Metalogeneza podłoża podcechsztyńskiego monokliny przedsudeckiej

(1)

GEOLOGIA SUDETICA 1985, VOL. XX, NR 1. 37-11, PL ISSN U072-100X

METALOGENEZA PODŁOŻA PODCECHSZTYŃSKIEGO MONOKLINY PRZEDSUDECKIEJ

Metallogeny of pre-Zechstein basement of the Fore-Sudetic Monocline (SW Poland)

Stanisław SPECZIK

Instytut Geologii Podstawowej, Wydział Geologii Uniwersytetu Warszawskiego, ul. Żwirki i Wigury 93, 02-089 W a r s z a w a

SPIS TREŚCI

W s t ę p 38 B u d o w a geologiczna p o d ł o ż a podcechsztyńskiego monokliny przedsudeckiej 38

C h a r a k t e r y s t y k a geologiczno-zfożowa skal krystalicznych 40

Przejawy mineralizacji kruszcowej 43

Strefa p ó ł n o c n a 43 Strefa p o ł u d n i o w a 45 P r o b l e m y metalogenezy skał krystalicznych 49

C h a r a k t e r y s t y k a geologiczno-złożowa skał karbońskich 52

Procesy diagenetyczne 54 Diageneza a analiza rodzaju i genezy porowatości 57

P a l e o t e m p e r a t u r y określone na podstawie zdolności refleksyjnej witrynitu . . . . 58

Diageneza a r o z p o z n a n e asocjacje minerałów ilastych 60

Procesy epigenetyczne 61 Procesy hipergeniczne 65 P r o b l e m y metalogenezy skał k a r b o ń s k i c h 65

C h a r a k t e r y s t y k a geologiczno-złożowa skał czerwonego spągowca 67

Skały klastyczne 68 P r o b l e m y metalogenezy skał klastycznych czerwonego spągowca 70

Skały wulkaniczne 71 Mineralizacja kruszcowa 74

P r o b l e m y metalogenezy w u l k a n i t ó w czerwonego spągowca 75

C h a r a k t e r y s t y k a geochemiczna b a d a n y c h skał 77 M e t a l o g s n e z a na tle rozwoju geologicznego podłoża podcechsztyńskiego monokliny przed-

sudeckiej 80 Uwagi o genezie cechsztyńskich złóż miedzi 85

Literatura 90 S u m m a r y 97

S T R E S Z C Z E N I E N a podstawie charakterystyki geologiczno-złożowej skał przedcechsztyńskich p o d ł o ż a monokliny przedsudeckiej w y r ó ż n i o n o dwie epoki metalogeniczne: pre- k a m b r y j s k ą i kaledońsko-waryscyjską. Kaledońsko-waryscyj- ską epokę metalogeniczną p o d z i e l o n o na pięć e t a p ó w : ka- ledoński i waryscyjskie A, B, C i D. E t a p kaledoński za- znaczył się w podłożu m o n o k l i n y nieznacznie z uwagi na monocykliczny r o z w ó j geosynkliny kaledońsko-waryscyjskiej.

R o z p o z n a n e dwie fazy mineralizacji h y d r o t e r m a l n e j wieku sudecko-kruszcogórskiego i asturyjskiego t o etapy waryscyjskie A i B. Przejawy mineralizacji związane z wulkanizmem saalskim zaliczono d o etapu C, zaś etap D o d p o w i a d a

przekształceniom diagenetyczno-infiltracyjnym zachodzącym w okresie czerwonego spągowca.

O k r e ś l o n o potencjał metalogeniczny poszczególnych formacji skalnych podłoża podcechsztyńskiego, co w konsekwen- cji umożliwiło przedstawienie opinii co d o źródła i drogi, jaką metale ciężkie zostały włączone w łupki miedzionośne.

Przyjęto wieloźródłowy c h a r a k t e r dostarczonych metali oraz ich stopniową koncentrację w wyniku procesów erozji, diagenezy, infiltracji i ługowania. Szczególną rolę w procesach ługowania metali odgrywały solanki chlorkowe powstałe w procesach diagenezy skał karbońskich, a także w wyniku infiltracji wód meteorycznych w osady czerwonego spągowca.

(2)

38 S T A N I S t . A W S P E C Z I K

Transgresja morza cechsztyńskiego uwolniła zasobne w metale solanki zawarte w podziemnych zbiornikach „aquifers".

Proces dostarczania solanek obejmował z a r ó w n o okres sedymentacji łupku miedzionośnego, j a k i jego wstępnej diagenezy.

Strefy facji R o t e Faule były miejscem oddziaływania tych solanek na łupki miedzionośne, co tłumaczy obserwowaną zmienność przestrzenną warstwowych złóż metali p o ł u d n i o - wo-zachodniej Polski.

WSTĘP

Podstawowym celem przedstawionych badań jest geologiczno-złożowa charakterystyka skał pod- łoża podcechsztyńskiego monokliny przedsudeckiej, jak również określenie stopnia ich perspekty- wiczności dla poszukiwań złożowych oraz ustale- nie związków metalogenicznych pomiędzy podło- żem a znaną mineralizacją cechsztyńską. Osado- wa geneza łupków miedzionośnych jest, jak się wydaje, wystarczająco u d o k u m e n t o w a n a . Źródło i droga miedzi dostarczonej d o zbiornika są natomiast przedmiotem hipotez i spekulacji nau- kowych. Skały będące obiektem b a d a ń obejmują bardzo szeroki interwał czasu od p r e k a m b r u p o czerwony spągowiec i występują na wielkim obszarze, a także składa się na nie duże bogactwo różnych typów petrograficznych. W pracy omó- wiono analitycznie wcześniej publikowane (czę- ściowe) wyniki badań nad formacjami karboński- mi. Szerzej u d o k u m e n t o w a n o natomiast nowsze badania skał karbońskich, a w szczególności róż- nowiekowych skał krystalicznych i osadowo-wulkanicznych formacji czerwonego spągowca, które nie były dotychczas prezentowane.

Główną metodą badań były obserwacje mi- kroskopowe w świetle przechodzącym i odbitym, uzupełnione w przypadku minerałów kruszcowych pomiarem zdolności refleksyjnej, mikrotwardości (Juszko 1966) oraz metodą trawień rozpoznaw- czych i odbitek stykowych. Materiał d o tej części prac objął około 1200 preparatów polerowanych oraz blisko 700 płytek cienkich.

P o n a d 200 płytek podwójnie polerowanych oraz 80 separowanych mono- i polimineralnych prepa- ratów do dekrepitacji p o d d a n o analizie termo- barogeochemicznej. Szeroko stosowano analizę rentgenostrukturalną zarówno w przypadku trud- nych d o jednoznacznego określenia minerałów występujących w obrębie żyłek, składników miaroli skał wulkanicznych, j a k i spoiwa skał osadowych

(ponad 100 analiz). Często odwoływano się d o metody stolika uniwersalnego Fiodorowa, zwłasz- cza przy rozpoznawaniu żelazistych węglanów.

Badania geochemiczne skał w y k o n a n o dla 80 próbek. P o n a d t o wyseparowano kilka p r ó b siarcz- ków, które p o d d a n o b a d a n i o m geochemicznym, w tym izotopowym. P o m o c n e w ilościowym okreś- leniu stopnia diagenezy skał karbońskich okazały się także: analiza elektronomikroskopowa prze- strzeni porowej (45 prób) oraz oznaczenia zdol- ności refleksyjnej witrynitu (25 prób). Analizę rentgenostrukturalną p r z e p r o w a d z o n o stosując preparaty proszkowe na dyfraktometrze D R O N - 1,5 przy promieniowaniu CuK,, z zastosowaniem filtra niklowego. Wyniki interpretowano na podstawie kartoteki A S T M . Badania elektronomikro- skopowe p r o w a d z o n o na aparacie Tesla BS 300.

Ogółem sprofilowano przeszło 180 otworów wiertniczych, z czego 127 p o d d a n o szczegółowym b a d a n i o m mineralogiczno-petrograficznym. Poza stosunkowo nielicznymi pracami publikowanymi, głównym źródłem informacji były opracowania archiwalne Instytutu Geologicznego, przemysłu naftowego, j a k również d a n e zawarte w doku- mentacjach geologicznych otworów wiertniczych.

Realizacja tej pracy nie byłaby możliwa bez życz- liwego stosunku kierownictwa Instytutu Geolo- gicznego, które udostępniło większość materiałów wiertniczych, jak również finansowo wspierało znaczną część badań. P o d o b n e wyrazy wdzięcz- ności należą się również pracownikom Z O G

„ G e o n a f t a " oraz Przedsiębiorstw Poszukiwań N a f - towych w Pile, Zielonej Górze i Wołominie.

W pracy zastosowano geologiczno-strukturalną terminologię Oberca (1978), posiłkując się w sto- sownych przypadkach paleomorfologiczną nomen- klaturą Karnkowskiego et al. (1978). Pojęcia tek- stura i struktura stosowano zgodnie z termino- logią anglosaską.

B U D O W A GEOLOGICZNA P O D Ł O Ż A P O D C E C H S Z T Y Ń S K I E G O MONOKLINY PRZEDSUDECKIEJ

W budowie obszaru przedsudeckiego na pół- stanowią usztywnione, wielokrotnie sfałdowane nocny wschód od uskoku środkowej Odry zazna- i częściowo zmetamorfizowane utwory geosynkliny czają się dwa piętra strukturalne. Dolne piętro bajkalsko-kaledońsko-waryscyjskiej, natomiast gór-

(3)

M E T A L O G E N E Z A P O D Ł O Ż A M O N O K L I N Y P R Z E D S I J D E C K I F J 39

ne piętro — nieskonsolidowane i słabo zaburzone utwory permskomezozoiczne — monoklina przedsudecka (Sokołowski 1967, 1975; Kłapciński 1972).

Precyzyjniej granicę pomiędzy piętrami m o ż n a umieścić na kontakcie a u t u n u (typowa molasa) i saksonu wykształconego j a k o osad platformowy.

M o n o k l i n a przedsudecka od północnego wschodu i północy graniczy z niecką szczecińsko-łódzko- -miechowską, na zachodzie przedłuża się poza granicę państwa, natomiast od wschodu jej zasięg jest ograniczony umowną linią Niemodlin-Lubli-

niec.

Badania geofizyczne (Guterch et al. 1975) pozwoliły określić wgłębną budowę skorupy ziem- skiej na tym obszarze. Strefa u s k o k o w a środko- wej Odry pokrywa się z głębokim rozłamem Odry, zaś położone na północ od rozłamu Odry synklinorium Rawicza i jednostka Krotoszyn-Wolsztyn oddzielone są od strefy brzeżnej orogenu waryscyjskiego uskokiem Dolska. Obie te jednostki, stanowiące waryscyjskie eksternidy (Pożaryski 1975), odpowiadają obszarowo zasięgowi m o n o - kliny przedsudeckiej. Część centralna platformy paleozoicznej, położona na północ od uskoku Dolska a przylegająca d o cokołu starej platformy wschodnioeuropejskiej, ma — w opinii tego autora — formę rowu tektonicznego, charakterystyczną dla interkontynentalnych systemów ryftowych. Po- łożenie tego obszaru pomiędzy czołem waryscydów a krawędzią stabilnego obszaru starej platformy wskazuje na czasowy związek tego rowu z za- padliskiem przedgórskim waryscydów. Pożarski i Brochowicz (1979) określili tę strefę j a k o aula- kogen środkowopolski.

Za początek formowania się podłoża przed- cechsztyńskiego monokliny należy uznać okres pogotyjski a przedbajkalski, kiedy to miał miejsce rozpad subkontynentu wschodnioeuropejskiego (Pożaryski, Kotański 1979). Niezgodne ułożenie k a m b r u na eokambrze Łużyc (Oberc 1972), jak też obecność skał zasadowych i ultrazasadowych w otoczeniu bloku • sowiogórskiego wskazują na istnienie na tym obszarze geosynkliny, a następ- nie orogenu starobajkalskiego. U f o r m o w a n i e no- wej geosynkliny nastąpiło p r a w d o p o d o b n i e na przełomie p r e k a m b r u i paleozoiku. Za relikty d n a oceanicznego może być u z n a n a formacja spilito- wo-keratofirowa Łużyc i G ó r Kaczawskich. W pod- łożu monokliny przedsudeckiej i obszarów obrze- żających ją od północy i wschodu utwory karbonu dolnego, dewonu i starszego paleozoiku są silnie sfałdowane i przefałdowane ze starszym pod- łożem. Możemy tu z łatwością wyróżnić waryscy- dy, natomiast t r u d n o wydzielać kaledonidy, na

których obecność może także wskazywać wystę- powanie szczątków organicznych w skałach o głę- bokim metamorfizmie (Gunia 1976). P o pewnym zahamowaniu sedymentacji w wyniku ruchów ka- ledońskich tworzą się miąższe osady górnego dewonu i kulmu o charakterze częściowo molaso- wym I fliszowym. N a obszarze Polski brak jest typowego rowu przedgórskiego waryscydów (Żeli- chowski 1972). W związku z tym nie osadziła się na obszarze przedsudeckim starsza molasa 0 większej miąższości. Młodsza molasa (autuńska) spoczywa miejscami na orogenie waryscyjskim, a także tworzy strefę znacznej miąższości (do

1000 m) ciągnącą się równolegle d o czoła ekster- nidów waryscyjskich.

Efektem tak zarysowanego rozwoju omawia- nego obszaru jest bardzo zróżnicowany relief późnowaryscyjski, co znalazło swoje odbicie w wy- różnieniu szeregu jednostek geologiczno-struktu- ralnych (Grocholski 1975; Oberc 1978) oraz pa- leomorfologiczno-tektonicznych (Sokołowski 1967;

Pokorski 1976; Górecka et al. 1977; Karnkowski et al. 1978).

W interpretacji geologiczno-strukturalnej relie- fu późnowaryscyjskiego zaznaczają się dwa pod- stawowe podejścia. Jedno reprezentują Krawczyń- ska-Grocholska i Grocholski (1976) widząc nastę- pujący rozwój geologiczny podłoża monokliny przedsudeckiej w starszym paleozoiku: na terenie synklinorium Rawicza miała (ich zdaniem) miejsce luka stratygraficzna obejmująca ordowik, sylur 1 dewon. Utwory starszego paleozoiku, które osa- dzały się na podłożu labilnym głównie na obszarze bloku przedsudeckiego i jednostki Krotoszyn- Wolsztyn, miały zostać sfałdowane i zmetamorfizowane w strefie płytkiej. W czasie fazy f r a n k o ń - skiej (reussyjskiej) nastąpiła inwersja: na terenie synklinorium Rawicza powstało zapadlisko, w któ- rym tworzyły się osady terrygeniczne. Transgresja górnodewońska utrzymywała się na tym obszarze do dolnego turneju. Zdaniem tych autorów for- macje karbońskie wyklinowują się na północ od uskokowej strefy Odry w kierunku jednostki Krotoszyn-Wolsztyn, w związku z czym przyjmu- ją oni, że k a r b o n leży transgresywnie na skałach epimetamorficznych. Jednostka Krotoszyn-Wol- sztyn rozdzielałaby zatem zarówno karbońskie, jak i permskie zbiorniki sedymentacyjne. Pozosta-

łe bloki podłoża krystalicznego zapadałyby scho- dowo na N E i SW.

W opinii Oberca (1978) na obszarze monokliny obserwuje się rozwój syluru i dewonu oraz w większości ciągłość sedymentacji dewonu z kar- bonem, tektonikę fałdową i wergencję północną

(4)

skierowaną na zewnątrz wiązki fałdów waryscyjskich. N a podstawie struktur i tekstur sedymen- tacyjnych uważa on, że utwory dolnego karbonu są osadem geosynklinalnym o charakterze fliszowym. D o podobnych konkluzji dochodzi Kłapciń- ski (Górecka et al. 1977, 1978). a także Speczik (1979a, 1980). Zdaniem Cwojdzińskiego (1980)

synorogeniczna waryscyjska formacja fliszowa pow- stawała w rynowatych obniżeniach o silnej subsy- dencji, towarzyszących strefom wypiętrzanym.

Przez analogię d o obszarów przyległych za do- minujący reżim sedymentacyjny uważa on flisz turbidytowy oraz olistostromy.

CHARAKTERYSTYKA G E O L O G I C Z N O - Z Ł O Ż O W A SKAŁ KRYSTALICZNYCH

Przedstawiona w tym rozdziale grupa skał obejmuje występujące w podłożu monokliny przedsudeckiej granitoidy oraz różnego rodzaju skały metamorficzne wieku od prekambru p o karbon.

Za najstarszy w podłożu monokliny przedsudeckiej uważany jest metamorfik środkowej Odry, repre- zentowany przez skały magmowe, bądź o dużym stopniu zmetamorfizowania, jak gnejsy, łupki łysz- czykowe i hornfelsy. Utwory te są zaliczane przez Oberca (1978) d o piętra starokadomijskiego. Od-

powiednikiem piętra młodokadomijskiego miałyby (zdaniem tego autora) być szarogłazy nawiercone w profilach Strużka-1 i Brzozów-1, a także skały epimetamorficzne jednostki Krotoszyn-Wolsztyn.

Oberc nazwał je warstwami ze Święciechowej i za- liczył na podstawie podobieństwa litologicznego d o e o k a m b r u typu małopolskiego. Sokołowski (1967) natomiast jest skłonny zaliczyć utwory mu- łowcowo-ilaste i szarogłazy z otworu Brzozów-1 d o dewonu-dolnego k a r b o n u , zaś Górecka (Górec-

Fig. 1. Lokalizacja badanych profili wiertniczych, w których nawiercono skały krystaliczne, w tym starsze od k a r b o n u . ł — profile wiertnicze: 2 - wypiętrzenia antyklinalne w obrębie p o d ł o ż a m o n o k l i n y przedsudeckiej (za Obercem 1978):

A - j e d n o s t k a Krotoszyn-Wolsztyn; B — antyklina Trzebnica-Bielawy; C — j e d n o s t k a D o b r z e n i a ; D — synklinorium Rawicza Situation of examined boreholes that penetrated crystalline rocks and older than C a r b o n i f e r o u s . / - boreholes; 2 - anticli- nal swells in the basement of the Fore-Sudetic Monocline (after Oberc 1979): A — Krotoszyn-Wolsztyn Elevation; B -

Trzebnica-Bielawy Anticline; C — D o b r z e ń U n i t ; D - Rawicz Synclinorium

(5)

Tabela 1. Wyniki b a d a ń mineralogicznych i petrograficznych w skałach krystalicznych lub starszych od k a r b o n u podłoża monokliny przedsudeckiej

Condensed results of mineralogical and petrographical studies in crystalline or older than Carboniferous rocks of the basement of the Fore-Sudetic Monocline

G r a n i t o i d y - G r a n i t o i d s

G ł ó w n e typy petrograficzne

Main p e d o - graph ic types

Procesy przeobrażeń Processes of

alteration

Mineralizacja — Mineralization ' P r ^ D a a a n y ^ s k a ł

interwał (m)

_ ... , T h e age of Profil, studied

t h e rocks interval (m)

G ł ó w n e typy petrograficzne

Main p e d o - graph ic types

Procesy przeobrażeń Processes of

alteration

T y p genetyczny Genetic type

Skład utworów mineralnych Mineral composition

Wiek mineralizacji Age of mineralization

1 2 3 4 5 6 7

Przy bor ow ice-1 waryscyjski granit chlorytyzacja, h y d r o t e r m a l n o - kalcyt, chloryt, hematyt waryscyjski

1472,2-1475,0 serycytyzacja,

k a r b o n a t y z a c j a , hematytyzacja

- p o m a g m o - wa, m a g m o - wa

piryt, markasyt hematyt, magnetyt, mar-

tyt, ilmenit

K a n i ó w - 1 waryscyjski fyllit kwarco- chlorytyzacja. h y d r o t e r m a l n a , kalcyt, kwarc, anhydryt, waryscyjski 1376-1393 wo-skalenio- albityzacja, p r z e o b r a ż o n a piryt, chalkopiryt, Ii-

wy od 1376- kalcytyzacja, hipergenicz- monit, getyt, hydrohe- 1382 dalej procesy hi- nie matyt, kupryt, miedź

granit pergeniczne r o d z i m a

Ługów o-2 waryscyjski granit serycytyzacja, m a g m o w a hematyt, martyt, ilmenit

2846,2-2874,3 mikroklini-

zacja

piryt, pirotyn

chlorytyzacja p o m a g m o w o - -hydroter- m a l n a

kwarc, skaleń potasowy węglany, chalkopiryt, galena, hematyt

waryscyjski

Gościszowice staro-wa- granit m o n z o - serycytyzacja, m a g m o w a hematyt, magnetyt, ilmenit waryscyjski 333,5-346,0 ryscyjski n it owy albityzacja

granodioryt kaolin izacja, chlorytyzacja, procesy hipergeniczne

h y d r o t e r m a l n a kalcyt, kwarc, ankeryt piryt, pirotyn, chalkopiryt, galena

Nowiny starowa- granodioryt serycytyzacja, m a g m o w a hematyt, magnetyt, mar- waryscyjski

263,0-300,3 ryscyjski chlorytyzacja,

albityzacja, procesy hipergeniczne

hipergeniczna

tyt ilmenit

leukoksen, rutyl, limonit markasyt

K ą t n a - 1 p r e k a m - gnejsy d o serycytyzacja, m a g m o w a hematyt, piryt, pirotyn p r e k a m -

1357,0-1791,3 bryjsko- 1660.0 dalej chlorytyzacja, bryjsko-

-kale- granodioryty k a r b o n a t y - -kale-

d o ń s k i zacja

h y d r o t e r m a l n a kwarc, kalcyt, dolomit, ankeryt, syderyt, hematyt, piryt, chalkopiryt

d o ń s k i waryscyjski

Laskowice IG-1 p r e k a m - granodioryty, serycytyzacja, h y d r o t e r m a l n a kwarc, kalcyt, ankeryt, waryscyjski 1753,5-1850,8 bryjsko- gnejsy gra- k a r b o n a t y - dolomit, syderyt, piryt,

-kale- n o d i o r y t o w e zacja, proce- molibdenit, chalkopi-

d o ń s k i sy hiperge-

niczne

ryt, pirotyn, sfaleryt, melnikowit-piryt, waleryt, markasyt, hematyt

Skały metamorficzne i p r z e d k a r b o ń s k i e — M e t a m o r p h i c and pre-•Carboniferous rocks

Święciechowa-1 starszy łupki kwarco- k a r b o n a t y z a c j a metasomatycz- kwarc, kalcyt, ankeryt, kaledoński, 2648,0-2776,8 pałeozoik wo-serycyto- n o - h y d r o t e r - adular, chalcedon, pi- starowa-

we, kwarco- m a l n a ryt, chalkopiryt, tetra- ryscyjski

wo-serycyto- edryt, sfaleryt, chalko-

wo-albitowe zyn, kalcyt, ankeryt, he-

matyt

(6)

1 2 3 4 5 6 7

Żak o w o - l starszy łupki kwarco- penetracja m e t a s o m a t y c z - kwarc, kalcyt, ankeryt, waryscyjski 2219,0-2371,7 paleozoik wo-serycyto- m e t a s o m a - n o - h y d r o t e r - chloryt, hematyt

Ż a k o w o - 3 we, kwarcy- tyczno-hy- m a l n a

2228,3-2298,3 ty, fyllity d r o t e r m a ł n a

Ż a k ó w o-4 m e t a m o r f i c z n a hematyt

2228,7-2232,5

Lutol IG-1 górny łupki kwarco- h y d r o t e r m a l n a kwarc, kalcyt, anhydryt waryscyjski

1427,5-1482,0 dewon, wo-łyszczy- chloryt, hematyt

t u r n e j kowe, kwarcyty, piaskowce poli- miktyczne

Sieciejów IG-1 górny łupki ilaste h y d r o t e r m a l n a kwarc, hematyt waryscyjski 1114,0-1126,0 dewon, sfyllityzowa-

t u r n e j ne miejscami wapniste

Klępinka IG-1 górny łupki ilaste, hematytyzacja h y d r o t e r m a l n a kalcyt, ankeryt, kwarc, waryscyjski

457,4-798,2 dewon wapienie hematyt, piryt, chalko-

piaszczyste. piryt, sfaleryt, bornit

łupki sfylli- syndiagene- piryt, markasyt

tyzowane tyczna

wapniste

Jędrzychówek p r e k a m - gnejsy łyszczy- chłorytyzacja m e t a m o r f i c z n a h e m a t y t , piryt, grafit, prekam-

353,5-365,7 bryjski kowe, łupki iimenit bryjsko-

łyszczykowe -kale-

d o ń s k i p o m a g m o w o - piryt, pirotyn, molibdenit, waryscyjski

-hydroter- kwarc, chloryt, kalcyt, m a l n a melnikowit-piryt, chal-

kopiryt, k u b a n i t , arsenopiryt, lelingit, k o b a l - tyn, a n t y m o n i t

P o g a l e w o Wielkie p r e k a m - łupki dwułysz- hematytyzacja h y d r o t e r m a l n a kalcyt, ankeryt, hematyt, kaledońsko-

160,0-205,5 bryjski czykowe piryt - s t a r o w a -

ryscyjski łupki bioty- procesy hiper- m e t a m o r f i c z n a grafit, h e m a t y t p r e k a m b r y j -

towe geniczne sko-kale-

d o ń s k i Polkowice S-192 p r e k a m - łupki biotyto- h y d r o t e r m a l n o - kwarc, kalcyt, chloryt, s t a r o w a - 1107,0-1126,7 bryjski we, łupki bio- - m e t a s o m a - chalcedon, hematyt ryscyjski

tytowo-chlo- tyczna

rytowe, łup- ki kalcytowo-serycyto- wo-hematy- towe

Dobrzeń-1 kaledoński, amfibolity, chłorytyzacja, m e t a m o r f i c z n a magnetyt, h e m a t y t kaledoński 1605,0-1609,0 wary- łupki bioty- hematyty-

scyjski towe zacja

h y d r o t e r m a l n a kalcyt, ankeryt, syderyt, waryscyjski kwarc, chalcedon, chlo-

ryt

Jenkowice-1 k a r b on waki lityczne, fyllityzacja h y d r o t e r m a l n a kwarc, kalcyt, ankeryt, waryscyjski

1571,0-1578,0 iłowce, are- hematyt

nity sub- kwarcowe, sfyllityzowa- ne w zmiennym stopniu

(7)

1 2 3 4 5 6 7 D ą b r o w a - 1 k a r b o n ilowce, iłowce fyllityzacja h y d r o t e r m a l n a kwarc, kalcyt, ankeryt, waryscyjski

1713,0-1721,7 wapniste,

lityczne w z m i e n n y m stopniu sfyl- lityzowane

hematyt

Łuczyna-2 kaledoński, zieleniec chlorytyzacja, h y d r o t e r m a l n o - kalcyt, kwarc, chloryt, waryscyjski 1676,0-1677,0 waryscyj-

ski

hematytyzacja

- m e t a s o m a - tyczna

hematyt

Jagodzin-1 kaledońsko- kwarcyty, łupki serycytyzacja zmet amorfizo- grafit, piryt, hematyt kaledońsko- 2487,0-2619,2 -warys-

cyjski

k w a r c o w o - -serycytowe

w a n a

h y d r o t e r m a l n a kwarc, dolomit, kalcyt, baryt, sfaleryt, chalkopiryt, piryt, galena

-starowaryscyjski waryscyjski

Wężowice IG-1 p r e k a m - łupki łyszczy- k a r b o n a t y z a c j a , m e t a m o r f i c z n o - kalcyt, ankeryt, syderyt, p r e k a m b r y j - 1023,7-1508,5 bryjsko- kowe, amfi- hematyty- - m e t a s o m a - epidot, aktynolit, sko-kale-

-kaledoń- bolowe, zacja t^czna kwarc, piryt, chalkopi- doński

sko-wa- k w a r c o w o - ryt, arsenopiryt, pirotyn

ryscyjsk: -skaleniowe

łupki margliste, h y d r o t e r m a l n a kwarc, kalcyt, dolomit waryscyjski

skały krze- baryt, chalkopiryt, piryt

m i o n k o w e , sfaleryt

piaskowce s u b a r k o z o w e

U w a g a : Wyniki b a d a ń profilów Babimost-1, Brenno-1, Czeszów-4, Brzozów-1, Strużka-1 zostały przedstawione wcześniej Speczik 1979a).

ka et al. 1977) stwierdziła w górnym odcinku profilu u t w o r ó w z otworu Strużka-1 sporomorfy wyższych poziomów westfalu. Krawczyńska-Gro- cholska {fide Grocholski 1972) wyodrębniła ze skał epimetamorficznych jednostki Krotoszyn-Wol- sztyn sporomorfy, których obecność może suge- rować przynależność tych skał d o starszego paleozoiku. N a młodszy (karboński) wiek znacznej grupy skał epimetamorficznych wskazują prace litostratygraficzne Speczika (1979a, 1980). Ostatnie b a d a n i a Kłapcińskiego (inf. ustna — 1983) zdają się potwierdzać obecność skał prekambryjskich wśród skał epimetamorficznych jednostki Kroto- szyn-Wolsztyn.

Najstarszymi u d o k u m e n t o w a n y m i paleontolo- gicznie utworami monokliny przedsudeckiej są skały f r a n u i famenu z profilu Klępinka IG-1, oraz sąsiadującego profilu Jelenin IG-1 (Chorow- ska 1978). Skały z profilu Klępinka IG-1 d o nie- d a w n a uważane były za kambryjskie (Milewicz, K o r n a ś 1971).

Badaniami objęto próbki skalne z 21 profilów wiertniczych (fig. 1). Ponieważ dla znacznej części tych skał opisy petrograficzne są zawarte we wzmiankowanej literaturze, petrografię ich p o d a n o ogólnie (tab. 1), przedstawiając bliżej jedynie ich charakterystykę geologiczno-złożową.

P R Z E J A W Y M I N E R A L I Z A C J I K R U S Z C O W E J

N a podstawie litologii Górecka et al. (1979) wyróżniają dwie strefy występowania skał krystalicznych : północną ze skałami epimetamorficznymi jednostki Krotoszyn-Wolsztyn i południową repre- zentowaną przez skały magmowe lub w dużym stopniu zmetamorfizowane.

STREFA PÓŁNOCNA

W tej strefie badaniami objęto skały z profilów Żakowo-1, 3 i 4, Święciechowa-1, Babimost-1 i Brenno-1. Skały epimetamorficzne leżą t a m bez- pośrednio pod utworami czerwonego spągowca lub k a r b o n u (Święciechowa-1). Najwyższy stopień metamorfizmu wykazują łupki kwarcowo-serycyto- wo-albitowe i kwarcowo-serycytowe z profilu Świę- ciechowa-1. W profilach Żakowo-1, 3 i 4 roz- p o z n a n o fyllity o strukturze blastopelitowej i teksturze łupkowatej. Zasadniczo bardziej gruboziar- niste skały z profilów Brenno-1 i Babimost-1 re- prezentują różnego rodzaju przejścia od skał osadowych silnie zdiagenezowanych do słabo sfyllity- zowanych. N a podstawie przesłanek litologicznych zaliczono te skały do dolnego k a r b o n u (Speczik

1974), co zostało częściowo u d o k u m e n t o w a n e

(8)

stwierdzeniem w skałach z profilu Babimost-1 sporomorf młodszego paleozoiku (Krawczyńska- Grocholska, Grocholski 1976).

W profilu Święciechowa-1 stwierdzono intere- sującą mineralizację epigenetyczną w obrębie wy- raźnie młodszych spękań przebiegających pod ką- tem zbliżonym d o foliacji. Są to pirytowe żyłki typu impregnacyjnego i śródfoliacyjnego (pi. I, /), kwarcowo-węglanowe, miejscami z zielonym chlorytem, adularem i chalcedonem o stosunkowo ostrych kontaktach ze skalą otaczającą (pi. I, 2).

Nie zaobserwowano istotnego wpływu tej mineralizacji na wcześniej zmetamorfizowaną skałę. Wśród minerałów kruszcowych stwierdzono piryt, chalkopiryt, tetraedryt, chalkozyn, bornit i sfaleryt. Piryt jest głównym składnikiem tej paragenezy, jego

ziarna są w większości automorficzne, również w ziarnistych agregatach wykazuje on po trawie- niu duży stopień automorfizmu. Znaczna część pirytowych agregatów ziarnistych jest skataklazo- wana. Spękania w pirycie wypełnione są młod- szymi minerałami — chalkopirytem i tenantytem.

P o n a d t o piryt, któremu towarzyszą d r o b n e wpryś- nięcia sfalerytu i bornitu (pi. I, 3), jest obra- stany przez skupienia chalkopirytu. Chalkopiryt jest wyraźnie anizotropowy, sfaleryt zaś charakte-

ryzuje brak jasnych refleksów wewnętrznych, co może sugerować mezotermalne środowisko krystalizacji. Wpryśnięcia t o m b a k o w e g o bornitu wystę- pujące w chalkopirycie są najmniej częstym skład- nikiem paragenezy. Tenantyt jest mniej liczny od chalkopirytu i występuje jedynie w formie żyłe-

Tabela 2. Wyniki analizy t e r m o b a r o g e o c h e m i c z n e j w skalach krystalicznych podłoża m o n o k l i n y przedsudeckiej Results of termobarogeochemical analysis in crystalline rocks of the basement of the Fore-Sudetic M o n o c l i n e Profil wiertniczy

i głębokość p o b r a n i a próby (m) Drilling profile, depth of collecting

the sample (m)

Minerał, jego f o r m a występowania, opis inkluzji Mineral, its m o d e of occurrence, description of inclusion

T y p h o m o - genizacji T y p e of ho- mogenization

T e m p e r a t u r a h o m o g e n i-

zacji (° C) T e m p e r a t u r e of h o m o g e n i - zation (° C) 1

Święciechowa-1 kwarc z żyłki typu impregnacyjnego, gazowo-ciekłe, pierwotne w ciecz 160-170 2660,1

Ż a k o w o-l kwarc z żyłki kwarcowo-węglanowej, gazowo-ciekle z ciekłym C 02, w ciecz 160-180

2254,1 pierwotne

Ż a k o w o - 3 kwarc mleczny ze strefy s ą s i a d u j ą c e j z żyłką, gazowo-ciekłe, pierwotne w ciecz 190-200 2285,0

2285,2 kwarc z łupku, inkluzje w t ó r n e ułożone w linie, gazowo-ciekłe, kil- kanaście p o m i a r ó w dla różnych inkluzji

w ciecz 200-250

Laskowice IG-1 kwarc z żyłki, gazowo-ciekłe, pierwotne w ciecz 190-200

1849,1

1837,1 soczewkowaty kwarc mleczny, gazowo-ciekłe i ciekło-gazowe pierwotne w ciecz 200-210 w gaz 240-250 Polkowice S-192 k w a r c z żyłki z a w i e r a j ą c e j chloryt i chalcedon, gazowo-ciekłe, pier- w ciecz 105-120

1123,2 wotne

kwarc z centralnej partii żyłki, gazowo-ciekłe, pierwotne w ciecz 205-220

D ą b r o w a - 1 kwarc z żyłki, gazowo-ciekie, pierwotne w ciecz 135-160

1720,1

1719,6 kwarce z łupku, liczne inkluzje w t ó r n e ułożone w linie przebiega- jące poprzecznie d o tekstury, gazowo-ciekle, w t ó r n e

w ciecz 220-240

Łuczyna-2 kwarce z żyłki, gazowo-ciekłe, pierwotne w ciecz 115-165

1676,6

1676,8 kwarc mleczny tworzący soczewy w skale, inkluzje o cechach pier- wotnych, gazowo-ciekłe

w ciecz 220-240 Jagodzin-1 kwarc z żyłki, gazowo-ciekłe, ciekło-gazowe, pierwotne część w gaz 240-250

2589,0 część w ciecz

Wężowice IG-1 kalcyt z żyłki (II faza mineralizacji), gazowo-ciekłe, pierwotne w ciecz 115-120 1426,0

kwarc z żyłki, gazowo-ciekłe, pierwotne w ciecz 135-160

kwarc mleczny tworzący żyły śródfoliacyjne, wtórne, częściowo pier- w ciecz 265-280

wotne, ciekło-gazowe w gaz 320-340

(9)

czek zabliźniających agregaty pirytowe. Ma on barwę szarą z niebieskawym odcieniem i wykazuje lekką anizotropię.

Niska zdolność refleksyjna chalkozynu, jak i inne cechy optyczne oraz występowanie w formie zastąpień chalkopirytu i tetraedrytu sugerują wtórne, być może hipergeniczne pochodzenie tego minerału. N a kontaktach minerałów płonnych i kruszcowych nie zaobserwowano procesów korozji i zastępowania. Interesująca w zespole mine- rałów płonnych jest obecność adularu o charak- terystycznym sektorowym wygaszaniu światła. Dla próbki z głębokości 2660,1 m wykonano oznaczenie termobarogeochemiczne (tab. 2). Stwierdzono tu w pryzmatycznym kwarcu liczne inkluzje gazowo-ciekłe, dwufazowe i trójfazowe z ciekłym C 0². Wszystkie one homogenizowały w zakresie temperatur od 160 d o 170° C.

Zabliźnione przez żyłki kwarcowo-węglanowe spękania w profilach Żakowo-1, 3 i 4 przebiegają pod dużym k ą t e m 50 d o 90°, a na ich kontakcie ze skałą otaczającą zaznacza się rozległa strefa przeobrażeń hydrotermalnych. R o z p o z n a n o kalcyt i ankeryt; minerały kruszcowe reprezentowane są przez drobnodyspersyjny hematyt. Badania termobarogeochemiczne p r e p a r a t ó w z profilu Żakowo-3 ujawniły, że zarówno skała w całej swojej masie, jak i żyłki zawierają b a r d z o liczne inkluzje gazo-

wo-ciekłe, nierzadko z ciekłym CO2. W skale tworzą one rozległą strefę odpowiadającą zapewne przebiegowi frontu metasomatozy hydrotermalnej.

Inkluzje układają się w liniowe struktury, w któ- rych poszczególne inkluzje obecne są w kilku lub kilkunastu sąsiadujących ze sobą ziarnach kwarcu.

Uzyskane temperatury homogenizacji obejmują przedział od 160 d o 250 ° C (pi. I, 4). Przy czym wyższe temperatury homogenizacji uzyskano w skale, a nie w żyłkach.

STREFA P O Ł U D N I O W A

Strefa południowa występowania skał krystalicznych, znacznie rozleglejsza od północnej; obejmuje skały metamorfiku środkowej Odry, jednostki Dobrzenia i antykliny Trzebnica-Bielawy. Wy- stępują w tej strefie granitoidy oraz różnego rodzaju skały metamorficzne.

Granitoidy bloku przedsudeckiego znane są od dłuższego czasu z rejonów Strzegomia-Sobótki, Strzelina oraz Niemczy. Ostatnio stwierdzono ich występowanie w innych miejscach bloku przedsudeckiego oraz n a monoklinie przedsudeckiej. W kie- r u n k u od granicy państwa ku wschodowi grani-

toidy zostały nawiercone w otworach wiertniczych Guben-2, Przyborowice-1, Kaniów-1, Żarków-2, Żarków-4 oraz Ługowo-2 (granitoidy gubińskie — Sachanbiński 1980). Dalej w kierunku południowo- -wschodnim (na bloku przedsudeckim) nawiercono granodioryty w profilu Gościszowice IG-1, a w po- bliżu kontaktu z monokliną granodioryty z pro- filów Niegosławice i Leszno Dolne. P o n a d t o stwierdzono otulone hornfelsami granodioryty z profilu Buczyna S-74 oraz granodioryty z profilu Nowiny

(granitoidy szprotawskie — Sachanbiński 1980).

N a j d a l e j na wschód wysunięte są granodioryty okolic Wrocławia, gnejsy i granodioryty z profilu K ą t n a - 1 , granodioryty z profilu Chrząstawa-1 oraz nieco bardziej położonego na południe profilu Laskowice IG-1 (granitoidy wrocławskie — Sa- chanbiński 1980).

Granitoidy gubińskie. Badaniami objęto grani- toidy z profilów Przyborowice-1, Kaniów-1 i Łu- gowo-2. Liczne są w nich szczeliny tektoniczne nachylone pod dużym kątem od 40 d o 90°, wy- pełnione przez kalcyt, hematyt i chloryt. Hematyt cechuje się różnym stopniem rekrystalizacji od typowej śmietany hematytowej po zbite agregaty utworzone z wyraźnych blaszek hematytu. Spora- dycznie w zakątkach pomiędzy minerałami skało- twórczymi stwierdzono zmartytyzowany magnetyt z grubymi odmieszaniami ilmenitu (pi. I, 5) oraz izolowane t r ó j k ą t n e ziarna przeobrażonego ilmenitu. P r a w d o p o d o b n i e w wyniku znacznego przeo- brażenia stropowych partii granitoidów prawie nie zachowały się minerały siarczkowe. Taki typ mineralizacji hydrotermalnej przeobrażonej w procesach hipergenicznych był już wcześniej opisany z profilu Kaniów-1 (Speczik 1979a). Minerały siarczkowe stanowią tam zaledwie relikty w mine- rałach hipergenicznych oraz mają słabo zdefinio- wane własności optyczne. Wśród reliktów ozna- czono piryt i chalkopiryt, w grupie zaś minera- łów hipergenicznych limonit, getyt, hydrohematyt, hematyt, kupryt i miedź rodzimą. Występujący obok węglanów w żyłkach z tej strefy drobnoziarnisty anhydryt ma zapewne charakter wtórny

(infiltracyjny).

W profilu Ługowo-2 stwierdzono nieliczne me- takryształy pirytowe, silnie przeobrażony pirotyn oraz melnikowitowo-pirytowe agregaty popirotynowe wyspowo rozrzucone w tle skalnym. W żył- ce kwarcowo-skaleniowej — nieliczne inkluzje chalkopirytu i galeny. W materiale z profilu Przyborowice-1 poza pirytem i agregatowym mar- kasytem, który swoim charakterem sugeruje pochodzenie popirotynowe, nie stwierdzono innych materiałów siarczkowych.

(10)

Granitoidy szprotawskie. Przebadano granitoidy z profilów Gościeszowice IG-1 (blok przedsudecki) oraz Nowiny (monoklina przedsudecka). Skały te, jak i inne granitoidy z tego rejonu, zostały okreś-

lone na podstawie składu mineralnego i cech tek- sturalnych j a k o granodioryty (Osika 1961; Wyży- kowski 1961; Majerowicz 1974; Kłapciński et al.

1975; Oberc 1978). Niniejsze badania potwierdza- ją obserwacje dotyczące profilu Nowiny. W przy-

p a d k u profilu Gościszowice IG-1 wyniki analiz chemicznych i mikrometrycznych skłaniają d o za- liczenia omawianych granitoidów d o granitów monzonit owych.

Z uwagi na znaczny stopień przeobrażeń (pi. I, 6) mineralizacja magmowa i p o m a g m o w a tych skal została w znacznej mierze zatarta. Mi- neralizacja tlenkowa jest reprezentowana przez hematyt, hematyto-ilmenit (pi. II, 1), pseudomor- fozy martytowe po magnetycie i produkty rozpadu tlenkowych minerałów żelaza i tytanu. Minerali- zacja siarczkowa poza reliktami pirytu i pirotynu w cieście skalnym oraz pirytu (pi. II, 2), chalkopirytu i galeny w żyłkach kwarcowo-ankeryto- wych nie zachowała się. W partiach stropowych profilu Nowiny w żyłkach węglanowych, zabliźnia- jących szczeliny tektoniczne, a nachylonych pod

kątem od 30 d o 80°, obecny jest pospolicie pie- rzasty markasyt typowy dla środowiska hiperge- nicznego oraz uwodnione tlenki żelaza. Obserwa- cje próbek podwójnie polerowanych nie ujawniły w tych żyłkach obecności inkluzji gazowo-ciekłych, co także może sugerować wtórny, niskotempera- turowy i hipergeniczny charakter tych wypełnień.

Granitoidy wrocławskie. Badaniom p o d d a n o gnejsy i granodioryty z profilów K ą t n a - 1 i Lasko- wice IG-1. Mineralizację kruszcową rozpoznano zarówno w gnejsach, gnejsach granodiorytowych, jak i granodiorytach. Występuje ona w obrębie krótkich, zmiennej grubości żyłek kwarcowo-wę- glanowych zabliźniających spękania lub okrągłych, soczewkowatych, agregatowych wpryśnięć krusz- ców na powierzchniach spękań międzyławicowych.

P o n a d t o stwierdzono minerały kruszcowe w soczewkowatych wystąpieniach mlecznego kwarcu.

W sąsiedztwie żyłek z a n o t o w a n o także drobne izolowane kryształki kruszców rozlokowane po- między minerałami skałotwórczymi.

Analizując budowę żyłek kwarcowo-węglano- wych można zauważyć, że minerały kruszcowe występują w nich bezpośrednio na kontakcie z gnej- sami wespół z kwarcem, natomiast węglany (kalcyt, dolomit, ankeryt i sporadycznie syderyt) wy- pełniają centralne partie żyłek. N a powierzchniach

oddzielności skał łupkowatych zaobserwowano cie- niutkie impregnacyjne żyłki pirytowe przebiegające zgodnie z foliacją. Zespół minerałów kruszcowych, stwierdzony w profilu Kątna-1, jest stosunkowo ubogi. Przeważa piryt, w nieznacznych ilościach obecny jest słabo przeobrażony pirotyn, spora- dyczne są wpryśnięcia chalkopirytu w pirycie i masie hematytowej. Licznie występuje natomiast hematyt, który jest istotnym składnikiem wielu żyłek mineralnych przebiegających na ogół pod dużym k ą t e m od 40 d o 90°.

Bardzo ciekawą i r ó ż n o r o d n ą mineralizację zaobserwowano w profilu Laskowice IG-1. Stwier- dzono tu następujące minerały siarczkowe: piryt, molibdenit, chalkopiryt, pirotyn, sfaleryt, melnikowit-piryt, waleryt, markasyt, a z minerałów tlenkowych hematyt i sporadycznie ilmenit. P o n a d t o w świetle odbitym zarejestrowano obecność grafitu w gnejsach granodiorytowych. Zastanawiająca z p u n k t u widzenia genezy tych skał jest znikoma obecność tlenkowych minerałów żelaza i ich tekstury. Hematyt z górnych części profilów ma charakter drobnoziarnistych impregnacji i jest związa- ny z procesami wietrzeniowymi. Blaszkowy hematyt z żyłek jest zapewne hydrotermalny. Wymie- nione minerały kruszcowe występują zarówno w skale, jak i głównie w żyłkach polimineralnych zabliźniających szczeliny tektoniczne. Częste są cienkie żyłki wyłącznie kruszcowe (piryt i pirotyn), przecinające się w różnych kierunkach, j a k o utwory 2 i 3 generacji.

Zniekształcenie blaszek molibdenitu, jak rów- nież spękania w pirotynie zabliźnione przez młod- sze minerały sugerują, że krystalizowały one j a k o pierwsze w opisywanej paragenezie. Następnie prawie równocześnie krystalizowały piryt, chalkopiryt i sfaleryt. W trakcie ich precypitacji miała zapewne miejsce zmiana chemizmu środowiska, któ- ra zaznaczyła się procesem zastępowania pirotynu melnikowitem. W końcowym etapie krystalizacji tworzył się chalkozyn i markasyt. Obec- ność polimineralnych skupień pirytowo-markasy- towych może świadczyć o częstych zmianach śro- dowiska od alkalicznego po zdecydowanie kwaśne w końcowym etapie mineralizacji.

Skład i cechy teksturalno-strukturalne utworów kruszcowych i ich stosunek d o skał ościennych są typowe dla mineralizacji hydrotermalnej. Wyko- rzystała ona d r o b n e spękania i mikroszczelinki w obrębie już ukształtowanego kompleksu gnej- sów i granodiorytów. Żyłki ciągną się bez zmian przez gnejsy i granodioryty. Mineralizacja ta jest zatem w wyraźny sposób nałożona na omawiany

(11)

kompleks skał. Tekstury minerałów kruszcowych wskazują, że krystalizowały one w zakresie śred- nich i niskich temperatur. Maksymalne temperatury homogenizacji inkluzji gazowo-ciekłych w kwarcu żyłek hydrotermalnych wynoszą od 250 d o 260 ° C (pi. II, 3).

Skały metamorficzne. P r z e b a d a n o skały z pro- filów wiertniczych Lutol IG-1, Sieciejów IG-1, Klępinka IG-1, Jędrzychówek IG-1, Polkowice S-192, Pogalewo Wielkie, Dobrzeń-1, Dąbrowa-1, Łuczyna-2, Jagodzin-1 i Wężowice IG-1.

Strefa środkowej Odry. Skały z profilów Siecie- j ó w IG-1 i Lutol IG-1 są litologicznie i petro-

graficznie zbliżone d o skał z profilu Klępinka IG-1. Jest zatem p r a w d o p o d o b n e , że odpowiadają górnodewońskim (ewentualnie górny dewon-tur- nej) skałom z Klępinki. D o m i n u j ą c a w tych ska- łach jest mineralizacja typu impregnacji i żyłek hematytowych (pi. II, 4). W profilu Klępinka IG-1 stwierdzono także mineralizację pirytowo- -chalkopirytową ze sporadycznym sfalerytem i bor- nitem (Speczik 1979a).

W obrębie gnejsów i ł u p k ó w łyszczykowych z profilu Jędrzychówek przebiegają w różnych kierunkach cienkie zanikające żyłki kwarcowo- -chlorytowe z rozetkowym chlorytem o strukturze sferolitycznej. Z żyłkami tymi związana jest sto- s u n k o w o obfita mineralizacja kruszcowa, która mniej intensywnie przejawia się w całej skale.

R o z p o z n a n o piryt, pirotyn, magnetyt, melnikowit- -piryt, melnikowit-markasyt, chalkopiryt, arsenopiryt, lelingit, sfaleryt, kubanit i antymonit (pl.

II, 5). Najliczniejszy jest piryt tworzący izolowane automorficzne metakryształy o średnicy od 1 d o 2 m m lub ziarniste agregaty kryształów, często spękane i zabliźnione przez inne minerały kruszcowe, zwłaszcza markasyt, chalkopiryt i sfaleryt. Pirotyn szczególnie częsty jest w gnejsach bezpośrednio k o n t a k t u j ą c y c h się z żyłkami. Ce- chuje go znaczny stopień przeobrażeń i poprzez melnikowit-markasyt i melnikowit-piryt przecho- dzi on w agregat pirytowo-markasytowy. N a sto- s u n k o w o wysokie temperatury p o c z ą t k u krystalizacji paragenezy minerałów kruszcowych mogą wskazywać listewkowate wrostki kubanitu w chalkopirycie oraz struktury odmieszania chalkopirytu w sfalerycie. Sporadycznie z a n o t o w a n o arsenopiryt i lelingit na peryferiach agregatów pirytowych.

Obecność antymonitu stwierdzono tylko w jed- nym preparacie, gdzie kończy on krystalizację omawianej paragenezy. W skałach o teksturze łup- kowatej stwierdzono dość częste wystąpienia gra-

fitu. P o n a d t o , w łupkach dość pospolity jest hematyt i sporadyczny ilmenit o ziarnach kseno- morficznych, nieregularnie rozsianych w zakątkach pomiędzy minerałami nierudnymi.

W profilu Pogalewo Wielkie rozpoznane żyłki maią charakter śródfoliacyjny typu impregnacyjnego. K o n t a k t y ich ze skałą otaczającą są roz- myte, mają zmienną grubość, a głównym ich składnikiem są kalcyt i ankeryt, sporadycznie piryt.

Łupki biotytowe z profilu Polkowice S-192 są pod dużym k ą t e m cięte przez żyłki kalcytowo- -kwarcowe, kwarcowe z chlorytem i chalcedonem, często okolone impregnacją tlenków żelaza.

W kwarcu z tych żyłek stwierdzono liczne inkluzje gazowo-ciekłe, stałe oraz gazowo-ciekle z wrostkiem stałym. Inkluzje te homogenizowały w zmiennym zakresie temperatur od 120 d o 220 ° C.

W profilu tym, podobnie jak w Pogalewie Wielkim, nie stwierdzono mineralizacji siarczkowej.

W strefie odpowiadającej przestrzennie grani- toidom wrocławskim badaniami objęto omówione wcześniej gnejsy i granodioryty z profilów K ą t n a - 1 i Laskowice IG-1 oraz łupki fyllitowe i kwarcowo-grafitowe z profilu Jagodzin-1 oraz różnorod- ne skały metamorficzne z profilu Wężowice IG-1.

W profilu Jagodzin-1 r o z p o z n a n o interesującą, w miarę obfitą mineralizację kruszcową. Wystę- puje ona głównie w żyłkach lub w formie roz- proszonej w skałach bezpośrednio sąsiadujących z żyłkami. Bardzo liczny jest sfaleryt i chalko- piryt (pl. II, 6), w mniejszych ilościach obecny jest piryt i galena, ten ostatni minerał głównie w formie kroplowatych wzrostków w chalkopirycie. Galena jest także obecna w formie wpryś- nięć o ostrych zarysach rozlokowanych w wol- nych przestrzeniach pomiędzy ziarnami węgla- nów. Skupienia sfalerytowo-chalkopirytowe wystę- pują zazwyczaj n a kontakcie żyłki ze skałą ota- . czającą, wyraźnie k o r o d u j ą c składniki skały. Czę- ste są przerosty kruszcowe wnikające w skałę ościenną. Sfaleryt zawiera nierzadko emulsyjne odmieszania chalkopirytu oraz jego tabliczkowe równolegle zorientowane przerosty. Wzmiankowa- ny wcześniej piryt nie wykazuje związków z opi- saną paragenezą. Automorficzne metakryształy i agregaty pirytowe (kulki pirytowe) ułożone są zgodnie z laminacją skały i powstały zapewne w wyniku rekrystalizacji pierwotnie obecnego w skale pirytu syndiagenetycznego (pl. III, 1).

Piryt żyłek hydrotermalnych jest drobnoziarnisty, hipautomorfowoziarnisty i wykazuje wyraźną bu- dowę pasową.

(12)

Mineralizacja kruszcowa, która została roz- p o z n a n a w profilu Wężowice IG-1, powstawała zapewne w co najmniej dwóch fazach. Minerali- zacja I fazy wiąże się z zaburzonymi żyłkami śródfoliacyjnymi typu impregnacyjnego (p. III, 2) i soczewami mlecznego kwarcu. Mineralizacja II fazy odpowiada żyłkom różnej generacji, tnącym pod dużym kątem, zbliżonym d o pionowego pa-

kiety skalne. Pierwszą fazę mineralizacji tworzą piryt, chalkopiryt, arsenopiryt i sporadycznie pirotyn. Piryt obecny jest w formie dużych metakrysz- tałów, nierzadko skataklazowanych i zabliźnionych przez chalkopiryt lub młodszą generację pirytu.

Pirotyn stwierdzono jedynie w formie wrostków w pirycie, arsenopiryt zaś tworzy izolowane, partia- mi skataklazowane metakryształy w obrębie agre- gatów pirytowych. Wiele z kryształów pirytu wykazuje budowę pasową ujawniającą się bez tra- wienia strukturalnego. W kwarcu o mlecznym za- barwieniu stwierdzono liczne inkluzje fluidalne, na ogół wtórne, ułożone w linie poprzeczne do foliacji i odpowiadające zabliźnionym spękaniom. Inkluzje te są przeważnie owalne, oczkowe, z dużą ilością fazy gazowej. W zdecydowanej większości homo- genizowały one w stosunkowo wysokich tempera- turach od 280 d o 340 ° C , część z nich homogeni- zowała w ciecz, część w gaz.

D o m i n u j ą c y m minerałem kruszcowym drugiej fazy mineralizacji jest chalkopiryt, w mniejszej ilości rozpoznano drobnoziarnisty piryt i sporadycznie sfaleryt. Chalkopiryt tworzy przeważnie rozgałęzione agregaty miejscami skataklazowane, których fragmenty są przesunięte względem siebie w żyłce i spojone bez specjalnych oznak korozji przez ten sam chalkopiryt lub węglany. Minerali- zacja ta nosi zatem wszelkie cechy mineralizacji syn tektonicznej rozwijającej się równolegle d o przebudowy strukturalnej tych skał. W węglanach, kwarcach, jak i siarczanach (pl. III, 3) z pionowo ustawionych żyłek odpowiadających tej fazie mineralizacji stwierdzono liczne inkluzje fluidalne za- równo pierwotne, jak i wtórne. Inkluzje te homo- genizowały w zbliżonym zakresie temperatur od

135 do 160°C. Opisana mineralizacja epitermalna tworzyła się zapewne syntektonicznie w stosunkowo długim okresie. Poza wymienionymi minera- łami kruszcowymi obydwu fazom mineralizacji towarzyszy w zmiennych ilościach hematyt o róż- norodnych formach od drobnodyspersyjnej śmie- tany hematytowej p o zindywidualizowane kryszta- ły o wyraźnych cechach optycznych.

Jednostka Dobrzenia. W obszarze tym przeba- d a n o uznane za starsze (proterozoiczne) podłoże skały z profilów Dobrzeń-1. Jenkowice-1 i D ą b r o -

wa* 1 (Oberc 1978). Po zapoznaniu się ze składem petrograficznym utworów z profilów Jenkowice-1 i D ą b r o w a - 1 autor przychyla się d o opinii Kłapciń- skiego (Górecka et al. 1978), że są to słabo przeobrażone utwory karbońskie. Z a t e m silnie przeobrażone (starsze) amfibolity i łupki hornblen- dowe (pl. III, 4), nawiercone w profilu Dobrzeń-1, otulają skały karbońskie o różnym, na ogół sła- bym stopniu przeobrażeń epimetamorficznych;

wiek ten potwierdzają wyniki b a d a ń stratygraficznych uzyskane dla sąsiadujących otworów Siekie- ro wice-2 i 3.

Amfibolity z Dobrzenia są miejscami silnie impregnowane ziarenkami tlenków żelaza, silnie spękane, a spękania zabliźnione przez żyłki węgla- nowe (kalcyt, ankeryt, w centralnych partiach nie- których żyłek także syderyt) mają głównie kieru- nek pionowy. Poza węglanami r o z p o z n a n o w tych żyłkach sferolityczne skupienia chlorytowo-chalce- d o n o w e oraz hematyt. Hematyt jest również podstawowym składnikiem impregnacji żelazistych obecnych w skale, w której r o z p o z n a n o także magnetyt i rutyl.

Słabo przeobrażone skały osadowe z profilów D ą b r o w a - 1 i Jenkowice-1 są silnie zaburzone i stek- tonizowane. Liczne spękania zabliźnione są przez żyłki kalcytowo-ankerytowo-k warco wo-hematy towe. W niektórych z tych wypełnień hematyt jest minerałem d o m i n u j ą c y m . Z a r ó w n o w węglanach, jak i w kwarcu z żyłek stwierdzono liczne inkluzje ciekłe i gazowo-ciekłe. Impregnacje żełazi- ste w węglanach uniemożliwiły oznaczenie w nich temperatur metodami homogenizacji. Powtarzalne wyniki uzyskano dla kwarcu żylnego z profilu D ą b r o w a - 1 . Dla wielu inkluzji o cechach pierwot- nych i dla różnych kryształów kwarcu uzyskano temperatury w zakresie od 135 d o 160°C. Dla kwarców autogenicznych występujących w skałach z profilu D ą b r o w a - 1 uzyskano wyższe temperatury homogenizacji zawartych w nich inkluzji niż dla żyłek.

Antyklina Trzebnica-Bielawy. Z przedstawioną powyżej strefą skał epimetamorficznych sąsiaduje od północy antyklina Trzebnica-Bielawy. J ą d r o jej budują szare fyllity (Łuczyna-2 i Bielawy-1) oraz fyllity czerwone (Czeszów-4 i Trzebnica-1). Prze- b a d a n o skały z profilu Łuczyna-2 oraz Czeszów-4.

Skały z profilu Czeszów-4 na podstawie cech lito- stratygraficznych zaliczono do k a r b o n u (Speczik 1979a), co zostało potwierdzone przez Górecką (Górecka et al. 1978). Podobnie karboński wiek skał epimetamorficznych z profilu Bielawy-1 i Trzebnica-1 wynika z b a d a ń Góreckiej (Górecka et al. 1977, 1979). Pozostaje to w sprzeczności

(13)

M E T A L O G E N E Z A P O D Ł O Ż A M O N O K L I N Y P R Z E D S U D E C K I E J 49

z opinią Oberca (1978), który zalicza te utwory d o dewonu i syluru.

Skały z profilu Łuczyna-2 są cięte przez liczne posttektoniczne żyłki kalcytowe z chlorytem i he- matytem. Chloryt ten wykazuje odmienne cechy optyczne od chlorytu będącego głównym składni- kiem skały. M a on barwę zielonobrunatną, tek- sturę sferolityczną z rozetkowym ułożeniem agre- g a t ó w oraz b r u n a t n e subnormalne barwy interfe- rencyjne. Ten typ chlorytu, charakterystyczny dla procesów hydrotermalnych, jest obecny także w formie agregatowych skupień w skale. Skład mi- neralny oraz cechy teksturalno-strukturalne skały wskazują na zieleniec {fide Górecka et al. 1978).

Procesy metasomatozy hydrotermalnej, przejawia- jące się między innymi w hematytyzacji i albityzacji, zostały stwierdzone także w łupkach z profilu Czeszów-4 (Oberc, Oberc-Dziedzic 1978; Spe- czik 1979a). Obserwacje p r e p a r a t ó w podwójnie polerowanych z profilu Łuczyna-2 pozwoliły stwier- dzić powszechną obecność inkluzji fluidalnych, za- r ó w n o w kwarcu z żyłek, j a k i w ułożonych zgodnie z laminacją soczewkowatych skupieniach kwarcu mlecznego. Stwierdzone w skale linearnie uło- żone ciągi inkluzji przechodzą w poprzek lamina- cji, co może sugerować, że skała j a k o całość uległa procesom metasomatozy. Dla kwarcu z żyłek prze- biegających pod dużym k ą t e m uzyskano temperatury homogenizacji od 115 d o 165° C, a dla so- czewek kwarcu mlecznego temperatury znacznie wyższe - od 220 d o 240° C (pl. III, 5). Te ostatnie temperatury mogą odpowiadać t e m p e r a t u r o m formowania się skał.

P R O B L E M Y M E T A L O G E N E Z Y S K A L K R Y S T A L I C Z N Y C H

Za najważniejsze cechy metalogeniczne tych skał należy uważać: warunki powstawania i wiek (szczególnie w odniesieniu d o granitoidów), skład petrograficzno-mineralogiczno-geochemiczny, procesy przeobrażeń, stwierdzone przejawy mineralizacji kruszcowej oraz ich stosunek d o skał ota- czających.

Wiek granitoidów był dotychczas określany różnie. Wyżykowski (1961, 1964) uznaje granodioryty z Nowin i Gościszowic za waryscyjskie, natomiast Osika (1961) przypisuje im wiek kaledoń- ski lub starowaryscyjski, Kłapciński (Kłapciński et al. 1975) uważa j e za prekambryjskie, przy- chylając się d o waryscyjskiego wieku granitoidów gubińskich (vide Górecka et al. 1977). Michnie- wicz (1981) sugeruje asturyjski wiek dla grani- toidów gubińskich i saalski dla granitoidów szpro-

tawskich. N a temat warunków powstawania stwier- dzonych w omawianym obszarze granitoidów wy- powiadali się Oberc (1971, 1978), Kłapciński et al.

(1975) i Górecka et al. (1977). Oberc (1978) zwraca uwagę na związek granitoidów ze skałami wysokiego stopnia metamorfizmu, które tworzą enklawy w granitoidach (Żarków-2, Gościszowice IG-1 i Chrząstawa-1) lub występują w ich bez- pośrednim kontakcie (Kątna-1). Granitoidy te, jak się zdaje, rozwijają się ze skał metamorficznych i p o nich dziedziczą w znacznym stopniu struktury kierunkowe i płasko-równoległe. Stwierdza on, że p o d o b n e genetycznie skały tworzyły się w Sudetach na przełomie p r e k a m b r u i kambru oraz w czasie tektogenezy waryscyjskiej.

N a podstawie przeprowadzonych badań geochemicznych pierwiastków głównych i rzadkich

oraz przeprowadzonych korelacji Sachanbiński (1980) doszedł d o wniosku, że na obszarze przedsudeckim można wyróżnić trzy genetyczne grupy granitoidów.

— granitoidy magmowe, do których zaliczył granitoidy gubińskie ubogie w wanad, chrom, bar i stront; zawartości tych pierwiastków zbliżone są do koncentracji oznaczonych w granitoidach strzegomskich;

— granitoidy mieszane — szprotawskie zasobne w wanad, chrom, bar i stront; na ich w części magmową genezę może wskazywać obecność wkładki hornfelsów w stropie otworu wiertni- czego Buczyna S-74;

— granitoidy metamorficzno-metasomatyczne i reomorficzne — wrocławskie wzbogacone w bar, wanad i nikiel, o koncentracjach strontu zbliżo- nych d o granitoidów mieszanych, wykazujące cią- głe przejścia od typowych gnejsów do grano- diorytów.

Odmienne genetycznie masywy granitoidowe wykazują różną specjalizację metalogeniczną, to jest skłonność d o koncentrowania określonych

metali. Pojawienie się podwyższonych zawartości metali oraz duża zawartość minerałów akceso- rycznych uważane są za istotną wskazówkę dla poszukiwania w takich rejonach złóż metali (Tu- rowski et al. 1972). Rozważane granitoidy wy- kazują p o n a d k l a r k o w e zawartości większości metali ciężkich, zatem mogą być uważane za ich pierwotne źródło. Są też prezentowane poglądy, iż obniżona zawartość określonego metalu w gra- nitoidzie o odpowiedniej specjalizacji geochemicz- nej może być t r a k t o w a n a j a k o zwiększenie praw- dopodobieństwa występowania pomagmowych złóż tych pierwiastków (Łodocznikow 1957). Dotyczy to w szczególności granitoidów przeobrażonych

12 - Geologia Sudetica, XX/1

(14)

metasomatycznie i jest ważną wskazówką dla poszukiwania między innymi złóż Sn i U w skałach otaczających.

Sachanbiński (1980) na podstawie przesłanek geochemicznych p o d j ą ł interesującą p r ó b ę określe- nia specjalizacji metalogenicznej granitoidów monokliny przedsudeckiej. A u t o r podziela większość wyrażonych przez niego poglądów, z tym zastrze- żeniem, że nie wydaje mu się by można za cyno- nośne uważać granitoidy gubińskie. W świetle ostatnich prac Plimera (1980) („genetic heritage") za cynonośne należałoby raczej uznać granitoidy szprotawskie typu mieszanego. Zwłaszcza że znacz- ne wzbogacenie w Sn stwierdzono w łupkach z profilu G r o m a d k a przestrzennie związanych z tymi granitoidami (Górecka et al. 1977).

W świetle przeprowadzonych badań większość rozpatrywanych skał epimetamorficznych podłoża monokliny należy uznać za karbońskie lub staro- paleozoiczne. D o skał niewątpliwie starszych na- leżą niektóre partie lub całe profile skał krystalicznych, takie j a k Wężowice IG-1, Kątna-1, Po- galewo Wielkie, Jędrzychówek i z mniejszym praw- dopodobieństwem Dobrzeń-1. Powszechnie uzna- wane za prekambryjskie skały metamorfiku środ- kowej Odry powstały zapewne w warunkach facji amfibolitowej metamorfizmu regionalnego. Znacz- nie niższy, zmienny stopień metamorfizmu (facje łupków plamistych, zieleńców) cechuje skały pod- łoża krystalicznego położone na północ od strefy metamorfiku środkowej Odry. Kłapciński (Górec- ka et al. 1978) wiąże słaby metamorfizm tych skał ze strefami uskokowymi. Warto także pod- kreślić znaczenie procesów kontaktowo-metamorficznych i metasomatycznych dla przeobrażenia tych skał. Oznaczenia temperatur krystalizacji kwarców autogenicznych, strukturalnie związanych z opisywanymi formacjami metamorficznymi (Łu- czyna-2, Żakowo-3, Jagodzin-1 i inne), wskazują na istnienie znaczącego gradientu termicznego, który mógł przyczynić się d o przeobrażenia tych skał i d o nadania im tekstury łupkowatej. Stwier- dzenie rozległych stref przeobrażeń metasomatycznych (Czeszów-4, Żakowo-3 i inne) stawia w in- nym świetle rolę czynnika metamorfizmu regionalnego. Ambibolity występujące w jądrze jednostki Dobrzenia można również uznać za metasomatycznie przeobrażone kaledońskie lub starohercyń- skie skały wulkaniczne, otulone przez silnie zdia- genezowane i epimetamorficzne skały karbońskie z profilów Siekierowice 2-3 i Jenkowice-1. Po- dobnie zieleńce z profilu Łuczyna-2, uznane za powstałe ze zmetamorfizowanej skały diabazowej

(Górecka et al. 1978), otulone są przez skały epimetamorficzne wieku karbońskiego, noszące wyraźne objawy metasomatozy, w tym procesów hematytyzacji, albityzacji i karbonatyzacji.

Badania White et al. (1963) wykazały, że płytko zalegające skały trzeciorzędowe (wiercenie Ni- land — płd. Kalifornia), przeobrażone przez gorą- ce solanki, ujawniają pełne podobieństwo d o skał metamorficznych facji zieleńców i łupków chlory- towych. Wspomniane strefy uskokowe mogłyby zatem służyć j a k o kanały konwekcji ciepła i flui- dów różnego pochodzenia. W przypadku profilu Czeszów-4 stowarzyszenie procesów albityzacji i hematytyzacji może sugerować bezpośrednie oddzia- ływanie masywu magmowego (Ghose 1965). W większości p r z y p a d k ó w pytanie, czy m o t o r e m tych procesów był stress tektoniczny lub strumień cie- pła ze strefy głębokich rozłamów, czy też bez- pośrednie oddziaływanie masywów magmowych położonych w j ą d r a c h opisywanych struktur, pozostaje w dalszym ciągu otwarte.

Stwierdzone w opisywanych skałach przejawy mineralizacji kruszcowej należy zaliczyć d o trzech podstawowych typów genetycznych:

a) mineralizacja typu metamorficznego, b) mineralizacja magmowa,

c) mineralizacja hydrotermalna.

Mineralizacja typu metamorficznego reprezen- t o w a n a jest głównie przez siarczki żelaza pow- stałe w wyniku rekrystalizacji zawartego w pier- wotnej skale osadowej pirytu i markasytu typu syndiagenetycznego, pospolitych zresztą składni- ków morskich skał osadowych. Przykładem tego typu mineralizacji mogą być automorficzne duże kryształki pirytu, układające się w smugi zgodnie z laminacją skał (Jagodzin-1, Pogalewo Wielkie i Jędrzychówek). Równie częsta jest w tym typie genetycznym mineralizacja hematytowa pochodzą- ca z przekrystalizowania i redepozycji pierwotnie zawartego w skalach żelaza. Mineralizacji-tej to- warzyszą nierzadko wydłużone listewki grafitu.

Mineralizacja m a g m o w a reprezentowana jest w granitoidach przez magnetyt, hematyt, ilmenit i produkty ich przeobrażenia, jak martyt, leukoksen i rutyl. Mineralizacja tego typu jest częsta w granitoidach gubińskich, rzadka w granitoidach szprotawskich i b a r d z o sporadyczna w przypadku granitoidów wrocławskich. Tego typu rozkład czę- stości mineralizacji może w pewnym stopniu pot- wierdzać genetyczne rozważania Sachanbińskiego (1980). Sporadycznie n a p o t k a n o w cieście skalnym niektórych granitoidów metakryształy pirytowe i pirotynowe (Ługowo-2, Nowiny), których