Typomorficzne minerały pegmatytów masywu granitoidowego Strzegom-Sobótka

(1)

GEOLOGIA SUDETICA VOL. XX, NR 2. 1985 PL ISSN 0072-100X

TYPOMORFICZNE MINERAŁY PEGMATYTÓW MASYWU GRANITOIDOWEGO STR ZEGOM-SOBÓTKA

Typomorphic minerals of pegmatites from the Strzegom-Sobótka granitic massif

Janusz JANECZEK

Instytut Nauk Geologicznych Uniwersytetu Wrocławskiego ul. Cybulskiego 30. 50-205 Wrocław

Obecny adres: Uniwersytet Śląski, Wydział Nauk o Ziemi, Katedra Geochemii, Mineralogii i Petrografii ul. Mielczarskiego 60, 41-200 Sosnowiec

SPIS TREŚCI

Wstęp 1 Historia badań 2 Pegmatyty 4

Charakterystyka opisowa 4

Geneza 8 Minerały typomorficzne 12

Siarczki i siarkosole 13

Halogenki 14 Tlenki i wodorotlenki 14

Węglany 15 Krzemiany 18 Paragenezy typomorficzne 49

Sukcesja i przeobrażenia minerałów 52

Podsumowanie 57 Literatura 59 Summary 63

STRESZCZENIE. Przedstawiono wyniki badań dwudziestu dwóch minerałów, z których większość została określona jako typomorficzne dla krystalizacji hydrotermalnej. Główny etap tej krystalizacji przypadał na interwał temperatur 300- 200° C. Większość minerałów występuje w pegmatytach druzowych (miarolitycznych) w zachodniej części masywu Strze- gom-Sobótka. We wschodniej części masywu brak jest pegma- tytów druzowych. Występują tam pegmatyty żyłowe z bery-

lem i granatem. Zróżnicowanie to tłumaczone jest różną głębokością konsolidacji magmy granitowej w zachodniej i wschodniej części masywu. Analiza paragenetyczna pozwa- la wyróżnić trzy zespoły minerałów odzwierciedlające warun- ki fizykochemiczne panujące w pegmatytach strzegomskich.

Omówiono również sukcesję minerałów i przeobrażenia, któ- rym podlegały one w czasie pomagmowej ewolucji granitów.

WSTĘP Minerały występujące w pegmatytach masywu granitoidowego Strzegom-Sobótka od p o n a d stu lat wzbudzają zainteresowanie badaczy, muzeów mineralogicznych oraz licznych rzesz kolekcjone- rów. Stąd w środowisku mineralogów powszech- ne jest mniemanie o b a r d z o d o b r e j znajomości mineralogu pegmatytów strzegomskich. Tymcza- sem analiza literatury oraz wstępne badania nie- których minerałów wskazują, że nasza wiedza

o pegmatytach strzegomskich i ich minerałach jest niedokładna i niekompletna. W wielu przypad- kach nie jest rozwiązany problem podstawowy — identyfikacja minerałów. Należy bowiem pamię- tać, że większość minerałów pegmatytów strzegomskich była oznaczona i opisana w XIX wieku. Dlatego koniecznością stała się weryfikacja tych oznaczeń metodami współczesnej mineralogii.

W tej sytuacji autor p o d j ą ł próbę monograficz-

(2)

2 J A N U S Z JANECZEK

nego opracowania minerałów pegmatytowych, któ- re ze względu na swoje cechy lub sam fakt występowania mogą być uznane za typomorficzne.

W prezentowanej pracy p o d a n o wyniki badań dwudziestu dwóch minerałów, z których więk- szość została określona j a k o typomorficzne dla krystalizacji hydrotermalnej. Charakterystyka nie- których nietypomorficznych minerałów wydaje się niezbędna dla uzyskania pełniejszego obrazu mineralogii pegmatytów strzegomskich. Dotyczy t o zwłaszcza minerałów nie znanych d o tej pory z tych pegmatytów, jak również niedokładnie zi- dentyfikowanych.

Główną uwagę skupiono na pegmatytach zachodniej części masywu Strzegom-Sobótka (nazy- wanego również w dalszej części pracy masywem strzegomskim), ponieważ z nimi związana jest najbardziej różnorodna i największa liczba minera- łów. P o n a d t o obecnie w Zakładzie Mineralogii i Petrografii Instytutu N a u k Geologicznych Uni- wersytetu Wrocławskiego prowadzone są kom- pleksowe badania pegmatytów związanych z granitami dwumikowymi wschodniej części masywu.

Opisu minerałów d o k o n a n o przy zastosowaniu standardowych metod współczesnej mineralogii.

Analizy proszkowe rentgenograficzne przeprowa- d z o n o głównie na dyfraktometrze DRON-2,0.

Większość analiz wykonana była podwójnie, tzn.

raz bez wzorca i raz ze wzorcem wewnętrznym.

Parametry komórek elementarnych obliczano me- todą najmniejszych kwadratów na maszynie cy- frowej ODRA-1200. Analizy termiczne różnicowe przeprowadzone zostały przez Czesława Augusta na dery wat ografie systemu Erdey, Paulik — typ 1500. W i d m a absorpcyjne w podczerwieni uzyska- n o za pomocą spektrofotometrów Perkin Elmer 1800 (Instytut Chemii UWr.), Specord 72 IR, Spectromom. Stosowano technikę tabletkową (w KBr) oraz tworzenia zawiesin w nujolu.

Wszystkie analizy chemiczne („mokre") zostały wykonane w L a b o r a t o r i u m Analitycznym Zakła- du Mineralogii i Petrografii I N G UWr. przez zespół pod kierunkiem H. Siagły.

Opis minerałów z pegmatytów masywu Strze- gom-Sobótka przedstawiono w podziale na klasy.

W klasie krzemianów, które są tu najliczniej re- prezentowane, kolejność opisu oparta została na klasyfikacji Kost owa (1973).

Prezentowana rozprawa powstała z inspiracji doc. dr. hab.

Michała Sachanbińskiego, któremu składam serdeczne podzię- kowania za okazaną pomoc. Dziękuję również prof. Alfredo- wi Majerowiczowi i prof. Witoldowi Żabińskiemu za cenne uwagi oraz doc. dr. hab. Antoniemu Nowakowskiemu i dr.

Andrzejowi Kozłowskiemu za umożliwienie wykonania nie- których badań. Chciałbym również wyrazić głęboką wdzięcz- ność tym wszystkim, którzy służyli radą i pomocą w trakcie wykonywania tej pracy, a których nazwisk ze względu na brak miejsca nie mogę wymienić.

H I S T O R I A B A D A N

Początki badań minerałów z granitowych miarol okolic Strzegomia sięgają drugiej połowy XIX wieku. W roku 1863 Fiedler w książce poświęco- nej minerałom Śląska przedstawia opis dziewięciu minerałów z pegmatytów strzegomskich, znanych ód roku 1844.

Później prace Beckera, a zwłaszcza Webskiego, Traubego i Hintzego przynoszą opisy coraz więk- szej liczby nowych minerałów. Becker w 1868 roku nadaje pospolitemu w pegmatytach strzegomskich drobnoziarnistemu żelazistemu chlory- towi nazwę strigovit, od łacińskiej nazwy Strze- gomia.

Podsumowaniem i syntezą obserwacji oraz ba- dań dziewiętnastowiecznych mineralogów jest monografia Schwantkego „Die Drusenmineralien des Striegauer Granites", która ukazała się w roku 1896. Autor przedstawił w niej opis 54 minera- łów. Dużą zaletą dzieła Schwantkego jest próba

opisania paragenez i ustalenia sukcesji minerałów w „druzach" granitowych okolic Strzegomia. Jest t o d o dzisiaj praktycznie jedyna mineralogiczna monografia pegmatytów strzegomskich.

Badania mineralogów dziewiętnastowiecznych doprowadziły d o wykrycia większości znanych dzisiaj z masywu strzegomskiego minerałów. Jednak- że wiele oznaczeń wymaga weryfikacji i uściśleń.

W 1915 roku Giirich w opisie d o mapy geologicznej okolic Strzegomia przedstawił opisową klasyfikację pegmatytów oraz k r ó t k o scharaktery- zował ich mineralogię.

Charakterystykę krystalograficzną prawidło- wych zrostów kryształów kwarcu i skaleni przed- stawiła Bobkowa (1935).

Mineralogia pegmatytów strzegomskich była również przedmiotem zainteresowania Fersmana (1960), który w klasycznej monografii poświęconej pegmatytom wypowiedział słowa mogące stanowić

(3)

T Y P O M O R F I C Z N E M I N E R A ł Y P E G M A T Y T Ó W 3

m o t t o niniejszej pracy: „Znane stanowisko mine- rałów w hercyńskich granitach Strzegomia może służyć j a k o wspaniały przykład powstawania mi- nerałów w miarolitycznych pustkach granitów".

Fersman sporządził diagram paragenetyczny dla minerałów strzegomskich opierając się na pracach Schwantkego, Guricha oraz obserwacjach włas- nych.

Duży wpływ n a autorów polskich wywarł arty- kuł napisany przez amerykańskiego mineraloga Michella (1941). Autor ten p o d j ą ł się opisania minerałów "strzegomskich na podstawie okazów muzealnych i danych literaturowych. W zasadzie artykuł Michella nie wniósł nic nowego w po- równaniu z pracami badaczy niemieckich czy Fers- m a n a . Michell przedstawił również diagram paragenetyczny, z tym że geofazy F e r s m a n a są u niego zastąpione etapami krystalizacji, co jest bliż- sze współczesnemu ujęciu tego problemu.

Geneza strefy przerostów pismowych i granofirowych oraz następstwo krystalizacji minerałów (głównie różnych generacji skaleni) stanowiły przedmiot dociekań Schadela (1961). Doniósł on także o występowaniu topazu w pegmatytach strzegomskich.

Polski okres badań minerałów strzegomskich rozpoczyna artykuł Żabińskiego (1953), będący prezentacją stanu wiedzy o nich. Później w pracach geochemicznych ośrodka warszawskiego pod- daje się analizom n a wybrane pierwiastki nie- które minerały: miki ( G a d o m s k i 1958), skalenie (Kowalski 1967), kwarce (Waleńczak 1969).

N a szczególną uwagę zasługuje praca Kowal- skiego (1967). Dotyczy ona geochemii wybranych pierwiastków, głównie alkaliów w skaleniach gra- nitoidów i ich pegmatytach z D o l n e g o Śląska.

W części dotyczącej masywu strzegomskiego autor przedstawia diagram paragenetyczny minerałów pegmatytowych stanowiący kompilację diagramów F e r s m a n a i Michella. P o n a d t o Kowalski wyróż- nił siedem stref budujących pegmatyty strzegomskie. W pracy tej zamieszczone są również pro- file geochemiczne przez pierwsze cztery strefy pegmatytowe wskazujące n a pewne prawidłowości w rozkładzie analizowanych pierwiastków. N a podstawie uzyskanych danych Kowalski przedsta- wił schemat zmian chemizmu środowiska krystalizacji w pegmatytach strzegomskich w trakcie ich ewolucji.

W r o k u 1960 Switzer i Reichen zdyskredyto- wali strzegomski pilinit (opisany przez von Las- saulxa w 1876 roku) określając go j a k o bawenit.

Gadomski, Wiewióra i Szpila (1971) d y s p o n u j ą c

dużą ilością materiału podali dokładny opis ba- wenitu z pegmatytów strzegomskich. Wcześniej t a sama trójka autorów opisała nie notowany przedtem z masywu strzegomskiego cosalit — mi- nerał z grupy siarkosoli Pb-Bi (Wiewióra et al.

1967). Sałaciński (1972) opisał z pegmatytu w Bo- rowie minerał, który na podstawie badań optycznych i spektralnych zidentyfikował j a k o beegeryt (z grupy siarkosoli Pb-Bi). Kolejnym p o raz pierwszy opisywanym z pegmatytów strzegomskich mi- nerałem był stilpnomelan (Sachanbiński, Janeczek 1977).

Badano również minerały, o których istnieniu wiedziano od dawna, ale b r a k było ich dokładnej i nowoczesnej charakterystyki. I tak opisano gra- naty manganowe ze wschodniej części masywu (Żabiński 1966; Fajklewicz 1969), minerały bery- lowe (Sachanbiński 1973), stilbit (Żabiński 1975) i pobiotytowe chloryty (Janeczek 1981). Minerały kruszcowe (nie tylko z pegmatytów) były przedmiotem prac Sałacińskiego (1973, 1976, 1978).

Istotne znaczenie dla zrozumienia procesów krystalizacji w pegmatytach strzegomskich m a praca Kozłowskiego (1973) o kwarcach pomag- mowych z masywów strzegomskiego i karkono- skiego. N a podstawie b a d a ń inkluzji gazowo-cie- kłych w kwarcach Kozłowski przedstawił ogólny schemat warunków fizykochemicznych panujących w miarolach granitów strzegomskich i karkonoskich. Również praca tego a u t o r a z 1978 roku, aczkolwiek dotyczy między innymi pegmatytów karkonoskich, poprzez analogie rzuca wiele świa- tła na procesy zachodzące w pegmatytach strzegomskich.

Przeobrażenia minerałów pegmatytowych pod wpływem działania roztworów hydrotermainych były przedmiotem artykułu Janeczka (1984).

W pracy tej opisano również żelazisty selado- nit j a k o produkt przemiany stilpnomelanu.

W opracowaniach petrograficznych dotyczą- cych granitoidów sudeckich nie poświęcono zbyt wiele uwagi pegmatytom. Jedynie Majerowicz (1972) przedstawił szereg obserwacji i uwag istot- nych dla wyjaśnienia genezy pegmatytów. Zwrócił również uwagę na tożsamość procesów pomagmo- wych (hydrotermalnych) w granitoidach i ich pegmatytach.

N a zakończenie trzeba podkreślić, że minerały z pegmatytów strzegomskich służyły wielu bada- czom j a k o materiał d o badań związanych z pro- blematyką ogólnomineralogiczną. Przykładem ta- kiego wykorzystania mogą być zeolity (Pecsi-Do- nath 1965; Passaglia 1970; Passaglia et al. 1978).

(4)

4 JANUSZ JANECZEK

PEGMATYTY CHARAKTERYSTYKA OPISOWA

Pegmatyty masywu Strzegom-Sobótka wystę- pują w obrębie różnego rodzaju odmian grani- toidów, które były przedmiotem wielu opracowań petrograficznych (Majerowicz 1960, 1972, 1977;

Kural, Morawski 1968; Maciejewski, Morawski 1975).

Przystępując d o opisu pegmatytów należy do- bitnie podkreślić zróżnicowanie masywu Strze- gom-Sobótka pod względem ich odmian na część zachodnią i wschodnią.

PEGMATYTY CZĘŚCI ZACHODNIEJ

Zachodnia część masywu Strzegom-Sobótka obejmuje obszar n a zachód od dyslokacji biegną- cej w kierunku NE-SW przez Grabinę, Strzegom i Wzgórza Jaroszowskie (fig. 1). Z b u d o w a n a jest głównie ze średnio lub gruboziarnistego biotytowego monzogranitu oraz w rejonie Zimnika z dro-

bnoziarnistego biotytowego lub biotytowo-musko- witowego leukogranitu (Majerowicz 1972, 1977).

Gurich (1915) wyróżnił następujące odmiany pegmatytów występujące w zachodniej części masywu: 1) żyłowe — „o szerokości dłoni", związane z aplitami, stromo zapadające, wypełniające szczeliny Q ; 2) pokładowe („Blatter") żyłopodobne masy związane z ciosem L; 3) druzy. Podział ten został przyjęty przez późniejszych badaczy.

Według Kowalskiego (1967) „pegmatyty strzegomskie są przywiązane d o pewnych kierunków tektonicznych i występują głównie w formie grubych zespołów mikroklinowo-kwarcowych". Po- n a d t o w granicie występują druzy związane lub niezwiązane z „grubymi zespołami mikroklinowo- -kwarcowymi". Autor ten nie wyjaśnia co należy rozumieć pod nieco enigmatycznym pojęciem

„grubych zespołów mikroklinowo-kwarcowych".

Obserwacje a u t o r a zebrane w ciągu kilku lat potwierdzają stwierdzenie Majerowicza (1972), że

„największe i najbardziej różnorodne minerały po-

Fig. 1. Uproszczona mapa geologiczna masywu granitoidowego Strzegom-Sobótka (wg Majerowicza 1972). 1 — granitoidy w podłożu pod utworami trzecio- i czwartorzędowymi; 2 — granit biotytowy; 3 — dwumikowe leukogranity; 4 — biotytowy granodioryt; 5 — gnejsy bloku sowiogórskiego; 6 — metagabro Ślęży i amfibolity; 7 — bazalty; 8 — metagabro w podłożu;

9 — serpentynity; 10 — przypuszczalne lub stwierdzone uskoki; K/2 — lokalizacja otworu wiertniczego

Simplified geologie map of the Strzegom-Sobótka granitic massif (after Majerowicz 1972). 1 — granitoids beneath Tertiary and Quaternary covers; 2 — biotitic granite; 3 — two-mica leucogranite; 4 — biotitic granodiorite; 5 — gneisses of the Sowie Góry Block; 6 — Ślęża metagabbro and amphibolites; 7 — basalts; 8 — metagabbro in the substratum; 9 — serpentinites;

10 — hypothetical and observed faults; K/2 — location of the bore-hole

(5)

m a g m o w e występują w druzach, które są całko- wicie odizolowane od utworów żyłowych i mają różny kształt oraz wielkość". Najpowszechniej- szym bowiem typem są w tej części masywu pegmatyty miarolityczne i komorowe. Charaktery- zują się one obecnością kawerny (pustki) koncentrycznie otoczonej strefami pegmatytowymi (fig. 2). Przez analogię d o pegmatytów żyłowych m o ż n a dla tych stref zastosować wspólny termin

„okrywa". W skład okrywy wchodziłyby pierwsze trzy strefy wyróżnione przez Kowalskiego (1967): aplitowa, przerostów pismowych i idio- morficznych mikroklinów (włączając w nią strefę niebieskiego albitu). Należy tu jeszcze d o d a ć bar- d z o często występującą strefę blokowego skalenia i kwarcu. Szerokość okrywy w a h a się od kilku d o kilkunastu centymetrów w zależności od roz- miarów miaroli.

W tym miejscu należy k r ó t k o wyjaśnić stoso- wane w pracy nazewnictwo pegmatytów tego typu. Ciała analogiczne d o opisywanych t u t a j peg- matytów nazywane są w literaturze pegmatytami miarolitycznymi (zob. np. Fersman 1960; Jahns, B u r n h a m 1969; Schneiderhóhn 1961; Szmakin, Tatarinow 1975; Tennyson 1960). Przy czym określenie miarola rozumiane jest j a k o pustka skalna najczęściej ograniczona minerałami wy- kształconymi w postaci druz. Rozmiary liniowe tych pustek są z reguły większe niż t o się przyj- m u j e w rozmaitych definicjach miarol. N a przy- kład F e r s m a n (op. cit.) przyrównywał rozmiary miarol z granitów strzegomskich d o głowy dzie- cka. Duże pustki o rozmiarach dochodzących d o kilku, a nawet kilkunastu metrów (Wołyń) noszą nazwę k o m ó r , a pegmatyty — pegmatytów komorowych. Ponieważ cechą charakterystyczną peg- matytów miarolitycznych i komorowych jest obec- ność w nich zrostów dobrze wykształconych kry- ształów — druz, dlatego m o ż n a je objąć nazwą pegmatytów druzowych (ale nie druz!). Strzegom- skie pegmatyty druzowe są ciałami drobnymi. Ich rozmiary liniowe r z a d k o przekraczają 20-30 cm (fig- 2).

Duże kwarconośne pegmatyty k o m o r o w e o objętości ponad 10 m³ spotykane są b a r d z o rzadko. Podstolski (1971) opisał k o m o r ę w pegmatycie żyłowym w Czernicy koło Jawora, z której w y d o b y t o około jednej tony kwarcu. Miała ona następujące r o z m i a r y : 1,3 x 2,2 x 3 m. W 1979 r o k u jeden z kolekcjonerów minerałów znalazł w kamie- niołomie „Czernica II", w stropowej części wy- robiska, pegmatyt komorowy o rozmiarach 3 x x 2 x 1,5 m, z k t ó r e g o wydobył około 500 kg kwarcu (część tych okazów z d e p o n o w a n a jest w M u -

zeum Mineralogicznym Uniwersytetu Wrocław- skiego). Kwarce, podobnie jak w poprzednim zna- lezisku, zalegały w d r o b n y m rumoszu częściowo wypełniającym komorę.

Kształt pegmatytów jest b a r d z o zróżnicowa- ny. Bardzo często może być przybliżony d o elip- soidy trójosiowej lub jej czaszy, przy czym dłuż- sze osie leżą w płaszczyźnie ciosu pokładowego.

Szczególnie dobrze jest t o widoczne w tych pegmatytach, w których przekrój pionowy zbliżony jest d o t r ó j k ą t a . T r ó j k ą t n y kształt przekroju jest

ogólnie uznaną cechą pegmatytów komorowych występujących w różnych masywach granitoido- wych.

N a figurze 2 p o k a z a n o częste również przy- padki, kiedy pegmatyty miarolityczne mają charakter szlir, stąd nazywane bywają także czasami pegmatytami szlirowymi.

Strefa aplitowa nie zawsze koncentrycznie otacza kawernę, ale b a r d z o często występuje w dol- nej części pegmatytu lub w ogóle jej nie ma, zastąpiona jest strefą przerostów granofirowych (fig- 2).

Nierzadko przejście od granitu d o miaroli odbywa się poprzez strefę drobnoziarnistego zal- bityzowanego granitu bez wykształcenia innych stref. K w a r c w tym „przejściowym" granicie ma charakterystyczne dymne zabarwienie.

Miarole niekiedy w całości wypełnione są mi- nerałami ostatnich stadiów krystalizacji, takimi jak kalcyt (nierzadko j a k o spoiwo brekcji), syde-

ryt, smektyty.

Występowanie bardzo drobnych miarol (śred- nica od kilku d o kilkunastu milimetrów) wiąże się z utworami żyłowymi tnącymi granit, t o zna- czy aplitami (rzadko), a przede wszystkim z aplo- granitami (pi. I, 1). Aplogranity były opisane w okolicach Paszowic koło J a w o r a w związku z występującą w nich mineralizacją wolframitową (Pendias, Waleńczak 1956). Jednakże opisywane tutaj, a występujące powszechnie w całej zachodniej części masywu Strzegom-Sobótka skały nie są odpowiednikiem aplogranitu paszowickiego.

W odróżnieniu bowiem od niego, cechuje je tek- stura miarolityczna i obecność sieciowo ułożo- nych stref pegmatytowych (pi. I, 2).

Aplogranity mają barwę kremową lub jasno- szarą. Rozmiary ziaren są pośrednie pomiędzy rozmiarami ziaren w granitach i aplitach. Aplo- granity mają gęstość mniejszą niż granity (np.

2,61 - G r a b i n a Śl.) i dużą porowatość. Z b u d o w a - ne są z mikropertytu mikroklinowego, ksenomor- ficznego kwarcu oraz plagioklazów. Plagioklazy mają budowę pasową, przy czym j ą d r a mają skład

(6)

6 J A N U S Z J A N E C Z E K

Fig. 2. Pegmatyty miarolityczne (druzowe) z okolic Strzegomia. A — Żółkiewka, B, C — Grabina Śl.; / — granit; 2 — granit drobnoziarnisty; 3 — szary kwarc jądra; 4 — kwarce druzowe; 5 — blokowy mikroklin; 6 — szlira pegmatytowa z dużymi agregatami biotytu; Ap — strefa aplitowa; Gi — strefa przerostów pismowych i granofirowych; Qu — kwarc; Bio — biotyt;

Ch — chloryty; Epi — epidot; Stil — stilbil; Sy — syderyt; F — fluoryt; Mi — mikroklin

Miarolitic pegmatites (drusy cavities) from Strzegom vicinity. A — Żółkiewka, B, C - Grabina SI.; 1 — granite; 2 — fine grained granite; 3 - grey quartz of thć core; 4 — drusy quartz; 5 — blocky microcline; 6 — pegmatitic schlieren containing large aggregates of biotite crystals; Ap — aplitic zone; Gi — zone of graphic and granophyric intergrowths; Qu — quartz;

Bio — biotite; Ch — chlorite; Epi — epidote; Stil — stilbite; Sy — siderite; F - fluorite; Mi — microcline

(7)

T Y P O M O R F I C Z N E M I N E R A ł Y P E G M A T Y T Ó W

oligoklazów, a obwódki tworzy czysty albit. O b o k tych pierwotnych plagioklazów są jeszcze albity metasomatyczne. W pobliżu miarol występują przerosty pismowe kwarcu ze skaleniami (pi. II, 2).

Strefy pegmatytowe w aplogranitach zbudo- wane są z zabarwionych na k r e m o w o mikroper- tytów mikroklinowych granofirowo przerośniętych z kwarcem oraz małych miarol wypełnionych młodszymi minerałami, np. ziemistym chlorytem.

Strefy pegmatytowe układają się w mniej lub bardziej regularne sieci (pi. I, 2). Miarole są b a r d z o d r o b n e (średnica 0,3-10 m m ) i gęsto rozsiane. N a przykład w jednej z żył aplogranitowych n a 20 cm² powierzchni przypadało dziesięć miarol o średnicy mniejszej niż 10 m m .

Aplogranity miarolityczne tworzą szlirowate ciała, czasami żyły o zmiennej miąższości i nie- regularnym przebiegu, czym różnią się od aplitów (pi. I, 1). Mogą one stanowić część większej masy, n a co zdają się wskazywać obserwacje przeprowadzone n a rdzeniach wiertniczych pobranych z otworu K / 2 zlokalizowanego między Żółkiewką i Kostrzą (fig. 1). N a p o t k a n o tam naprzemian- ległe ułożenie aplogranitu i granitu, a od głębo- kości 109 m d o końca otworu, tj. d o głębokości 190 m występował granit drobnoziarnisty.

Aplogranity p o d o b n e d o opisanych wyżej wy- stępują również w Karkonoszach (Karwowski et al. 1973; Kozłowski 1978).

Pegmatyty żyłowe w p o r ó w n a n i u z pegmatytami miarolitycznymi występują r z a d k o w zachodniej części masywu Strzegom-Sobótka. Mają miąż- szość od kilku d o kilkudziesięciu centymetrów i wyraźnie zaznaczoną budowę strefową, nierzad- k o asymetryczną (fig. 3). Towarzyszą im często miarole lub jak w przypadku opisanym przez Podstolskiego (1971) duże komory.

W literaturze podkreśla się związek żył pegmatytowych ze spękaniami Q (Giirich 1915; Kowal- ski 1967). Badania Majerowicza (1972) oraz obserwacje a u t o r a nie potwierdzają jednak takiej zależ- ności. Obserwuje się natomiast b a r d z o często nieregularny przebieg tych żył i ich związek ze szli- r a m i biotytowymi (fig. 4).

Trzecią formą występowania utworów pegmatytowych w zachodniej części masywu Strzegom- S o b ó t k a są gruboziarniste, pokładowe soczewy i pseudożyły (?). Rozmiary składników tych pegma- tytów wahają się od kilku d o kilkunastu cen- tymetrów. Soczewy pegmatytowe mają teksturę blokową i k o n t a k t z granitami bez stref przej- ściowych. Z b u d o w a n e są z mikropertytów mikroklinowych, albitu, oligoklazu, kwarcu i biotytu.

Biotyt (lepidomelan) występuje głównie w czę-

7

Fig. 3. Pegraatyt żyłowy z Żółkiewki. Zwraca uwagę asyme- tryczna strefowość żyły. Punktami oznaczono aplit, wężyka- mi — przerosty pismowe i granofirowe, kreskami — błaszki biotytu. W stropowej części żyły widoczne są miarole z druzami kwarcu i skalenia. Równolegle d o żyły przebiega szlira

biotytowa

Pegmatite vein from Żółkiewka. Note, an asymmetrical zoning of the vein. Dots — aplite, wavy lines — granophyric and graphic intergrowths, dashes — biotite. Quartz and feldspars bearing miaroles are visible in the upper part of the vein.

Biotitic schlieren is parallel to the vein

Fig. 4. Nieregularny przebieg żyły pegmatytowej na zachod- niej ścianie kamieniołomu „Andrzej" w Żółkiewce. Maksy- malna grubość żyły wynosi 7 cm. Pegmatyt zbudowany jest ze symetrycznie ułożonych stref: aplitowej i przerostów granofirowych. Obecne są również miarole. Pod żyfą widoczna

jest „chmura" szlirowa (biotyt + hornblenda) Irregular course of a pegmatite vein. West wall of the

"Andrzej" quarry in Żółkiewka. Maximumm thickness of the vein is of 7 cm. The pegmatite is composed of symmetrical aplite and granophyric intergrowths zones. Miaroles can also be distinguished within the pegmatite. A "schlieren cloud"

(biotite + hornblende) is visible below the vein

ściach przykontaktowych z granitem. Soczewy pegmatytowe osiągają rozmiary rzędu kilku me- trów. M o ż n a je spotkać w Żółkiewce, Borowie, Czernicy i Granicznej.

N a południe od Grabiny n a wzgórzu Lisiec wśród amfibolitów zalega d a j k a aplitowo-pegmatytowa o charakterystycznej białej barwie i dużej zawartości czarnego turmalinu (szerlu). Bloczki tej skały były znane od dawna, jednakże sama żyła została odsłonięta pracami ziemnymi w r o k u

(8)

1980, co pozwoliło na jej opracowanie petrograficzne (Puziewicz 1981). D a j k a z b u d o w a n a jest z aplitów dwu generacji i pegmatytowych inter- kalacji. W jej skład mineralny oprócz skaleni alkalicznych, plagioklazów ( A n⁷_^{1 0}) i kwarcu wchodzą biotyt, szerl, granat (almandyno-spessartyn) oraz andaluzyt.

PEGMATYTY CZĘŚCI WSCHODNIEJ

Wschodnia część masywu granitoidowego Strze- gom-Sobótka zaliczana jest d o struktury północ- nego brzegu bloku sowiogórskiego w odróżnieniu od części zachodniej należącej d o strefy kaczaw- skiej (Oberc 1972).

Dominującymi odmianami granitów budują- cych wschodnią część masywu są: średnioziarni- sty biotytowy granodioryt zwany strzeblowskim oraz biotytowo-muskowitowy leukogranit zwany wierzbnickim (Majerowicz 1972, 1977).

Pegmatyty występują tu prawie wyłącznie w postaci żył (fig. 5). Formy gniazdowe znane są

Fig. 5. Pegmatyt z Goli Świdnickiej. Blaszki częściowo zmu- skowityzowanego biotytu ustawione są prostopadle d o grani-

cy żyły

Pegmatite from Gola Świdnicka. Flakes of partly muscoviti- zed biotite are perpendicular to the boundary of the vein

z okolic Strzeblowa. Miarole, tak charakterystyczne dla części zachodniej masywu, t u t a j nie wy- stępują. Największe nagromadzenie pegmatytów wiąże się z okolicami Goli Świdnickiej, Goła- szyc, Strzeblowa oraz z wystąpieniami dwumikowych leukogranitów (Siedlimowice, Wierzbna).

Związek pegmatytów ze spękaniami ciosowy- mi nie jest wyraźny, m i m o że przebieg wielu z nich (zwłaszcza w Strzeblowie) odpowiada spę- kaniom S. Kąty upadu natomiast zmieniają się od 0 d o 90°. Szczególnie poglądową pod tym względem sytuację m o ż n a obserwować w nieczyn- nym łomie w Wierzbnie. Jedną ze ścian łomu stanowi pionowa żyła pegmatytowa o biegu N N W -

SSE. Od żyły tej odchodzą odgałęzienia o miąż- szości 14-20 cm o nieco innej orientacji biegu i połogim kącie z a p a d u (100/20 NNE).

Miąższość żył pegmatytowych w a h a się od kilku d o kilkudziesięciu centymetrów (najczęściej 20-30 cm). Pegmatyty te nie mają budowy strefowej. Jedynie niektóre żyły związane są z aplitami. Pegmatyty występujące wśród leukogranitów dwumikowych różnią się teksturą od pegmatytów związanych z granodiorytami. M a j ą bowiem wy- raźnie zaznaczoną kierunkowość ułożenia blaszek muskowitu w części k o n t a k t o w e j z granitami.

Blaszki muskowitu ustawione są prostopadle d o powierzchni k o n t a k t u z granitem.

Pegmatyty wschodniej części masywu mają ma- ło urozmaicony skład mineralny. Podstawowymi składnikami są: mikropertyt mikroklin owy, oligoklaz, albit, kwarc, muskowit, biotyt. D o składni- ków akcesorycznych należą beryl i granat (spessar- tyno-almandyn). Największe ilości berylu związa- ne są z pegmatytami występującymi w granitach dwumikowych. Przejawem działalności hydrotermalnej jest obecność minerałów kruszcowych (pirotyn, piryt).

Pegmatyty części wschodniej masywu, ze wzglę- d u na obecność w nich akcesorycznego berylu, można zaliczyć d o pegmatytów metali rzadkich.

Natomiast większość pegmatytów zachodniej czę- ści masywu Strzegom-Sobótka należy d o grupy pierwotnych pegmatytów miarolitycznych lub komorowych.

GENEZA

Rozważany będzie t u t a j głównie problem tworzenia się pegmatytów miarolitycznych i komorowych. Przegląd stosunkowo nowych hipotez doty- czących powstawania tego typu pegmatytów moż- n a znaleźć w książce N i k a n o r o w a (1979).

Tworzenie się rozproszonych miarol w granitach jest według Jahnsa i B u r n h a m a (1969) efektem krystalizacji magmy ubogiej w wodę. Pod koniec krystalizacji magma, która stanowi teraz znikomy procent magmy wyjściowej (np. 2°/0), nasyca się wodą i staje się stopem resztkowym (rest-liquid), z którego mogą tworzyć się duże kryształy pośród interstycjalnego materiału, a p o zużyciu stopu w miarolach mogą krystalizować minerały niskotemperaturowe z roztworów hydrotermalnych. Identyczny efekt, zdaniem tych auto- rów, może powstać wtedy, gdy stop resztkowy zostanie oddzielony od konsolidującego się granitu na wczesnym etapie krystalizacji, na przykład kiedy wykrystalizuje 5 0 % składników nielotnych.

(9)

Przy czym o d s e p a r o w a n y s t o p może nasycić się w o d ą t y l k o w nieznacznym stopniu. W y n i k a z tego, że pegmatyty m o g ą zacząć się f o r m o w a ć n a prawie k a ż d y m etapie konsolidacji m a g m y granitowej.

Izolowane p e g m a t y t y miarolityczne, a także soczewy p e g m a t y t o w e w z a c h o d n i e j części masy- w u S t r z e g o m - S o b ó t k a zalegają zgodnie z po- wierzchnią ciosu p o k ł a d o w e g o , c o m o ż e d o w o d z i ć pierwotności p ł a s k o zalegających płaszczyzn cio- sowych. M i a r o l e tworzą się również w tych miej- scach, gdzie faza lotna n a p o t y k a na bariery me- chaniczne. P r z y k ł a d e m mogą być m i a r o l e i peg- m a t y t y z w i ą z a n e ze szlirami b i o t y t o w y m i i pegma- t y t o w y m i n a ś l a d u j ą c y m i p r a w d o p o d o b n i e kształt lokalnych k o m ó r k o n w e k c y j n y c h (pi. II, 1). W kil- k u p r z y p a d k a c h u d a ł o się stwierdzić, że szliry biotytowe, z k t ó r y m i stowarzyszone były miarole, zostały przecięte przez żyły aplitowe, co j e d n o - znacznie określa względny wiek miarol.

P e g m a t y t y miarolityczne mogą b y ć ze względu n a m e c h a n i z m tworzenia się pustek pierwotne lub w t ó r n e . P i e r w o t n e mogą się tworzyć wyłącznie w w a r u n k a c h hipabisalnych (głębokość 3 - 5 km), n a t o m i a s t w t ó r n e niezależnie od głębokości. W t ó r - ne miarole p o w s t a j ą b o w i e m przez rozpuszczenie części istniejącego j u ż p e g m a t y t u p o d wpływem d z i a ł a n i a alkalicznych r o z t w o r ó w h y d r o t e r m a l - nych. Należy przy t y m zaznaczyć, że znaczenie przemysłowe m a j ą głównie miarole w t ó r n e b ę d ą c e ź r ó d ł e m jubilerskich t o p a z ó w , beryli oraz t u r m a - linów (Szmakin, T a t a r i n o w 1975).

P r z e d s t a w i o n e obserwacje w s k a z u j ą , że strze- g o m s k i e p e g m a t y t y miarolityczne są u t w o r a m i pierwotnymi. P o n i e w a ż takie p e g m a t y t y nie mogą p o w s t a w a ć n a głębokościach większych niż 5 k m (fide N i k a n o r o w 1979), t o w y n i k a z tego, że k o n - solidacja m a g m y w z a c h o d n i e j części m a s y w u S t r z e g o m - S o b ó t k a zachodziła w strefie małych głę- bokości. W s k a z u j e n a t o także p o z y c j a tektonicz- n a intruzji, k t ó r a n a zachodzie osiągnęła wyższe niż n a wschodzie s t r u k t u r y tektoniczne (Oberc

1972). R ó w n i e ż cechy petrograficzne granitów oraz niski stopień m e t a m o r f i z m u regionalnego skał otaczających zachodnią część m a s y w u wska- zują n a krystalizację m a g m y g r a n i t o w e j w wa- r u n k a c h niedużych ciśnień, o k o ł o 1 - 2 k b a r . Są t o w a r u n k i s p r z y j a j ą c e separacji fazy lotnej z m a g m y . M i g r u j ą c a pod wpływem gradientu ciśnienia faza l o t n a m a tendencję d o g r o m a d z e n i a się w api- kalnych częściach intruzji, gdzie barierę dla niej mogą s t a n o w i ć s k o n s o l i d o w a n e p a r t i e m a g m y lub skały osłony.

M o d e l o w ą prezentacją procesu tworzenia się

miaroli i j e j otoczki aplitowej m o ż e być zjawisko chłodzenia z h o m o g e n i z o w a n e j inkluzji s t o p o w e j opisane przez J e r m a k o w a i D o ł g o w a (1979). O t ó ż w p e w n e j t e m p e r a t u r z e n a s t ę p u j e degazacja kro- pelki s t o p u i pojawia się jeden l u b kilka pęche- rzyków. P o w o l n e przemieszczanie się składników lotnych d o pęcherzyków d o p r o w a d z a d o degazacji tych warstw stopu, k t ó r e przylegają d o pęcherzy- ków. W pobliżu nich tworzy się sferyczna strefa o d g a z o w a n e g o lepkiego stopu, który zakrzepnie wcześniej niż stop o d d a l o n y od pęcherzyka. Wy- n i k a z tego, że odfiltrowanie fazy lotnej d o po- w s t a j ą c e j w o l n e j przestrzeni (bąbla gazowego) po- w o d u j e d o ś ć nagłe przesunięcie lepkiego s t o p u d o obszaru subsolidusu i m a s o w ą krystalizację d a j ą c ą w rezultacie aplitową otoczkę miaroli.

W części opisowej a u t o r zwrócił uwagę, że w wielu p e g m a t y t a c h brak jest strefy aplitowej, a b e z p o ś r e d n i o z granitem graniczy strefa prze- r o s t ó w granofirowych, k t ó r e j ziarna w miarę zbli- żania się d o miaroli zwiększają swoje r o z m i a r y (wzrost stożkowy). Strefa przerostów granofirowych jest w t y m p r z y p a d k u odpowiednikiem strefy aplitowej, z t y m że m a s o w a krystalizacja ze s t o p u nasyconego wodą była o r i e n t o w a n a wed- ług zasady geometrycznego d o b o r u rosnących kry- ształów.

G e n e z a strefy przerostów granofirowych i pis- m o w y c h budzi najwięcej kontrowersji. W pegmatytach strzegomskich strefę przerostów granofirowych tworzą prawidłowe zrosty kwarcu i m i k r o - klinu oraz k w a r c u i niebieskawego albitu (fig. 6).

Przy czym, jak wykazały b a d a n i a N o w a k o w s k i e - go i Kozłowskiego (1983), jest t o albit pierwotny.

Ichtioglipty kwarcu układają się najczęściej kuli-

Fig. 6. Regularne przerosty kwarcu i albitu. Żółkiewka.

Mi — mikroklin, Cl — cleavelandyt, Ab — albit niebieskawy (na podstawie rysunków Schadela, 1961)

Regular intergrowths of quartz and albite. Żółkiewka. Mi — microcline. Cl — cleavelandite, Ab — bluish albite (on the

basis of Schadel (1961) drawings)

8 - Geologia Sudetica Vol. XX, nr 2

(10)

ście, czyli n a przekrojach pionowych promieniście, od p u n k t u znajdującego się w pobliżu granicy pegmatytu z granitem. Granice, między mikrokli- nami i albitami są ostre i nierówne, a ichtioglipty kwarcu nie przekraczają tych granic.

Zdaniem Schadela (1961) cechy geometryczne przerostów granofirowych i pismowych w pegmatytach strzegomskich wskazują na ich metasoma- tyczną (dyfuzyjną) genezę. Innymi słowy, autor ten neguje jednoczesność wzrostu kwarcu i skaleni.

Kozłowski (1978) znalazł inkluzje stopu w kwarcach strefy aplitowej w analogicznych d o strzegomskich pegmatytach karkonoskich, nie stwier- dził ich jednak w strefie przerostów granofirowych. Na tej podstawie, a także w oparciu o obserwacje teksturalne przyjął transformistyczną kon- cepcję pochodzenia tej strefy (rekrystalizacja czę- ści aplitu).

Z drugiej strony w literaturze można znaleźć doniesienia o stwierdzeniu inkluzji stopowych w kwarcach strefy przerostów granofirowych, a nawet pegmatytoidalnej (Kosuchin 1978). Inkluzje takie homogenizują się w temperaturach 570- 550° C.

Zakładając, że strefa przerostów pismowych powstaje w wyniku rekrystalizacji aplitu, napoty- kamy trudność wyjaśnienia prawidłowości zro- stów kwarcu i skaleni. W czasie rekrystalizacji reliktowe ziarna kwarcu zorientowane chaotycz- nie stanowiłyby zarodki indukujące nieorientowa- ny wzrost kryształów kwarcu.

Jednym z bardziej przekonujących argumen- tów n a rzecz magmowej genezy omawianej strefy jest jej skład odpowiadający kotektyce kwarc- -skalenie alkaliczne oraz obserwacje wskazujące na równoczesny i epitaksjalny wzrost tych skład- ników. Niemniej, jednoznaczne wyjaśnienie powstawania strefy przerostów granofirowych w od- niesieniu d o konkretnych pegmatytów strzegomskich i karkonoskich wymaga odrębnego opracowania.

Jedną z najbardziej charakterystycznych cech pegmatytów komorowych jest obecność j ą d r a kwarcowego częściowo wypełniającego k o m o r ę w jej części stropowej. P o d o b n ą rzecz obserwuje się w wielu miarolach strzegomskich (fig. 2).

Związek jąder kwarcowych ze stropową czę- ścią komory jak i to, że największe kryształy kwarcu są również związane z tą częścią komory, m o ż n a wyjaśnić istnieniem gradientowego pola termicznego w komorze wywołującego efekt autoklawu. Jak wiadomo rozpuszczalność kwarcu w roztworze NaCl, znikoma d o temperatury

300° C, gwałtownie wzrasta w wyższych tempera-

turach i przy wzroście stężenia roztworu. Jest to wynikiem hydrolitycznego rozkładu NaCl i wiąza- nia krzemu w akwakompleksy sodowe. W rezultacie istnienia gradientu termicznego skierowa- nego ku górze komory powstaje prąd konwek- cyjny przenoszący te kompleksy. W stropowej części komory p H roztworu jest niskie na skutek gromadzenia się łatwolotnego HC1 będącego pro- d u k t e m hydrolizy NaCl. W tych warunkach na- stępuje wytrącenie z roztworu S i 02 (Ganiejew 1978). Również efektem autoklawu m o ż n a wyjaś- nić powstawanie stref metasomatycznych prze- obrażeń granitu pod pegmatytami (albityzacja, grejzenizacja).

Pegmatyty miarolityczne i k o m o r o w e są utworami charakterystycznymi dla granitowych intruzji postorogenicznych, czyli tworzyły się w warunkach tektonicznego spokoju. Stwierdzenie t o jest słuszne również w stosunku d o pegmatytów strzegomskich. Nie dotyczy jednak późniejszych etapów ich rozwoju. W pegmatytach strzegomskich obserwuje się wiele faktów świadczących o wstrząsach tektonicznych w skonsolidowanym granicie. Prze- de wszystkim wskazuje na t o obecność brekcji często wypełniających miarole. W ich skład wcho- dzą odłamki skaleni, kwarców, epidotów spojone kalcytem. Równie często spotyka się regenerowa- ne kwarce zalegające w rumoszu kwarcowym na dnie miarol.

Płaszczyzny wielu uskoków tnących granit po- kryte są epidotem, strigowitem, fluorytem lub kalcytem. Te same minerały zabliźniają szczeliny pęknięć przecinających okrywy miarol, co pozwa- la na względne datowanie ruchów tektonicznych w obrębie masywu Strzegom-Sobótka.

PEGMATYTY SIECIOWE

O s o b n e g o potraktowania wymaga wyjaśnienie mechanizmu powstawania pegmatytów sieciowych w aplogranitach. Według Kozłowskiego (1978) tego typu utwory z okolic Szklarskiej Poręby po- wstały poprzez rekrystalizację aplitów wzdłuż nało- żonych spękań tensyjnych, w temperaturach nieco niższych niż temperatura solidusu.

Jest t o pogląd zaprezentowany wcześniej przez Nikitina i współpracowników (1972) dla wyjaśnie- nia genezy pegmatytów sieciowych Uralu. Budzi on wiele zastrzeżeń. Przede wszystkim z ilustracji i opisów zawartych w pracy Nikitina i współ- autorów (op. cit.) wcale nie wynika istnienie w ży- łach aplogran it owych nałożonej tektoniki spęka- niowej. Sami autorzy zdają sobie z tego sprawę

(11)

stwierdzając, że spękania wykorzystywały strefy zluźnień pochodzenia prototektonicznego

W części opisowej autor zwrócił uwagę na tekstury z płynięcia, nieregularność przebiegu i in- ne cechy świadczące o dużej plastyczności aplo- granitów w czasie ich tworzenia się. N a figurze 7 widać, obok zafałdowanej szliry biotytowej, łań- cuszkowo ułożone miarole niewątpliwie związane z powierzchnią nieciągłości; ale nie pochodzenia tektonicznego, tylko wywołaną tarciem wewnętrz- nym w czasie ruchu magmy aplogranitowej. T o zjawisko dobrze tłumaczy naśladowanie przez strefy pegmatytowe zmian biegu i u p a d u żył aplogranit owych.

D u ż a porowatość aplogranitów oraz cechy wcześniej opisane wskazują, że były one nasyco- ne fazą lotną, dzięki czemu miały stosunkowo małą lepkość. Gromadzenie się składników loti nych w bąble (późniejsze miarole) miało miejsce w strefach nieciągłości związanych z ruchem magmy, tworzeniem się apofiz, k o n t a k t e m z otacza- jącym granitem (fig. 7, 8).

Tworzenie się jednak właściwych sieci pegmatytowych, zwłaszcza typu stockwerkowego, zwią- zane mogło być z powstawaniem szczelinek kontrakcyjnych, które stanowiłyby miejsce koncentra- cji fazy lotnej. W tym momencie nie m o ż n a wy- kluczyć oddziaływania fluidu n a konsolidującą się m a g m ę aplogranitową. Nie był t o jednak proces nałożony, ale stanowił on końcowy etap krystalizacji magmy aplogranitowej. Oczywiście fluid najintensywniej gromadził się n a przecięciach szczelinek kontrakcyjnych.

Fig. 7. Szlira biotytowo-skaleniowa w aplogranicie miaroli- tycznym. Zwraca uwagę łańcuszkowe ułożenie miarol. Grabi-

na SI. Dr — druza

Biotite + feldspar schlieren within the miarolitic aplogranite.

Note a chain-like arrangement of miaroles. Grabina Śl. Dr — drusy cavity

Fig. 8. Kontakt aplogranitu z granitem porfirowatym. W aplo- granicie, przy kontakcie z granitem, obecne są drobne mia-

role. Szklarska Poręba — Huta (Karkonosze) Contact of aplogranite with porphyritic granite. Small miaroles occur within aplogranite nearby the contact with granite.

Szklarska Poręba — Huta (Karkonosze)

Należy podkreślić, że sami transformiści zwra- cają uwagę na ścisły związek przestrzenno-czaso- wy miarol ze strefą pegmatytoidalną. Niemniej jednak tłumaczą oni powstawanie miarol rekrysta-

lizacją i odprowadzeniem części materiału (Niki- tin et al. 1972; Kozłowski 1978).

Autor nie neguje istotnego wpływu gazów i roztworów hydrotermalnych na procesy przeo- brażeń granitów i ich pegmatytów. Liczne obserwacje świadczą o tworzeniu się kawern w wyniku rozpuszczania i odprowadzania materiału skalne- go (fig. 9), przeobrażaniu kształtu miarol oraz rozpuszczaniu minerałów w miarolach. Dotyczy t o jednak głównie młodszych etapów rozwoju

Fig. 9. Kawerny z druzami kryształu górskiego. Kawerny i otaczający je granit są silnie okruszcowane pirytem. Ro-

goźnica

Quartz-bearing cavities. Cavities and granite are rich in pyrite.

Rogoźnica

(12)

12 J A N U S Z J A N E C Z E K

procesów p o m a g m o w y c h , o czym będzie jeszcze m o w a .

N a podstawie przedstawionych d a n y c h m o ż n a stwierdzić, że pegmatyty strzegomskie są u t w o r a - mi syngenetycznymi z konsolidają granitoidów.

M i a r o l e tworzyły się w wyniku o d g a z o w a n i a sto- p u resztkowego. Minerały strefy apłitowej krysta-

lizowały w p r o s t z o d g a z o w a n e g o s t o p u , n a t o m i a s t p o w s t a n i e stref przerostów g r a n o f i r o w y c h i pismowych m o ż e b y ć rezultatem szybkiej krystalizacji

k i e r u n k o w e j ze s t o p u n a s y c o n e g o w o d ą . Krystali- zacja w e w n ą t r z miarol o d b y w a ł a się w waru'nkach d o m i n u j ą c e g o udziału r o z t w o r ó w h y d r o t e r m a l - nych.

M I N E R A Ł Y T Y P O M O R F I C Z N E

Pojęcie t y p o m o r f i z m u w p r o w a d z i ł d o mineralogii Becke w 1903 r o k u . T y p o m o r f i c z n y m i n a - zwał minerały będące głównymi s k ł a d n i k a m i łup- ków krystalicznych w y r ó ż n i o n e g o przez siebie g ó r n e g o piętra s k o r u p y ziemskiej. Zawierały one

w swoim składzie chemicznym grupy hydroksy- lowe i t o była cecha o d r ó ż n i a j ą c a je od mine- rałów d o l n e g o piętra z b u d o w a n e g o ze skał „ognio- wych" ( fide ł a z a r e n k o 1979).

J e d n a k rola tego pojęcia znacznie wzrosła d o - piero p o ukazaniu się pracy F e r s m a n a w 1931 r o k u , w k t ó r e j położył on podwaliny pod współ- czesną analizę t y p o m o r f i c z n ą . F e r s m a n scharakte- ryzował o k o ł o siedemdziesięciu minerałów typo- morficznych d l a pegmatytów i p o d a ł sugestywną definicję minerału t y p o m o r f i c z n e g o : „ M i n e r a ł a m i t y p o m o r f i c z n y m i nazywamy minerały z a j m u j ą c e określone miejsce w procesie geochemicznym i dla- t e g o o d p o w i a d a j ą c e temu, c o w geologii historycz- nej nazywamy skamieniałościami przewodnimi.

O n e , p o d o b n i e j a k skamieniałości przewodnie, określają w a r u n k i i czas, tj. geofazę procesu geo- chemicznego. Ich b a d a n i e jest tak s a m o ważne dla zrozumienia procesów ochładzania się stopu granitowego, jak b a d a n i a paleontologiczne ska- mieniałości przewodnich dla analizy jakiejś jednost- ki geologicznej" (Fersman 1960, s. 296-297).

Współczesną definicję t y p o m o r f i z m u przedsta- wił Juszkin (1977) określając minerały t y p o m o r - ficzne j a k o te, k t ó r e m a j ą z d o l n o ś ć d o odzwier- ciedlania w swojej budowie i własnościach wa- r u n k ó w powstania.

M i n e r a ł m o ż e być typomorficzny przez s a m fakt występowania a l b o typomorficzne mogą być niektóre j e g o cechy. Również paragenezy mine- rałów bywają typomorficzne.

Metodą badawczą t y p o m o r f i z m u jest tak zwa- n a analiza typomorficzną. J e j istota polega n a p o r ó w n a n i u minerałów b a d a n e g o obiektu (złoża, stanowiska) z m i n e r a ł a m i obiektów o z n a n e j ge- nezie. Analiza t a m a charakter statystyczny. Nie jest jej celem określenie genezy jakiegoś k o n -

k r e t n e g o mineralnego osobnika, ale uchwycenie

tendencji z m i a n cech w zależności od w a r u n k ó w krystalizacji.

O g ó l n e cechy wszystkich o s o b n i k ó w d a n e g o n a t u r a l n e g o z b i o r o w i s k a o k r e ś l o n o m i a n e m loka- t y p u lub t o p o t y p u (Juszkin op. cit.). W r o z u m i e - niu t o p o t y p u bierze się również p o d uwagę moż- liwe w d a n y m z b i o r o w i s k u odchylenia wszystkich cech o s o b n i k ó w m i n e r a l n y c h od ich uśrednionych charakterystyk. Z tego p u n k t u widzenia r o z p a t r y - w a n o n i e k t ó r e minerały strzegomskie.

Jeśli minerał typomorficzny m a spełniać rolę

„skamieniałości przewodniej", t o powinien cecho- w a ć się m. in. powszechnością występowania.

W z w i ą z k u z t y m p o d j ę t o p r ó b ę ilościowego ujęcia częstości w y s t ę p o w a n i a d a n e g o g a t u n k u w p e g m a t y t a c h d r u z o w y c h okolic Strzegomia. D o t e g o celu p o s ł u ż o n o się obserwacjami z siedem- dziesięciu siedmiu p e g m a t y t ó w r ó ż n e j wielkości

z trzech k a m i e n i o ł o m ó w Żółkiewki i j e d n e g o k a m i e n i o ł o m u w G r a b i n i e Śl. W y s t ę p o w a n i e mi- nerału liczone b y ł o bez względu n a j e g o ilość w pegmatycie. N i e b r a n o p o d uwagę minerałów skałotwórczych p e g m a t y t ó w (skalenie, kwarc, biotyt).

Wyniki z e s t a w i o n o w f o r m i e h i s t o g r a m u (fig. 10).

P r z e d s t a w i o n o n a n i m jedynie te minerały, k t ó r e były n o t o w a n e częściej niż pięć razy. Z zesta- wienia wynika, że s p o ś r ó d p o n a d pięćdziesięciu minerałów, opisanych z p e g m a t y t ó w strzegomskich, w y m a g a n i e t o spełniło siedemnaście.

P r z e d s t a w i o n e d a n e n a p e w n o o b a r c z o n e są p e w n y m błędem, w y n i k a j ą c y m chociażby z b r a k u pewności, że w d a n e j druzie s t w i e r d z o n o wszystkie t w o r z ą c e ją minerały. N i e m n i e j j e d n a k d o m i - n a c j a niektórych m i n e r a ł ó w z a r y s o w a n a jest bar- d z o wyraźnie, n a t o m i a s t s t o s u n k i ilościowe są m n i e j istotne.

Nieco inaczej wyglądają te relacje w pegmatytach Z i m n i k a , j e d n a k m a ł a ilość obserwacji, wy- n i k a j ą c a z mniejszej częstości p o j a w i a n i a się peg- m a t y t ó w d r u z o w y c h , uniemożliwiła zestawienie statystyczne d a n y c h . Najczęściej s p o t y k a n y m i t u t a j m i n e r a ł a m i h y d r o t e r m a l n y m i są l o m o n t y t , kalcyt,

(13)

Fig. 10. Histogram częstości występowania minerałów w peg- matytach druzowych w Żółkiewce i w Grabinie Śląskiej.

Dane z 77 pegmatytów

Histogram showing a frequency of minerals occurring in the rniarolitic pegmatites of Żółkiewka and Grabina Śląska. Data

from 77 pegmatites

żelazisty chloryt i serycyt. D o ś ć często spotykany jest również spessartyn.

Należy zaznaczyć, że niektóre rzadziej wystę- pujące minerały ze względu na swoje cechy rów- nież mogą być uznane za typomorficzne lub to- potypowe.

SIARCZKI I SIARKOSOLE

W pegmatytach strzegomskich jest t o grupa zdecydowanie ustępująca pod względem ilościo- wym krzemianom. D o wyjątków należą powszechnie spotykany piryt oraz nieco rzadszy molibdenit.

Piryt w pegmatytach występuje w postaci kryształów sześciennych osiągających rozmiary d o dwóch centymetrów. Często występuje w postaci osypki na kryształach skaleni i kwarcu, przypo- minającej sposób występowania niektórych chlo- rytów. W tym przypadku kryształy pirytu osią- gają rozmiary rzędu dziesiętnych części milimetra.

Kryształy o pokroju dwunastościanów pentago- nalnych są pospolitsze na powierzchniach spękań tnących granity. Z n a n e są również metasomatyczne piryty szkieletowe wypierające skalenie w strefach okołożylnych (żyły kwarcowe) w Borowie.

Molibdenit występuje na powierzchniach szcze- lin w granitach, w żyłach kwarcowych oraz im- pregnuje hydrotermalnie przeobrażone granity (Kostrza, Zimnik, Rogoźnica). W pegmatytach Borowa i Zimnika tworzy dobrze wykształcone kryształy, których agregaty osiągają rozmiary d o kilku centymetrów. Niektóre partie hydrotermalnie przeobrażonych granitów z Borowa i Kostrzy zawierały od 0,9 d o 1 , 3 2 % molibdenitu (Pen- dias, Waleńczak 1956). W y k o n a n e przez autora analizy rentgenograficzne molibdenitów z trzech wymienionych form występowania są identyczne i wskazują, że minerał ten krystalizował w poli- typie 2H.

D o stosunkowo często spotykanych minerałów kruszcowych w pegmatytach strzegomskich należy galena. Występuje w postaci kryształów sześcien- nych lub będących kombinacją sześcianów i ośmio- ścianów. Zawiera podwyższone ilości Ag. Galena zawierająca bizmut j a k o domieszkę strukturalną m a pod mikroskopem anomalnie żółtą barwę.

N a d m i a r bizmutu wydziela się w postaci drobnych kropelkowych ziarenek tkwiących w galenie (Sa- łaciński 1978). P a r a m e t r a komórki elementarnej galeny z Żółkiewki wynosi 5,918 A.

Pirotyn najpowszechniej występuje w postaci reliktów w pseudomorfozach melnikowitowo-piry- towo-markasytowych (Sałaciński 1976a, 1978). Sa- łaciński (1978) podkreśla, że minerał ten był bar- d z o powszechny w masywie. Silnie magnetyczne pirotyny tworzą wpryśnięcia i d r o b n e żyłki w per- tycie mikroklinowym w berylonośnych pegmatytach żyłowych w Goli Świdnickiej.

Pozostałe siarczki spotykane w pegmatytach strzegomskich wymienione są w tabeli 33. Więk- szość z nich została zidentyfikowana n a podstawie badań optycznych przez Sałacińskiego (1976a,

1978).

G r u p a siarkosoli reprezentowana jest przez cosalit (Pb²Bi²S⁵) opisany w 1967 r o k u przez Wie- wiórę, Gadomskiego i Szpilę z pegmatytu w Gra- binie. Obok okazów z Grabiny znane są również próbki tego minerału z Borowa (Muzeum Mine- ralogiczne UWr.). W tabeli 1 p o r ó w n a n o wyniki spektralnej analizy półilościowej cosalitów z Gra- biny i z Borowa. Cosalit z Grabiny występował w paragenezie z bawenitem i aksynitem, stąd obecność berylu i wapnia w analizie spektralnej.

O k a z z Borowa m i m o tego, że nie tworzył pa-

(14)

Tsbete 1. Spektralne, pól ilościowe analizy chemiczne cosali- tów ( % wag.)

Semiquantitative emission spectrographic analyses of cosali- tes (wt. % )

Bi Pb Ag Fe Mg Al Ca Be Cd Cu Ti Y

1. n n n ~3 - n ~3 n ~2 n "1 n "2 n -2 n -2 n "3 n -1 2. n n n n"> n ~2 n - ' n "1 n ~3 n ~2 n "2 n -2 -

1. cosalit z Grabiny Śl. (Wiewióra et al. 1967).

2. cosalit z Borowa. Analizę wykonano za pomocą mi- kroanalizatora laserowego.

1. cosalite from Grabina Śl. (Wiewióra et al. 1967).

2. cosalite from Borów. Analysis performed with a laser microanalyser.

ragenezy z bawenitem również zawiera podwyż- szoną z a w a r t o ś ć berylu.

Sałaciński (1972) doniósł o w y s t ę p o w a n i u w pegmatycie z B o r o w a siarkosołi ołowiowo-bizmu- towej, k t ó r ą określił j a k o beegeryt ( P b6B i2S9) . J e d n a k w 1978 r o k u stwierdził, że p o p r z e d n i a identyfikacja nie jest pewna. D o d a ł j e d n a k , że w masywie strzegomskim mogą w y s t ę p o w a ć c o n a j m n i e j cztery minerały zawierające P b i Bi.

N a j p r a w d o p o d o b n i e j będą t o minerały z szeregu gałenit-bizmutyn. A u t o r stwierdził występowanie b i z m u t y n i t u w żyle fluorytowej w Borowie.

H A L O G E N K I

F l u o r y t należy d o najczęściej spotykanych mi- nerałów w p e g m a t y t a c h strzegomskich (fig. 10).

J e d n a k występuje zwykle w małych ilościach.

Większe j e g o w y s t ą p i e n i a związane są z żyłami fluorytowymi t n ą c y m i granitoidy w Borowie i Żół- kiewce oraz z h y d r o t e r m a l n i e p r z e o b r a ż o n y m i granitami.

W m i a r o l a c h fluoryt występuje w postaci b a r - d z o d o b r z e wykształconych kryształów, najczęściej {111} oraz {100}. S p o t y k a n e są również kryszta- ły b ę d ą c e k o m b i n a c j ą f o r m (100) i (110) oraz (111) i (110). Badacze niemieccy (vide S c h w a n t k e 1896) wyróżnili d o d a t k o w e ściany: (441), (311), (168), (20.14.3) i (157).

F l u o r y t y strzegomskie najczęściej z a b a r w i o n e są na bladoniebiesko, fioletowo, r ó ż o w o , rzadziej n a jasnozielono. W Borowie znaleziono żyłki a n t o z o n i t u . Z d a r z a j ą się również fluoryty bez- b a r w n e , miejscami plamiście z a b a r w i o n e n a k o l o r niebieskoatramentowy. W a r t o ś ć współczynnika za- ł a m a n i a światła o d m i a n y jasnoniebieskiej wynosi n = 1,434.

P a r a m e t r y sieciowe p o m i e r z o n o d l a jasnonie- bieskiego fluorytu {111} z Żółkiewki, d l a fluory-

t u z p s e u d o m o r f o z y p o apofylicie z B o r o w a i d l a a n t o z o n i t u z B o r o w a . W y n o s z ą one o d p o w i e d n i o 5,463(2) A , 5,464(1) A i 5,464(1) A.

Analizy spektralne wykazały, że b a d a n e fluoryty należą d o grupy fluorytów itrowych. W a n t o - zonicie z B o r o w a s t w i e r d z o n o p o n a d t o podwyż- szoną z a w a r t o ś ć iterbu. W e wszystkich p r ó b k a c h obecne są śladowe ilości berylu.

TLENKI I W O D O R O T L E N K I

G r u p a t a r e p r e z e n t o w a n a jest w p e g m a t y t a c h strzegomskich przez minerały żelaza (magnetyt, hematyt, getyt), m a n g a n u (grupa psylomelanu) oraz kasyteryt. T e n o s t a t n i jest niezmiernie rzad- k o s p o t y k a n y . Z o s t a ł znaleziony w paragenezie z w o l f r a m i t e m w żyłach k w a r c o w y c h tnących aplogranit w Paszowicach (Pendias, W a l e ń c z a k 1956) oraz w pegmatycie k o m o r o w y m w Rogoźnicy ko- ł o J a w o r a (Sałaciński 1976a, 1978). T r a u b e (fide S c h w a n t k e 1896) sygnalizował występowanie fergusonitu. J e d n a k identyfikacja p r z e p r o w a d z o n a przez tego b a d a c z a o p a r t a była jedynie n a niezbyt precyzyjnym i n i e j e d n o z n a c z n y m opisie m a k r o s k o - p o w y m . P o n i e w a ż w y s t ę p o w a n i e n i o b o t a n t a l a n ó w w p e g m a t y t a c h strzegomskich jest możliwe, należy u z n a ć obecność w nich fergusonitu z a p r a w d o - p o d o b n ą , ale n i e u d o w o d n i o n ą . Z d r u g i e j s t r o n y , r z a d k o ś ć w y s t ę p o w a n i a m i n e r a ł ó w pierwiastków ziem rzadkich jest t y p o w a d l a p e g m a t y t ó w m i a r o - litycznych i p e g m a t y t ó w m e t a l i rzadkich.

Schadel (1961) wymieniał jeszcze rutyl wystę- p u j ą c y w postaci w r o s t k ó w w k w a r c a c h strzegom- skich, ale b a d a n i a Sałacińskiego (op. cit.) nie po- twierdziły w y s t ę p o w a n i a t l e n k ó w t y t a n u .

KRYFTOMELAN

W p e g m a t y t a c h okolic Strzegomia {Żółkiewka, G r a b i n a SI.) n a k w a r c a c h i skaleniach s p o t k a ć m o ż n a kolomorficzne s k u p i e n i a m i n e r a ł u określa- nego d o tej p o r y j a k o psylomelan (Schwantke 1896; Ż a b i ń s k i 1953; K o w a l s k i 1967). J e d n a k od- ległości między płaszczyznowe obliczone z rentge- n o g r a m ó w p r o s z k o w y c h r z e k o m e g o p s y l o m e l a n u są zbieżne z d a n y m i d l a k r y p t o m e l a n u ( K< 2M n801 6) (tab. 2).

W n i o s e k w y n i k a j ą c y z analizy r e n t g e n o g r a - ficznej został p o t w i e r d z o n y przez wyniki oznaczeń alkaliów przedstawione w tabeli 3. J a k w i d a ć głów- n y m k a t i o n e m stabilizującym s t r u k t u r ę a — M n 02

jest potas. W k r y p t o m e l a n i e m a n g a n (głównie M n4 + i częściowo M n2 +) m o ż e być w p e w n y m stopniu z a s t ą p i o n y przez C u , C o , F e , Z n i N i

(15)

T Y P O M O R F I C Z N E MINERAł Y PEGMATYTÓW 15

Tabela 2. Dane rentgenograficzne proszkowe kryptomelanu z Żółkiewki, Promieniowanie Co K*

X-ray powder diffraction data for cryptomelane. C o K , ra- diation

Żółkiewka J C P D S 4-778 / 2 I d(A) d(A) I hkl d(A) I d(A) I 65 6,97 6,98 40 101 6,95 30

50 4,95 4,97 30 002 3,07 25 3,08 s

4,84 50 200 2,87 vw

3,514 10 202 2,753 45 2,76 s 3,454 20 202 2,475 70 2,48 vs 3,149 30 103 2,035 100 2,03 m 100 3,11 3,110 80 103 1,538 30 1,539 vs

3,097 30 301 3,065 20 301 2,481 30 004 2,425 10 400 100 2,40 2,399 100

1 — kryptomełan z Żółkiewki po analizie DTA.

2 - hausmanit. ASTM 16-154.

1 — cryptomelane from Żółkiewka after DTA analysis.

2 — hausmannite. ASTM 16-154.

Tabela 3. Zawartość alkaliów (°/0 wag.) w kryptomelanie z Żółkiewki

Alkali content in cryptomelane from Żółkiewka (wt. °/0) Żółkiewka Średnia dla 15 kryptomelanów K2O 3,23 3,29(1,34-5,95)

N a20 0,56 0,65 (0,07-1,25)

Ca O 0,82 0,60(0,00-1,31)

Li2Q 0,05

W nawiasach podano przedziały zawartości tlenków da- ne z: Minierały. Sprawocznik vol. II, Moskwa 1967.

Content variations given in brackets; data from: Minerały.

Spravotchnik vol. II, Moscow 1967.

(Frenzei 1980). Analiza s p e k t r a l n a u j a w n i ł a w p r ó b c e k r y p t o m e l a n u z Żółkiewki obecność C o , C u i Ag w ilościach o k o ł o 1 0 "l o/o wag. oraz Be w ilości o k o ł o 1 0 " 3% ' wag.

P r z e k r ó j poprzeczny przez kolomorficzne sku- pienie b a d a n e g o k r y p t o m e l a n u u j a w n i a j e g o nie- j e d n o r o d n ą , rytmicznie w a r s t w o w a n ą strukturę.

W a r s t e w k i o czarnej barwie, smolistym połysku i d u ż e j twardości (5-6) są przedzielone b a r d z o m i ę k k i m i ziemistymi o t o c z k a m i b a r w y b r u n a t n e j . G r u b o ś ć tych otoczek wynosi 0,1 m m .

N a d y f r a k t o g r a m a c h rentgenowskich k r y p t o - m e l a n u z Żółkiewki widoczne są piki o małej bezwzględnej intensywności i znacznym poszerze- niu (fig. 11). W s k a z u j e t o n a niski stopień kry- staliczności t e g o minerału.

Fig. 11. Dyfraktogram kryptomelanu z Żółkiewki ( C o K J X-ray diffractometer pattern of cryptomelane from Żółkiewka

N a krzywej D T A (fig. 12) obserwuje się szereg efektów endotermicznych, z których pierwszy zwią- zany jest z o d d a w a n i e m wody z a a d s o r b o w a n e j . Rozległość tego efektu (T= 130° C, Tmax = 160° C) i towarzyszące m u straty masy p r ó b k i ( 2 % ) po- zwalają przypuszczać, że główny wkład w ten efekt wnoszą ziemiste otoczki — części w a d o w e p r ó b k i . W t e m p e r a t u r z e 300° C pojawia się egzo- termiczne wygięcie krzywej związane z procesem utlenienia M n O d o M n 02. N a s t ę p n i e pojawia się szereg efektów endotermicznych związanych ze stopniową redukcją t l e n k ó w m a n g a n u : M n 02

-> M n203 -* M n304. N a rentgenogramie p r ó b k i p o d d a n e j analizie D T A występują piki h a u s m a - nit u.

W odróżnieniu od psylomelanu sensu stricto, t e r m o g r a m k r y p t o m e l a n u c h a r a k t e r y z u j e się ostrym pikiem przemiany w h a u s m a n i t w t e m p e r a t u r z e 950° C.

Krzywa T G rejestruje ciągłą stratę masy p r ó b - ki, j e d n a k największe przyrosty straty wagi zwią- zane są z e n d o t e r m i c z n y m i efektami w tempera- turze 740° C ( 3 % wag.) i 950° C ( 2 % wag.) przy całkowitej utracie masy 1 2 , 3 % .

W i d m o a b s o r b c y j n e w podczerwieni b a d a n e g o k r y p t o m e l a n u , w zakresie 1000-400 c m "1 (fig. 13) jest identyczne z w i d m a m i wzorcowymi tego mi-

nerału (vide Frenzel 1980). C h a r a k t e r y z u j e się obecnością trzech szerokich p a s m absorpcji oraz przegięciem przy 465 cm ~1.

WĘGLANY

D o tej pory z n a n y był powszechnie występu- jący w p e g m a t y t a c h strzegomskich kalcyt oraz n a d z w y c z a j r z a d k i bizmutyt, opisany j a k o pro- d u k t przeobrażeń cosalitu (Wiewióra et al. 1967).

A u t o r stwierdził występowanie jeszcze j e d n e g o wę- glanu—syderytu (Janeczek 1984).

KALCYT

M i n e r a ł ten najczęściej spotykany jest w Żół- kiewce, Z i m n i k u i Grabinie. Tworzy kryształy

(16)

Fig. 12. Krzywe DTA i TG kryptomeianu z Żółkiewki DTA and TG curves for cryptomelane from Żółkiewka

Fig. 13. Widmo absorpcyjne w podczerwieni kryptomeianu z Żółkiewki. Specord 72IR

Infra-red spectrum for Żółkiewka cryptomeiane. Specord 72IR spectrophotometer

Fig. 14. Przykłady form kryształów kalcytu spotykanych w pegmatytach strzegomskich: a — pokrój tabliczkowy — for- ma wysokotemperaturowa; b — kryształ tabliczkowy o budo- wie strefowej. Strefy wzrostu kalcytu podkreślone są obec- nością pelitu chlorytowego; c — pokrój słupowy — kombina-

cja form {1010}, {1011}, {1012}

Examples of calcite crystals observed in the Strzegom peg- matites: a — tabular crystal — a high temperature form; b — zoned, tabular crystal. Darker zones contain pelitic chlorite; c — prismatic crystal — combinations of {lOlO}, {lOT 1}

and {1012}

albo masywne wypełnienia miarol. D o najczęściej występujących form kryształów należą kombinacje słupa i romboedrów {1011} oraz {1012}. Pospo- lite są również kryształy tabliczkowe (fig. 14). Nie znane są natomiast z pegmatytów strzegomskich kryształy skalenoedryczne. Spotykane niekiedy kalcyty blaszkowe („papierszpat") mają grubość do- chodzącą d o 0,5 mm, połysk perłowy i doskonal- szą łupliwość według {0001} niż według {1011}.

W pegmatytach strzegomskich występują co najmniej trzy generacje kalcytów. Są to, według kolejności krystalizacji, kryształy blaszkowe, słupo- we i masywne skupienia o romboedrycznej łup- liwości. T a k a sekwencja jest zgodna z szeregiem

genetycznym kryształów kalcytu ustalonym przez Kalba w 1928 roku. W szeregu tym kryszta- ły {0001} uznane są za wysokotemperaturowe,

a skalenoedryczne {2131} i słupowe za niżejtem- peraturowe. W najniższych temperaturach krysta- lizują romboedry {0221}.

Jednak eksperymenty Ikorinowej (1975) dają

(17)

podstawę d o stwierdzenia, że szereg Kalba nie jest rezultatem prostej zależności między temperaturą a pokrojem kryształów, ale zależność ta istnieje poprzez zmiany stężeń składników roztworów hy- dr otermalnych.

W układzie C a C 03- C 02 - H20 ( + NaCl) zmiana p o k r o j u kryształów zależy od stężenia C 02. Wykształcenie pokroju tabliczkowego zwią- zane jest ze zmniejszeniem ilości wolnego C 0², nagromadzeniem j o n ó w hydroksylowych, co w efekcie prowadzi d o powstania asocjatów typu C a ( O H )². Otaczają one epitaksjalnie krystalizu- jący kalcyt e k r a n u j ą c powierzchnię dwuścianu

(0001) (Ikorinowa 1975). Zmiany pokroju krysz- tałów kalcyt u są uzależnione od temperatury w ten sposób, że w układzie C a C 0³— C 0² — H²0 stę- żenie i t e m p e r a t u r a są odwrotnie proporcjonalne.

Dlatego p o k r ó j tabliczkowy jest charakterystycz- ny dla wyższych temperatur.

Barwa kalcytów strzegomskich jest najczęściej żółtobrunatna w różnych odcieniach. R z a d k o spo- tkać m o ż n a osobniki bezbarwne i przeźroczyste.

Kalcyt z wrostami aksynitu m a barwę sinonie- bieską, a w asocjacji ze stilpnomelanem wystę-

puje kalcyt ciemnobrunatny. Dla pegmatytów Zim- nika charakterystyczne są masywne skupienia mio- dowego kalcytu, nie spotykanego w innych czę- ściach masywu. W promieniach ultrafioletowych m a on intensywną żółtopomarańczową barwę, podobnie jak niektóre b r u n a t n e kalcyty z Żółkiew- ki. Aktywatorem jest najprawdopodobniej man- gan. Również dla pegmatytów Zimnika charakterystyczne są mlecznobiałe skupienia blaszkowa- tego kalcytu o perłowym połysku.

Skład chemiczny kilku kalcytów strzegomskich przedstawiono w tabeli 4. Spora ilość F e203

w b r u n a t n y m kalcycie występującym ze stilpnomelanem pochodzi od związków żelaza rozproszonych w węglanie w sposób mechaniczny. Po- twierdzają t o wartości parametrów komórki ele- mentarnej (o, = 6,37 A , a = 46°14'), które nie różnią się od wartości tych parametrów dla kal- cytu nie zawierającego żelaza (a^r = 6,36 A, a = 46°11').

Rentgen ogramy proszkowe kalcytów blaszko- wych w odróżnieniu od innych wykazują wyraź- ny, a ściślej mówiąc odmienny, wpływ tekstury (fig. 15).

Tabela 4. Analizy chemiczne kalcytów Chemical analyses of calcites

n.d. — nie oznaczano, not determined.

1 — pseudoheksagonalne kryształy słupowe, barwy jasno- brunatnej. Żółkiewka; 2 — masywne skupienia barwy brunat- nej. Asocjacja ze stilpnomelanem. Żółkiewka; 3 — masywne skupienia barwy czerwonobrunatnej (miodowe). Zimnik; 4 — masywne skupienia barwy niebieskiej. Spoiwo brekcji aksy- nitowo-epidotowo-skaleniowej. Żółkiewka.

1 — light-brown pseudohexagonal prismatic crystals. Żół- kiewka; 2 — brown, massive masses. Association with stilpno- melane. Żółkiewka; 3 - reddish-brown (honey colour) massive masses. Zimnik; 4 — blue calcite, cement of axinite-epidote- feldsoar breccia. Żółkiewka.

Fig. 15. Dyfraktogramy kalcytów: A — kalcyt {0001}, Zimnik;

B - kalcyt {lOll}, Żółkiewka. CuK„

X-ray diffractometer patterns of calcites: A — calcite {0001}, Zimnik; B — calcite {1011}, Żółkiewka. CuK,

1 2 3 4

MgO F e203

M n O

0,34 0,04

0,77

0,01

1,21 0,01 pierwiastki śladowe (ppm)

trace elements (ppm) Y

Pb Ag Sr Cu Ni

n.d.

10 10 0 125 1 0

1 10 0 0 1 0

1 50 10 1750 1 10