184 1 105 19 123 5³ 24 0,,587 <1 111 114 70 4q 31 0,355 <1 8 30 67 10z 1083 0,206 <1 9 8 12

z — zlepieniec kwarcowy, q — piaskowiec kwarcytowy, p — piasko-wiec kwarcowy, ³ — ³upek

Tab. 1. Wyniki analiz geochemicznych wybranych próbek skalnych

wszystkim na powierzchniach piaskowców i ³upków, obfi-te w kamienio³omach oraz drobne ¿y³ki tn¹ce kompleksy ³upkowe. Formom krystalicznym realgaru z regu³y towa-rzyszy jasnoszara lub szarozielonkawa masa ilasta o pla-stycznej konsystencji.

Aurypigment (As2S3) wystêpuje jako: skupienia

igie³kowych kryszta³ów barwy cytrynowo¿ó³tej u³o¿onych w rozetki osi¹gaj¹ce nawet 5,0 cm œrednicy i wystêpuj¹ce na powierzchni czarnych piaskowców i ³upków oraz jako pyla-ste, zbite naloty i naskorupienia na ska³ach w kamie-nio³omach.

W preparatach polerowanych aurypigment wyró¿nia siê spoœród innych minera³ów siln¹ anizotropi¹ w szarych odcieniach oraz wystêpowaniem charakterystycznych refleksów wewnêtrznych w tonacjach jasno¿ó³tych i cytry-nowo¿ó³tych, widocznych ju¿ przy równoleg³ych niko-lach. Kryszta³y realgaru i aurypigmentu s¹ ksenomorficzne i wype³niaj¹ wolne przestrzenie oraz spêkania w ska³ach. Wyst¹pienia tych minera³ów s¹ przywi¹zane do warstw lgockich, istebniañskich i hieroglifowych.

Malachit (Cu2[(OH)2/CO3]) i azuryt (Cu3[OH/CO3]2)

wystêpuj¹ sporadycznie na badanym obszarze. Azuryt zaobserwowano makroskopowo w postaci ziemistej i zbi-tej w szczelinie piaskowców zlepieñcowatych (pojedynczy przypadek) oraz malachit obecny jako naloty w szczeli-nach ziaren kwarcu. Analiza mikroskopowa preparatów polerowanych nie wykaza³a obecnoœci tych minera³ów.

Limonit i produkty wietrzeniowe minera³ów ¿elaza wystê-puj¹ obficie w kamienio³omie w warstwach istebniañskich w dolinie potoku Rabskiego, w postaci br¹zowo¿ó³tych nalotów i naskorupieñ barwy wiœniowo br¹zowej z metalicznym po³yskiem. W preparatach polerowanych zaobserwowano wystêpowanie tleno-wodorotlenków ¿elaza (goethyt, lepido-krokit ?). Wystêpuj¹ tu pseudomorfozy goethytu po pirycie oraz mineralizacja tkanek organizmów kopalnych (ryc. 11).

Na podstawie przeprowadzonych obserwacji wydzie-lono dwa etapy powstawania mineralizacji wystêpuj¹cej na badanym obszarze. Pierwszy etap stanowi mineralizacja zwi¹zana z ró¿nymi fazami diagenezy osadu, okreœlana jako mineralizacja pierwotna. Drugi etap stanowi minerali-zacja epigenetyczna powsta³a w spêkaniach i szczelinach kompleksów skalnych po ustaniu g³ównych ruchów tekto-nicznych.

Procesy zachodz¹ce podczas depozycji osadu i we wczesnych etapach diagenezy determinowa³y powstawa-nie pirytu autigenicznego i wczesnodiagenetycznego, w tym pirytu framboidalnego (Ramdohr, 1969; Rydzewski, 1969; Prosser i in., 1994). Na badanym terenie s¹ one zwi¹zane z redukcyjnym charakterem œrodowiska sedy-mentacyjnego, dzia³alnoœci¹ organizmów ¿ywych i odby-waj¹ siê w niskich temperaturach. Przebieg dalszych etapów diagenezy, determinuj¹cy powstanie markasytu, pirytu póŸnodiagenetycznego, sfalerytu oraz galeny, jest-zwi¹zany z tempem pogrzebywania osadów, wzrostem ciœ-nienia nadk³adu i temperatury (Maliszewska, 1996) oraz w du¿ej mierze z ciœnieniem dynamicznym, bêd¹cym rezul-tatem ruchów tektonicznych. Suniêcie p³aszczowin powo-duje tarcie, wzrost temperatury i ciœnienia, które warunkuj¹ mobilizacjê sk³adników mineralnych i pro-wadz¹ czêsto do postsedymentacyjnego i

syntektoniczne-go przeobra¿enia ska³. Z etapem wynurzania kompleksów skalnych jest zwi¹zane powstawanie kwarcu w postaci euhedralnych kryszta³ów, który krystalizowa³ w

tempera-turze ok.100–200o_{C i pod ciœnieniem 0,5–2,5 kbara z}

roz-tworów zawieraj¹cych wodê, metan oraz w póŸniejszej fazie ciê¿sze wêglowodory (M³ynarczyk, 1996). Po obni¿-eniu temperatury i ciœnienia krystalizacjê rozpoczê³y niskotemperaturowy realgar i aurypigment. Wynurzenie kompleksów skalnych w strefê utlenienia spowodowa³o równie¿ rozpoczêcie procesów utleniaj¹cych hipergenicz-nych, prowadz¹cych do powstania limonitu i innych mine-ra³ów charakterystycznych dla tej strefy.

Zwi¹zek mineralizacji kruszcowej z tektonik¹ Przeprowadzona analiza wykaza³a, ¿e epigenetyczna mineralizacja realgarem i aurypigmentem wykazuje przy-wi¹zanie do struktur tektonicznych ³uski Bystrego. Wyst¹pienia minera³ów arsenu s¹ najczêœciej zlokalizowane w obrêbie g³ównych stref nieci¹g³oœci tektonicznych: ków oraz nasuniêæ wraz z zespo³ami opierzaj¹cych je usko-ków b¹dŸ le¿¹ w ich bezpoœrednim s¹siedztwie (ryc. 2, ods³oniêcia 1–3, 6–10). Na podstawie analizy sieci uskoków w okolicy Bystrego stwierdzono, ¿e przejawy tej minerali-zacji s¹ zwi¹zane przede wszystkim z uskokami o œrednim po³o¿eniu 30o_{(ryc. 7), co jest szczególne widoczne w}

padku wyst¹pieñ minera³ów w potoku Jab³onka, które przy-wi¹zane s¹ do strefy uskokowej o rozci¹g³oœci NNE–SSW. Ponadto analiza spêkañ ciosowych wype³nionych realgarem i aurypigmentem wykaza³a istnienie pewnych prawid³owo-œci pomiêdzy kierunkami spêkañ a mineralizacj¹.

W ods³oniêciu 1 (ryc. 2) w warstwach istebniañskich mineralizacja arsenowa jest zwi¹zana ze stref¹ uskokow¹ o

azymucie 32o_{oraz wystêpuje w spêkaniach zarówno}

cioso-wych, jak i nie zwi¹zanych z ciosem. W tym miejscu, wyznaczono kierunki spêkañ ciosowych wype³nionych g³ównie realgarem i podrzêdnie aurypigmentem, tworz¹ce ¿y³y o szerokoœci do 1,0 cm. Zmineralizowane spêkania maj¹ orientacjê 42/60 S i 32/70 S i nale¿¹ do zespo³u spê-kañ ciosu poprzecznego T. Inne spêkania s¹ niezminerali-zowane.

W kamienio³omach w dolinie potoku Rabskiego mine-ralizacja realgarem i aurypigmentem rozwinê³a siê na powierzchniach spêkañ ciosowych. W kamienio³omie warstw istebniañskich (ods³oniêcie 3, ryc. 2) mineralizacja arsenowa jest zwi¹zana z kierunkiem 25–45/68 S charak-terystycznym dla spêkañ zespo³u poprzecznego, gdzie towarzyszy bogatym wyst¹pieniom diamentów marmaro-skich. Œlady mineralizacji arsenowej wystêpuj¹ równie¿ na powierzchniach spêkañ o œrednim kierunku 135/50 S, nale¿¹cych do zespo³u spêkañ pod³u¿nych L. Natomiast w kamienio³omie warstw lgockich (ods³oniêcie 5) minerali-zacja arsenowa jest zwi¹zana z dwoma kierunkami spêkañ ciosowych (œrednie wartoœci): 45/75 S i 40/70 N, które nale¿¹ do zespo³u poprzecznego T.

W ods³oniêciu 8 (warstwy istebniañskie) w potoku Jab³onka realgar obserwowano na powierzchni spêkañ cio-sowych o œrednim po³o¿eniu 45/70 N, które równie¿ nale¿¹ do zespo³u poprzecznego T (ryc. 8.IV).

O przywi¹zaniu mineralizacji arsenowej do powierzchni spêkañ ciosowych zespo³u poprzecznego T wzmiankowa³ Rubinkiewicz (1998). Z obserwacji i przeprowadzonych analiz wynika, ¿e mineralizacja ta wystêpuje g³ównie na powierzchni ciosu poprzecznego T, gdzie najczêœciej obser-wowano dobrze rozwiniête formy krystaliczne realgaru oraz miejscami na powierzchni ciosu pod³u¿nego L oraz

skoœne-go D2, a tak¿e w spêkaniach nieciosowych, gdzie

okruszco-wanie rozwiniête jest g³ównie w postaci naskorupieñ i nalotów. Nasuwa to przypuszczenie, ¿e mineralizacja arse-nowa bierze swój pocz¹tek ze spêkañ nale¿¹cych do ciosu poprzecznego i ulega rozprzestrzenieniu w zespo³ach ciosu L i D2oraz innych spêkaniach i szczelinach skalnych.

Inne minera³y epigenetyczne zwi¹zane z hipergenicz-nymi procesami wietrzenia nie maj¹ zwi¹zku z tektonik¹.

Podsumowanie

Na podstawie przeprowadzonych badañ w obrêbie ³uski Bystrego stwierdzono wystêpowanie mineralizacji kruszcowej: pierwotnej zwi¹zanej z procesami przeobra¿ania osadu i epigenetycznej niskotemperaturowej, powsta³ej po ustaniu g³ównych ruchów tektonicznych. Mineralizacja pier-wotna jest równomiernie rozprzestrzeniona we wszystkich ogniwach litostratygraficznych na ca³ym obszarze ³uski Bystrego i nie wykazuje zwi¹zku z tektonik¹. Mineralizacja epigenetyczna wystêpuje w ska³ach warstw lgockich, istebnia-ñskich oraz hieroglifowych i wykazuje przywi¹zanie do stref silnie zdyslokowanych, w tym do nasuniêæ oraz do uskoków o azymucie 30o_{. Mineralizacja ta jest zwi¹zana tak¿e ze}

spêka-niami ciosowymi nale¿¹cymi g³ównie do zespo³u T o œrednim kierunku 45o_{oraz ze spêkaniami zespo³u L o œrednim kierunku}

130o _{i D}

2 o azymucie 70o. Z analizy spêkañ ciosowych,

potwierdzaj¹cych wczeœniejsze spostrze¿enia innych geolo-gów wynika, ¿e pierwotnie przejawy mineralizacji arsenowej by³y ograniczone do wê¿szej strefy wystêpowania. Jej roz-przestrzenianie nastêpowa³o i byæ mo¿e nastêpuje w dalszym ci¹gu w wyniku kr¹¿enia wód w szczelinach i spêkaniach stref zaburzonych (Kita-Badak, 1971). Œwiadectwem tego jest obecnoœæ wód mineralnych, okreœlanych jako szczawy wodo-rowêglanowo-chlorkowo- sodowe ze zmienn¹ zawartoœci¹ arsenu, CO2lub H2S (Poprawa, 1977).

Opisana mineralizacja kruszcowa nie ma znaczenia z³o¿owego. Obecnoœci z³ota nie stwierdzono, a wyst¹pie-nia minera³ów o³owiu, cynku i miedzi maj¹ podrzêdne zna-czenie.

Serdecznie dziêkujê prof. dr hab. Leonardowi Mastelli za wprowadzenie mnie w problematykê powy¿szego tematu i dys-kusje przy opracowaniu zebranego materia³u. Podziêkowania sk³adam równie¿ prof. dr hab. Stanis³awowi Speczikowi za pomoc w przeprowadzeniu badañ oraz za krytyczne uwagi dotycz¹ce powy¿szej pracy.

Niniejsza praca zosta³a czêœciowo sfinansowana z badañ w³asnych (BW 1454/9).

Literatura

ALEKSANDROWSKI P. 1989 — Geologia strukturalna p³aszczowiny magurskiej w rejonie Babiej Góry. Stud. Geol. Pol., 96: 1–140.

BOJAKOWSKA J. & BORUCKI J. 1992 — Anomalie arsenowe ko³o Baligrodu i Nowego £upkowa (Karpaty). Kwart. Geol., 36: 469– 480. FRANUS W. & RAJCHEL J. 1999 — Malachit, chryzokola i galena z czerwonych ³upków z Trójcy (og) formacji pstrych ³upków (fm) w jed-nostce skolskiej. Prz. Geol., 47: 1108–1116.

GAWE£ A. 1970 — Origin of realgar in the flysch deposits of the environs of Baligród (Middle Carpathians). Mineral. Pol., 1: 7–13. GRUSZCZYK H. & OSTROWICKI B. 1961 — Mineralizacja miedzi¹ fliszu karpackiego. Pr. Geol. Kom. Nauk Geol. PAN Oddz. w Krako-wie, 3: 7–30.

GUCWA I. & PELCZAR A. 1986 — Minera³y polskich Karpat. Pañstw. Inst. Geol.

JAROSZEWSKI W. 1972 — Drobnostrukturalne kryteria tektoniki obszarów nieorogenicznych na przyk³adzie pó³nocno-wschodniego obrze¿enia mezozoicznego Gór Œwiêtokrzyskich. Stud. Geol. Pol., 38: 201–210.

JAROSZEWSKI W. 1980a — Tektonika uskoków i fa³dów. Wyd. Geol. JAROSZEWSKI W. 1980b — S³ownik tektoniczny. Czêœæ IV. Prz. Geol., 28: 588–594.

JAWORSKI A. 1979 — Rtêæ, arsen i pierwiastki grupy ¿elaza w utwo-rach fliszowych kredy górnej i paleogenu ³uski Bystrego ko³o Baligro-du. Rocz. Pol. Tow. Geol., 49: 379–394.

KABATA-PENDIAS A. & PENDIAS H. 1979 — Pierwiastki œladowe w œrodowisku biologicznym. Wyd. Geol.

KAMIEÑSKI M. 1937 — O minera³ach arsenowych z fliszu karpac-kiego okolic Leska. Arch. Mineral., 13: 1–7.

KITA-BADAK M. 1971 — W sprawie mineralizacji arsenowej w oko-licy Baligrodu. Kwart. Geol., 15: 155– 159.

KSI¥¯KIEWICZ M. 1968 — Spostrze¿enia nad rozwojem ciosu w karpatach fliszowych. Rocz. Pol. Tow. Geol., 38: 355–380. KSI¥¯KIEWICZ M. 1972 — Budowa geologiczna Polski. Tom IV. Tektonika, cz. 3, Karpaty. Wyd. Geol.

KUŒMIEREK J. 1979 — Deformacje grawitacyjne, nasuniêcia wstecz-ne a budowa wg³êbna i perspektywy naftowe przedpola jednostki dukielskiej w Bieszczadach. Pr. Geol. Kom. Nauk Geol. PAN Oddz. w Krakowie, 114: 1 – 67.

MALISZEWSKA A. 1996 — Wybrane zagadnienia diagenezy ska³ kla-stycznych. Prz. Geol., 44: 586–595.

MASTELLA L. 1988 — Budowa i ewolucja strukturalna okna tekto-nicznego Mszany Dolnej, polskie Karpaty zewnêtrzne. Ann. Soc. Geol. Pol., 58: 53–173

MASTELLA L. 1995 — Mapa tektoniczna jednostki przeddukielskiej (miêdzy Roztokami Dolnymi a Ustrzykami Górnymi). Projekt badaw-czy KBN nr 600999101. Arch. Tektoniki i Kartografii Geol. Wydz. Geol. UW.

M£YNARCZYK M. 1996 — Morfologia oraz geochemiczne i tekto-niczne warunki powstawania diamentów marmaroskich w jednostce przeddukielskiej w Bieszczadach. Arch. Tektoniki i Kartografii Geol. Wydz. Geol. UW.

OPOLSKI Z. 1933 — O stratygrafii i paleogeografii warstw kroœnie-ñskich. Spraw. Pañstw. Inst. Geol., 7: 565–636.

OSTROWICKI B. 1958 — Nowe minera³y kruszcowe w okolicy Bali-grodu. Kwart. Geol., 2: 644 – 651.

POLAÑSKI A. 1988 — Podstawy geochemii. Wyd. Geol.

POPRAWA D. 1977 — Wody mineralne po³udniowej czêœci centralne-go synklinorium karpackiecentralne-go. Przew. 49 Zj. Pol. Tow. Geol., Krosno: 107–118.

PROSSER D. J., DAWS J. A., FALLICK A. E. & WILLIAMS B. P. J. 1994 — The occurrence and *34_{S of authigenic pyrite in Middle}

Juras-sic Brent Group Sediments. Jour. Petrol. Geol., 17: 407–428. RAMDOHR P. 1969 — The ore minerals and their intergrowth. Perga-mon Press.

RUBINKIEWICZ J. 1998 — Rozwój spêkañ ciosowych w p³aszczowi-nie œl¹skiej w okolicy Baligrodu (Bieszczady Zachodp³aszczowi-nie, Karpaty zew-nêtrzne). Prz. Geol., 46: 820– 826.

RYDZEWSKI A. 1969 — Problem wystêpowania i genezy pirytu w obrêbie ska³ cechsztyñskich monokliny przedsudeckiej. Kwart. Geol., 13: 811–825.

ŒL¥CZKA A. 1958 — O pozycji okruszcowania w okolicy Baligrodu. Kwart. Geol., 2: 637–643.

ŒL¥CZKA A. 1959 — Stratygrafia serii œl¹skiej ³uski Bystrego na po³udnie od Baligrodu. Z badañ geologicznych w Karpatach, t. 2. Biul. Inst. Geol., 131: 203–250.

ŒL¥CZKA A. 1968 — Objaœnienia do szczegó³owej mapy geologicz-nej Polski 1 : 50 000, ark. Bukowsko. Wyd. Geol.