Petrografia i geneza skał rodingitowych w serpentynitach ofiolitowego zespołu Ślęży

(1)

G E O L O G I A S T U D E T I C A V O L . XVIII, N R 2. 1984 P L ISSN 0072-100X

Alfred M A J E R O W I C Z *

PETROGRAFIA I GENEZA SKAŁ RODINGITOWYCH W SERPENTYNITACH OFIOLITOWEGO ZESPOŁU ŚLĘŻY

S P I S T R E Ś C I

W s t ę p 110 K r ó t k a charakterystyka petrograficzna skał b a z y t o w y c h i u l t r a b a z y t o w y c h grupy górskiej

Ślęży 111 Ważniejsze wystąpienia r o d i n g i t ó w n o t o w a n e w literaturze i p r o b l e m y ich genezy . . 113

W y s t ę p o w a n i e i charakterystyka petrograficzna rodingitu ze Świątnik 115

B a d a n i a s k ł a d n i k ó w mineralnych 116 Interpretacja analiz i l o ś c i o w y c h i z a g a d n i e n i e genezy skały 118

R o d i n g i t y i skały d o nich p o d o b n e ze W z g ó r z N a s ł a w i c k i c h 123

Z a k o ń c z e n i e 124 Literatura 126 P e t r o g r a p h y and genesis of rodingites in serpentinites of the Ślęża ophiolitic g r o u p —

s u m m a r y 128

S t r e s z c z e n i e

W pracy p r z e d s t a w i o n o analizę petrologiczną e n k l a w y r o d i n g i t o w e j znalezionej w m a ł y m ł o m i e k o ł o wsi Świątniki w z s e r p e n t y n i z o w a n y c h perydotytach m a s y w u G o g o ł ó w - J o r - d a n ó w . P e r y d o t y t y te s t a n o w i ą d o l n y ultramaficzny człon o f i o l i t o w e g o z e s p o ł u grupy górskiej Ślęży.

Skała z b u d o w a n a jest z grossularu, diallagu, szeridanitu i w e z u w i a n u . P o r ó w n a n i e jej s k ł a d u n o r m a t y w n e g o oraz p a r a m e t r ó w A C F z t a k i m i ż s k a ł a m i o p i s a n y m i w literaturze w y k a z a ł o jej p o d o b i e ń s t w o d o r o d i n g i t ó w z Pakistanu, Szkocji i N o w e j Zelandii. N a p o d s t a w i e cech strukturalnych oraz w y s t ę p o w a n i a g e o l o g i c z n e g o , a u t o r u z n a ł ją za z b u d i n o w a n ą

i z r o d i n g i t y z o w a n ą dajkę gabra Ślęży, s t a n o w i ą c e g o wyższy maficzny c z ł o n zespołu o f i o l i t o w e g o . Serpentynizacja ultra- m a f i t ó w i rodingityzacja e n k l a w m o g ł a o d b y w a ć się r ó w n o - cześnie w niezbyt w y s o k i e j temperaturze przy p o d c h o d z e n i u z e s p o ł u w wyższe partie skorupy. W a p ń p o t r z e b n y d o rodin- gityzacji m ó g ł p o c h o d z i ć , z g o d n i e z p o g l ą d a m i wielu badaczy, z z s e r p e n t y n i z o w a n y c h perydotytów.

Zostały r ó w n i e ż k r ó t k o scharakteryzowane skały rodin- g i t o w e i skały d o nich p o d o b n e , na które natrafiono w o t w o - rach wiertniczych.

W S T Ę P Duże wystąpienie serpentynitów, określane j a k o masyw G o g o ł ó w - J o r d a n ó w , wchodzi w skład grupy górskiej Ślęży usytuowanej n a przedpolu środ- kowej części Sudetów, na północ od przebiegają- cej prawie równoleżnikowo krawędzi gnejsowego bloku sowiogórskiego (fig. 1). G r u p a ta, silnie kon- trastująca pod względem morfologicznym z przy- ległymi terenami, z b u d o w a n a jest oprócz serpenty-

nitów z gabra, amfibolitów i granitu, a także występujących w najbliższym sąsiedztwie i bardzo s k ą p o odsłoniętych łupków metamorficznych, niekiedy zbliżonych składem d o gnejsów.

Najmłodszą z tych skał jest magmowy grani- toid należący d o masywu Strzegom-Sobótka, któ- rego wiek radiogeniczny został określony na 266 milionów lat. K o n t a k t u j e on intruzyjnie z wymie-

* Instytut N a u k G e o l o g i c z n y c h Uniwersytetu W r o c ł a w s k i e g o , Zakład Mineralogii i Petrografii, 50-205 Wrocław, ul. Cy- b u l s k i e g o 30.

(2)

a w głębszym podłożu także z gnejsami sowio- górskimi (Maciejewski 1975).

R o z p a t r u j ą c w tradycyjny i klasyczny sposób rozwój wymienionych serii skalnych t r u d n o bliżej określić wiek łupków oraz bazytów i ultrabazytów.

Oberc (1960, 1966a i b) włącza je — podobnie jak znaczną większość skał otaczających masyw

granitoidowy — do prekambryjskiego, starokrysta- licznego fundamentu sfałdowanego w późnym pro- terozoiku. Inni autorzy, a w szczególności Teis- seyre (1968a i b), nie wykluczają ich wieku staro- paleozoicznego. Również autor niniejszej pracy we wstępnych okresach swoich badań (1973) rozważył możliwość ich przynależności d o utworów star- szego paleozoiku. Nie wnikając w szczegóły kon- trowersyjnych, już w dużym stopniu nieaktual-

przedstawienia budowy geologicznej większych partii Sudetów, jak też bloku przedsudeckiego, oraz pozostawiając otwarty problem cyklów tek- togenicznych, z którymi mogą być związane wy- stąpienia bazytów i ultrabazytów (zwłaszcza w świetle tektoniki globalnej), należy nadmienić, że w grupie Ślęży amfibolity uważane były za starsze od serpentynitów, te zaś za konsolidacyjnie starsze od gabra, które w postaci apofiz miało pe- netrować oba rodzaje skał.

Jak wykazały ostatnie badania a u t o r a (1979b, 1980), stosunki geologiczne między tymi odmiana- mi skał są bardziej złożone, a w świetle współ- czesnych poglądów całość m o ż n a traktować j a k o typowy zespół ofiolitowy. P o d o b n i e jak analogicz- ne zespoły obserwowane na świecie (Coleman 1977)

Fig. l

S z k i c o w a m a p a g e o l o g i c z n a grupy górskiej Ślęży (zestawiona w e d ł u g L. Finckha, O. Tietzego. Z. G a j e w s k i e g o oraz prac autora)

I - gnejsy b l o k u s o w i o g ó r s k i e g o (w p o d ł o ż u ) ; 2 - gnejsy b l o k u s o w i o g o r s k i e g o ; 3 - g n e j s y w s c h o d n i e g o o b r z e ż e n i a g r u p y Ślęży (w p o d ł o ż u ) ; 4 -- gnejsy w s c h o d - n i e g o o b r z e ż e n i a g r u p y Ślęży; 5 — a m i i b o l i t y (w p o d ł o ż u ) ; 6 - a m f i b o l i t y ; 7 - s e r p e n t y n i t y (w p o d ł o ż u ) ; 8 - s e r p e n t y n i t y ; 9~ g a b r o (w p o d ł o ż u ) ; 10- g a b r o : II - skały a m f i b o ł i t o w o - p i r o k s e n o w e (w p o d ł o ż u ) ; 12 - skały m e t a m o r f i c z n e p ó ł n o c n o - w s c h o d n i e j o d ł o n y g r a n i t o i d u : 13 - z m e t a m o r f i z o w a n e l u p k i k r z e m i o n k o w e i fyllity z P u s t k o w a W i l c z k o w i c k i e g o (w p o d ł o ż u ) ; 14- z m e t a m o r f i z o w a n e ł u p k i k r z e m i o n k o w e i fyłlity z P u s t k o w a W i l c z k o w i c k i e g o , 15 - g r a n i t o i d y nie roz- d z i e l o n e (w p o d ł o ż u ) : 16 - g r a n i t o i d y b i o t y t o w e ( g r a n o d i o r y t s t r z e b l o w s k i ) ; 17 - ł e u k o g r a n i t y b i o t y t o w o - m u s k o w i t o w e (granit Wierzbicki); 18 - l e u k o g r a n i t y s t r e f y p r z y k o n t a k t o w e j z b a z y t a m i i u l t r a b a z y t a m i g r u p y Ślęży: 19 - m e t a g r a n i t a l a s k i t o w y (tzw. skaleń ze S t r z e b l o w a ) ; 20- p r z y p u s z c z a l n i e l u b s t w i e r d z o n e u s k o k i ; 21 - żyły k w a r c o w e ; 22 - g r a n i c e w y d z i e l e ń p r z y p u s z c z a l n e i s t w i e r d z o n e ; 23 - m ł o d s z e luźne u t w o r y p o k r y w a j ą c e (trzecio- i c z w a r t o r z ę d ) ; I - o t w o r y w i e r t n i c z e ;

II - o d s ł o n i ę c i e z w y s t ą p i e n i e m r o d i n g i t u

G e o l o g i c a l sketch-map of the Ślęża m o u n t a i n g r o u p (after Finckh, Tietze, Gajewski, Majerowicz)

1 - Sowie G ó r y gneisses ( b a s e m e n t ) : 2 - Sowie G ó r y gneisses; 3 - gneisses of e a s t e r n m a r g i n of t h e Ślęża g r o u p ( b a s e m e n t ) ; 4 - gneisses of e a s t e r n m a r g i n of t h e Ślęża g r o u p ; 5 - a m p h i b o l i t e s ( b a s e m e n t ) ; 6 — a m p h i b o l i t e s ; 7 — s e r p e n t i n i t e s ( b a s e m e n t ) ; 8 — s e r p e n t i n i t e s ; 9 - g a b b r o ( b a s e m e n t ) ; 10 — g a b b r o ; 11 — a m p h i b o l e - p y r o x e n e r o c k s ( b a s e m e n t ) ; 12 — m e t a m o r p h i c r o c k s of N E e n v e l o p e of g r a n i t e ; 13 - siliceous slates a n d phyllites of P u s t k ó w W i l c z k o w i c k i ( b a s e m e n t ) ; 14 - siliceous slates a n d phyllites of P u s t k ó w W i l c z k o w i c k i ; 15 — u n d i v i d e d g r a n i t e s ; 16 — b i o t i t e g r a n o d i o r i t e ( S t r z e b l ó w g r a n o d i o r i t e ) ; 17 — b i o t i t e - m u s c o v i t e l e u c o g r a n i t e ( W i e r z b n o g r a n i t e ) ; 18 - l e u c o g r a n i t e s at c o n t a c t z o n e with mafites a n d u l t r a m a f i t e s of Ślęża g r o u p : 19 a l s k i t e m e t a g r a n i t e (so called f e l d s p a r of S t r z e b ł ó w ) ; 20 — i n f e r r e d or o b s e r v e d f a u l t s ; 21 — q u a r t z veins; 22 — lithological b o u n d a r i e s r e c o g n i s e d a n d i n f e r r e d ; 23 - cover d e p o s i t s ( T e r t i a r y a n d Q u a t e r n a r y ) ; I - b o r e h o l e s ;

I I — o u t c r o p s of t h e r o d i n g i t e

(3)

P E T R O G R A F I A I G E N E Z A SKAI R O D I N U I T O v N Y C H 111

jest on, licząc „stratygraficznie" od dołu, zbudo- wany z członu metamorficznych perydotytów re- prezentowanych przez główną masę serpentynitów masywu G o g o ł ó w - J o r d a n ó w , członu ultramaficznych kumulatów, które obserwować można na przełęczy T ą p a d ł a oraz w materiałach z wierceń w zachodniej części masywu, członu kumulatów maficznych, czyli gabra Ślęży, oraz kompleksu dajek w postaci naprzemianlegle zróżnicowanych

amfibolitów. Te ostatnie kontaktują tektonicznie z głębokomorskimi utworami wykształconymi obecnie w postaci fyllitów i łupków krzemionko- wych z radiolariami w okolicy Pustkowa Wilcz- k o w s k i e g o . W tym zespole ofiolitowym brak jest w odsłonięciach najwyższego jego członu, czyli słabo zmetamorfizowanych law poduszkowych, które w tej partii terenu mogły ulec zerodowa- niu. Bliższe naświetlenie złożonych zagadnień współwystępowania tych skał p o d a n e zostało w poprzednich pracach a u t o r a i nie będzie wcho- dzić w zakres niniejszego opracowania. Należy tylko wspomnieć, że zwykle w ultrabazytach ze- społów ofiolitowych występują skały rodingitowe, stanowiące niekiedy integralną ich część (Cole- man 1977).

K r ó t k a charakterystyka petrograficzna bazytów i ultrabazytów grupy Ślęży została p o d a n a w celu wykazania analogii występowania skał rodingitowych masywu G o g o ł ó w - J o r d a n ó w d o wystąpień takich skał opisanych w wielu miejscach na świe- cie. Generalizując bowiem całe zagadnienie, moż- na na podstawie tych opisów wywnioskować, że rodingity powstają niemal wyłącznie wskutek metasomatozy z dajek czy enklaw gabrowych, dia- bazowych lub innych, niekiedy kwaśniejszych skał (także pochodzenia osadowego), występujących w zserpentynizowanych ultrabazytach lub kontak-

tujących z nimi. W skład rodingitów wchodzi głównie grossular lub hydrogrossular, diopsyd czę- sto z wezuwianem i chlorytem, a w wielu przy- padkach także inne bogate w wapń minerały.

Proporcje ilościowe głównych minerałów mogą być dość m o c n o zróżnicowane. Dyskusje na temat genezy skał rod ingitowych dotyczą głównie źródła potrzebnych d o ich powstawania pierwiastków, przede wszystkim wapnia, oraz warunków, w ja- kich następowały przemiany metasomatyczne.

W pracy opisany został głównie typowy rodingit ze Świątnik (Majerowicz 1979, 1980) oraz zostały podane wstępne wyniki badań wybranych materiałów pochodzących z wierceń we wschodniej części masywu, gdzie n a p o t k a n o skały rodingitowe lub skały d o nich zbliżone zarówno skła- dem chemicznym i mineralnym, jak też niektóry- mi cechami strukturalnymi.

P o m i m o że wymieniona skała była już oma- wiana w sygnalnym komunikacie w Przeglądzie Geologicznym (Majerowicz 1979a) oraz w krótkim opracowaniu w czasopiśmie rumuńskim (Idem

1980), wydaje się autorowi celowe zamieszczanie rozszerzonego i uzupełnionego materiałami z wier- ceń opracowania wystąpień tych rzadkich skał w specjalistycznym czasopiśmie polskim.

Autor składa serdeczne p o d z i ę k o w a n i a w s p ó ł p r a c o w n i - k o m i k o l e g o m z Zakładu Mineralogii i Petrografii Insty- tutu N a u k G e o l o g i c z n y c h Uniwersytetu W r o c ł a w s k i e g o : Ja- n u s z o w i Janeczkowi za w y k o n a n i e i interpretację analiz rentgenograficznych, C z e s ł a w o w i A u g u s t o w i za analizy dy- fraktograficzne oraz H e n r y k o w i Siagle za analizy c h e m i c z n e i badania spektralne w podczerwieni. R ó w n i e ż serdeczne p o - d z i ę k o w a n i a składa autor Dyrekcji Przedsiębiorstwa G e o l o - g i c z n e g o w e W r o c ł a w i u za udostępnienie próbek skalnych z wierceń.

Pracę w y k o n a n o w ramach M i ę d z y r e s o r t o w e g o Proble- m u I. 16 „ G e o d y n a m i k a obszaru Polski".

K R Ó T K A C H A R A K T E R Y S T Y K A PEI I U L T R A B A Z Y T O W Y C H

Amfibolity i gabro, a także wybrane próby serpentynitów, zostały scharakteryzowane pod względem petrograficznym przez autora tej pracy (Majerowicz 1963), natomiast większe partie ser- pentynitów grupy Ślęży były przedmiotem opra- cowań kilku innych autorów. Spangenberg (1943, 1949; Spangenberg, Miiller 1949) zajmował się nimi w związku z wystąpieniem niewielkiego, okresowo eksploatowanego, złoża chromitu w Tą- padłach oraz złoża magnezytu w Sobótce. Ma- ciejewski (1963) opracował metodami petrograficznymi serpentynity Wzgórz Kiełczyńskich, które

R O G R A F I C Z N A SKAŁ B A Z Y T O W Y C H G R U P Y G Ó R S K I E J ŚLĘŻY

także były później przedmiotem badań Niem- czynow (1966). Szumlas (1963) dostarczył krótkich opisów petrograficznych tych skał z wielu miejsc masywu. Również charakterystyka petrograficzna serpentynitów z niektórych partii masywu, jak też skał im towarzyszących, zawarta jest w pracy Gajewskiego (1970), która głównie jest poświęco- na odkrytemu przez niego złożu magnezytu w Wirach.

Każdy z wymienionych autorów wprowadza podział skał serpentynitowych w zależności od zawartości zachowanych miejscami pierwotnych

(4)

składników ultrabazytu oraz wtórnych minerałów powstałych w procesie serpentynizacji, jak rów- nież w procesach późniejszych. Uogólniając wyniki ich badań j a k o główne minerały opisane w serpentynitach należy wymienić: antygoryt, chryzotyl, oliwin, diallag, tremolit, chloryty, talk, spinel chromowy, tlenki żelaza i węglany (kalcyt, dolomit, magnezyt, breuneryt). Integrując również podziały skał przez nich p o d a n e można wymie- nić następujące odmiany: perydotyt diallagowy, czyli wehrlit, perydotyt tremolitowy, dunit, serpentynit antygorytowy, serpentynit węglanowy, serpentynit chryzotylowy oraz łupek węglanowo-tal- kowy (listwenit). D o tego należy jeszcze d o d a ć odmiany zsylifikowane, powstałe prawdopodobnie w procesach hipergenicznych.

Jak z tego podziału wynika, proces serpentynizacji był niejednakowy w różnych partiach masywu i miejscami skały są typowymi serpenty- nitami, miejscami zaś zachowały oliwin i piroksen, a także powstały z nich wtórnie tremolit, co pozwala w wielu miejscach określić ich przybli- żony pierwotny charakter. Według Szumlasa (1963) najsilniej przeobrażone w procesie serpentynizacji skały występują w bardziej zewnętrznych partiach masywu oraz we wschodniej jego części.

Z wystąpień tych skał z zachowanymi czę- ściowo pierwotnymi składnikami ich składu che- micznego, jak również z cech strukturalnych i teksturalnych odmian zserpentynizowanych moż- na wnioskować, że w przeważającej części pierwotnymi ultrabazytami w masywie były perydo- tyty diallagowe, czyli wehrlity, co podkreślają wszyscy wymienieni badacze. Finckh (1928), a tak- że polscy autorzy Teisseyre, Smulikowski, Oberc (1957) wymieniają jeszcze j a k o pierwotną skałę piroksenit o składzie websterytu. Występowanie pierwotnych piroksenitów, być może o takim skła- dzie, zostało ostatnio w pewnym stopniu potwier- dzone badaniami petrograficznymi wykonanymi przez autora (1981b), jak również jego dyplo- mantów.

Zmienność skał serpentynitowych, a także sam proces ich serpentynizacji, stanowią szeroko dy- skutowane zagadnienia petrologiczne, które nie mogą być tutaj wyczerpująco rozpatrywane, po- nieważ związane są z całością procesów tworze- nia się zespołu ofiolitowego. M o ż n a tylko nad- mienić, że zdaniem Gawła (1957) serpentynity re- j o n u Ślęży powstały przez przeobrażenie skał

ultrazasadowych pod wpływem intruzji magmy gabrowej, k t ó r a dostarczyła przede wszystkim pary wodnej potrzebnej d o tych przeobrażeń.

Powstanie żył magnezytowych wymienieni autorzy wiążą częściowo z późniejszą intruzją waryscyj- skiego granitoidu.

D o szczególnie interesujących zjawisk w masywie należy występowanie nefrytu w jego najbardziej wschodniej części, koło J o r d a n o w a . Towa- rzyszy mu zleukokratyzowana strefa z całym sze- regiem minerałów, powstałych częściowo w wyni- ku metamorfizmu regionalnego, a głównie w wy- niku metasomatozy wapniowej związanej z proce- sami pomagmowymi intruzji gabrowej. Zagadnie- niem tym zajmował się Gaweł (1957) i Macie- jewski (1966), a Heflik (1967) szczegółowo zbadał współczesnymi metodami składniki mineralne tej strefy, p o d a j ą c ich genezę oraz kolejność powstawania.

Jeśli chodzi o g a b r o Ślęży, to jest to skała niezbyt zróżnicowana w swoim dużym wystąpie- niu. Wykazuje zieloną barwę, n a ogół gruboziar- nistą strukturę i masywną teksturę, chociaż w nie- których nielicznych partiach tekstura ta przybiera charakter gnejsowy. Megaskopowo widoczne są ciemnozielone słupkowate diallagi i zawile po- przerastane ze sobą szare lub bladozielonawe skupienia skaleniowe. O b r a z mikroskopowy ujawnia cechy skały metamorficznej ze znamionami kataklazy. Diallagi niekiedy dynamicznie wygięte i zuskokowane zachowały się tylko w reliktach, a w większości są zuralityzowane. Aktynolitowa hornblenda nie tylko tworzy krystalograficznie zgodne pseudomorfozy po pierwotnym piroksenie, ale często występuje w postaci drobnych, pręci- kowatych, nieprawidłowo zakończonych kryszta- łów tworzących zawiłe przerosty z sąsiadującymi plagioklazami. Te ostatnie (o miejscami zachowa- nym pierwotnym składzie labradoru 5 0 - 5 4 % An) są w zmiennym, lecz na ogół znacznym, stopniu zsaussurytyzowane t wypełnione d r o b n y m agrega- tem ziarenek zoizytu, a także epidotu. Minerały te występują także miejscami poza plagioklazami w postaci automorficznych kryształków o budowie pasowej od bogatego w żelazo pistacytu d o kli- noizytowej obwódki. Tak zmienną skałę można określić j a k o metagabro (Majerowicz 1963).

Towarzyszące tej skale od północy i północ- nego wschodu amfibolity ze względu na ich po- zycję geologiczną oraz cechy petrograficzne moż- na określić j a k o ortoamfibolity. Wyróżniono w nich kilka odmian (Majerowicz op. cit.), któ- rych naprzemianległe występowanie, charakterystyczne dla ofiolitowego członu dajek, widoczne jest najlepiej na południowym stoku G ó r y Wie- życy w odsłonięciu przy drodze na Ślężę. Ogólnie

(5)

P E T R O G R A F I A I G E N E Z A S K A I R O D I N U I T O v N Y C H 113

można je określić j a k o amfibolity afanitowe, amfiboiity porfiroblastyczne i amfibolity mikro- gabrowe. Oprócz cech strukturalnych różnią się one składem plagioklazów i hornblendy, a ich

skomplikowane kontakty z zalegającym poniżej gabrem są także typowe dla kompleksów ofiolitowych (Coleman 1977).

W A Z N I E J S Z E WYSTĄPIENIA R O D I N G I T O W N O T O W A N E W L I T E R A T U R Z E I P R O B L E M Y ICH G E N E Z Y

Wystąpienia skał rodingitowych zostały zano- towane w kilkudziesięciu miejscach na świecie, zwykle w analogicznych sytuacjach geologicznych i określonych zespołach skalnych. Autorowi nie były dostępne wszystkie aktualne prace źródłowe zajmujące się tym zagadnieniem, lecz przedsta- wione niżej najważniejsze dane z kilku petrograficznych publikacji w dostateczny sposób relacjo- nują wyniki badań i poglądy różnych autorów i są źródłem danych liczbowych.

Z ważniejszych publikacji należy przede wszyst- kim wymienić pracę Marshalla (1911 fide Milles

1950), który pierwszy nadal skałom grossularowo- piroksenowym z wezuwianem znad rzeki Roding w Australii nazwę rodingitów. Skały te zostały później bardziej szczegółowo opisane przez Gran- ge'a (1927), który wykazał, że zawierają one oprócz granatu i wezuwianu także diopsyd, zoizyt i prehnit.

Należy też wymienić wcześniejszą pracę Mur- gocciego {fide Milles 1950), który opisał w 1900 roku skały wapienno-krzemianowe masywu Parin- gu w Karpatach rumuńskich zawierające grossular, wezuwian, fassait, klinozoizyt, latryt, klino- chlor, apatyt, iimenit, rutyl i tytanit. Sugerował on, że są to wtórnie zmienione, pierwotnie zsaussurytyzowane gabra.

Opisane przez G r a h a m a (1917 fide Milles 1950) diopsydowe i wezuwianowo-diopsydowe dajki przecinające serpentynity w Black Lake Thet- ford (Quebeck) występują głównie w tych od- mianach serpentynitów, które przed serpentyniza- cją były bogate w pirokseny, będące głównym źródłem składników potrzebnych d o utworzenia rodingitu.

Występujące na Uralu i opisane przez Archi- nowa i Marenkowa (fide Milles 1950) dajki gra- natowo-piroksenowe, granatowo-wezuwianowe oraz granatowo-chlorytowe powstały, ich zdaniem, przez granatyzację pierwotnych mikrodio- rytów w procesie serpentynizacji piroksenitów, w których występują.

Benson (1919), Grange (1927), a także Turner (1933) wykazali, że rodingity występujące w serpentynitach w Nowej Zelandii powstały w wy- niku granatyzacji pierwotnych skał gabrowych,

a roztworów metasomatyzujących dostarczyły ota- czające skały ultrazasadowe w czasie procesu ich serpentynizacji.

Hutton (1943) wykazał, że granat z nowo- zelandzkich rodingitów jest hydrogrossularem.

Milles (1950) w swoim obszernym opracowaniu opisał dajki rodingitowe o grubości do kilku- dziesięciu centymetrów zbudowane z diopsydu, hydrogrossularu, wezuwianu i chlorytu z zachowanymi miejscami strukturami ofiolitowymi oraz reliktami granatyzowanych plagioklazów. Zda- niem jego plagioklazy granatyzowane były w pierw- szej kolejności, a dopiero po nich wyparta zo- stała przez granatowe tło część piroksenów. Pro- cesy te zachodziły pod wpływem gorących, po- magmowych roztworów, które powodowały ser- pentynizację otaczających skał ultrazasadowych i dostarczały przede wszystkim wapnia z rozkła- danych piroksenów.

Opisane w pracy Bloxama (1954) rodingity z okolic Girvan (Szkocja) występują w dość trud- nej d o bliższego sprecyzowania pozycji geologicznej, lecz prawdopodobnie tworzą dajki w zserpentynizowanych harzburgitach, a także pojawiają się częściowo na kontakcie tych skał z zsaussuryty- zowanym gabrem. Skała zbudowana z bardzo drobnoziarnistej masy granatowej zawiera schlo- rytyzowane pirokseny, a miejscami także duże ilości prenitu, pektolitu, kalcytu i zoizytu. Za- chowała ona ślady struktur pierwotnego gabra.

Część granatów należy prawdopodobnie do hy- drogrossularów. Ponieważ rodingity te występują w zserpentynizowanych (pierwotnych) harzburgitach, a więc skałach bardzo ubogich w wapń, autor ten uważa, że doprowadzenie tego pier- wiastka nastąpiło nie z roztworów serpentynizo- wanych ultrabazytów, lecz z innego źródła.

Szczegółowe badania mineralogiczno-petrograficzne Bilgramiego i Howiego (1960) dajki rodingitowej oraz skał ją otaczających z Hindubagh w Pakistanie pozwoliły stwierdzić, że powstanie tej skały z pierwotnej dajki dolerytowej nastą- piło przez doprowadzenie wapnia, wody, a także dwutlenku węgla oraz odprowadzenie alkaliów w procesie serpentynizacji otaczających ją pery-

15 - G e o l o g i a Sudelica X V I I I / 2

(6)

dotytów. W opracowaniu tym zostały szczegóło- w o określone takie minerały, j a k : hydrogrossular, prehnit, chloryt, diopsyd, hornblenda, tytanit oraz wypełniający wtórne żyłki ksonotlit.

Jak wynika z pracy Mtillera (1962), w serpentynitach Piz-Lunghin-Maloja (Engadin) występują obok mało zmienionych enklaw skał osadowych ofikalcyty oraz p o d o b n e w formie d o żył enklawy skał wapienno-krzemianowych, które można określić j a k o rodingity. Mogą one osiągać gru- bość d o 1 metra, a długość d o 30 metrów. Są one oddzielone od serpentynitów szorstką po- wierzchnią i w k o m p o n o w a n e w duże strefy tek- tonicznych przesunięć skał otaczających. Wśród skał wapienno-krzemianowych autor wyróżnia skały diopsydowe z niewielką ilością granatu, których powstanie związane jest z występowa- niem enklaw kalcytowych i kwarcytów, oraz rodingity o zmiennym składzie, w których wystę- puje grossular z diopsydem i wezuwianem oraz chlorytem. Wyróżnia także skały wezuwianowe z chlorytem. Skałami wyjściowymi dla wymienionych odmian były diabazy, a rodingity powstały dwuetapowo. W zewnętrznej części enklaw rodingitu obserwuje się wzbogacenie w wezuwian.

Wapń, potrzebny d o utworzenia rodingitów, po- chodził, zdaniem tego autora, nie z serpentyni- tów, lecz bogatych pierwotnie w ten składnik enklaw skał osadowych.

O'Brien i Rodgers (1973) opisują występowa- nie różnej wielkości ksenolitów, zmienionego przez sausurytyzację i albityzację, eukrytowego gabra w soczewkowatym, p o n a d 0,5 km długim, ciele serpentynitowym koło Wairere w N o w e j Zelandii.

W brzeżnych strefach tych ksenolitów utworzyły się rodingity oraz wkładki i żyły z ksonotlitem.

Składniki gabra wykazują cechy dynamicznego zaangażowania i kataklazy. Rodingity zbudowane są z diopsydu i granatu. Zawierają także chloryt i drobne ilości apatytu. Pocięte są żyłkami zbudowanymi z penninu i prehnitu. Skała wykazuje budowę strefową i około 30 cm od kontak- tu przechodzi w zsaussurytyzowane gabro. G r a n a t nie jest jednolity i część jego należy d o hydrogrossularu — hibschytu, część natomiast należy do andradydu lub uwarowitu. N a podstawie obserwacji terenowych, jak również badań mineralogiczno-petrograficznych autorzy przyjmują, że rodingit powstał wskutek metasomatycznej wymiany skład- ników między zserpentynizowanym ultrabazytem i gabrem, przy silnej tektonicznej kompresji i temperaturze zawartej w granicach 430^470°.

Temu samemu wystąpieniu poświęcona jest następna obszerna praca Leacha i Rodgersa (1978),

w której opisują oni szczegółowo metasomatyczne przemiany w wydzielonych przez nich strefach reakcyjnych. Zdaniem ich w gabrze następował wzrost zawartości Ca i H²0 , niewielki wzrost M g O , straty natomiast Si i Al, a przede wszystkim w alkaliach. W strefach perydotyt owych na- stępowało wzbogacenie w SJ i strata Ca w czasie serpentynizacji. Reakcje metasomatyczne zacho- dziły w zakresie temperatur od 260° d o 350° C, przy ciśnieniu 2 - 3 k b i stałej objętości. K a t a k l a z a i zbrekcjowanie wskazują na więcej niż jeden epizod metasomatyczny.

Coleman (1977) w swojej pracy o ofiolitach w specjalnym rozdziale poświęconym rodingitom wykazuje na odpowiednich diagramach procesy metasomatyczne, jakie zachodzą między serpenty- nizowanym ultrabazytem a bardziej kwaśnymi skałami z nim sąsiadującymi. Zdaniem jego wapń obficie występujący w rodingicie usuwany jest z ultrabazytów w czasie ich serpentynizacji, a obec- ność rodingitów w strefach tektonicznie zaangażo- wanych może być diagnostyczna dla pierwotnej natury ultrabazytu i dowodzi, że jego tektoniczne przemieszczenia zachodzą w stosunkowo niskiej temperaturze.

Capedri, G a r u t i i Rossi (1978) poświęcają rodingitom z Pindos ( N W Grecja) obszerną roz- prawę, w której stwierdzają, że skały te powstały w 2 sukcesywnych stadiach dających 2 typy ro- dingitów różniących się strukturą i składem mineralnym. Pierwszy z nich, bardziej rozpowszech- niony, powstał w głębi oceanicznej skorupy rów- nocześnie z procesem serpentynizacji. Ten typ wykazuje zachowane struktury gabra przechodzą- cego stopniowo w skałę całkowicie zrodingityzo- waną. Skały te nie są zdeformowane.

Drugi typ lub ściślej drugie stadium d o k o n a ł o się w czasie przemieszczenia oceanicznej skorupy („emplacement") na kontynent. Wykształciły się wtedy kataklastyczne rodingity zawierające hydrogrossular, ksonotlit, prehnit, węglany, epidot i nie- liczne zeolity. Rodingity, które przeszły drugie stadium, zawierają jeszcze d o d a t k o w o wezuwian, pumpellyit, pektolit, a z węglanów aragonit. Pow- stały one przy wyższych ciśnieniach.

W pracy Honoreza i Kirsta (1975) opisane są rodingity pochodzące z materiałów uzyskanych poprzez dragowanie strefy rozłamowej w środko- woatlantyckim grzbiecie. Ich próby zostały po- brane razem ze zserpentynizowanymi ultramafi- tami, zmetamorfizowanymi lub świeżymi bazalta- mi i gabroidami. Autorzy twierdzą, że oba te procesy, tj. proces serpentynizacji ultramafitów

i rodingityzacja gabroidów, odbywały się równo-

(7)

P E T R O G R A F I A I G E N E Z A S K A I R O D I N U I T O v N Y C H 115

cześnie i obie zmienione skały były przemieszcza- ne razem. Proces metasomatozy rozpoczął się w momencie, gdy ultramaficzny materiał rozpo- czął swoje podchodzenie z górnego płaszcza, lecz nie osiągnął jeszcze górnej skorupy oceanicznej.

Intruzja gabroidowych stopów mogła mieć miejsce powyżej górnego płaszcza, gdzie tworzy się m a g m a bazaltowa. Zmetasomatyzowanie gabroi- dów musiało nastąpić przed ostatecznym osiągnię- ciem ich obecnej pozycji, ponieważ żadna ze skał

bazaltowych, które je pokryły, nie wykazuje procesu rodingityzacji. Bazalty są świeże lub zme- tamorfizowane w facji zeolitowej lub zieleńco- wej i przeszły — zgodnie z współczesnymi poglą- d a m i — tylko procesy metamorficzne oceanicz- nego dna. Rodingity i serpentynity zostały sub- akwatycznie wywindowane z niższej partii oceanicznej skorupy d o ich obecnej pozycji. Nie był to, zdaniem autorów, proces jednofazowy.

W Y S T Ę P O W A N I E I C H A R A K T E R Y S T Y K A P E T R O G R A F I C Z N A R O D I N G I T U Z E Ś W I Ą T N I K Enklawa skały rodingitowej występuje w nie-

wielkim, ok. 4,5 x 15 x 5 m, całkowicie zarośnię- tym drzewami łomiku usytuowanym około 300 m na S od ostatnich z a b u d o w a ń wsi Świątniki (Majerowicz 1979a), leżącej u p o d n ó ż a łukowato skręcającego ku N E pasma wzgórz serpentynitowych należących do wschodniej części masywu G o g o ł ó w - J o r d a n ó w . W łomiku tym wśród osy- pisk glin zboczowych z gruzem skalnym odsła- niają się na ścianie południowo-wschodniej i czę- ściowo południowej żeberka skalne, zbudowane z typowych dla tej części masywu, afanitowych, ciemnoszarych, prawie czarnych serpentynitów w różnym stopniu zwietrzałych. Enklawa odpor- niejsza od serpentynitów na procesy wietrzenia została naturalnie wypreparowana i tkwiła w środ- kowej części odkrywki ok. 2 m p o n a d jej dnem.

O d k ł u t a i wydobyta ze skały macierzystej przedstawia dość nieprawidłowe, klinowato wydłużone ciało o wymiarach ok. 1 2 0 x 6 0 x 5 0 cm, które zgodnie z wydłużeniem tkwiło w położeniu ok.

250/45, a więc prawie równoleżnikowym z dość stromym upadem ku zachodowi. Autorowi znane były z wcześniejszych okresów b a d a ń terenowych jeszcze dwie znacznie mniejsze enklawy podobnej skały, które obecnie są prawdopodobnie zasypane, a odsłonięcie ich wymagać będzie prac ziemnych.

Skała b u d u j ą c a enklawę cechuje się bardzo dużą zwięzłością i rozpada się na nieprawidłowe fragmenty wzdłuż powierzchni naturalnych spękań, pokrytych nalotami uwodnionych związków żelaza.

W celu umożliwienia obserwacji zmienności strukturalnej i mineralnej powierzchnia przełamu środkowej części enklawy została podzielona na sektory oznaczone literami od A d o M zgodnie z naturalnymi spękaniami lub pęknięciami pow- stałymi przy odbijaniu jej fragmentów. Podział ten przedstawiony jest na figurze 2.

Przekrój enklawy przedstawia głównie skałę o zabarwieniu szarozielonawym, d r o b n o - i śred- nioziarnistej strukturze i na ogół bezkierunkowej

teksturze. Tylko miejscami widoczne jest smużyste ułożenie ciemniejszych od tła składników. W nie- których miejscach widoczne są afanitowe żółtawo- różowe partie o kształcie okrągławym lub soczew- ko waty m. N a większości przełamu enklawy w sza- rozielonym tle obserwuje się ciemnozielone słup- kowate lub częściej nieprawidłowo wykształcone składniki o zróżnicowanej wielkości nie przekra- czającej na ogół 1 cm <j>. Widoczne są też mi- nerały blaszkowe dochodzące d o 5 m m <j>. Nie obserwuje się wyraźniejszej zmienności skały od brzegu ku centralnym partiom enklawy. Tylko miejscami widoczna jest bardziej drobnoziarnista struktura, przechodząca stopniowo w strukturę zróżnicowaną pod względem wielkości ziarn, cha- rakterystyczną dla większości enklawy. Szczegól- nie widoczne jest to w sektorze E, a także częściowo w sektorze A, B i H. Płytki cienkie

Fig. 2

Przekrój e n k l a w y p o d z i e l o n y na sektory 1 — spękania n a t u r a l n e ; 2 - spękania sztuczne powstałe przy r o z b i j a n i u ; 3 — miej- sca p r ó b p o b r a n y c h d o analiz m i k r o m e t r y c z n y c h ; 4 — miejsca p r ó b p o b r a n y c h

d o analiz chemicznych

Cross-section of the enclave divided into the f o l l o w i n g sectors:

/ — n a t u r a l j o i n t s ; 2 — artificial fractures originated d u r i n g crushing the rock;

3 — points of sampling for micrometrical analyses; 4 ~ p o i n t s of s a m p l i n g for chemical analyses

(8)

w liczbie 30 sztuk zostały wykonane z sektorów B, C, E, H, M, przekroju przedstawionego na figurze 2 oraz z wielu innych fragmentów enklawy.

P o d mikroskopem ujawnia się wyraźniej zmien- ność strukturalna skały i widoczna jest struktura częściowo granoblastyczna, częściowo lepidobla- styczna, w wielu miejscach diablastyczna, a także poikiloblastyczna. N a ogół w większości płytek cienkich duże partie z a j m u j e izotropowe optycznie tło zbudowane z granatu, którego pojedyncze kryształki zdają się nie przekraczać 0,2 mm<J) (przeciętnie ok. 0,12 mm) (pi. I, 1). M o ż n a je odróżnić tylko dzięki występowaniu wokół nich b a r d z o wąskich otoczek (ok. 0,01 mm grubości) zbudowanych z drobnych łuseczek chlorytowych.

Łuseczki te nie zawsze otaczają pojedyncze zia- renka granatów, lecz rozrzucone są także w ca- łym granatowym tle tworząc miejscami większe wydłużone lub bezładne skupienia. Większe agregaty tego chlorytu występują także między du- żymi osobnikami trzeciego składnika, piroksenu, wypełniając w nich kataklastyczne spękania lub też penetrując zatokowo brzegi kryształów. D r o b - niejsze kryształki piroksenów są miejscami wyraź- nie wypierane przez chloryt. W niektórych płyt- kach cienkich duże blaszki chlorytu z drobniej- szymi łuseczkami tworzą dość wyraźne pseudo- mofozy po piroksenie. Chloryt jest bezbarwny i niepleochroiczny. Z a c h o w a n e duże osobniki piroksenu widoczne megaskopowo j a k o ciemnozielone kryształy wykazują przeważnie gęstą jedno- kierunkową diallagową łupliwość. Miejscami wzdłuż szczelinek tej łupliwości, podobnie jak we wspomnianych wyżej spękaniach, występują d r o b n e agregaty chlorytowe (pi. I, 2). D u ż a część piroksenów wykazuje mniej lub bardziej intensyw- ne wygięcia płaszczyzn łupiiwości, a miejscami wyraźne ich zuskokowania i rozsunięcia wypeł- nione również chlorytem (pi. I, 3 i 6). D o b r z e zachowane osobniki są na ogół bezbarwne, wtór- nie zmienione, wykazują budowę drobnoagregato- wą i przybierają barwę ciemnoszarą. Optycznie nie m o ż n a bliżej określić, na czym te zmiany polegają. Niektóre drobniejsze kryształy pirokse- nów lub fragmenty większych ziarn wykazują barwy bladozielonkawe tracąc właściwe barwy interferencyjne. P r a w d o p o d o b n i e przechodzą one w drobnołuseczkowy agregat chlorytowy.

D u ż a część piroksenów jest także b a r d z o wy- raźnie wypierana przez granatowe tło (pi. I, 4), które wciskając się zatokowo w większe osobniki pozostawia w sobie ich wyspowate resztki o jed- nakowej orientacji optycznej z osobnikiem głów- nym. Z niektórych diallagów pozostały amebo-

wato porozgałęziane relikty większych osobników.

Wezuwian, jak się wydaje, może być najmłod- szym blastycznie minerałem w tej skale. O p r ó c z drobnych kryształków występujących przeważnie w chlorytowym tle tworzy on też miejscami więk- sze osobniki o p o k r o j u mniej lub bardziej wy- dłużonych słupków, a miejscami w postaci drobnych skupień ksenomorficznych kryształów zaj- mujących duże przestrzenie między diallagami i chlorytem. Najbardziej charakterystyczne jest występowanie żyłek wezuwianowych przecinają- cych blaszki chlorytu i granatowe tło (pi. I, 5).

Żyłki te zbudowane są z dość dużych pojedyn- czych kryształów, a miejscami nabrzmiewają i prze- chodzą w skupienia zbudowane ze słupkowatych osobników prawie idioblastycznych.

B A D A N I A S K Ł A D N I K Ó W M I N E R A L N Y C H

W celu dokładniejszego określenia minerałów budujących skałę p o d d a n o niektóre z nich do- d a t k o w y m b a d a n i o m laboratoryjnym. Rentgeno- graficzne badania wyseparowanych pod lupą bi- nokularną ziarn granatów wykazały, że jest to grossular o parametrze komórki elementarnej a = 1 1 , 8 2 A . Pewne d o d a t k o w e refleksy wywoła- ne były zanieczyszczeniami chlorytowymi.

Jak w s p o m n i a n o w powyższej literaturze, w ska- łach wapienno-krzemianowych powstałych poprzez metasomatozę, a w szczególności w takich aso- cjacjach, jakie reprezentują rodingity, mogą wy- stępować hydrogranaty. Wykazali to w swoich opracowaniach między innymi Hutton, Milles, Bilgrami i Howie oraz O'Brien i Rodgers (1973).

Przeprowadzone badania spektrofotometryczne w podczerwieni granatu z rodingitu ze Świąt- nik wykazały krzywą (fig. 3) charakterystyczną dla grossularu, na której szczególnie charakterystyczne jest ostre m a k s i m u m w paśmie 615 cm '.

Nie obserwuje się pasm absorpcji w przedziale 3600-3700 c m- 1, jakie wyraźnie występują w hy- dr ogranatach zbadanych przez Żabińskiego (1966), co świadczy o b r a k u g r u p O H .

Analiza dyfraktometryczna wyseparowanego pod lupą binokularną białego lub bladozielon- kawego chlorytu pozwoliła obliczyć przybliżoną formułę krystalograficzną. Parametry komórki elementarnej (przybliżone, obliczone na podstawie refleksu 060 i refleksów 001) mają następujące wartości: a = 5,34 A , b = 9,24 A , d⁰⁰¹ = 14,18 A .

Opierając się na wartości d⁰⁰¹ (liczonej jako średnia kilku refleksów 001) oraz na rozkładzie intensywności refleksów podstawowych można za-

(9)

P E T R O G R A F I A I G E N E Z A SKAI R O D I N U I T O v N Y C H 117

Fig. 3

D i a g r a m y s p e k t r o f o t o m e t r y c z n e w podczerwieni

a: 1 - h y d r o g r o s s u l a r (hibschit) z N i k o r c m i n d a analizowany przez Żabińskiego (1966), 2 - grossular ze Ś w i ą t n i k ; b - grossular ze Świątnik IR-absorption spectra

u\ / - hydrogrossulare (hibschite) f r o m N i k o r c m i n d a (Żabiński 1966, 2 - grossulare f r o m Świątniki; h - grossulare f r o m Świątniki

p r o p o n o w a ć n a s t ę p u j ą c ą , przybliżoną formułę kry- stalochemiczną c h l o r y t u :

M g^{7 > 9} A1^v2', 30 Fe?.*,], 2,00 [ S i⁵ ,44 •i.00 [ O^{2 0} O H^{1 6}]^{3 6} Chloryt o s t o s u n k u F e całkowitego d o F e + M g =

= 0,186 oraz Si = 5,44 należy, według klasyfika- cji Heya, d o grupy szeridanitu. Potwierdza t o obliczona gęstość rentgenowska = 2,76, a z włas- ności optycznych n o r m a l n e barwy interferencyjne oraz d w ó j ł o m n o ś ć wynosząca 0,0091.

Przynależność d o grupy szeridanitu potwier- dzają również b a d a n i a derywatograficzne, a krzy- wa D T G (fig. 4) wykazuje 2 m a k s i m a a n d o t e r - miczne w temp. 620° (przy u b y t k u masy 2°/⁰) i 875° i j e d n o endotermiczne w temp. 910° C.

Wyniki te wykazują duże p o d o b i e ń s t w o d o szeri- d a n i t u występującego w rodingitach wschodniego K a z a c h s t a n u , opisanego przez Iwanową i j e j zes- pół (1974).

P r ó b a separacji czystego wezuwianu okazała się b a r d z o t r u d n a , a uzyskany materiał zawierał duże domieszki diopsydu i chlorytu. Obliczone n a podstawie b a d a ń dyfraktometrycznych p a r a - metry k o m ó r k i elementarnej wezuwianu p r z e d : t a - wiają n a s t ę p u j ą c e wartości: a = 1 5 , 5 8⁷± 0 , C i A , c = 11,836±0,01 A , V — 2876 A3. P a r a m e t r y te zostały obliczone za p o m o c ą refleksów, dla któ- rych nie zachodziła możliwość koincydencji z re- fleksami d i o p s y d o w y m i i chlorytowymi. M a j ą o n e

Fig. 4

D e r y w a t o g r a m y szeridanitu

/ - z rodingitu ze Ś w i ą t n i k ; 2,3 - zaczerpnięte z pracy I w a n o w e j (1974); 4 - z ro- dingitu z masywu S z a j t a n t a s (wschodni Kazachstan); 5 — grochowit z serpentynitów

B niszo wi ce-G r oc h owa

Thermal curves of sheridanite

/ - Świątniki rodingite; 2.3 - taken f r o m Ivanov's (1974): 4 - rodingites f r o m S h a i t a n t a s massif (eastern K az a kch sta nc ); 5 — grochovite f r o m Braszowtce-Grocho-

wa serpentinite

(10)

następujące wartości: d⁰⁰⁴ = 2,959 A , d⁴⁴⁰ =

= 2,755 A , d⁶⁰⁰ = 2,599 A .

O b o k tych refleksów wezuwianowych (a także częściowo chlorytowych) wystąpiły refleksy o war- tości d: 3,24 (29), 2,99 (77), 2, 56 (10), 2, 522 (19), 2,310 (15), 1,837 (23), 1,523 (6), 1,445 (13), 1,328 (9), które można identyfikować z diopsydem.

Badania optyczne piroksenu wykazały, że ma on cechy diallagu, w którym dominuje system łupliwości według 100 (fig. 5), a typowa dla pi- roksenów słupowa łupliwość dwukierunkowa jest prawie niewidoczna. Dwójłomność = 0,031, kąt Z/y = 38-39°, kąt 2Vy = 54°, r > v.

Badania rentgenograficzne przeprowadzone zo- stały na aparacie D R O N 2,0 produkcji radziec- kiej, a badania derywat ograficzne na aparacie M O M produkcji węgierskiej. Badania spektrofotometryczne w podczerwieni w zakresie 400- 700 cm "¹ wykonane zostały na aparacie Specord 72 IR produkcji N R D , a w zakresie 700-4500 c m "¹ na aparacie Spectronom 2000 M O M produkcji węgierskiej.

I N T E R P R E T A C J A A N A L I Z I L O Ś C I O W Y C H I Z A G A D N I E N I E G E N E Z Y S K A Ł Y

W celu ilościowego przedstawienia składników mineralnych skały rodingitowej wykonane zostały 4 analizy mikrometryczne z różnych części enklawy (oznaczonych na fig. 2 symbolami literowy- mi) i zestawione w tabeli 1.

T a b e l a 1 Skład mineralny rodingitu ze Świątnik w ° /0 o b j ę t o ś c i o w y c h

na p o d s t a w i e analiz m i k r o m e t r y c z n y c h

Mineral a s s e m b l a g e of rodingites from Świątniki (vol. % ) o n the basis of micrometrical analyses

Składnik

C o m p o n e n t X X C / 8 (C)

P r ó b a — s a m p l e X X E / 8 XX1/8

(E) (I) X X M / 8

(M)

Średnia 4 p r ó b Average Granat

Garnet 44,35 42,75 49,23 44,01 45,08

Piroksen P y r o x e n e Chloryt Chlorite

32,28

19,62

20,05

28,55 23,24

24,65

32,26

21,10

26,96

23,48 W e z u w i a n

Vesuvianite 3,75 8,49 2,72 2,40 4,34

Tlenki Fe

Fe oxides ^- 0,16 0,16 0,23 0,14

S u m a

Total 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00

Fig. 5

D i a g r a m w ł a s n o ś c i o p t y c z n y c h oraz łupliwości diallagu Optical properties and cleavage of diallage

Jak z niej wynika, najmniejsze różnice w za- wartości określonych składników skały wykazują próbki z sektorów C i M zajmujących bardziej wewnętrzną część enklawy. P r ó b k i z bardziej zewnętrznych sektorów E oraz I cechują się więk- szą zawartością chlorytu, przy czym p r ó b k a E z najbardziej zewnętrznej części enklawy m a prawie 3-krotnie większą zawartość wezuwianu niż piroksenu. Jest t o n a ogół zgodne z obserwacja- mi cytowanych wyżej badaczy, a w szczególności z badaniami Mullera (1962), chociaż nie są po- d a n e w ich opracowaniach ilościowe stosunki mineralne.

W y k o n a n e zostały także 3 analizy chemiczne skały z sektora C, K oraz L i w celu porówna- nia zestawione z analizami wybranymi z literatury, reprezentującymi rodingity z Australii, Nowej Zelandii, Pakistanu i Szkocji (tab. 2). Wszystkie cechują się małą zawartością krzemionki, zawartą w znacznej większości w granicach charaktery- stycznych dla skał ultramaficznych, niezbyt dużą i dość zmienną zawartością M g O oraz A 1203, znajdującą się na ogół w granicach charaktery- stycznych dla skał maficznych z rodziny gabra, niewspółmiernie dużą zawartością C a O oraz zni- k o m ą , niekiedy śladową zawartością alkaliów. Wa- hania w ilości głównych składników są zrozumia- łe ze względu na metasomatyczny charakter skały, a także — czego nie m o ż n a wykluczyć — ze wzglę- d u na niejednolity skład skały wyjściowej. Ponie- waż nie istnieje dotychczas klasyfikacja skał ro- ds ngitowych i nie jest także ściślej sprecyzowana ich definicja, chociaż były robione jej próby

(11)

T a b e l a 2 Skład chemiczny rodingitów ze Świątnik, Australii, N o w e j Zelandii, Pakistanu i Szkocji

Chemical c o m p o s i t i o n of rodingites from Świątniki, Australia, N e w Zealand, Pakistane, Scotland

Składniki C o m p o n e n t s

Próba — sample

X X E / 8 X X K / 8 X X L / 8 A B C D E F G H

S i 0² T i 0² A !203

F e O F e²0³ M n O C a O M g O N a20 K2O p2o5 H²O⁺ H2O C r²0³ N i O v2o3 S F e S² c o2

39,47 40,16 40,01 45,31 40,98 40,73 40,40 33,42 37,04 44,23 38,04 0,78 0,24 0,74 0,46 1,01 0,44 0,24 0,30 0,58 0,73 0,82 17,98 17,28 17,20 7,49 12,77 11,48 14,89 14,34 15,15 14,02 15,07

3,62 4,06 3,33 5,12 4,06 3,55 3,20 2,44 6,98 6,48 3,02 0,45 - 0,91 1,02 1,10 3,24 2,19 10,32 1,81 1,14 1,78 0,12 0,10 0,16 0,31 0,16 0,11 0,15 0,75 0,13 0,14 0,21 24,35 22,08 24,76 22,70 29,40 23,60 31,16 29,40 27,35 16,67 25,84

9,96 11,38 9,97 14,66 7,31 12,62 5,45 4,66 6,70 7,47 9,62 0,11 0,10 0,12 0,04 - 0,12 0,09 - 0,18 2,43 0,18 0,04 0,03 0,04 0,04 0,03 - - 0,14 0,02 0,04 0,04 0,54 1,08 0,39 0,08 0,12 0,03 0,04 - 0,09 0,11 0,25 3,19 3,68 3,26 2,65 2,68 4,04 2,10 3,63 4,04 3,75 4,19 - 0,24 0,31 0,26 0,11 - 0,21 0,21 1,15 0,003 0,003 0,002 0,26 - 0,10 -

0,007 0,009 0,006 0,03 - 0,05 -

- 0,04 _ _ _ _ _ _

_ _ _ _ _ O,02 _ _ _ _ _

_ 0,09 _ _ _ _ - -

- 0,06 0,07 0,11 0,18 - 2,69 S u m a

Total 100,62 100,20 100,89 100,47 100,13 100,30 100,20 99,40 100,28 100,11 100,20

G ę s t o ś ć

Density 3,193 3,17 3,12 3,24 3,33 _ _ _ _ _ 3,24

XXE/8. X X K / 8 , XXL/8 - rodingity as Świątnik a n a l i z o w a n o w Pracowni Z a k ł a d u Mineralogii i Petrografii U W r . : A,B - rodingity, Eulamina, Mt. Margavet Goldfield. Australia, anal. J. L>. H a y t o n ; C - g r a n a t y z o w a n e gabro, Mt. Harvey. Upper M o t u l e k a Valley, N o w a Zelandia, anal. F. T. Selyc; D - biała, zbita skala grossularowo-diopsydowa, M o t u e k a River, N o w a Zealandia, anal. R. T. Sclye; E — zbity rodingit. Lee River, N o w a Zelandia, anal. P. Marshall; F . G — drobnoziarnisty rodtngit. P a s t o k i H i n d u b a g h . P a k i s t a n ; H - rodingit, Byne Hill, Ayrshire, Scotland.

XXE/8, XXK/8, XXL/8 - rodingitcs f r o m Świątniki, anal. L a b o r a t o r y of Mineralogy and Petrography, University of W r o c l a w ; A,B - rodingites. Eulamina, Mt. Margavet Goldfield. Australia, anal. J. D. H a y t o n ; C - garnetized g a b b r o . Ml. Harvey, U p p e r M o t u l e k a Valley, New Zealand, anal. F. T. Selye; D - white, massive grossular-diopside rock, M o t u e k a River, New Zealand, anal. R. T. Sclye; E - massive rodingite. Lee River, New Zealand, anal. P. Marshall; F . G - fine-grained rodingite, Pastoki H i n d u b a g h . P a k i s t a n e ; H - rodingite, Byne Hill. Ayrshire, Scotland.

(Nelson, Lauder 1965 fide O'Brien, Rodgers 1973), więc dla celów porównawczych skład chemiczny zestawionych skał został przeliczony na skład normatywny (CIPW, tab. 3), podobnie, jak to zrobił dla analizy A i B (4 i 5 rubryka w tabeli 2) Milles (1950).

Jak wynika z przeliczeń zestawionych w tabeli, dominują tu 4 minerały n o r m a t y w n e : anortyt (z wyjątkiem p r ó b k i G, w której w y j ą t k o w o duża zawartość N a20 była powodem utworzenia labra- d o r u w miejsce anortytu), diopsyd, oliwin i ortokrzemian wapnia, które przeliczone zostały na 100.

Ujawniły się t u t a j dość duże różnice spowodo- wane zmienną na ogól zawartością omówionych wyżej składników chemicznych, a także zmienną zawartością żelaza.

Dla umożliwienia graficznego porównania zestawionych skał rodingitowych 4 główne obliczone składniki zostały zredukowane d o 3 pa-

rametrów w ten sposób, że ortokrzemian wapnia (cs) został dołączony d o diopsydu i anortytu, a w jednym przypadku został połączony diopsyd i oliwin. Te 3 kombinacje zostały przed- stawione na trójkątach koncentracyjnych, które obrazuje figura 6.

Jak z niej wynika, rodingit ze Świątnik najbardziej zbliżony jest składem chemicznym d o rodingitów z Pakistanu, a także d o rodingitu ze Szkocji.

Analizy chemiczne zostały także przeliczone na trójkąt A C F Eskoli (fig. 7), podobnie jak to zrobił Coleman (1977). Autor ten wykreślił n a diagramie pole składu rodingitów, jak można przypuścić, na podstawie niewielkiej liczby analiz.

Pole to wydaje się zbyt zawężone i zostało przez autora niniejszej pracy odpowiednio .powiększone na podstawie analiz rodingitów pochodzących z różnych wystąpień na świecie, zebranych w ta-

(12)

Tabel

X 0,3 2,5 1 1 1 1,5 40,3 8,7 16.1 23,3 5,3 1

100,0 46,4 oC 17,8 25,9 100,0

Skład normatywny rodingitów ze Świątnik, z Australii, Nowej Zelandii, Pakistanu i Szkocji (symbole prób identyczne jak w tabeli 1) Normative composition of rodingites from Świątniki. Australia, New Zealand, Pakistane and Scotland (samples designation — see table 1) Minerals XXE/8 XXL/8 XXK/8 A B C D E F G Apatyt - apatite 1,34 1,01 2,69 0,20 0,27 - 0,34 0,34 Magnetyt - magnetite 0,70 1,39 - 1,39 1,62 4,64 3,25 5,80 2,55 1,62 Ilmenit - ilmenite 1.52 1,37 0,46 0,91 1,82 0,76 0,30 0,61 1,22 1,37 Chromit - chromite - 0,45 - 0,15 - 20,44 Piryt - pyrite - - - - 0,09 - - - - - Hematyt - hematite _______ ^24 _ - Aibit - albite 20,44 Anortyt - anorthite 48,93 46,98 48,93 20,29 34,75 31,41 40,59 38,92 41,42 27,24 Diopsyd - diopside 9,08 12,53 12,03 51,07 27,48 28,73 20,14 3,92 6,38 24,26 Oliwin - oliwine 17,98 16,46 20,98 14,48 7,23 14,40 5,50 8,71 17,56 12,48 Ortokrzemian wapnia - calcium orthosilicate 17,54 17,72 12,04 8,43 23,39 15.14 27,17 31,48 26,32 2,41

vO^so

Os —

rn^so

<N

t' 1

Tl-CN

SO 1

m Os ^{r i 1} Os CO Tt 1

sO O

cT 1

<N 1 OS

OO sO m 1

so (N

ef 1

O' 1

IN

0 u + IM

<D a 1 u

1 'O

O S S 1 >>

*o o O B

£ *

Suma - total 100,28 100,74 100,81 100,17 99,71 99,62 99,43 99,31 100,04 100.28 Zespoły 4-składnikowe przeliczone na 100 — recalculated to 100 Anortyt - anorthite (an) 52,33 50,14 52,07 21,52 37,43 35,02 43,46 46,88 45,17 54,91* Diopsyd - diopside (di) 9,71 13,39 12,80 54,18 29,60 32,04 21,56 4,72 6.96 27,94 Oliwin - olivine (ol) 19,21 17,56 22,32 15,36 7,78 16,06 5,89 10,49 19,16 14,37 Ortokrzemian wapnia - calcium orthosilicate (cs) 18,75 18,91 12,81 8,94 25,19 16,88 29,09 37,91 28,71 2,78 100,00 100,0 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100,00 100.00 100,00

_4>

< | 0

S I S -a

~ w »³ 1 s N '-3 0 W

•o > s |

-O £

= - C ii

a .ts

1 s 1 1

Ł » iH H * i

^ s

5 1 t l

i O 9 § z 1

l i

_{i ź}

i

>,

•o £ 1

0 * 1 "

2, °

'K % Ź s U

* JZ

O c

(13)

beli 2. W ten s p o s ó b powstały właściwie 2 po- la o z n a c z o n e j a k o a (wykreślone przez C o l e m a n a ) oraz b (obecnie uzupełnione). Analizy rodingitów ze Świątnik znalazły się w polu b w pobliżu

rodingitów ze Szkocji (H) i N o w e j Zelandii (C i F).

W tabeli 4 zostały zamieszczone analizy chemiczne rodingitów ze Świątnik (XXE/8, X X K / 8 i XXL/8), w y b r a n e analizy serpentynitów z okolicy tej miejscowości (4-8), w y b r a n e analizy g a b r a ze Ślęży (9-11) oraz wybrane analizy ultrabazy- tów z literatury (1-3) w celu p r z e p r o w a d z e n i a przypuszczalnego, lecz nie d a j ą c e g o się całkowicie wykluczyć, bilansu tlenku w a p n i a b i o r ą c e g o nie- wątpliwy udział w procesach metasomatycznych między skałą o składzie g a b r a i serpentynizo- w a n y m i ultrabazytami. (Przeliczenie wyników analiz n a p a r a m e t r y Niggliego p o d a n o w tabeli 5).

Wiele cech s t r u k t u r a l n y c h opisanego rodingitu, a zwłaszcza z a c h o w a n e diallagi o niemal iden- tycznych cechach, j a k diallagi w gabrze Ślęży, w s k a z u j ą , że mógł on p o w s t a ć właśnie z takiej skały. J a k t o j u ż było nadmienione, w masywie G o g o ł ó w - J o r d a n ó w przeważającymi skałami p i e r w o t n y m i były wehrlity. J e d n a k wiele cech s t r u k t u r a l n y c h w s k a z u j e n a to, że część skał u l t r a z a s a d o w y c h stanowiły websteryty i p r a w d o - p o d o b n i e także Iherzolity. D l a części wehrlitów obliczył Maciejewski (1963) skład sprzed okresu serpentynizacji, k t ó r y z a c y t o w a n o w tabeli 4 ( r u b r y k a 12).

Średnia ilość C a O z a w a r t a w gabrze Ślęży ( r u b r y k a 9-11) wynosi 1 2 , 8 7 % . Średnia zawar- tość C a O dla websterytów ( r u b r y k a 1 - 3 — d a n e 7 literatury) oraz nierwotnvch wehrlitów masvwu

Fig. 7

P o z y c j a r o d i n g i t ó w na diagramie A C F

a — pole rodingitów wyznaczone przez C o l e m a n a (1977); b — poszerzone przez a u t o r a pole rodingitów; 1 - rodingity (od A d o H) zebrane z literatury według tabeli 2; 2 — rodingity (S) z e Ś w i ą t n i k ; 3 - skały p o d o b n e d o rodingitów ze

W z g ó r z Nasławickich (Kamienny Grzbiet) A C F plot of rodingites

a - field of rodingite as given by C o l e m a n (1977); b - field of rodingite extended by the a u t h o r ; I — rodingites (A to H) - d a t a f r o m literature; 2 — Świątniki rivlinsiti.c K l ' i — nvUnnit^.likp r/v.t'c frr\m fho NIaclau/int> HiUc f t f a m i o n n u CrThwtl Fig. 6

D i a g r a m y an (anortyt), di (diopsyd), ol (oliwin), cs (orto- krzemian w a p n i a )

Rodingity; / — ze Ś w i ą t n i k ; 2 — z Australii; 3 — z N o w e j Zelandii; 4 — z P a - k i s t a n u ; 5 — ze Szkocji

D i a g r a m s an (anorthite) - di (diopside) - ol (olivine) - cs (calcium orthosilicate)

Rodingites f r o m : 1 — Ś w i ą t n i k i ; 2 - Australia; 3 - New Z e a l a n d ; 4 - P a k i s t a n e ; 5 - Scotland