Strefy kontaktowe eklogitów i gnejsów w jednostkach Gierałtowa i Śnieżnika (kopuła orlicko-śnieżnicka)

Strefy kontaktowe eklogitów i gnejsów w jednostkach Giera³towa i Œnie¿nika

(kopu³a orlicko-œnie¿nicka)

Wojciech Stawikowski*

We wschodniej czêœci kopu³y orlicko-œnie¿nickiej wystêpuj¹ wtr¹cenia po czêœci zamfibolityzowanych eklogitów w ska³ach o zak³adanym ni¿szym stopniu metamorfizmu. Niejasne jest, czy tylko te metabazyty dozna³y warunków wysokich ciœnieñ, czy te¿ podleg³y im równie¿, a jeœli, to w jakiej czêœci otaczaj¹ce je gnejsy. Dla rozjaœnienia tej kwestii w 2 jednostkach tektonicznych metamorfiku Œnie¿nika przebadano strefy kontaktów eklogitowo-gnejsowych. Pomiêdzy metabazytami wraz z zawieraj¹cymi je ska³ami kwaœnymi, wystêpuj¹cymi w poszczególnych jednostkach istniej¹ wyraŸne ró¿nice w sk³adzie mineralnym, stopniu retrogresji oraz wykszta³ceniu lineacji i foliacji, sugeruj¹ce ich odmienn¹ historiê tektonometamorficzn¹. W obu jednostkach nie wykryto wskaŸników wysokociœnieniowego metamorfizmu w ska³ach okalaj¹cych metabazyty, ale te¿ nie rozpoznano w strefach kontaktowych rozleg³ych stref œcinania podatnego, œwiadcz¹cych o tektonicznym wprowadzeniu cia³ eklogitowych w gnejsy bezpoœrednio siê z nimi s¹siaduj¹ce. Wiêcej przes³anek na kontakt tektoniczny istnieje w przypadku wyst¹pienia ko³o Strachocina, w jednostce Giera³towa, gdzie ju¿ w obrêbie cia³a metabazytowego wykryto w¹skie strefy œcinania podatnego.

S³owa kluczowe: metamorfizm wysokociœnieniowy, eklogity, gnejsy, kopu³a orlicko-œnieznicka

Wojciech Stawikowski —Contact zones of eclogites and gneisses in the Giera³tów and Œnie¿nik units (Orlica-Œnie¿nik dome; SW Poland). Prz. Geol., 49: 153–160.

S u m m a r y. In Orlica-Œnie¿nik dome, intercalations of eclogites occur in rocks of generally lower degree of metamorphism. It is not clear, whether metabasites undergone high-pressure metamorphism alone, or with surrounding gneisses. Contact zones of eclogites and gneisses in two tectonic units were investigated. Metabasites and surrounding gneisses in both units show different petrologic and structural features, which suggest differences in tectonometamorphic history of the rocks from these units. No mineralogical indicators of high-pressure metamorphism in surrounding rocks were found. On the other hand, one did not find the evidence for wide ductile shear zones, which would develop during tectonic emplacement of eclogites into their host rocks. The tectonic contact is more probable in the vicinity of Strachocin (Giera³tów unit), where narrow shear zones where found inside the metabasitic body.

Key words: high-pressure metamorphism, eclogites, gneisses, Orlica-Œnie¿nik dome Mimo, i¿ badania kopu³y orlicko-œnie¿nickiej,

stano-wi¹cej najdalej na wschód wysuniêt¹ czêœæ Sudetów Zachodnich, trwaj¹ ponad 100 lat, do dziœ nie wypracowa-no zadowalaj¹cego i powszechnie przyjmowanego modelu nastêpstwa stratygraficznego buduj¹cych j¹ ska³ oraz ich ewolucji tektonometamorficznej (Don i in., 1990). Kontro-wersje wywo³uje równie¿ obecnoœæ w jej wschodnim elemen-cie — metamorfiku Œnie¿nika, wtr¹ceñ wysokociœnieniowych metabazytów. Eklogity i amfibolity z nich powsta³e wystê-puj¹ w czterech, zbudowanych g³ównie z gnejsów, jednost-kach tektonicznych (Bakun-Czubarow, 1998). Dla bli¿szego poznania tego problemu podjêto wstêpne badania w dwóch z nich. Obserwacje zosta³y przeprowadzone dla trzech wyst¹pieñ metabazytów zawieraj¹cych ods³oniêcia in situ: jednego w jednostce Giera³towa, le¿¹cego k. Strachocina i dwóch w jednostce Œnie¿nika: k. Nowej Morawy oraz k. Bielic (ryc. 1). Dotychczasowe badania petrologiczne, geochemiczne i strukturalne wysokociœnieniowych metabazytów z wymie-nionych wyst¹pieñ wykaza³y miêdzy nimi du¿e ró¿nice. Zaklasyfikowano je do ró¿nych typów litologicznych eklo-gitów (Smulikowski, 1967) i niejednakowo okreœlono ich protolity: na osadowo-tufowy dla metabazytów ze Stracho-cina (Bakun-Czubarow, 1971), a z jednostki Œnie¿nika — wapniowo-alkalicznych wulkanitów (Bakun-Czubarow, 1992b fide Broecker & Klemd, 1996). Wiek metamorfi-zmu facji eklogitowej ustalono dotychczas wy³¹cznie dla wyst¹pieñ z jednostki Œnie¿nika: bielickiego 329±6 mln lat

i nowomorawskiego 341±7 mln lat (Brueckner i in., 1991). Dziêki wykryciu pseudomorfoz po coesycie (Bakun-Czu-barow, 1992a, 1994) w czêœci eklogitów — tak¿e z jed-nostki Œnie¿nika — szczytowe warunki ciœnieniowe ich metamorfizmu okreœlono na P>25 kbar (dane te nie dotycz¹ metabazytów ze Strachocina). Z wykonanej przez Dumicza (1993) porównawczej analizy mezostruktur zawartych w metabazytach i s¹siaduj¹cych z nimi gnejsach wynika, ¿e niejednakowy jest dla wyst¹pieñ strachociñske-go i nowomorawskiestrachociñske-go zapis deformacji (w obu przypad-kach w eklogitach jest on zarazem bogatszy od zapisu w otaczaj¹cych gnejsach). Opublikowane dot¹d wyniki badañ, ³¹cznie sugeruj¹ odmienn¹ ewolucjê cia³ eklogito-wych z obu jednostek tektonicznych.

Wystêpuj¹ce w formie mierz¹cych do kilkuset metrów d³ugoœci w¹skich soczew wysokociœnieniowe metabazyty, warunkami przeobra¿eñ znacznie ró¿ni¹ siê od ska³ otocze-nia. Odbiegaj¹ zw³aszcza od suprakrustalnej serii stroñskiej, o szczycie metamorfizmu szacowanym na facjê amfiboli-tow¹ (Smulikowski, 1979; Grzechnik, 1989; Koszela, 1997; Józefiak, 1998), z której ska³ami, jak wykazuj¹ to mapy geologiczne (Kasza, 1958; Cymerman & Cwojdziñ-ski, 1986), eklogity miejscami bezpoœrednio kontaktuj¹. Zak³ada siê, ¿e równie¿ stanowi¹ce g³ówne otoczenie eklo-gitów gnejsy giera³towskie przesz³y maksymalny meta-morfizm w warunkach tej¿e facji (Ansilewski, 1973; Smulikowski, 1979); tu jednak pod uwagê nale¿y wzi¹æ wiêksz¹ podatnoœæ ska³ kwaœnych na retrogresjê, która mog³a doprowadziæ do zatarcia w nich zapisu przeobra¿eñ wysokociœnieniowych. Co wiêcej, w gnejsach bezpoœred-nio otaczaj¹cych eklogity znaleziono relikty mineralne, wskazuj¹ce na przebyty metamorfizm ultrawysokociœnie-*Instytut Geologii, Uniwersytet im. A. Mickiewicza, ul.

Maków Polnych 16. 61-606 Poznañ; konozyje@hoth.amu.edu.pl

niowy (Broecker & Klemd, 1996), analogiczny do wyzna-czonego dla tych metabazytów (Bakun-Czubarow, 1992). Sugeruje to pierwotny, przedmetamorficzny kontakt eklo-gitów i gnejsów (Smulikowski, 1967) oraz ich wspóln¹ historiê tektonometamorficzn¹. Z drugiej strony wspo-mniany wczeœniej kontrast zapisu metamorfizmu oraz wyniki analiz mezostrukturalnych s¹siaduj¹cych ska³ mog¹ wskazywaæ na tektoniczne wprowadzenie metabazy-tów w otaczaj¹ce gnejsy (Don, 1989; Dumicz, 1993).

Szczegó³owe obserwacje stref kontaktowych powinny pomóc w ustaleniu relacji metabazytów do ska³ otoczenia. W artykule przedstawiono wstêpne wyniki badañ podjê-tych przez autora dla rozwi¹zania tego problemu, uzyskane w ramach pracy magisterskiej wykonanej w Instytucie Geologii UAM w Poznaniu.

Metody badañ Pos³u¿ono siê:

1) metodami kartowania geologicznego dla zlokalizo-wania ods³oniêæ in situ kontaktów eklogitów i gnejsów oraz scharakteryzowania rozk³adu odmian obu typów lito-logicznych w strefach kontaktowych,

2) obserwacjami mezostrukturalnymi,

3) obserwacjami mikroskopowymi, przeprowadzony-mi na 42 orientowanych p³ytkach cienkich.

Wykonano te¿ wstêpne analizy w mikroobszarze czte-rech próbek metabazytów ze Strachocina oraz jednej prób-ki kontaktu gnejsu i poeklogitowego amfibolitu z wyst¹pienia k. Nowej Morawy. Dobór próbek strachociñ-skich by³ uzasadniony ich zró¿nicowaniem mineralnym oraz teksturalnym, uznawanym za efekt ró¿nego stopnia retrogresji eklogitów. Badania w mikroobszarze przepro-wadzono w Laboratorium Mikroskopii Skaningowej i Mikroanalizy Instytutu Nauk Geologicznych PAN w War-szawie na mikroskopie skaningowym Jeol, po³¹czonym z systemem EDS Link.

Charakterystyka wyst¹pieñ

Jednostka Giera³towa. Strachociñskie wyst¹pienie wyso-kociœnieniowych metabazytów, buduj¹cych centraln¹ czêœæ Mamczynej Góry — 650,2 m n.p.m. (ryc. 2), jest jednym z najwiêkszych w kopule orlicko-œnie¿nickiej. Tworz¹ one cia³o o wrzecionowatym zarysie wychodni w obrêbie gnejsów buduj¹cych strukturê fa³dow¹ alter-natywnie interpretowan¹ jako anty- (Don, 1964; Cymerman, 1988) lub synklinorium (Oberc, 1972). D³u¿sza oœ soczewy jest zgodna z biegiem wystê-puj¹cej tu foliacji. Jest ona zbudowana z amfiboli-tów, których czêœæ zawiera relikty zespo³u wysokociœnieniowego: omfacyt, granat, dysten,

zoizyt, rutyl, jasna mika i kwarc (Smulikowski,

1967). Wed³ug Smulikowskiego (1967) w sk³ad tej¿e paragenezy wchodz¹ jeszcze wystêpuj¹cy w bardzo zmiennych proporcjach wapniowy amfibol o pargasytowym sk³adzie — tzw. karyntyn oraz oligo-klaz.

W wyniku przeprowadzonych obserwacji tere-nowych wyró¿niono trzy, ró¿ni¹ce siê sk³adem

mineralnym i stopniem amfibolityzacji, odmiany metabazytów: amfibolity granatowe, amfibolity zwyczaj-ne i amfibolity ³yszczykowe. Mimo, i¿ pomiêdzy odmiana-mi obserwuje siê p³ynne przejœcia, ów uproszczony podzia³ wyra¿a jednak zró¿nicowanie warunków metamorfizmu i deformacji, zapisanych w amfibolitach.

Amfibolity granatowe jako jedyne zawieraj¹ w du¿ych iloœciach wskaŸniki mineralne, mog¹ce œwiadczyæ o przebytym przez ska³ê metamorfizmie wysokich ciœnieñ (drobnoziarniste symplektyty o nierozpoznanym sk³adzie, diablastyczne agregaty skaleniowo-amfibolowe, granaty o doœæ wysokiej zawartoœci cz¹stki piropowej (tab. 1), zo*,

ky oraz rt). W blastach granatów udzia³ Mg nieznacznie

maleje od j¹der ku obwódkom, wskazuj¹c na prawdopo-dobny ich wzrost w warunkach retrogresji i spadku ciœnie-nia. Ponadto wystêpuj¹ qtz, ol (An16–18) i amfibol o tschermakitowym sk³adzie (tab. 2), czêsto tworz¹cy poiki-lobastyczne pofiroblasty, utkane wrostkami minera³ów wysokociœnieniowych. Amfibolity granatowe, o nierozpo-znanej mezoskopowo strukturze kierunkowej, pod mikroskopem zdradzaj¹ linijne uporz¹dkowanie wysokociœ-nieniowych minera³ów s³upkowych, o czym pisa³ Smuli-kowski (1967).

Amfibolity zwyczajne, które dodatkowo podzieliæ mo¿na na porfiroblastyczne i równoziarniste, zawieraj¹ tylko fragmentarycznie zachowany wysokociœnieniowy zespó³ minera³ów, tkwi¹cych jako wrostki we wci¹¿ obec-nych w czêœci ska³ tej odmiany porfiroblastyczobec-nych poikilo-blastach tschermakitu. W amfibolitach porfiroblastycznych granaty przesz³y w diablastyczne, czêsto bardzo drobno-ziarniste przerosty skaleni i amfibolu, które z kolei prze-obra¿aj¹ siê we wtórn¹ hornblendê i plagioklaz o wy¿szej zawartoœci Ca (An40–65). Te, które przetrwa³y, s¹ nieco zubo¿one w stosunku do granatów z amfibolitów granato-wych w Mg, przy wzbogaceniu w Fe (tab.1). Podobnie zachowuj¹ siê tschermakitowe amfibole tej odmiany (tab. 2), niektóre z nich w czêœciach brze¿nych przechodz¹ w magnezjohornblendê. Rutyl stopniowo przeobra¿a siê w ilmenit, a nastêpnie tytanit (rozk³ad zawartoœci minera³ów tytanu w ska³ach strachociñskich jest, niezale¿nie od stop-nia amfibolityzacji, nierównomierny). Amfibolity zwy-czajne pochodz¹ z tych samych ska³ wyjœciowych, co

osady kredowe Cretaceous sediments gnejsy œnie¿nickie Œnie¿nik gneisses granitoidy granitoids granulity granulites gnejsy giera³towskie Giera³tów gneisses seria stroñska Stronie series

jednostka tektoniczna Giera³towa Giera³tów tectonic unit jednostka tektoniczna Œnie¿nika Œnie¿nik tectonic unit

10 km II I I II Strachocin Bielice Nowa Morawa WARSZAWA 2 0_° 50°

Ryc. 1. Lokalizacja badanych wyst¹pieñ w obrêbie metamorfiku Œnie¿ni-ka (wg Dona (1964); uproszczone)

Fig. 1. Location of investigated occurences in Œnie¿nik metamorphic unit (according to Don (1964); simplified)

amfibolity granatowe, ró¿ni¹c siê od nich tylko zaawan-sowaniem amfibolityzacji oraz stopniem deformacji. Wiêk-szoœæ ma dobrze wykszta³con¹ foliacjê oraz zbli¿on¹ do kierunku jej upadu, trudno czyteln¹ lineacjê mineraln¹ SW–NE (S>L tektonity). Wœród amfibolitów tej odmiany wykryto powsta³e w warunkach facji amfibolitowej, wystêpuj¹ce w w¹skiej strefie œcinania podatnego blasto-mylonity, których wskaŸniki kinematyczne œwiadcz¹ o zwrocie œcinania „góra” ku NE, wspominanym w odniesie-niu do metamorfiku Œnie¿nika przez Borkowsk¹ i in. (1990) i Cymermana (1997). Amfibole stanowi¹ce matriks blastomylonitów maj¹ niemal ten sam tschermakitowy sk³ad, co porfiroklasty (tab. 2), w które przekszta³ci³y siê poikiloblastyczne porfiroblasty odpowiadaj¹ce karynty-nom Smulikowskiego (1967). Fakt ten nasuwa w¹tpliwo-œci, czy porfiroblasty te mog³y wzrastaæ w równowadze z omfacytem i granatami, jak zak³ada³ ów badacz. Amfiboli-ty zwyczajne równoziarniste nie zawieraj¹ reliktów mine-ra³ów wysokociœnieniowych. S¹ œrednioziarniste i maj¹ znacznie s³abiej wyra¿on¹ wiêŸbê kierunkow¹, co wydaje siê wynikaæ z ich s³abszej dynamicznej rekrystalizacji. Foliacja jest w nich bardzo s³abo czytelna i objawia siê tyl-ko na zwietrza³ych œcianach ods³oniêæ, a lineacja nie wystêpuje (S tektonity).

Amfibolity ³yszczykowe maj¹ wyraŸnie odmienny sk³ad mineralny i charakter strukturalny od dwóch wymie-nionych odmian. Brak im prawie reliktów minera³ów wysokociœnieniowych — sporadycznie zdarza siê tylko rutyl; licznie pojawiaj¹ siê natomiast biotyt i tytanit. Sk³ad tutejszych amfiboli odbiega, zw³aszcza w zewnêtrznej czê-œci ziarn, od amfiboli wystêpuj¹cych w pozosta³ych odmia-nach amfibolitów, wskazuj¹c na bardziej zaawansowan¹ retrogresjê. W wewnêtrznych partiach maj¹ one sk³ad magnezjohornlendy, a ku brzegom przechodz¹ w Fe–Mg amfibole (tab. 2), ulegaj¹c znacznemu wzbogaceniu w Si. Przypisaæ to mo¿na reakcjom amfiboli z s¹siaduj¹cymi blastami kwarcu lub dop³ywem bogatych w krzemionkê roztworów, prawdopodobnie ze ska³ gnejsowych. Mo¿na te¿ za³o¿yæ, ¿e przemiana ta wi¹¿e siê z wymieszaniem kwaœnego i zasadowego materia³u skalnego w strefach œci-nania podatnego. Sk³ad plagioklazów (An23–47), jest tak¿e inny, ni¿ w pozosta³ych odmianach. Najmocniej te¿ zazna-czy³a siê w tych ska³ach chlorytyzacja, nasilaj¹ca siê pro-porcjonalnie do malej¹cej iloœci reliktów zespo³u metamorfizmu wysokich ciœnieñ w amfibolitach. Amfibo-lity ³yszczykowe, miejscami przechodz¹ce w gnejsy amfi-bolowe, obdarzone s¹ silnie wyra¿onymi foliacj¹ i lineacj¹ mineraln¹ zgodn¹ z jej upadem (L–S tektonity). Ostatni etap ich przeobra¿eñ zachodzi³ w warunkach statycznych — czêœæ blastów amfiboli roœnie bez³adnie w poprzek foliacji. Ska³a jest w stanie wyraŸnego braku równowagi termodynamicznej.

Kartowanie wyst¹pienia metabazytów strachociñskich wykaza³o brak wyraŸnej regularnoœci wystêpowania poszczególnych odmian amfibolitów w soczewie. Zró¿ni-cowanie ich przestrzennego rozk³adu daje siê w pe³nej roz-piêtoœci dostrzec w obrêbie pojedynczych ods³oniêæ, nie mo¿na go jednak przedstawiæ w obrazie kartograficznym. Zauwa¿ono jedynie podwy¿szony udzia³ ska³ z mezosko-powo dostrzegalnymi reliktami wysokociœnieniowymi (granatami) we wschodniej, bli¿szej stropu, czêœci cia³a metabazytowego.

Otoczenie strachociñskich poeklogitowych amfiboli-tów stanowi¹ dwie, najprawdopodobniej stopniowo w sie-bie przechodz¹ce, odmiany drobnoziarnistych gnejsów: gnejsy laminowane, zaliczane do giera³towskich (Cymer-man & Cwojdziñski, 1986) oraz gnejsy soczewkowe. Gnejsy laminowane s¹ zbudowane z naprzemianleg³ych, niekiedy zaburzonych drobnymi fa³dami warstewki kwarcowo-skaleniowych i dwu³yszczykowych o zmiennej mi¹¿szoœci. Wystêpuj¹ w nich oba typy skaleni, tak¿e per-tyty i myrmekity. Akcesorycznie obecne s¹ ap, zwi¹zki ¿elaza, grt oraz zr. Na powierzchniach foliacji czytelne s¹ dwie lineacje mineralne (S–L tektonity; ryc. 2). Miejscami jako jedyna, zaznacza siê bli¿sza kierunkowi upadu foliacji lineacja (I) SW–NE, wykszta³cona w postaci wyd³u¿onych pasm kwarcowo-skaleniowych, a podkreœlana u³o¿eniem rozproszonych w nich blaszek ³yszczyków. S¹dz¹c po for-mie, jest ona s³abo rozwiniêt¹ lineacj¹ elongacyjn¹. Oprócz niej pojawia, zw³aszcza w laminach ³yszczyko-wych, skoœna do linii upadu foliacji lineacja (II) N–S, która mog³a powstaæ w wyniku drobnoskalowych poœlizgów po powierzchniach foliacji. Miejscami nak³ada siê ona na lineacjê (I). Sp¹g amfibolitowej soczewy graniczy z wyd³u¿onym cia³em gnejsów soczewkowych, przypomi-naj¹cych gnejsy œnie¿nickie. Sk³adem mineralnym s¹ one zbli¿one do laminowanych, lecz odbiegaj¹ od tamtych tek-stur¹. Skalenie buduj¹ tu sp³aszczone soczewki, dochodz¹ce do kilku cm œrednicy. W obrêbie ods³oniêcia gnejsy to soczewkowate S>L tektonity, posiadaj¹ce wy³¹cznie lineacjê (II) N–S (ryc. 2). W zwietrzelinie znale-ziono jednak ich okruchy o silniej wykszta³conej lineacji (I).

W obrêbie cia³a metabazytowego obecne s¹ niewielkie, niekartowalne przewarstwienia gnejsów (Smulikowski, 1967). Warstwowan¹ tekstur¹, wraz z drobnoziarnist¹

40 30 30 40 45 45 40 Bi a ³a L ¹d ecka osady czwartorzêdowe Quaternary deposits gnejsy soczewkowe flaser gneisses gnejsy laminowane laminated gneisses metabazyty metabasites foliacja foliation lineacja I lineation I 45 B.L. 50 Mamczyna Góra lineacja II lineation II 200m

Ryc. 2. Szkic wyst¹pienia metabazytów ko³o Strachocina. Oparte o Cymerman & Cwojdziñski (1986), zmienione przez autora Fig. 2. Sketches of metabasite occrences in the vicinity of Stracho-cin. Based on Cymerman & Cwojdziñski (1986), modified by the author

struktur¹, przypominaj¹ one przewa¿aj¹ce w otoczeniu amfibolitów gnejsy laminowane. Niektóre wk³adki maj¹ obni¿on¹ zawartoœæ minera³ów ciemnych, a podwy¿szon¹ kwarcu, co nie zdarza siê w przebadanych gnejsach otocze-nia soczewy, a nadaje skale smu¿yst¹, b¹dŸ masywn¹ tek-sturê i jasnokremow¹ barwê. Obserwacje mikroskopowe wykaza³y w czêœci przewarstwieñ wystêpowanie reliktów minera³ów (ky, grt , rt, ph) wskazuj¹cych na zaznanie wspólnie z eklogitami epizodu wysokociœnieniowego. Brak takich reliktów, a tak¿e wystêpowanie muskowitu w gnejsach najbli¿szego otoczenia soczewy rodzi w¹tpli-woœæ, czy ska³y te maj¹ wspóln¹ z gnejsami

œródmetabazy-towymi przesz³oœæ, choæ mo¿liwe jest, ¿e

wysokociœnieniowy zapis zosta³ ju¿ tam retrogresywnie zatarty. Tê czêœæ gnejsów œródamfibolitowych charaktery-zuje obecnoœæ powierzchni foliacji pozbawionych lineacji, b¹dŸ wyposa¿onych w s³abo czyteln¹ lineacjê mineraln¹ WSW–ENE. Inne tworz¹ce wk³adki gnejsy przesz³y sil-niejsz¹ retrogresjê w warunkach facji amfibolitowej i zie-leñcowej, nie zawieraj¹ dystenu i rutylu, a jasna mika, wraz z biotytem podleg³y czêœciowej chlorytyzacji. Ich lineacja mineralna jest, podobnie jak w amfibolitach, w przybli¿e-niu zgodna z upadem foliacji. Asymetria mikrowiêŸby dostrzegalna w przekrojach równoleg³ych do lineacji wskazuje na zwrot œcinania „góra” ku SW, w re¿imie usko-ku odwróconego. Kontakt œródamfibolitowych gnejsów z metabazytami bywa zarówno ostry, jak i stopniowy, z prze-jœciowym stadium gnejsów amfibolowych.

Przejawy deformacji w metabazytowej soczewie i jej najbli¿szym s¹siedztwie, choæ niejednakowe, wyraŸnie do siebie przystaj¹. W zamfibolityzowanych metabazytach oraz gnejsach œródmetabazytowych dostrze¿ono obecnoœæ lineacji mineralnej SW–NE, zgodnej z kierunkiem upadu foliacji. Z kolei w gnejsach otoczenia na podobnie zorien-towan¹ lineacjê (I), zbli¿on¹ do kierunku upadu foliacji, na³o¿y³a siê równowiekowa lub m³odsza, wyra¿ona

g³ównie u³o¿eniem ³yszczyków, lineacja (II) N–S. Nie pojawia siê ona w metabazytach, co pod-powiada, ¿e nie wi¹za³a siê z istotnym zdarzeniem tektonicz-nym, wykszta³caj¹c siê g³ównie w uprzywilejowanych laminach ³yszczykowych. Lineacja wystê-puj¹ca w metabazytach jest prawdopodobnie odpowiedni-kiem lineacji (I), co ma uzasad-nienie w podobnej orientacji oraz elongacyjnym charakterze ostatniej, przy uwzglêdnieniu wystêpowania w ciele metaba-zytowym w¹skich stref œcinania podatnego o analogicznym kie-runku ruchów. Bior¹c pod uwagê wskaŸniki œcinania prostego i obecne usytuowanie cia³a meta-bazytowego, przemieszczenia w jego obrêbie dokonywa³y siê w re¿imie zrzutowym. Przeciwne s¹ zwroty ruchu uchwycone w ska³ach bazytowych i gnejsach tkwi¹cych wewn¹trz amfiboli-tów, w pierwszych — góra ku NE, drugich — góra ku SW, przy upadzie foliacji ku NE. Mo¿e to œwiadczyæ o proce-sach, które doprowadzi³y do kontaktu soczewy metabazy-towej i s¹siednich gnejsów, lub jedynie o niejednorodnoœci przemieszczeñ dokonuj¹cych siê tylko w obrêbie soczewy tkwi¹cej w gnejsach, podczas transportu tektonicznego wiêkszej jednostki, a wynikaj¹cej z ró¿nych cech reolo-gicznych obu typów ska³. W okolicach Strachocina brak jest ods³oniêæ z bezpoœrednimi kontaktami miêdzy metaba-zytami i gnejsami je otaczaj¹cymi, co utrudnia wnioskowa-nie na temat charakteru kontaktu.

Jednostka Œnie¿nika

Wyst¹pienia eklogitów k. Bielic i Nowej Morawy tkwi¹ w skrzydle synformy fa³dowej (Kasza, 1958, 1964). Cia³a eklogitowe wyd³u¿one s¹ zgodnie z biegiem foliacji (NNE–SSW). Wyst¹pienie nowomorawskie (ryc. 3A), wiêksze od bielickiego (ryc 3B), tworz¹ cztery wychodnie. Bez wykonania wkopów badawczych trudno stwierdziæ, czy s¹ to elementy jednej soczewy, czy te¿ zespó³ budin. Eklogity wystêpuj¹ce w obu wyst¹pieniach wykazuj¹ du¿e podobieñstwo petrograficzne (Smulikowski, 1967), rozpa-trywane wiêc bêd¹ ni¿ej wspólnie. Metabazyty jednostki Œnie¿nika nie zosta³y retrogresywnie przeobra¿one tak dalece, jak strachociñskie — da siê tu odnaleŸæ niezamfi-bolityzowane eklogity. W obrêbie wiêkszego wyst¹pienia (k. Nowej Morawy) s¹ obecne przewarstwienia gnejsów (Smulikowski, 1967). W ska³ach gnejsowych bezpoœred-nio s¹siaduj¹cych z eklogitami odnotowuje siê z kolei wtr¹cenia metabazytów, co uzasadnia pogl¹d Smulikow-skiego (1967) o pierwotnym, sedymentacyjnym po³o¿eniu tutejszych cia³ eklogitowych w obrêbie ska³ kwaœnych i ich wspólnej (ultra)wysokometamorficznej przesz³oœci.

Metabazyty jednostki Œnie¿nika ró¿ni¹ siê pod wzglê-dem stopnia retrogresji. Najlepiej zachowane eklogity z Bielic i Nowej Morawy s¹ zbudowane z granatów i omfa-cytu, od brzegów zastêpowanego drobnoziarnistymi

sym-foliacja foliation osady czwarorzêdowe Quaternary deposits 40 45 45 Bielawka metabazyty metabasites gnejsy laminowane laminated gneisses przewarstwienia metabazytowo-gnejsowe

interbedding of metabasites and gneisses

lineacja lineation ³upki schists

A

B

Ryc. 3. Szkice wyst¹pieñ metabazytów w jednostce Œnie¿nika: ko³o Bielic (A )i Nowej Morawy (B). W oparciu o Cymerman & Cwojdziñski (1986), zmienione

Fig. 3. Sketches of metabasite occrences in Œnie¿nik unit: in the vicinity of Bielice (A) and Nowa Morawa (B). (A) based on Cymerman & Cwojdziñski (1986), modified by the author

plektytami o trudnym do identyfikacji sk³adzie. Zawieraj¹ one tak¿e rt, qtz,, zr, zo i amp. W bardziej zamfibolityzo-wanych metabazytach (stadium przejœciowe) zaznacza siê przewaga diablastycznych agregatów amfibolowo-plagio-klazowych powstaj¹cych z rozpadu grt i omp. W najsilniej retrogresywnie przeobra¿onych ska³ach, tylko rzadko wystêpuj¹ce relikty granatów œwiadcz¹ o zaznanych warunkach facji eklogitowej. Obok tworz¹cych j¹ zrekry-stalizowanej wtórnej hornblendy, o sk³adzie tschermakito-wym (tab. 2) i plagioklazów (An27–35) pojawia siê w znacznych iloœciach biotyt. Retrogresjê zapisuj¹ tak¿e minera³y tytanu. O ile w eklogitach dominuje rutyl, w amfibolitach przewa¿aj¹ grudki tytanitu; przejœciow¹ form¹ jest ilmenit.

Ska³y najs³abiej zamfibolityzowane, o pozornie bez³adnym u³o¿eniu minera³ów, pod mikroskopem wyka-zuj¹ uporz¹dkowanie. Równolegle uk³adaj¹ siê minera³y s³upkowe (omp, rt) i ziarna granatów o wyd³u¿onych kszta³tach. Foliacjê w nie podleg³ych intensywnej

retrogre-sji eklogitach dostrzega siê te¿ mezoskopowo w ods³oniê-ciach, na wypreparowanych wietrzeniem œcianach. W mia-rê rosn¹cego stopnia retrogresji tekstura kierunkowa, choæ mezoskopowo ma³o wyraŸna, staje siê lepiej widoczna i g³ównie objawia siê w postaci foliacji (S>L tektonity). W silnie zamfibolityzowanych eklogitach dostrzega siê tak¿e s³abo wykszta³con¹ lineacjê w przybli¿eniu zgodn¹ z bie-giem zapadaj¹cej ku NW foliacji, co potwierdzaj¹ obser-wacje uporz¹dkowania widocznego w p³ytkach cienkich. W Nowej Morawie lepiej widaæ prawid³owoœci rozk³adu stopnia amfibolityzacji eklogitów w obrêbie wyst¹pienia. Najs³abiej retrogresywnie przeobra¿one w centrum socze-wy, ku obrze¿om przechodz¹ zwykle w amfibolity, miej-scami ca³kowicie trac¹c zapis metamorfizmu wysokich ciœnieñ. Zdarzaj¹ siê jednak tak¿e wk³adki s³abo zamfiboli-tyzowanych metabazytów ju¿ w obrêbie warstw gnejso-wych.

Ska³y otaczaj¹ce eklogity obu wyst¹pieñ to drobnoziar-niste, smu¿yste lub laminowane gnejsy przechodz¹ce ko³o

Strachocin Nowa Morawa

amfibolit granatowy PI amfibolit zwyczajny 22c amfibolit poeklogitowy 28b _gnejs

28b

œrodek brzeg œrodek brzeg œrodek brzeg

SiO2 37,7 37,51 37,24 37,45 38,56 38,94 37,42 Al2O3 21,23 21,02 20,7 20,58 21,17 21,62 20,29 Cr2O3 0,02 0 0,14 0 0 0 0,02 Fe2O3 3,29 3,16 2,68 2,54 2,04 1,43 2,69 FeO 22,29 23,13 22,38 23,1 19,36 19,8 24,98 MnO 0,71 0,4 0,8 0,43 0,43 0,32 0,77 MgO 6,5 6,17 5,73 5,15 7,22 7,12 3,51 CaO 9,51 9,28 9,68 10,16 10,98 11,14 10,51 suma 101,25 100,67 99,35 99,41 99,76 100,37 100,19 Si IV 5,78 5,80 5,87 5,88 5,92 5,93 5,9 Al IV 0,22 0,20 0,13 0,12 0,1 0,07 0,1 Al VI 3,62 3,62 3,72 3,68 3,75 3,82 3,68 Ti VI 0 0,01 0,01 0,02 0,01 0,02 0 Cr 0 0 0,01 0 0 0 0 Fe3+ _{0,38 0,37 0,25 0,3 0,24 0,16 0,32} Fe2+ _{2,86 2,99 3,02 3,03 2,49 2,52 3,3} Mn 0,09 0,05 0,06 0,06 0,06 0,04 0,1 Mg 1,49 1,42 1,21 1,2 1,65 1,62 0,82 Ca 1,56 1,54 1,72 1,71 1,81 1,82 1,78 O 23,89 23,9 23,94 23,95 23,97 23,98 23,95 alm 47,65 49,82 48,86 50,51 41,43 42,05 54,92 py 24,77 23,69 22,30 20,07 27,54 26,95 13,76 sp 1,54 0,87 1,77 0,95 0,93 0,69 1,71 uw 0,06 0,00 0,44 0,00 0,00 0,00 0,06 an 9,49 9,19 7,90 7,50 5,89 4,10 7,98 gr 16,49 16,42 18,74 20,97 24,21 26,21 21,56

Bielic w ³upki kwarcowo-skaleniowo-³yszczykowe. Ró¿-ni¹ siê one nieco w przypadku obu wyst¹pieñ i odbiegaj¹ od gnejsów ze Strachocina.

Ko³o Nowej Morawy gnejsy bogatsze w biotyt charak-teryzuj¹ siê laminacj¹, czasem lekko pomarszczon¹. Przy ni¿szej zawartoœci ³yszczyków przechodz¹ one w odmianê smu¿yst¹. Jasne warstewki tworz¹ qtz, pl, kfs i pertyty, ciemne: bt. Akcesorycznie wystêpuj¹ ti, ap, ms, zr,

mine-ra³y rudne oraz grt. WyraŸnie zaznaczaj¹ siê procesy chlo-rytyzacji. Jak wykaza³y badania mikrosondowe wybranej próbki kontaktu, inny jest sk³ad granatów z gnejsów i z poeklogitowych amfibolitów — ostatnie maj¹ dwukrotnie wy¿szy udzia³ cz¹stki piropowej, którym przewy¿szaj¹ te¿ granaty ze Strachocina. (tab.1). Wszystkim tutejszym gra-natom brak klarownej zonalnoœci sk³adu — nie daje siê dostrzec znacz¹cych ró¿nic w zawartoœci Fe i Mg

pomiê-Strachocin _Nowa

Morawa

amfibolit granatowy P I amfibolit zwyczajny 17 h amfibolit ³yszczykowy PII

œrodek brzeg porf. œrodek porf. brzeg matriks œrodek brzeg amfibolit 28b

SiO2 43,402 44,047 42,704 42,758 43,725 45,381 55,448 44,113 TiO2 0,919 0,703 1,154 0,554 0,726 0,468 0,033 1,079 Al2O3 15,158 13,408 14,837 13,323 12,280 13,745 0,289 11,543 Cr2O3 0,127 0,155 0,048 0,043 0,077 0,018 0,000 0,120 FeO 13,748 14,443 15,335 17,481 17,567 11,909 22,610 16,990 MnO 0,000 0,186 0,617 0,367 0,446 0,436 0,846 0,355 MgO 11,282 10,974 9,846 9,075 9,391 11,813 18,561 9,520 NiO 0,000 0,080 0,015 0,217 0,122 0,014 0,074 0,101 CaO 10,214 11,356 10,557 12,567 12,584 11,363 0,913 11,941 Na2O 1,855 1,644 1,181 1,025 1,024 1,180 0,000 0,980 K2O 0,867 0,656 0,831 0,553 0,568 0,472 0,029 0,651 suma 97,572 97,652 97,125 97,963 98,510 96,799 98,803 97,393 Si 6,306 6,461 6,297 6,350 6,463 6,598 7,966 6,582 Al IV 1,694 1,539 1,703 1,650 1,537 1,402 0,034 1,418 Al VI 0,901 0,779 0,876 0,681 0,602 0,953 0,015 0,612 Ti 0,100 0,078 0,128 0,062 0,081 0,051 0,004 0,121 Fe3+ _{0,453 0,272 0,449 0,441 0,371 0,245 0,084 0,239} Cr 0,015 0,018 0,006 0,005 0,009 0,002 0,000 0,014 Mg 2,444 2,400 2,164 2,009 2,069 2,560 3,975 2,118 Fe2+ _{1,087 1,454 1,378 1,730 1,800 1,189 0,923 1,881} Mn 0,000 0,000 0,000 0,046 0,056 0,000 0,000 0,015 Ni 0,000 0,000 0,000 0,026 0,011 0,000 0,000 0,000 Fe2+ _{0,131 0,045 0,065 0,000 0,000 0,015 1,710 0,000} Mn 0,000 0,023 0,077 0,000 0,000 0,054 0,103 0,030 Ni 0,000 0,009 0,002 0,000 0,003 0,002 0,009 0,012 Ca 1,590 1,785 1,668 1,999 1,993 1,770 0,141 1,909 Na 0,279 0,137 0,188 0,000 0,004 0,160 0,000 0,049 Na 0,243 0,330 0,149 0,295 0,290 0,173 0,000 0,235 K 0,161 0,123 0,156 0,105 0,107 0,088 0,005 0,124 Suma kat. 15,404 15,453 15,306 15,400 15,397 15,260 14,967 15,359 l. magnezowa 0,6674 0.6154 0.6001 0.5373 0,5348 0,6016 0,7016 0,5295

dzy j¹drami a czêœciami brze¿nymi blastów. Podobnie jak metabazyty, gnejsy przy dobrze wykszta³conej, zapa-daj¹cej ku NW foliacji, maj¹ s³abo czytelne mezoskopowo struktury linijne o orientacji subhoryzontalnej (S>L tekto-nity).

Ko³o Bielic laminacja gnejsów jest czêsto silniej wyra-¿ona, by miejscami wskutek wzrostu zawartoœci ³yszczy-ków nadaæ skale oddzielnoœæ ³upkow¹. Mi¹¿szoœæ lamin jest nieregularna, co mo¿e sugerowaæ osadowy protolit (Koz³owski i in., 1986). Tutejsze gnejsy maj¹ ten sam sk³ad, lecz inne proporcje minera³ów ska³otwórczych ni¿ te z okolic Nowej Morawy. W pobli¿u bielickich eklogitów ods³aniaj¹ siê te¿ smu¿yste gnejsy ze znacz¹cym udzia³em granatów, nie spotykane w najbli¿szym otoczeniu metaba-zytów k. Nowej Morawy. Wnioskuj¹c z kartowania po zwietrzelinie, poszczególne odmiany gnejsów p³ynnie w siebie przechodz¹ i nale¿¹ do tej samej formacji. Ich zapis strukturalny jest analogiczny do noszonego przez gnejsy nowomorawskie.

Ko³o Nowej Morawy wystêpuj¹ ponadto gnejsy tworz¹ce prze³awicenia ze ska³ami zasadowymi. Zazwy-czaj sk³adem mineralnym, struktur¹ i zapisem struktural-nym przypominaj¹ ska³y najbli¿szego otoczenia cia³ metabazytowych. Czêœæ z nich jednak, ubo¿sza w ³yszczy-ki, jest makroskopowo niemal bez³adna teksturalnie.

Kontakty gnejsów z metabazytami najczêœciej s¹ ostro wyra¿one (tak¿e w skali mikroskopowej). Bywaj¹ te¿ sil-nie sil-nierówne i rozmyte (na przestrzeni kilku mm wystêpuj¹ ska³y o sk³adzie przejœciowym), co nasuwa wniosek o ich pierwotnej, nietektonicznej naturze. Tak granicz¹ z meta-bazytami wspomniane ska³y gnejsowe o teksturze s³abo uporz¹dkowanej. Orientacja mezostruktur w wyst¹pie-niach jednostki Œnie¿nika jest wspólna dla ska³ kwaœnych i zasadowych (na powierzchni foliacji s³abo zaznaczona lineacja subhoryzontalna). Autor nie znalaz³ mikrostruktur œwiadcz¹cych o deformacjach œciêciowych, które musia³yby zaistnieæ na granicy tektonicznie zetkniêtych ska³.

Podsumowanie

Porównanie wysokociœnieniowych metabazytów z dwóch jednostek tektonicznych kopu³y orlicko-œnie¿nic-kiej, prowadzi do wstêpnego wniosku o rozbie¿noœci zapi-sów historii tektonometamorficznej tych¿e wraz ze ska³ami je otaczaj¹cymi w poszczególnych jednostkach.

Zarejestrowano znaczne ró¿nice petrologiczne: inna jest iloœæ czytelnych dowodów na przebyty metamorfizm wysokich ciœnieñ w metabazytach obu jednostek. Obfite w jednostce Œnie¿nika, w jednostce Giera³towa wystêpuj¹ resztkowo. W metabazytach k. Strachocina wspólnie z oli-goklazem licznie wystêpuj¹, nie napotkane w innych wyst¹pieniach, poikiloblasty wapniowych amfiboli o naj-czêœciej tschermakitowym sk³adzie. Oba minera³y zosta³y w³¹czone przez Smulikowskiego (1967) do paragenezy wysokociœnieniowej. Mo¿liwe zatem, ¿e w obu jednost-kach ró¿ne by³y zespo³y mineralne metabazytów powsta³e w okresach szczytu metamorfizmu, co wskazywa³oby na odmienne maksymalne warunki P–T (wy¿sze dla jednostki Œnie¿nika, gdzie znacznie mniej amfiboli wysokociœnie-niowych) lub/i ró¿ny sk³ad ich protolitów. Z drugiej strony, strachociñskie metabazyty ju¿ podczas retrogresji od facji eklogitowej mog³y przejœæ nie wystêpuj¹cy w wyst¹pie-niach jednostki Œnie¿nika etap blastezy poikiloblastycznej hornblendy tschermakitowej i oligoklazu zacieraj¹cych

zapis szczytu metamorfizmu. Wysokociœnieniowe parage-nezy mineralne w metabazytach obu jednostek, mimo ¿e mezoskopowo pozornie nieuporz¹dkowane, tworz¹ mikro-wiêŸbê œwiadcz¹c¹ o dynamicznej rekrystalizacji w warun-kach wysokociœnieniowych.

Zró¿nicowanie istnieje tak¿e pomiêdzy ska³ami leuko-kratycznymi otulaj¹cymi metabazyty w obu jednostkach. Nie w pe³ni do siebie przystaj¹ sk³adem mineralnym drob-noziarniste gnejsy. Ró¿ni¹ siê choæby zawartoœci¹ musko-witu, czêstego k. Strachocina, a w jednostce Œnie¿nika spotykanego w marginalnych iloœciach. W jednostce Gie-ra³towa ods³aniaj¹ siê ponadto w najbli¿szym otoczeniu amfibolitów gnejsy soczewkowe, a Œnie¿nika ³upki. W ska³ach otaczaj¹cych metabazyty obu jednostek nie uchwycono jasnych petrologicznych dowodów na przeby-ty przez nie etap wysokociœnieniowy, nieunikniony w przypadku wystêpowania pierwotnych kontaktów. W jed-nostce Giera³towa przemawiaæ za nimi mo¿e obecnoœæ drobnych przewarstwieñ gnejsowych w metabazytach, zawieraj¹cych niekiedy metastabilne minera³y potencjal-nie odpowiadaj¹ce warunkom facji eklogitowej (ky, grt, rt) oraz wystêpowanie ska³ o sk³adzie przejœciowym miêdzy gnejsami a metabazytami (takie mog³y jednak powstaæ równie¿ w strefach œcinania na granicy dwóch typów lito-logicznych). W przypadku jednostki Œnie¿nika, k. Bielic ryzykowne jest przypisywanie otaczaj¹cym gnejsom i ³upkom magmowej czy migmatycznej przesz³oœci gnejsów giera³towskich. Bior¹c jeszcze pod uwagê wniosek Smuli-kowskiego (1967) o osadowej genezie felsytów nowomo-rawskich, oparty na ich podobieñstwie do ska³ serii stroñskiej oraz istnienie drobnych wk³adek metabazytów w otaczaj¹cych je gnejsach, a tak¿e obecnoœæ nieostrych i nieregularnych kontaktów metabazytów i gnejsów, hipote-za Smulikowskiego o wspólnej, suprakrustalnej genezie tych ska³, a tym samym o ich wspólnej historii tektono-metamorficznej wydaje siê byæ bardziej uzasadniona. Niew¹tpliwie w przypadku obu jednostek felsyty i bazyty wspólnie dozna³y przeobra¿eñ w warunkach facji amfibo-litowej, a póŸniej podlega³y diaftorezie w facji zieleñco-wej.

Zapis strukturalny w metabazytach i ich s¹siedztwie ró¿ni siê w obu jednostkach, sugeruj¹c odmienn¹ historiê ekshumacji. W jednostce Giera³towa jest on niejednakowy dla kontaktuj¹cych typów litologicznych, lecz daje przes³anki (nie dowody) do uznania hipotezy o tektonicz-nej przyczynie ich s¹siedztwa. W drobnoziarnistych gtektonicz-nej- gnej-sach zewnêtrznych wystêpuj¹ dwie lineacje mineralne, o orientacjach SW–NE oraz N–S. Odpowiednikiem pierw-szej, zbli¿onej do kierunku upadu foliacji, jest prawdopo-dobnie lineacja wykszta³cona w czêœci bardziej zamfibolityzowanych metabazytów oraz gnejsów œródme-tabazytowych o silniejszej retrogresji. Obie lineacje wi¹zaæ nale¿y z okresem powysokociœnieniowym — warunkami facji amfibolitowej. Ponadto w zamfibolityzo-wanych metabazytach wystêpuj¹ w¹skie strefy œcinania podatnego, o re¿imie uskoku zrzutowego normalnego i zwrocie przemieszczeñ „góra” ku NE; z kolei niektóre œródmetabazytowe gnejsy notuj¹ przeciwny zwrot ruchu („góra” ku SW — re¿im nasuwczy). Tego rodzaju zró¿ni-cowanie zapisu kinematyki, które wi¹zaæ mo¿na z epizo-dem wprowadzenia metabazytów w gnejsy, da siê przypisaæ niejednorodnemu przemieszczaniu ska³ soczewy podczas wypiêtrzeniowych ruchów wielkoskalowych, kie-dy to mog³a te¿ wytworzyæ siê lineacja bli¿sza kierunkowi upadu foliacji. Wspó³wystêpowanie w metabazytach i

gnejsach otoczenia owej lineacji mineralnej o prawdopo-dobnie elongacyjnym charakterze, tak¿e sugeruj¹ce epizod wprowadzenia tektonicznego, mo¿e równie¿ wynikaæ z wielkoskalowych przemieszczeñ, które wspólnie dotknê³y kontaktuj¹ce ska³y podczas ekshumacji. Jak wykaza³y bowiem badania Cymermana (1988, 1997), lineacja elon-gacyjna o zbli¿onej orientacji wystêpuje w gnejsach ca³ej jednostki Giera³towa. W ska³ach otaczaj¹cych soczewê autor nie znalaz³ sekwencji struktur mylonitycznych, która pozwala³aby na jednoznaczne powi¹zanie wykrytych w obrêbie soczewy w¹skich stref œcinania i obecnoœci lineacji elongacyjnej z epizodem tektonicznego w³¹czenia metaba-zytów w gnejsy. Nie dostrzeg³ on spadku intenywnoœci odkszta³cenia w miarê oddalania siê od soczewy, a gnejsy z najbli¿szego metabazytów ods³oniêcia s¹ lineacji elonga-cyjnej pozbawione. W jednostce Œnie¿nika wszystkie ska³y ze sob¹ kontaktuj¹ce maj¹ s³abiej wykszta³cone ele-menty strukturalne. Na powierzchni foliacji rzadko i bar-dzo s³abo zaznacza siê lineacja (S>L tektonity) subhoryzontalna, a zarazem zgodna z wyd³u¿eniem cia³ metabazytowych. Brak tu wskaŸników kinematycznych czy zró¿nicowania zapisu deformacji, które dawa³yby pod-stawê do uznania kontaktu eklogitowo-gnejsowego za tek-toniczny. Mog³y one zostaæ zatarte przez póŸniejsz¹ rekrystalizacjê.

Wzi¹wszy pod uwagê przedstawione dane, autor s¹dzi, ¿e granice miêdzy ska³ami, które zazna³y jako warunków szczytowych metamorfizmu wysokich i œrednich ciœnieñ mog¹ znajdowaæ siê dla przebadanych wyst¹pieñ ju¿ w obrêbie ska³ leukokratycznych i nie pokrywaæ siê z grani-cami litologicznymi metabazyt/gnejs. Niewykluczone te¿, ¿e dla dwóch omawianych jednostek charakter kontaktu metabazytowo-gnejsowego jest ró¿ny: tektoniczny k. Stra-chocina, a pierwotny w jednostce Œnie¿nika.

Przeprowadzone dot¹d badania trzech wyst¹pieñ eklo-gitów nie pozwalaj¹ na wysnuwanie daleko id¹cych wniosków — problem charakteru kontaktu eklogito-wo-gnejsowego pozostaje otwarty. Umo¿liwiaj¹ natomiast sformu³owanie pytañ, na które odpowiedzi udziel¹ dalsze badania. Jak i dlaczego ró¿ni³y siê od siebie warunki szczy-tu metamorfizmu i historia retrogresji metabazytów w poszczególnych jednostkach tektonicznych kopu³y orlic-ko-œnieznickiej? Jak wiele ska³ kopu³y orlicko-œnie¿nickiej przesz³o epizod wysokociœnieniowy? Gdzie znajduj¹ siê granice miêdzy ska³ami, które uleg³y metamorfizmowi wysokociœnieniowemu, a tymi, które go nie zazna³y? Jak dosz³o do pojawienia siê ska³ wysokociœnieniowych na powierzchni?

Autor dziêkuje promotorowi pracy magisterskiej, Prof. dr hab. A. ¯elaŸniewiczowi za poœwiêcony przezeñ czas i olbrzymi¹ pomoc merytoryczn¹ oraz Dr R.Or³owskiemu, bez którego ¿ycz-liwoœci nie upora³by siê z analizami w mikroobszarze.

Literatura

ANSILEWSKI J. 1973 — Skalenie serii metamorficznej Gór Bialskich i Z³otych w Sudetach. Geol. Sudet., 7: 27–124.

BAKUN-CZUBAROW N. 1971 — Metale przejœciowe typu 3d (Sc, Ti, V, Cr, Mn, Fe, Co, Ni i Cu) w metabazytach z okolic Strachocina w Górach Snie¿nickich. Arch. Miner., 29:89–117.

BAKUN-CZUBAROW N. 1991 — Geodynamic significance of the Variscan HP eclogite–granulite series of the Z³ote Mountains in the Sudetes. Publ. Geophys. Pol. Acad. Sci., A 19: 215–244.

BAKUN-CZUBAROW N. 1992a — Quartz pseudomorphs after coesi-te and quartz exsolutions in eclogitic clinopiroxenes of the Z³ocoesi-te Mountains in the Sudetes. Arch. Miner., 48:3–26.

BAKUN-CZUBAROW N. 1992b — Variscan eclogites and HP granu-lites of northeastern Bohemian Massif SW Poland. International Geolo-gical Congress, 2: 602.

BAKUN-CZUBAROW N. 1994 — Przejawy metamorfizmu ultrawy-sokich ciœnieñ w eklogitach metamorfiku Œnie¿nika i ich implikacje geodynamiczne. Pol.Tow. Miner., Pr. Spec.: 98–101.

BAKUN-CZUBAROW N. 1998 — Ilmenite-bearing Eclogites of the West Sudetes — Their Geochemistry and Mineral Chemistry. Arch. Miner., 51: 29–110.

BRUECKNER H. K., MEDARIS L.G., BAKUN-CZUBAROW N. 1991 — Nd and Sr age isotope patterns from Variscan eclogites of the eastern Bohemian Massif. N. J. Miner. Abh., 163: 169–196. BORKOWSKA M., CHOUKROUNE P., HAMEURT J. & MARTINEAU F. 1990 — A geochemical investigation of the age significance and structural evolution of the caledonian — variscan gra-nite — gneisses of the Œnie¿nik Metamorphic Area. Geol. Sudet., 25: 1–27.

BROECKER M. & KLEMD R. 1996 — Ultrahigh-pressure metamor-phism in the Œnie¿nik Mountains: P–T constraints and geological implications. J. Geol., 104: 417–433.

CYMERMAN Z. 1988 — Objaœnienia do szczegó³owej mapy geolo-gicznej Sudetów, arkusz Strachocin i Bielice. Wyd. Geol.

CYMERMAN Z. 1997 — Structure, kinematics and an evolution of the Orlica — Œnie¿nik Dome, Sudetes. Pr. Pañstw. Inst.Geol., 156: 5–120. CYMERMAN Z. & CWOJDZIÑSKI S. 1986 — Szczegó³owa mapa geologiczna Sudetów 1:25 000, ark. Strachocin i Bielice. Wyd. Geol. DON J. 1964 — Góry Z³ote i Krowiarki jako elementy sk³adowe meta-morfiku Œnie¿nika. Geol. Sudet., 1: 79–118.

DON. J. 1989 — On the position of the eclogites within the gneisses of Miêdzygórze (Œnie¿nik metamorphic massif, Sudetes. [In] „Indicators of structural evolutin in polyphase deformed metamorphic complexes: criteria for the distinction of para and orthogneisses, the Orlica–Œnie-¿nik Dome, West Sudetes. 44–58.

DON J., DUMICZ M., WOJCIECHOWSKA I. &, ¯ELANIEWICZ A. 1990 — Lithology and tectonics of the Orlica — Œnie¿nik Dome, Sudetes — recent state of knowledge. Neues Jahrbuch für Geologie und Paleontologie — Abhandlungen, 179: 159–188.

DUMICZ M. 1993 — The history of eclogites in the geological evolu-tion of the Œnie¿nik crystalline complex based on mesostructural analy-sis. Geol. Sudet., 27: 21–64.

GRZECHNIK A. 1989 — Staurolit w ³upkach ³yszczykowych Góry Krzy¿nik ko³o Stronia Œl¹skiego. Arch. Miner., 44: 93–106. JÓZEFIAK D. 1998 — Wstêpne dane o warunkach metamorfizmu paragnejsów i ³upków ³yszczykowych serii stroñskiej (metamorfik L¹dka–Œnie¿nika) Polskie Towarzystwo Mineralogiczne — Pr. Spec., 11: 108–110.

KASZA L. 1958 — Szczegó³owa mapa geologiczna Sudetów 1:25 000, ark. Nowa Morawa. Wyd. Geol.

KASZA L. 1964 — Geology of the Upper Basin of the Bia³a L¹decka Stream. Geol. Sudet.,1: 119–167.

KOZ£OWSKI K., ¯ABA J. & FEDIUK F. 1986 — Petrologia ska³ metamorficznych. UŒl: 390;

KOSZELA S. 1997 — Marmury SE czêœci metamorfiku Snie¿nika. Geol. Sudet.,30: 59–108.

KRETZ R. 1983 — Symbols for rock-forming minerals. Amer. Miner., 68: 277–279.

LEAKE B.E., WODLEY AR., ARPS C.E.S., BIRCH W.D., GILBERT M.C., GRICE J.D., HAWTHORNE F.C., AKTO A., KISCH H.J., KRIOVICHEV V.G.,LINTHOUT K., LAIRD J., MANDARINO J.A., MARESCH W.V., NICKEL E.H., ROCK N.M.S., SCHUMACHER J.C., SMITH D.C., STEPHENSON N.C.N., UNGARETTI L. WHITAKER E.J.W. & YOUZHI G.1997 — Nomenclature of amphi-boles: Report of the Subcommittee on Amphiboles of IMA, Commis-sion on New Minerals and Mineral Names. Amer. Miner., 82: 1019–1037.

OBERC J. 1972 — Budowa geologiczna Polski. Tom IV. Tektonika, 2. Sudety i obszary przyleg³e. Wyd. Geol.

SMULIKOWSKI K. 1967 — Eklogity Gór Œnie¿nickich w Sudetach. Geol. Sudet., 3: 7–180.

SMULIKOWSKI K. 1979 — Ewolucja polimetamorficzna krystaliniku Œnie¿nika i Gór Z³otych. Geol. Sudet., 14: 7–76.