Nowe dane o wieku i petrologii kenozoicznych bazaltoidów dolnośląskich

Nowe dane o wieku i petrologii kenozoicznych bazaltoidów dolnoœl¹skich

Janusz Badura

, Zoltan Pécskay

, Ewa Koszowska

, Anna Wolska

, Witold Zuchiewicz

,

Bogus³aw Przybylski

New data on age and petrological properties of Lower Silesian Cenozoic basaltoids, SW Poland. Prz. Geol., 54: 145–153. S u m m a r y. Fifteen samples of basaltoid rocks have been analysed from the Lower Silesia, SW Poland, some of them from localities close to the Sudetic Marginal Fault. K–Ar datings have been made on whole rock samples, using the methodology applied by the Insti-tute of Nuclear Research, Hungarian Academy of Sciences, Debrecen, Hungary. Most of the samples give ages ranging between 21–38 Ma, whereas that derived from a borehole in the Mokrzeszów Graben has been dated to 44 Ma. Another borehole sample (Je¿ów Sudecki B–5), close to the Intrasudetic Fault, is of 59 Ma age. On the other hand, the supposedly „Quaternary” basaltoids from Dêbowiec area fall into the interval of 29–30 Ma. The southeasternmost occurrences of the Lower Silesian basaltoids at Nowa Cerekiew display two generations of effusive activity: the older lava flows (26 Ma) are cut by plugs dated to 22 Ma. The Oligocene–Lower Miocene (26–33 Ma, 20–24 Ma) rocks represent alkali basalts and basanites. The alkali basalts consist of pheno-crysts of olivine (chrysolite), altered to a different degree, and clinopyroxene (salite). In the matrix, clinopyroxene (Ti–salite), olivine (hyalosiderite), plagioclases (labradorite–andesine), and opaque minerals (titanomagnetite, ilmenite) occur. The basanites contain phenocrysts of altered olivine (chrysolite) and clinopyroxene (salite). Their matrix consists of clinopyroxene (Ti–salites), olivine (hyalosiderite), nepheline, plagioclases (bytownite–andesine), and opaque minerals. On the TAS diagram, samples of the studied basaltoids plot mainly in the fields of basalts and basanites/tephrites. The bimodality of some samples falling into two fields of basalts and basanites/nephelinites on the TiO2/Zr–Nb/y diagram results from their distinct geochemical signature.

Key words

:

Kenozoiczne ska³y wulkaniczne wystêpuj¹ powszech-nie na obszarze Dolnego Œl¹ska i Œl¹ska Opolskiego. Wiê-kszoœæ znanych wyst¹pieñ tych ska³ grupuje siê w obrêbie zachodniej czêœci bloku przedsudeckiego oraz w Sudetach. Celem niniejszej pracy jest przedstawienie nowych wyników datowañ radiometrycznych oraz studiów mine-ralogiczno-petrologiczno-geochemicznych bazaltoidów Dolnego Œl¹ska ods³aniaj¹cych siê miêdzy rejonem Z³otoryi na NW i Now¹ Cerekwi¹ na SE.

Stan dotychczasowych badañ

Kenozoiczne ska³y wulkaniczne Dolnego Œl¹ska i Œl¹ska Opolskiego, w wiêkszoœci bazaltoidy i ich pirokla-styki, wystêpuj¹ na obszarze rozci¹gaj¹cym siê od zachod-niej granicy pañstwa po Górê Œwiêtej Anny na wschodzie (ryc. 1), wyznaczaj¹c wschodni¹ czêœæ œrodkowoeuropej-skiej prowincji wulkanicznej, przesz³o 700 km d³ugoœci,

usytuowanej na przedpolu alpidów miêdzy G. Eifel i Bram¹ Morawsk¹ (Cwojdziñski & Jod³owski, 1982; Blusz-tajn & Hart, 1989). W ujêciu Kopeckiego (1966, 1978), strefa ta nale¿y do brze¿nej czêœci systemu ryftowego, roz-ci¹gaj¹cego siê od Rowu Renu poprzez Niemcy i Czechy na obszar Polski. W Czechach nale¿y do niej strefa wulka-nicznego ryftu Ohøe/Eger, przed³u¿aj¹ca siê ku NE w

zapa-dlisko ¯ytawy–Bogatyni na pograniczu

polsko-niemieckim (Alibert i in., 1987; Ulrych i in., 1999). Wyniki dotychczasowych badañ mineralogicznych i petrologicznych bazaltoidów Dolnego Œl¹ska s¹ omówio-ne w licznych pracach (por. Birkenmajer, 1967; Bolewski

& Parachoniak, 1982; Koz³owska-Koch, 1987;

Wierzcho³owski, 1993; Badura & Przybylski, 2004 i litera-tura tam cytowana). Obecnoœæ kenozoicznych ska³ wulka-nicznych w SW Polsce wi¹zano z g³êboko za³o¿onymi uskokami, zwracaj¹c zarazem uwagê na „plamowe” kon-centracje ods³oniêæ i wyst¹pieñ podpowierzchniowych (Cwojdziñski & Jod³owski, 1982; Dyjor & Koœciówko, 1986). Cwojdziñski i Jod³owski (1982) wyró¿nili trzy rejony wyraŸnej koncentracji ska³ bazaltowych:

¯yta-wa–Zgorzelec–Lubañ, Legnica–Jawor–Z³otoryja oraz

Strzelin–Ziêbice. Pojedyncze wyst¹pienia bazaltoidów s¹ znane z rejonu Karkonoszy, L¹dka Zdroju oraz P³askowy-¿u G³ubczyckiego. Odrêbn¹ geograficznie grupê tworz¹ bazaltoidy Œl¹ska Opolskiego.

Na obszarze Dolnego Œl¹ska zidentyfikowano dotych-czas 314 ods³oniêæ bazaltoidów, w tym: 156 drobnych ¿y³ (dajki, sille), 89 potoków lawowych, 44 neki, 22 czopy oraz 3 izolowane wyst¹pienia tufów i konglomeratów wul-1

Pañstwowy Instytut Geologiczny, Oddzia³ Dolnoœl¹ski, al. Jaworowa 19, 50-122 Wroc³aw; Janusz.Badura@pgi.gov.pl, Boguslaw.Przybylski@pgi.gov.pl

2

Institute of Nuclear Research of the Hungarian Academy of Sciences, 4001 Debrecen, Bem tér 18/C, Hungary;

pecskay@namafia.atomki.hu 3

Instytut Nauk Geologicznych Uniwersytetu Jagielloñskiego, Oleandry 2A, 30-063 Kraków; ewa@ing.uj.edu.pl

wolska@ing.uj.edu.pl, witold@ing.uj.edu.pl

kanicznych (m. in. Koz³owski & Parachoniak, 1960; Bir-kenmajer, 1967; Jerzmañski & Maciejewski, 1968; Jerzmañski & Œliwa, 1979; Badura & Przybylski, 2004). Czêste s¹ równie¿ brekcje bazaltowe (np., Birkenmajer & Pécskay, 2002; Birkenmajer i in., 2002ab, 2004b; Awdan-kiewicz, 2004). Zasiêg wyst¹pieñ podpowierzchniowych bazaltoidów, stwierdzony sondowaniami magnetycznymi i grawimetrycznymi, jest znacznie wiêkszy (Cwojdziñski & Jod³owski, 1982; Badura & Przybylski, 2000). Ska³y piro-klastyczne zosta³y w znacznym stopniu zerodowane; s¹ one czêsto silnie zwietrza³e i zmienione w utwory ilaste zawieraj¹ce relikty tufów, lapilli i bomb wulkanicznych (Dyjor & Koœciówko, 1986). Utwory wulkanoklastyczne osi¹gaj¹ znaczne mi¹¿szoœci w zapadliskach tektonicznych Mokrzeszowa i Paczkowa (Grocholski, 1977; Cwojdziñski & Jod³owski, 1982).

Bazaltoidy Dolnego Œl¹ska i Œl¹ska Opolskiego reprezentuj¹ ró¿ne typy petrologiczne (w wiêkszoœci tefry-ty i bazanitefry-ty, rzadziej foidytefry-ty, pojedyncze bazaltefry-ty i spo-radycznie trachybazalty) i wystêpuj¹ w obrêbie bardzo zró¿-nicowanych ska³ otaczaj¹cych. Przyjêto wyró¿niaæ 6

cen-trów wulkanizmu kenozoicznego (Birkenmajer i in.,

2004a; Lorenc i in., 2004): melabazanity i melanefelinity rejonu Opola (w ska³ach górnokredowych), ankaratryty (foidyty) i bazanity rejonu Niemcza–Strzelin (w ska³ach

metamorficznych), bazanity, ankaratryty (foidyty) i bazalty alkaliczne rejonu Jawor–Z³otoryja–Strzegom (w her-cyñskich granitoidach i ich os³onie metamorficznej oraz ska³ach osadowych permu i mezozoiku), ankaratryty (foidyty) i bazanity bloku karkonosko-izerskiego (w grani-toidach i ich os³onie metamorficznej), bazanity i

ankaratry-ty (foidyty) rejonu Lubañ–Bogatynia (w ska³ach

metamorficznych oraz osadach paleogenu i neogenu), a tak¿e bazanity okolic L¹dka Zdroju (w ska³ach metamor-ficznych).

Wyniki badañ geochemicznych wskazuj¹, ¿e wiêk-szoœæ bazaltoidów dolnoœl¹skich wywodzi siê z magm utworzonych w górnym p³aszczu na g³êbokoœciach 75–90 km, z wyj¹tkiem odmian bardziej alkalicznych, powsta³ych dziêki dyferencjacji magmy na g³êbokoœci 30–45 km (Wierzcho³owski, 1993) lub 45–50 km (Kruczyk i in., 1977). Omawiane bazaltoidy s¹ na ogó³ produktami szyb-ko wzniesionych magm, które nie zd¹¿y³y ulec dyferen-cjacji. Bazaltoidy zawieraj¹ czêsto eklawy ska³ p³aszcza, w tym: lherzolitów, harzburgitów, dunitów, klinopirokseni-tów i wehrliklinopirokseni-tów (Cwojdziñski & Jod³owski, 1982;

Koz³owska-Koch, 1987; Bia³owolska, 1993;

Wierzcho³owski, 1993; Ladenberger i in., 2004). Konta-minacja materia³em skorupy odgrywa³a znikom¹ rolê (Blusztajn & Hart, 1989; Dziedzic, 1990). Analizy

stosun-Nowa Cerekiew Pogroda Dêbowiec Mokrzeszów Je¿ów Sudecki Grodziec BPZ 8 Kozów Krajów strefa dyslokacyjna Mosina-Oleœnica Mosina – Oleœnica Fault Zone œ r o d k o w o e u r o p e j s k a s t r e f a s u b s y d e n c j i C e n t r a l E u r o p e a n S u b s i d e n c e Z o n e r ó w K ê d z i e r z y na K ê d z i e r z y n _{G r a b e n} r ó w P a c z_{k o w} a P a c z k ó w G_{r a b e n} z a p adlisko M o k r zeszowa M o k r zeszów F o redeep sudecki uskok br ze¿ny Sudetic Marginal Fault u s k_{o k} œ r ó d s u d e c_{k i} I n tr_{a -S} u de_{t i c} F au_{l t} s t r_e f a d_y s l o_k a_c y j n_a œ r o_d k_o w e_j O d r y Middle Odra Fault Zone S U D E T E S M T S . Niemcza WROC£AW Wa³brzych OPOLE Jelenia Góra Legnica Nysa K³odzko Œwidnica Jawor Strzegom Karpacz KARKO-NOSZE Z³otoryja Strzelin L¹dek Zdrój Niemodlin Ziêbice G³ubczyce Nysa K³odz ka Bóbr Bystrzyca Œlêza O³awa W_idawa K ac zawa Ma³a Panew ODRA J. S³up Zb. Mietkowski J. Otmuchowskie J. Nyskie J. Turawskie Warszawa Wroc³aw 20km BPZ 1, 2 BPZ 11 BPZ 10 Dêbina BPZ 12 Górzec BPZ 3 BPZ 4 BPZ 5 BPZ 6 BPZ 7 BPZ 9 BPZ 15 BPZ 14 BPZ 14 BPZ 13 Wzg. Muchowskie

ska³y wulkaniczne (œrednica znaku odpowiada rozmiarowi wyst¹pienia) volcanic rocks (size of diameter reflects the size of exposure)

sudecki uskok brze¿ny Sudetic Marginal Fault inne uskoki other faults otwory wiertnicze boreholes numer próbki sample number ska³y przedkenozoiczne pre-Cenozoic rocks ska³y kenozoiczne Cenozoic rocks

C

Z

E

C

H

Y

C

Z

E

C

H

R

E

P

.

C Z

E C

H Y

C Z

E C

_H

R E

P .

ków izotopowych Pb, Sr, Nd i Hf (Alibert i in., 1987, Blusztajn & Hart, 1989; Ladenberger, 2004; Ladenberger i in., 2004) sugeruj¹ silny wp³yw sk³adnika p³aszcza typu HIMU, przy udziale ¿róde³ typu DM oraz EMI. Dodatnia korelacja miêdzy stosunkami Nd i Hf wskazuje na miesza-nie siê zubo¿onego p³aszcza i starych, subdukowanych ska³ osadowych w zbiorniku p³aszcza typu OIB. Zró¿nico-wane proporcje izotopów Nd i Hf, a tak¿e zawartoœci pier-wiastków niedopasowanych pozwalaj¹ na zaliczenie bazaltoidów dolnoœl¹skich do trzech prowincji (Ladenber-ger, 2004; Ladenberger i in., 2004), obejmuj¹cych: blok przedsudecki i Góry Kaczawskie (wysokie proporcje Hf i Nd, ujemna anomalia Pb, dodatnia anomalia Y; zubo¿one Ÿród³o magm typu DM), Sudety poza G. Kaczawskimi (wysokie stosunki izotopowe Pb i poœrednie Hf oraz Nd, ujemne anomalie Pb i Rb, dodatnie anomalie Y i K; silny wp³yw sk³adnika HIMU) oraz rejon Bogatynia–Zgorzelec (niskie stosunki izotopowe Hf, ujemna anomalia Sr, wy¿sze zawartoœci pierwiastków niedopasowanych, silnie dodat-nia anomalia Zr i K; strefa le¿¹ca na przed³u¿eniu ryftu Eger/Ohøe, zwi¹zanego byæ mo¿e z wp³ywem plamy gor¹ca).

Pierwsze wyniki datowañ radiometrycznych bazanitów z Mêcinki (rejon Jawora) uzyska³ metod¹ helow¹ Urry (1936); w latach 70. minionego stulecia wykonano 10

oznaczeñ wieku metod¹ K–Ar (Birkenmajer i in., 1977; Kruczyk i in., 1977), a w latach 80. — kolejne 4 oznaczenia (Alibert i in., 1987). W latach 2000–2004, w wyniku syste-matycznych badañ zespo³u kierowanego przez K. Birken-majera (Birkenmajer & Pécskay, 2002; Birkenmajer i in., 2002ab, 2004ab; Lorenc i in., 2004; Pécskay i in., 2004; por. tak¿e Badura i in., 2004), przeanalizowano 70 stano-wisk, wykonuj¹c ³¹cznie 76 oznaczeñ wieku t¹ metod¹. Wyniki tych datowañ wskazuj¹, ¿e wylewy bazaltoidów na Dolnym Œl¹sku dokonywa³y siê w przedziale 33,4–18,5 Ma (eocen/oligocen–wczesny miocen) oraz 5,5–3,8 Ma (pliocen; Birkenmajer i in., 2002ab, 2004ab, Pécskay i in., 2004). Wyró¿niono zatem dwa okresy wzmo¿onej aktyw-noœci wulkanicznej w kenozoiku: (1) w póŸnym oligocenie (szat; 30–26 Ma, z kulminacj¹ 28–27 Ma), zaznaczaj¹cy siê na ca³ym obszarze Dolnego Œl¹ska oraz (2) we wcze-snym miocenie (akwitan–burdyga³, z kulminacj¹ 20 Ma), bardziej zró¿nicowany regionalnie (Birkenmajer i in., 2004ab; Pécskay i in., 2004). Po okresie zaniku dzia³alnoœci wulkanicznej przypadaj¹cym na 18–5,5 Ma, najm³odszy epizod zaznaczy³ siê jedynie w prowincji wewn¹trzsudec-kiej (rejon L¹dka Zdroju) w messynie i zanklu (5,46–3,83 Ma; Birkenmajer i in., 2002a). W ujêciu Birkenmajera i in. (2004a), jest to odrêbny, trzeci impuls wulkanizmu

dolno-Lab.

No.

Próbka

Sample No.

Lokalizacja i forma wystêpowania

locality K (%)

40

Ar rad

(ccSTP/g)*10–7 40Ar rad (%) Wiek K–Ar_{age (Ma)}

6312 BPZ₁ Nowa Cerekiew_{czop plug} 0,97 8,491 68,9 22,31±0,87

6311 BPZ 2

Nowa Cerkiew

potok lawowy lava flow 0,77 7,955 69,1 26,41±1,03

6310 BPZ_{3 czop plug}Pogroda 0,72 8,503 66,1 30,33±1,09

6314 BPZ 4

Dêbowiec

potok lawowy lava flow 0,69 7,867 64,7 29,09±1,07

6315 BPZ_{5 potok lawowy lava flow(?)}Chroœlice 0,61 6,643 57,6 27,88±1,13

6309 BPZ 6

Koœcielna Góra

czop (?) plug(?) 0,66 5,434 63,6 20,99±0,83

6313 BPZ_{7 potok lawowy lava flow}Winnik 0,76 9,273 58,5 31,28±1,26

6343 BPZ 8

Grodziec

czop plug 0,61 7,746 48,7 32,16±1,37

6344 BPZ_{9 czop plug}Kozów 0,63 5,191 47,7 21,14±0,91

6345 BPZ 10

Dêbina

potok lawowy lava flow 0,79 7,592 57,4 24,46±0,99

6346 BPZ_{11 fragment czopu (?) block of plug (?)}Krajów 0,41 6,225 58,1 38,27±1,55

6347 BPZ 12

Górzec

potok lawowy lava flow 0,76 1,004*10

–6 _{45,4 33,67±1,48}

6348 BPZ₁₃ Muchowskie Wzgórza_{czop plug} 0,82 1,018*10–6 69,6 31,62±1,23

6349 BPZ 14

Mokrzeszów

wiercenie borehole 1,27 2,208*10

–6 _{8,0 44,1±7,7}

6350 BPZ_{15 wiercenie B–5 borehole B–5}Je¿ów Sudecki 0,46 1,072*10–6 14,2 58,7±5,9

Tab. 1. Wyniki datowañ K–Ar bazaltoidów Dolnego Œl¹ska

œl¹skiego, wzglêdnie przejaw m³odej aktywnoœci odrêbnej, czeskiej prowincji magmowej.

Wyniki badañ paleomagnetycznych (Birkenmajer & Nairn, 1969; Birkenmajer i in., 1973; Kruczyk i in., 1977; Birkenmajer & Pécskay, 2002; Birkenmajer i in., 2002ab, 2004a; Grabowski, 2004) wskazuj¹, ¿e starsza faza wulka-nizmu (póŸny oligocen) wi¹za³a siê z dwoma epizodami: starszym — Odry (polarnoœæ odwrócona; chron C9r) oraz m³odszym — Graczy (polarnoœæ normalna; chron C8n); natomiast faza m³odsza (wczesnomioceñska) charaktery-zowa³a siê polarnoœci¹ odwrócon¹ (epizod Jawora; g³ównie chron C6r). Najm³odszy epizod aktywnoœci wul-kanicznej reprezentuje w wiêkszoœci odwrócony chron Gilberta (Birkenmajer i in., 2002a; Grabowski, 2004).

Materia³ badawczy

Opróbowano 15 wyst¹pieñ bazaltoidów, w tym dwa pochodz¹ce z otworów wiertniczych w Mokrzeszowie (BPZ 14) oraz w Je¿owie Sudeckim (B–5, próbka BPZ 15; por. ryc. 1; tab. 1). Czêœæ badanych stanowisk powierzch-niowych grupuje siê w pobli¿u sudeckiego uskoku brze-¿nego. Analizowane ods³oniêcia reprezentuj¹ zarówno potoki lawowe (6 stanowisk), jak i czopy wulkaniczne (6); w jednym przypadku (nr 11) próbkê pobrano z bloku bazal-toidu, pochodz¹cego przypuszczalnie z czopu.

Stanowiska w Nowej Cerekwi (BPZ 1 i 2) pochodz¹ z najbardziej SE krañca Dolnego Œl¹ska, tj. P³askowy¿u G³ubczyckiego. W obrêbie bloku przedsudeckiego, w rejo-nie Strzelina lokuj¹ siê stanowiska BPZ 3 (Pogroda) i BPZ 4 (Dêbowiec), a w rejonie Strzegom–Z³otoryja — stano-wiska BPZ 5 (Chroœlice), BPZ 6 (Koœcielna Góra), BPZ 7 (Winnik) oraz BPZ 11 (Krajów). W tym samym rejonie, ale w obrêbie bloku sudeckiego (na SW od sudeckiego uskoku brze¿nego), zgrupowane s¹ wyst¹pienia bazaltoidów w GrodŸcu (BPZ 8), Kozowie (BPZ 9), Dêbinie (BPZ 10), Górzcu (BPZ 12) i na Muchowskich Wzgórzach (BPZ 13).

Wiercenie B–5 w Je¿owie Sudeckim (próbka BPZ 15) znajduje siê w Sudetach, na NE obramowaniu granitoido-wego Masywu Karkonoskiego, w strefie uskoku œródsu-deckiego. Natomiast wiercenie w Mokrzeszowie jest usytuowane 1,5 km na NE od sudeckiego uskoku brze¿ne-go, w obrêbie zapadliska Mokrzeszowa, wype³nionego kil-kusetmetrowej mi¹¿szoœci seri¹ osadów kenozoicznych. W przedziale g³êbokoœci 418–660 m wystêpuj¹ tutaj nieprze-wiercone tufy i tufity (Grocholski, 1977). W górnej czêœci serii tufitowej pojawia siê 6 m gruboœci potok lawowy, sk¹d pochodzi próbka BPZ 14. Kompleks tufogeniczny zawiera niewielk¹ domieszkê bloków granitoidów i innych ska³ krystalicznych, jak równie¿ szcz¹tki roœlinne. Analiza sporomorf w i³ach nadœcielaj¹cych seriê tufitow¹ (Jaworska, 1975) wskazuje na wiek póŸnooligoceñski.

Metodyka i wyniki datowañ K–Ar

Datowania metod¹ K–Ar zosta³y wykonane przez Z. Pécskay’a w próbkach ca³ej ska³y zgodnie z metodyk¹ sto-sowan¹ w Instytucie Badañ J¹drowych Wêgierskiej Aka-demii Nauk w Debreczynie (por. opis metodyki w: Birkenmajer & Pécskay, 2002; Birkenmajer i in., 2002ab, 2004b). Dla obliczenia wieku zastosowano sta³e atomowe sugerowane w pracy Steigera i Jägera (1977). B³êdy anali-tyczne mieszcz¹ siê w jednym odchyleniu standardowym. Wiek próbek BPZ 5–13 mieœci siê w przedziale 38–21 Ma, natomiast próbki uzyskane z wierceñ (BPZ 14 — Mokrzeszów, 44 Ma; BPZ 15 — Je¿ów Sudecki B–5, 59 Ma) s¹ znacznie starsze. Z drugiej strony, rzekomo „czwar-torzêdowe” (por. Wroñski, 1970) bazaltoidy z Dêbowca (BPZ 4) na bloku przedsudeckim zosta³y wydatowane na 30 Ma. Zbli¿ony wiek wykazuj¹ ska³y wulkaniczne z Pogrody (BPZ 3). Usytuowane najdalej ku SE bazaltoidy z Nowej Cerekwi (BPZ 1, 2) pochodz¹ z dwóch epizodów aktywnoœci wulkanicznej: starszy potok lawowy (26 Ma) zosta³ przeciêty przez czop datowany na 22 Ma (por. tab. 1, 2).

Wyniki badañ mineralogiczno-petrolo-gicznych

Badania mineralogiczno-petrologicz-ne zosta³y wykonamineralogiczno-petrologicz-ne w Zak³adzie Mimineralogiczno-petrologicz-nera- Minera-logii, Petrologii i Geochemii Instytutu

Nauk Geologicznych Uniwersytetu

Jagielloñskiego. Studia petrograficzne

przeprowadzono z wykorzystaniem

mikroskopu AMPLIVAL, a punktowe analizy chemiczne minera³ów wykonano przy pomocy skaningowego mikroskopu elektronowego (SEM) JEOL 5410, wypo-sa¿onego w spektrometr dyspersji energii (EDS) Voyager 3100 (NORAN).

Badane bazaltoidy s¹ ska³ami ciemny-mi (barwa ciemnoszara do czarnej w ró¿-nych odcieniach), zwiêz³ymi. Bardzo rzadko spotyka siê w nich tekstury mig-da³owcowe (próbka BPZ 15). Obserwacje mikroskopowe wykaza³y, ¿e ska³y te maj¹ struktury bardzo drobnokrystaliczne, a tekstury bez³adne. Jedynie próbka BPZ 12 charakteryzuje siê struktur¹ œredniokry-staliczn¹ dolerytow¹, a tekstur¹ czêœciowo fluidaln¹, podkreœlon¹ przez kierunkowe u³o¿enie ¿erdkowych kryszta³ów plagio-klazów. Bardzo rzadko spotyka siê w 10 20 30 40 50 60 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9 1,0 1,1 1,2 1,3 1,4 % K wiek K/Ar (mln lat ) age K/Ar (Ma)

próbki analizowane w tej pracy samples dealt with in this paper obszar L¹dka Zdroju

(Birkenmajer et al., 2002a) L¹dek Zdrój area

obszar Opola_{(Birkenmajer, Pécskay, 2002)} Opole area

obszar Winna Góra-Mêcinka_{(Birkenmajer et al., 200b)} Winna Góra-Mêcinka area

obszar Strzelin-Legnica (Birkenmajer et al., 2004b) Strzelin-Legnica area 15 11 14 12 13 1 3 4 5 6 7 8 9 10 2 1 0

Ryc. 2. Relacja miêdzy

wie-kiem radiometrycznym

bazaltoidów dolnoœl¹skich a zawartoœci¹ potasu. Poró-wnanie analizowanych

pró-bek (cyfry arabskie) z

danymi (sygnatury) innych autorów (Birkenmajer & Pécskay, 2002; Birkenmajer i in., 2002ab; Birkenmajer i in., 2004b)

Fig. 2. Relation between

K–Ar age determinations and potassium content in Lower Silesian basaltoids. A compa-rison between the studied samples (marked by Arabic numerals) and those (shown by different graphic symbols) of other authors (Birkenma-jer & Pécskay, 2002; Bir-kenmajer i in., 2002ab; Birken-majer i in., 2004b)

badanych ska³ach enklawy ska³ os³ony (mu³owców, pia-skowców i ska³ ilastych; próbki BPZ 1, 3, 4 i 14). W próbce BPZ 2 stwierdzono wystêpowanie okruchów ska³ bazalto-idowych pochodz¹cych ze starszych wylewów, a w próbce BPZ 11 — enklaw ska³ ultrazasadowych (dunitów).

Wiek ska³ bazaltoidowych oznaczony metod¹ K–Ar (próbki BPZ 2, 3, 4, 5, 7, 8, 12, 13) mieœci siê w przedziale 26–33 Ma. Wyniki badañ petrologicznych i geochemicz-nych sugeruj¹, i¿ s¹ to bazalty alkaliczne i bazanity.

W badanych ska³ach (próbki BPZ 3, 5, 7, 8, 12) stwier-dzono obecnoœæ prakryszta³ów oliwinów i piroksenów.

Prakryszta³y oliwinów s¹ wiêksze (0,8–1,7 mm) od piroksenów (0,4–0,8 mm). W próbkach BPZ 2, 4 i 13 dominuj¹ prakryszta³y oliwinów, a prakryszta³y piroksenów wystêpuj¹ w nich bardzo rzadko i charakteryzuj¹ siê znacznie mniejszymi rozmiarami (0,1–0,4 mm). Pra-kryszta³y oliwinu s¹ reprezentowane przez bogaty w magnez (œrodek Fo88–80, brzeg Fo78–71)

chryzolit. Pospolicie wystêpuj¹ w nich

domieszki niklu i chromu. Minera³y te s¹ w ró¿-nym stopniu przeobra¿one. W próbkach BPZ 2, 3 i 13, w centralnych czêœciach i w obrêbie spê-kañ ziaren oliwinu stwierdzono wystêpowanie bowlingitu. Spotyka siê te¿ prakryszta³y oliwi-nu z obwódkami czerwonego iddingsytu na brzegach (próbki BPZ 5, 7, 12). We wszystkich omawianych ska³ach stwierdzono korozjê brze-gów prakryszta³ów oliwinu. Rzadkie s¹ przy-padki obrastania prakryszta³ów oliwinu przez pirokseny (próbka BPZ 3).

Prakryszta³y piroksenów charakteryzuj¹ siê ró¿n¹ wielkoœci¹ (0,2–0,4 mm, 0,5–0,7 mm i 0,8–1,2 mm). S¹ to bogate w wapñ pirokseny jednoskoœne — sality (En41–34Fs14–9Wo53–48). Wykazuj¹ one wyraŸn¹ strukturê zonaln¹, sto-warzyszon¹ ze wzrostem zawartoœci ¿elaza od centrum ku brzegom kryszta³ów. Rzadkie s¹ struktury sitowe — wrostki alkalicznego szkli-wa w czêœciach centralnych prakryszta³ów piroksenów (próbki BPZ 2 i 5).

Ciasto skalne jest zbudowane z wapnio-wych piroksenów jednoskoœnych, oliwinów, minera³ów nieprzeŸroczystych (tytanomagne-tyt oraz ilmenit) i minera³ów jasnych. Ma³e

kryszta³y salitów (En37–29 Fs17–12 Wo53–48)

zawieraj¹ zmienn¹ iloœæ TiO2(2–3% wag.—

próbka BPZ 7 i 4–5% wag. — próbki BPZ 3, 8). Obecne w cieœcie skalnym ma³e kryszta³y

oli-winu–hialosyderyty (Fo60–57) s¹ przeobra¿one w

ró¿nym stopniu w iddingsyt W cieœcie skalnym bazaltów alkalicznych (próbki BPZ 4, 5, 7) wystêpuj¹ ma³e, ¿erdkowe kryszta³y plagioklazu — labra-doru (An68–56Ab41–32Or2–1), rzadszego bytownitu (An74–72

Ab28–26) i andezynu. Bazanity (próbki BPZ 2, 3, 8 i 13)

zawieraj¹ w cieœcie skalnym nefelin, plagioklazy o sk³adzie bytownitu–labradoru (An73–56 Ab40–25Or5–1), rza-dziej oligoklazu (An20–13Ab83–78Or5–2) oraz analcym (prób-ka BPZ 8) i sodalit (prób(prób-ka BPZ 3). W badanych s(prób-ka³ach spotyka siê te¿ alkaliczne szkliwo wystêpuj¹ce w intersty-cjach pomiêdzy minera³ami w cieœcie skalnym.

Wiek próbek BPZ 1, 6, 9 i 10 okreœlono metod¹ K–Ar na 20–24 Ma lat. W tej grupie wiekowej ska³ bazaltoidowych, na podstawie obserwacji mikro-skopowych i badañ geochemicz-nych, wyró¿niono tak¿e bazalty alkaliczne i bazanity. W prób-kach BPZ 9 i 10 prakryszta³y

oli-winu wystêpuj¹ w du¿ych

iloœciach. Wielkoœæ ich

krysz-ta³ów jest zró¿nicowana,

wynosz¹c: 1,5–2,5 mm, 0,7–1,2 mm oraz 0,3–0,6 mm. Prakrysz-ta³y piroksenów wystêpuj¹ w mniejszych iloœciach i s¹ zdecy-dowanie mniejsze (0,4 – 0,6 mm). W próbce BPZ 6 stwierdzo-no jedynie obecstwierdzo-noœæ prakrysz-BPZ 1 BPZ 11 BPZ 10 BPZ 2 BPZ 12 BPZ 3 BPZ 4 BPZ 5 BPZ 6 BPZ 7 BPZ 8 BPZ 9 BPZ 15 BPZ 14 BPZ 13 61,7 58,7 55,8 48,6 40,4 37,2 33,9 28,4 23,03 20,43 15,97 15 15 20 20 25 25 30 30 35 35 40 40 45 45 50 50 55 55 60 60 65 65 Próbki Samples dan Danian lang Langhian burdyga³ Burdigalian akwitan Aquitanian szat Chattian rupel Rupelian OLIGOCEN OLIGOCENE EOCEN EOCENE P ALEOCEN P ALEOCENE

NEOGEN _NEOGENE MIOCEN

MIOCENE PA L E O G E N PA L A E O G E N E priabon Priabonian barton Bartonian iprez Ypresian tanet Thanetian seland Selandian lutet Lutetian Wiek Ma Age Wiek Ma Age ISC 2004 Podzia³ stratygraficzny Stratigraphy

Tab. 2. Wiek datowanych bazaltoidów Dolnego Œl¹ska na tle tabeli straty-graficznej paleogenu i neogenu

Table 2. Age distribution of the Lower Silesian basaltoids dealt with in this paper SiO wt%2 Na O +K Ow t% 22 1 5 10 15 37 45 53 61 69 79 PIKROBAZALT PICROBASALT BAZALT BASALT ANDEZYT BAZALTOWY BASALTIC ANDESITE ANDEZYT ANDESITE DACYT DACITE FOIDYT FOIDITE BAZANIT TEFRYTOWY TEPHRITE BASANITE TRACHYANDEZYT TRACHYANDESITE TRACHIT TRACHYTE TRACHYDACYT TRACHYDACITE RYOLIT RHYOLITE FONOTEFRYT PHONOTEPHRITE TEFROFONOLIT TEPHRIPHONOLITE FONOLIT PHONOLITE 1 11 15 3 6 8 2 12 10 7 4 5 14 13 9

¬

Ryc. 3. Pozycja

bada-nych bazaltoidów na dia-gramie TAS (Le Maitre et al., 1989)

Fig. 3. Plots of the

stu-died basaltoids on the TAS diagram (Le Maitre et al., 1989)

ta³ów oliwinu. W próbce BPZ 9 obserwuje siê prakryszta³y oliwinów i agregaty zbudowane z ma³ych kryszta³ów piroksenów.

Stan zachowania prakryszta³ów oliwinu w opisywa-nych ska³ach jest ró¿ny. W próbkach BPZ 9 i 10 w

czê-œciach centralnych prakryszta³ów oliwinów i w

nieregularnych szczelinach spêkañ wystêpuj¹ wtórne prze-obra¿enia typu bowlingitu. W próbce BPZ 9 dodatkowo w prakryszta³ach oliwinów pojawiaj¹ siê na brzegach czer-wone obwódki iddingsytu. W próbce BPZ 1 prakryszta³y oliwinu s¹ ca³kowicie zast¹pione mieszanin¹ wtórnych minera³ów typu bowlingitu. Prakryszta³y oliwinu s¹

repre-zentowane przez bogaty w magnez (œrodek Fo83–79, brzeg

Fo77–71) chryzolit. We wszystkich próbkach brzegi

pra-kryszta³ów oliwinu s¹ pospolicie skorodowane. Prakrysz-ta³y piroksenów s¹ reprezentowane przez bogate w wapñ klinopirokseny — sality (En38–27Fs17–10Wo53–52), które cha-rakteryzuj¹ siê budowa zonaln¹ i wystêpuj¹c¹ stosunkowo czêsto budow¹ sektorow¹ (klepsydrow¹).

W cieœcie skalnym stwierdzono kryszta³y wapniowych piroksenów jednoskoœnych, oliwinów, minera³ów nieprze-Ÿroczystych (tytanomagnetytu i ilmenitu) oraz minera³ów jasnych. Ma³e kryszta³y salitu (En36–29 Fs16–12 Wo53–51)

zawieraj¹ zró¿nicowan¹ iloœæ TiO2(2–3% wag. w próbce

BPZ 10 i 4–5% wag. w próbkach BPZ 1, 6 i 9). Spotyka siê ma³e kryszta³y oliwinu (próbki BPZ 6 i 9) reprezentowane przez hialosyderyt ( Fo68–65), który pospolicie ulega prze-obra¿eniu w ró¿nym stopniu w iddingsyt. W cieœcie skal-nym bazaltów alkalicznych wystêpuj¹ bardzo ma³e

¿erdkowe kryszta³y bytownitu (An74–73 Ab26–24 Or3–2). W

bazanitach stwierdzono w cieœcie skalnym: nefelin, bytow-nit (An71–73Ab27–26Or2–3) i labrador (An67–64Ab34–30Or3–2) w

próbce BPZ 1; andezyn (An43–22 Ab54–49 Or9–7) w próbce

BPZ 9, oligoklaz (An14–13Ab82–80Or5–4) w próbce BPZ 6 i prawdopodobnie sodalit (próbka BPZ 9). Tak¿e w tej grupie ska³ bazaltoidowych znaleziono alkaliczne szkliwo w interstycjach.

Wyniki badañ geochemicznych

Analizy geochemiczne wykonano w Activation Labo-ratories, Ltd. w Kanadzie. Pierwiastki g³ówne oznaczono metod¹ ICP–OES, œladowe (w tym ziemie rzadkie) metod¹ INAA, natomiast Nb i Rb metod¹ XRF.

Badane wulkanity charakteryzuj¹ siê zawartoœci¹ SiO2

w przedziale 36,5–47,9% wag., Fe2O3 Tot.11,5–14,3 % wag.

i Al2O39,5–14,6 % wag. Zawartoœæ MgO wynosi od 4,1 do

15,2 % wag. Udzia³ K2O waha siê od 0,7 do 1,5,% wag.

(ryc. 2), a iloœæ Na2O zmienia siê od 1,3 do 3,3,% wag.

andezyt andesite ryolit rhyolite Com/Pant andezyt/bazalt andesite/basalt bazalt subalkaliczny subalkaline basalt fonolit phonolite ryodacyt/dacyt rhyodacite/dacite trachit trachyte trachyandezyt trachyandesite Alk-Bas Bsn/Nph Zr/T iO *0,0001₂ Nb/Y 0,01 0,1 1 10 0,001 0,01 0,1 1 5 1 11 15 3 68 2 12 10 5 7 4 14 13 9

Ryc. 5. Pozycja badanych bazaltoidów na wykresie

klasyfika-cyjnym Zr/TiO2 — Nb/Y (wg Winchester & Floyd, 1977).

Com/Pant — komendyty–pantelleryty, Basn/Nph

bazanity/nefelinity, Alk–Bas — bazalty alkaliczne

Fig. 5. Plots of the studied basaltoids on the Zr/TiO2–Nb/Y

dia-gram of Winchester & Floyd (1977). Com/Pant — comendi-tes/pantellerites, Basn/Nph — basanites/nephelinites, Alk–Bas — alkali basalts Ne Ol Di Q Hy 10 11 6 9 2 8 10 3 13, 7 1 4 5 15 14 12 pikryty picrites toleity oliwinowe olivine tholeiites melilityty nefelinity leucytyty melilitites nephelinites leucitites ankaratr yty ankaratrites tefr yty ,bazanity tefrites, basanites bazalty alkaliczno-oliwinowe alkali-olivine basalts toleity kwar cowe lub wysoko-magnezowe andezyty quartz tholeiites orhigh-Mg andesites boninity boninites

Ryc. 4. Pozycja badanych bazaltoidów na diagramie Thompsona (1984). Klasyfikacja bazaltów

oraz pokrewnych ska³ zasadowych i ultrazasadowych jest oparta o ich sk³ad normatywny wyliczony metod¹ CIPW, wyra¿ony trójk¹tami Ne–Ol–Di, Ol–Di–Hy i Di–Hy–Q

Fig. 4. The position of basaltoid rocks studied on the Thompson’s diagram (1984). The

classification of basalts and related basic and ultrabasic magmatic rocks is according to their CIPW normative composition, expressed as: Ne–Ol–Di, Ol–Di–Hy or Di–Hy–Q

Zawartoœæ TiO2 powy¿ej 2,0% wag. pozwala zaliczyæ badane ska³y do wulkanitów wysokotytanowych.

Na diagramie klasyfikacyjnym TAS (Le Maitre i in., 1989) trzynaœcie próbek badanych bazaltów lokuje siê w dwóch polach: bazaltów i bazanitów/tefrytów (ryc. 3). Jedynie pojedyncze próbki znalaz³y siê w polach foidytów (BPZ 11) oraz pikrobazaltów (BPZ 15).

Bazalty z najm³odszej grupy wiekowej (20–24 Ma) na wykresie TAS reprezentuj¹ g³ównie tefryty/bazanity (BPZ 6, 9, 10). Zawieraj¹ one ponad 10% normatywnego oliwi-nu, mo¿na je zatem zaliczyæ do bazanitów. Tylko jedna próbka (BPZ 1) znalaz³a siê w polu bazaltów. Ró¿ni siê ona

chemicznie od pozosta³ych ni¿sz¹ zawartoœci¹ Na2O i

Fe2O3 Tot. oraz podwy¿szon¹ koncentracj¹ MgO, która

powoduje, ¿e w wyliczonym sk³adzie normatywnym jest obecny hipersten. To z kolei sprawia, ¿e na diagramie kla-syfikacyjnym opartym na sk³adzie normatywnym (ryc. 4) (Thompson, 1984), znalaz³a siê ona w polu oliwinowych toleitów, trzy pozosta³e natomiast, zawieraj¹ce normatywny nefelin (BPZ 6, 9, 10) — w zale¿noœci od zawartoœci tego

minera³u — lokuj¹ siê w polu alkaliczno–oliwinowych bazaltów (BPZ 10) lub tefrytów/bazanitów (BPZ 6, 9).

Starsze wulkanity (26–33 Ma) w klasyfikacji TAS s¹ reprezentowane g³ównie przez bazalty (BPZ 2, 4, 5, 7, 12, 13). Tylko dwie próbki (BPZ 3 i 8) znalaz³y siê w polu tefrytów/bazanitów, a w porównaniu z pozosta³ymi

prób-kami charakteryzuj¹ siê one ni¿sz¹ zawartoœci¹ SiO2 i

Al2O3. Wysoka zawartoϾ normatywnego oliwinu

(odpo-wiednio 29,0 i 20,3%) pozwala je zaliczyæ do bazanitów. Jednak na wykresie klasyfikacyjnym Thompsona (1984), tylko próbki BPZ 2 i 8 znajduj¹ siê w polu tefrytów/bazani-tów, próbki BPZ 3, 7 i 13 natomiast — ze wzglêdu na mniejszy udzia³ normatywnego nefelinu — mieszcz¹ siê w polu alkaliczno–oliwinowych bazaltów. Pozosta³e próbki (BPZ 4, 5, 12), maj¹ce w sk³adzie hipersten, lokuj¹ siê w polu oliwinowych toleitów. Do tej grupy wiekowej w³¹czono równie¿ próbkê BPZ 15 (patrz poprzedni roz-dzia³). Na diagramie TAS znalaz³a siê ona w polu pikroba-zaltu. Po wyliczeniu sk³adu normatywnego, na diagramie Thompsona (1984) — ze wzglêdu na obecnoœæ hiperstenu — ulokowa³a siê ona w polu oliwinowych toleitów. Ponie-wa¿ s¹ to podzia³y oparte na zawartoœci pierwiastków g³ównych, ¿aden z nich nie klasyfikuje prawid³owo tak przeobra¿onej ska³y. Jedynie klasyfikacje oparte o pier-wiastki niedopasowane, nieruchliwe, mog¹ przybli¿yæ jej pozycjê systematyczn¹. Na diagramie Winchestera i

Floy-da (1977) — TiO2/Zr–Nb/Y — (ryc. 5) badana próbka

zna-laz³a siê w polu bazanitów/nefelinitów.

Próbka ska³y, której przypisano wiek 44 Ma (BPZ 14), na diagramie TAS le¿y w polu bazaltów (ryc. 3), natomiast na wykresie Thompsona (1984) jako jedyna znalaz³a siê w polu kwarcowych toleitów (ryc. 4). Kwarc jest tu nie tylko minera³em normatywnym, ale równie¿ rzeczywistym, sta-nowi¹cym kilkanaœcie procent objêtoœciowych ska³y, co stwierdzono na podstawie badañ mikroskopowych i dyfrakcyjnych. Omawiany minera³ jest sk³adnikiem kse-nokryszta³ów. W klasyfikacji Winchestera i Floyda (1977) próbka BPZ 14 reprezentuje bazalty alkaliczne (ryc. 5). Próbka ska³y o wieku 38 Ma (BPZ 11) jest wed³ug klasyfi-kacji TAS foidytem, a na diagramie Thompsona (1984) znalaz³a siê w polu tefrytów/bazanitów. W klasyfikacji Winchestera i Floyda (1977) reprezentuje ona

bazani-ty/nefelinity.

Na diagramie klasyfikacyjnym Winchestera i Floyda (1977), opartym na pierwiastkach niedopasowanych

TiO2/Zr–Nb/Y, zaznacza siê geochemiczna bimodalnoœæ

badanych wulkanitów. Jedna grupa reprezentuje bazalty alkaliczne, a druga lokuje siê w polu bazanitów/nefelini-tów (ryc. 5). Bazalty m³odsze (20–24 Ma) s¹ reprezentowane g³ównie przez bazanity/nefelinity, podczas gdy w starszych wulkanitach (26–33 Ma) domi-nuj¹ bazalty alkaliczne.

Pierwiastki œladowe, a

zw³aszcza pierwiastki litofilne o

du¿ym promieniu jonowym

(LILE) wykazuj¹ nastêpuj¹c¹ zmiennoœæ: Sr (482–1464 ppm), Ba (451–1011) i Rb (22–85). Pierwiastki o du¿ej sile pola

(HFSE) charakteryzuj¹ siê

wysokimi koncentracjami (Zr:

165–401 ppm; Nb: 46–138

ppm). Spoœród pierwiastków ziem rzadkich, zawartoœæ lek-kich lantanowców (LREE; La

0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 2,5 5,0 7,5 10,0 12,5 15,0 0 Zr/Y Ti/Y BAZALTY KRAWÊDZI P£YT PLATE-MARGIN BASALTS BAZALTY WEWN¥TRZP£YTOWE WITHIN-PLATE BASALTS 1 11 15 3 6 8 2 12 10 5 7 4 14 13 9

¬

Ryc. 7. Pozycja badanych

bazaltoidów na diagramie Zr/Y–Ti/Y (Pearce & Gale, 1977)

Fig. 7. Plots of the studied

basaltoids on the Zr/Y– Ti/Y diagram of Pearce & Gale (1977) A B C Zr Zr/Y 1 10 20 10 100 1000 4 11 15 8 1 2 13 7 5 69 10 12 3 14

Ryc. 6. Pozycja badanych bazaltoidów na diagramie Zr/Y–Zr

(Pearce & Norry, 1979)

Objaœnienia pól: A — bazalty œródp³ytowe; B — bazalty ³uków wyspowych, C — bazalty grzbietów œródoceanicznych

Fig. 6. Plots of the studied basaltoids on the Zr/Y — Zr diagram

of Pearce & Norry (1979). Field explanation: A — within–pla-te basalts, B — island arc basalts, C — mid–ocean ridge basalts

26–83 ppm) kilkadziesi¹t razy przewy¿sza zawartoœæ pier-wiastków ciê¿kich (HREE; Yb 1,3–3,2 ppm).

Zastosowano dwa wykresy dyskryminacyjne pozwa-laj¹ce na ustalenie pozycji tektonicznej badanych bazalto-idów. Na wykresie dyskryminacyjnym Zr/Y–Zr (Pearce & Norry, 1979) wszystkie próbki znalaz³y siê w polu bazaltów œródp³ytowych (ryc. 6) lub powy¿ej tego pola, co wynika z wysokiego stosunku Zr do Y w tych ska³ach. Podobnie na wykresie dyskryminacyjnym Pearce’a i Gale’a (1977), ró¿-nicuj¹cym wulkanity na pochodz¹ce z obszarów œródp³yto-wych i z pozosta³ych obszarów, badane ska³y znalaz³y siê w polu bazaltów œródp³ytowych, co jest konsekwencj¹ wysokiej zawartoœci Ti i Zr (ryc. 7).

Wiek badanych bazaltoidów a stopieñ ich zachowania

Najwiêksze kontrowersje budzi wiek ska³y z wiercenia B–5 w Je¿owie Sudeckim (próbka BPZ 15), oznaczony na 58,7 ± 5,9 Ma. Przeprowadzone badania petrologiczne, mineralogiczne i geochemiczne jednoznacznie wskazuj¹, ¿e ska³a ta jest silnie przeobra¿ona, co musia³o wp³yn¹æ na wynik jej datowania. Z pierwotnego sk³adu mineralnego zachowa³y siê tylko pirokseny, dominuj¹ce w obrazie mikroskopowym oraz na dyfraktogramie rentgenowskim. Towarzyszy im tytanomagnetyt i magnetyt oraz inne tlenki i wodorotlenki ¿elaza (hematyt, goethyt). Stosunkowo

mocny refleks o odleg³oœci miêdzyp³aszczyznowej dhkl

równej 15,4Å sugeruje du¿y udzia³ minera³ów ilastych z

grupy smektytu, wermikulitu lub mieszanopakietowych, a

znacznie s³abszy refleks 10,0Å — minera³ów z grupy mik.

Jest to zwi¹zane z przeobra¿eniem licznych prakryszta³ów oliwinu w bowlingit. Skutkiem zaawansowanych prze-obra¿eñ jest bardzo du¿y udzia³ sk³adników lotnych w sk³adzie chemicznym ska³y. Bardzo wysoka zawartoœæ CaO (13,01% wag.) stwierdzona w analizie chemicznej wynika zarówno z obecnoœci du¿ej iloœci sparytowego kal-cytu w pseudomorfozach po prakryszta³ach piroksenów, jak i z obecnoœci tego minera³u w koncentrycznych

mig-da³ach. Wystêpowanie wymienionego minera³u jest

kolejn¹ przyczyn¹ wp³ywaj¹c¹ na wysok¹ stratê pra¿enia ska³y, wynosz¹c¹ 14,6% wag. W badanej próbce stwier-dzono wystêpowanie w cieœcie skalnym licznych pseudo-morfoz po skaleniach i nefelinie. Na tej podstawie mo¿na przypuszczaæ, ¿e w toku przeobra¿eñ alkalia zosta³y

uru-chomione, co w rezultacie zubo¿y³o ska³ê w Na2O (0,30%

wag.) i byæ mo¿e — w mniejszym stopniu — w K2O (0,92).

W bazaltoidach z wiercenia w Mokrzeszowie (BPZ 14), datowanych na 44 ± 7,77 Ma, du¿y udzia³ straty

pra¿e-nia (6,63 % wag.) oraz refleksy 10,0Å i 14,3 Å na

dyfrak-togramie sugeruj¹ obecnoœæ minera³ów ilastych. W badanej skale wszystkie prakryszta³y oliwinu zosta³y ca³kowicie przeobra¿one, a pozosta³oœci¹ po nich s¹ liczne psudomorfozy bowlingitowe. Ska³a ta odznacza siê naj-wiêksz¹ spoœród wszystkich badanych bazaltoidów

zawar-toœci¹ K2O (1,46% wag.; por. ryc. 2). Jest to zwi¹zane z

obecnoœci¹ szkliwa o du¿ej zawartoœci K2O (do 5% wag.),

ksenolitów mu³owcowych zawieraj¹cych biotyt oraz wtór-nych minera³ów ilastych. W skale tej wystêpuj¹ ponadto pseudomorfozy tytanitowe i obtopione kryszta³y kwarcu.

Wiek 38,27±1,55 Ma ska³y z Krajowa (BPZ 11) — w œwietle wyników badañ mineralogiczno–geochemicznych — jest bardzo wiarygodny. Ma³a strata pra¿enia (1,34% wag.) oraz brak refleksów faz wtórnych na dyfraktogramie, jak równie¿ nie zaobserwowane w obrazie mikroskopo-wym procesy przeobra¿eñ minera³ów wskazuj¹, ¿e ska³a

nie podlega³a zaawansowanym procesom przemian. Jednak ró¿ni siê ona znacznie pod wzglêdem petrograficz-no–mineralogicznym od pozosta³ych ska³ bazaltoidowych. Metod¹ dyfrakcji rentgenowskiej zidentyfikowano nastê-puj¹ce minera³y: augit, Fe–forsteryt, nefelin i Ti–magne-tyt. W wyliczonym sk³adzie normatywnym wystêpuj¹ nefelin i leucyt, a nadmiar CaO niezwi¹zanego w diopsyd daje — nie wystêpuj¹c¹ w przyrodzie — cz¹steczkê Cs. W obrazie mikroskopowym stwierdzono wystêpowanie pra-kryszta³ów reprezentowanych przez pirokseny i oliwiny; ciasto skalne tworz¹: pirokseny, oliwiny, tytanomagnetyt, K–nefelin oraz Ca–zeolity. W badanej skale s¹ obecne enklawy ska³ ultrazasadowych (dunitów). Byæ mo¿e ozna-czony wiek (38,27±1,55 Ma) wynika z odrêbnoœci petrolo-gicznej tej ska³y lub jest zwi¹zany z domieszk¹ starszego materia³u p³aszczowego.

Wiek próbek ska³ bazaltoidowych z Dêbowca (BPZ 4) i Pogrody (BPZ 3) oznaczono, odpowiednio, na: 30,33±1,09 Ma i 29,09±1,07 Ma. Ska³y te wykazuj¹ doœæ wysokie stra-ty pra¿enia (3,13 i 3,98% wag.). W próbce BPZ 4 oliwiny, zarówno prakryszta³y jak i kryszta³y wystêpuj¹ce w cieœcie skalnym, s¹ ca³kowicie przeobra¿one w iddingsyt. W skale tej spotyka siê kryszta³y kwarcu z obwódkami reakcyjnymi oraz ¿y³ki zawieraj¹ce minera³y z grupy smektytu. W prób-ce BPZ 3 prakryszta³y oliwinów w ró¿nym stopniu uleg³y procesowi bowlingityzacji. Ponadto, w skale wystêpuj¹ liczne ksenolity ska³ pochodz¹cych — przypuszczalnie — z produktów wietrzenia granitoidów (w tym ska³ ilastych oraz kwarcu i skaleni), silnie przeobra¿one termicznie. Ska³y ilaste uleg³y przeobra¿eniu w syllimanit/mullit, a kwarce i skalenie w szkliwo krzemionkowe (w póŸniej-szych procesach w ró¿nym stopniu zanalcymizowane) i syllimanit.

Implikacje wiekowe

Próbki BPZ 5–13 reprezentuj¹ bazaltoidy o niskiej zawartoœci potasu (poni¿ej 0,9%; ryc. 2, tab. 1), co jest cech¹ typow¹ dla alkalicznych bazaltoidów Opolszczyzny. Dane radiometryczne pozwalaj¹ na wydzielenie dwóch faz aktywnoœci wulkanicznej: starszej (33,7–31,3 Ma) i m³odszej (24,5–21,0 Ma; por. Birkenmajer & Pécskay, 2002; Birkenmajer i in., 2002b, 2004ab). Spoœród próbek powierzchniowych, starszy wiek uzyskano jedynie dla sta-nowiska w Krajowie (BPZ 11; 38,27±1,55 Ma). Wiarygod-ne daty uzyskano dla próbek BPZ 3 i 4 z rejonu Pogrody i Dêbowca (30,33±1,09 Ma i 29,09±1,07 Ma). Pozwala to na odrzucenie koncepcji czwartorzêdowego wieku bazalto-idów z Dêbowca (Wroñski, 1970). Wyniki datowañ próbek z Nowej Cerekwi (BPZ 1 i 2) potwierdzaj¹ wyniki geolo-gicznych badañ terenowych: starszy potok lawowy (26,41±1,03 Ma) jest tutaj przeciêty przez m³odszy czop (22,31±0,87 Ma). Wymienione wieki s¹ zbli¿one do uzy-skanych w rejonie opolskim (Birkenmajer & Pécskay, 2002).

Najstarsze wieki uzyskane metod¹ K–Ar dla próbek z wierceñ w Je¿owie Sudeckim i Mokrzeszowie wskazuj¹ na paleocen (tanet) i eocen (lutet; por. tab. 2). Ska³y te wyma-gaj¹ dalszych badañ. G³ówna faza aktywnoœci

wulkanicz-nej w analizowanych ods³oniêciach przypada³a na

oligocen. Dotyczy to tak¿e rejonu Dêbowca, dla którego sugerowano wulkanizm znacznie m³odszy. Kolejna, s³absza faza aktywnoœci przypada³a na wczesny miocen. Wyniki te s¹ zgodne z danymi otrzymanymi ostatnio dla pozosta³ych obszarów Dolnego Œl¹ska oraz Œl¹ska

Opol-skiego (Birkenmajer & Pécskay, 2002; Birkenmajer i in., 2002b, 2004ab; Pécskay i in., 2004).

Badania zosta³y sfinansowane czêœciowo z grantu KBN nr 8 T12B 025 20 (dla J. Badury). Autorzy sk³adaj¹ podziêkowanie Prof. K. Birkenmajerowi za konsultacje i stymuluj¹ce dyskusje nad wiekiem i genez¹ bazaltów dolnoœl¹skich. Konstruktywne uwagi anonimowych Recenzentów pozwoli³y na skorygowanie pierwotnej wersji artyku³u.

Literatura

ALIBERT C., LETERRIER J., PANASIUK M. & ZIMMERMANN J. L. 1987 — Trace and isotope geochemistry of the alkaline Tertiary vol-canism in southwestern Poland. Lithos, 20: 311–321.

AWDANKIEWICZ M. 2004 — Petrology and geochemistry of Ceno-zoic basalts from Targowica (Fore–Sudetic Block). Pr. Specj. Pol. Tow. Miner., 24: 61–64.

BADURA J. & PRZYBYLSKI B. 2000 — Mapa neotektoniczna Dol-nego Œl¹ska. Arch. CAG PIG, Warszawa, 43 ms. pp.

BADURA J. & PRZYBYLSKI B. 2004 — Dolnoœl¹ska formacja bazaltowa. [In:] T. M. Peryt & M. Piwocki (eds), Budowa geologiczna Polski. T. I, Stratygrafia, cz. 3a, Kenozoik — paleogen, neogen. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa: 161–168.

BADURA J., PÉCSKAY Z., PRZYBYLSKI B., KOSZOWSKA E., WOLSKA A. & ZUCHIEWICZ W. 2004 — Petrology and age of basalts in the Sudetic Marginal Fault zone, SW Poland. [In:] M. Micha-lik, K. Jacher–Œliwczyñska, M. Skiba & J. Michalik (eds) — VIII Ogólnopolska Konferencja Naukowa „Datowanie minera³ów i ska³. Kraków, 18–19 listopada 2004. Wydzia³ Geologii, Geofizyki i Ochrony Œrodowiska AGH, Instytut Nauk Geologicznych UJ, Komitet Badañ Czwartorzêdu PAN, Kraków: 1–8.

BIA£OWOLSKA A. 1993 — Enklawy w bazaltoidach wzgórz £ysan-ka i Trupieñ (Dolny Œl¹sk). Arch. Miner., 49: 145–197.

BIRKENMAJER K. 1967 — Bazalty dolnoœl¹skie jako zabytki przyro-dy nieo¿ywionej. Ochrona Przyroprzyro-dy, 32: 225–275.

BIRKENMAJER K., JELEÑSKA M., K¥DZIA£KO–HOFMOKL M. & KRUCZYK J. 1977 — Age of deep–seated fracture zones in Lower Silesia (Poland), based on K–Ar and palaeomagnetic dating of Tertiary basalts. Rocz. Pol. Tow. Geol., 47: 545–552.

BIRKENMAJER K., JELEÑSKA M., K¥DZIA£KO–HOFMOKL M., KRUCZYK J. & NOWAKOWSKA A. 1973 — Paleomagnetism and magnetic properties of Tertiary basaltic rocks from Gracze, Lower Sile-sia. Acta Geol. Pol., 23: 245–271.

BIRKENMAJER K., LORENC M. W., PÉCSKAY Z. &

ZAGO¯D¯ON P. P. 2004a — Wiek, cykle i kierunek migracji trzecio-rzêdowego bazaltowego wulkanizmu Dolnego Œl¹ska w œwietle dato-wañ K–Ar. [In:] M. Michalik, K. Jacher–Œliwczyñska, M. Skiba & J. Michalik (eds) — VIII Ogólnopolska Konferencja Naukowa „Datowa-nie minera³ów i ska³. Kraków, 18–19 listopada 2004. Wydzia³ Geolo-gii, Geofizyki i Ochrony Œrodowiska AGH, Instytut Nauk

Geologicznych UJ, Komitet Badañ Czwartorzêdu PAN, Kraków: 9–10. BIRKENMAJER K. & NAIRN A. E. M. 1969 — Palaeomagnetic inve-stigations of the Tertiary and Quaternary igneous rocks, V. The basic Tertiary basalts of Lower Silesia, Poland. Geol. Rundschau, 58: 697–712.

BIRKENMAJER K. & PÉCSKAY Z. 2002 — Radiometric dating of the Tertiary volcanics in Lower Silesia, Poland. I. Alkali basaltic rocks of the Opole Region. Bull. Polish Acad. Sci., Earth Sci., 51: 31–50. BIRKENMAJER K., PÉCSKAY Z., GRABOWSKI J., LORENC M. W. & ZAGO¯D¯ON P. P. 2002a — Radiometric dating of the Tertiary volcanics in Lower Silesia, Poland. II. K–Ar and palaeomagnetic data from Neogene basanites near Ladek Zdrój, Sudetes Mts. Ann. Soc. Geol. Polon., 72: 119–129.

BIRKENMAJER K., PÉCSKAY Z., GRABOWSKI J., LORENC M. W. & ZAGO¯D¯ON P. P. 2002b — Radiometric dating of the Tertiary volcanics in Lower Silesia, Poland. III. K–Ar and palaeomagnetic data from Early Miocene basaltic rocks near Jawor, Fore–Sudetic Block. Ann. Soc. Geol. Pol., 72: 241–253.

BIRKENMAJER K., PÉCSKAY Z., GRABOWSKI J., LORENC M. W. & ZAGO¯D¯ON P. P. 2004b — Radiometric dating of the Tertiary volcanics in Lower Silesia, Poland. IV. Further K–Ar and palaeoma-gnetic data from Late Oligocene to Early Miocene basaltic rocks of the Fore–Sudetic Block. Ann. Soc. Geol. Pol., 74: 1–19.

BLUSZTAJN J. & HART S. R. 1989 — Sr, Nd, and Pb isotopic charac-ter of Tertiary basalts from southwest Poland. Geochimica et Cosmo-chimica Acta, 53: 2689–2696.

BOLEWSKI A. & PARACHONIAK W. 1982 — Petrografia. PWN, Warszawa.

CWOJDZIÑSKI S. & JOD£OWSKI S. 1982 — „Plamowe” koncentra-cje bazaltowe Masywu Czeskiego i Dolnego Œl¹ska. Biul. Inst. Geol., 341: 203–222.

DYJOR S. & KOŒCIÓWKO H. 1986 — Rozwój wulkanizmu i zwie-trzelin bazaltowych Dolnego Œl¹ska. Arch. Miner., 41: 111–122. DZIEDZIC K. 1990 — Origin of the Neogene basaltoids in Lower Silesia region, SW Poland. N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 179: 329–345. GRABOWSKI J. 2004 — Magnetostratigraphy of the Lower Silesian basaltic rocks — a review. [In:] M. W. Lorenc & P. P. Zago¿d¿on (eds), International Workshop „BASALTS 2004". Abstracts Volume & Excur-sion Guide. Wroc³aw: 14–15.

GROCHOLSKI A. 1977 — Uskok sudecki brze¿ny a zagadnienia wul-kanotektoniki trzeciorzêdowej. Acta. Univ. Wrat., 378, Pr. Geol. Miner., 6: 89–103.

ISC 2004 — International Stratigraphic Chart. International Commis-sion on Stratigraphy.

JAWORSKA Z. 1975 — Wyniki badañ palinologicznych utworów trze-ciorzêdowych bloku przedsudeckiego. Arch. Pañstw. Inst. Geol., Wroc³aw.

JERZMAÑSKI J. & MACIEJEWSKI S. 1968 — Tertiary basalts in Lower Silesia. Biul. Inst. Geol., 106: 119–138.

JERZMAÑSKI J. & ŒLIWA Z. 1979 — Bazalty. [In:] K. Dziedzic i in. (eds), Surowce mineralne Dolnego Œl¹ska. Ossolineum, Wroc³aw: 259–269. KOPECKÝ L. 1966 — Tertiary volcanics. [In:] J. Svoboda i in. (eds), Regional Geology of Czechoslovakia, I, Ústø. úst. geol., Praha. KOPECKÝ L. 1978 — Neoidic taphrogenic evolution and young alka-line volcanism of the Bohemian Massif. Sbornik geologických vìd, 31: 91–104.

KOZ£OWSKA–KOCH M. 1987 — Klasyfikacja i nomenklatura trze-ciorzêdowych wulkanitów Dolnego i Opolskiego Œl¹ska. Arch. Miner., 42: 43–91.

KOZ£OWSKI S. & PARACHONIAK W. 1960 — Produkty wietrzenia bazaltów w rejonie Lubania na Dolnym Œl¹sku. Acta Geol. Pol., 10: 285–324.

KRUCZYK J., K¥DZIA£KO-HOFMOKL M., JELEÑSKA M., BIRKENMAJER K. & ARAKELYANTS M. M. 1977 — Tertiary pola-rity events in Lower Silesian basalts and their K–Ar age. Acta Geo-phys. Pol., 25: 183–191.

LADENBERGER A. 2004 — Hf isotopes in modern geochemistry — discovery, methods and selected applications (the Lower Silesia basalts, SW Poland). [In:] M. Michalik, K. Jacher–Œliwczyñska, M. Skiba & J. Michalik (eds), VIII Ogólnopolska Konferencja Naukowa „Datowanie minera³ów i ska³”, Kraków, 18–19 listopada 2004. Wydzia³ Geologii, Geofizyki i Ochrony Œrodowiska AGH, Instytut Nauk Geolo-gicznych UJ, Komitet Badañ Czwartorzêdu PAN, Kraków: 84–90. LADENBERGER A., MICHALIK M., TOMEK C. & PEATE D. W. 2004 — Major, trace elements characteristics and isotopic composi-tions of Tertiary volcanic rocks from SW Poland. [In:] M. W. Lorenc & P. P. Zago¿d¿on (eds), International Workshop „BASALTS 2004”. Abs-tracts Volume & Excursion Guide. Wroc³aw: 17–18.

Le MAITRE R. W., BATEMAN T., DUDEK A., KELLER J., LAMEYRE Le BAS M. J., SABINE P. A., SCHMID R., SORENSEN H., STRECKEISEN A., WODLEY A. R. & ZANETTIN B. 1989 — A classification of igneous rocks and glossary of terms. Blackwell, Oxford.

LORENC M. W., BIRKENMAJER K., ZAGO¯D¯ON P. P. & PÉCSKAY Z. 2004 — Petrography, chemistry and spatial distribution of Tertiary volcanics in Lower Silesia, Poland. [In:] M. W. Lorenc & P. P. Zago¿d¿on (eds), International Workshop „BASALTS 2004". Abs-tracts Volume & Excursion Guide. Wroc³aw: 19–20.

PEARCE J. A. & GALE G. H. 1977 — Identification of ore–deposition environment from trace element geochemistry of associated igneous host rocks. Geol. Soc. Spec. Publ., London, 7: 14–24.

PEARCE J. A. & NORRY M. J. 1979 — Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Minera-logy and PetroMinera-logy, 69: 33–47.

PÉCSKAY Z., LORENC M. W., BIRKENMAJER K. &

ZAGO¯D¯ON P. P. 2004 — Age relations of Tertiary alkali basaltic rocks from Lower Silesia, SW Poland. [In:] M. W. Lorenc & P. P. Zago¿d¿on (eds) — International Workshop „BASALTS 2004". Abs-tracts Volume & Excursion Guide. Wroc³aw: 24–25.

STEIGER R. H. & JÄGER E. 1977 — Subcommission on Geochrono-logy: Convention on the use of decay constants in geology and geo-chronology. Earth Planet. Sci. Lettr., 36: 359–362.

THOMPSON R. N. 1984 — Dispatches from the basalt front. 1. Expe-riments. Proc. Geol. Assoc., 95: 249–262.

ULRYCH J., PIVEC E., LANG M., BALOGH K. & KROPEK V. 1999 — Cenozoic intraplate volcanic rock series of the Bohemian Massif. GeoLines, 9: 123–129.

URRY W. D. 1936 — Ages by helium method. II. Post–Keewenawan. Bull. Geol. Soc. Am., 47: 1217–1234.

WIERZCHO£OWSKI B. 1993 — Stanowisko systematyczne i geneza sudeckich ska³ wulkanicznych. Arch. Miner., 49: 199–235.

WINCHESTER J. A. & FLOYD P. A. 1977 — Geochemical discrimi-nation of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chem. Geol., 20: 325–343.

WROÑSKI J. 1970 — Przejawy plejstoceñskiego wulkanizmu w Dêbowcu ko³o Szklar na Dolnym Œl¹sku. Kwart. Geol., 14: 535–545.