G E O L O G I A S U D E T 1 C A V O L . XIX, N R i, 1984 P L I S S N 0072-100X
Marek L O R E N C *
ENKLAWY HOMEOGENICZNE (AUTOLITY) JAKO WSKAŹNIK MAGMOWEGO POCHODZENIA GRANITOIDÓW STRZELIŃSKICH
SPIS TREŚCI
Wstęp 75 Petrografia granitoidów strzelińskich 77
Definicja autolitów 80 Autolity w granitoidach strzelińskich 81
Analiza petrograficzna autolitów strzelińskich 83
Problem genezy autolitów 87 Układ granit-autolity 9 0 Podsumowanie 93 Literatura 93 Endogenous enclosures (autoliths) as evidence of magmatic origin of the Strzelin
granitoids — Summary 96
S t r e s z c z e n i e
W pracy przedstawiono zależności genetyczne między enklawami skal magmowych i otaczającym je granitem. En- klawy te, opisywane jako autolity, występują zarówno w przypowierzchniowych partiach granitu, jak i na większych głębokościach. Opierając się na wynikach analiz mikroskopo- wych wykazano także wyraźne pokrewieństwo autolitów oraz odpowiadających im skał tonalitowych i diorytowych nawier-
conych w głębszych partiach masywu. W odniesieniu do sytuacji geologicznej w masywie strzelińskim przedstawiono także różne interpretacje pochodzenia autolitów. N a podsta- wie zebranego materiału przyjęto możliwość udziału magmy zasadowej w mobilizacji intruzji strzelińskięj, przejawiającej charakter wieloetapowej intruzji mieszanej.
W S T Ę P
Objęty badaniami obszar, rozciągający się między Strzelinem na północy a wzgórzem G r o - mnik (393 m npm.) na południu stanowi p ó ł n o c - ną część m a s y w u strzelińskiego, gdzie hercyńskie granitoidy odsłaniają się bezpośrednio na p o - wierzchni bądź też płytko p o d okrywą skał meta- morficznych (fig. 1). Ze względu na bardzo słaby stopień odsłonięcia terenu (pola uprawne, lasy) j e d y n y m źródłem informacji o b u d o w i e geologi- cznej są e k s p l o a t o w a n e i nieczynne k a m i e n i o ł o m y oraz w znacznie mniejszym stopniu nieliczne i
bardzo zniszczone odsłonięcia naturalne. Ostat- nio bardzo c e n n e g o materiału d o badań dostar- czyły wiercenia p r o w a d z o n e na t y m terenie przez K o m b i n a t G e o l o g i c z n y „Zachód" (Lorenc, Le- wczuk 1981).
Granitoidowy masyw Strzelina z b u d o w a n y jest w głównej mierze ze średnioziarnistej odmia-
ny granitu b i o t y t o w e g o (tzw. granit strzeliński), ałe lokalnie pojawiają się także różne o d m i a n y granitu dwułyszczykowego, jak np. granit ze szczytu Gromnika, granit z Gębczyc czy granit z
* Samodzielna Pracownia Geologii Sudetów, Instytut Nauk Geologicznych Polskiej Akademii Nauk, ul. Podwale 75, 50-449 Wrocław.
E N K L A W Y H O M F . O G E N I C Z N E ( A U T O L I T Y ) 7 7
Białego K o ś c i o ł a (fig. 1). Bardzo rzadko spotyka się na tym terenie także granodioryty i tonality.
S z c z e g ó ł o w a analiza petrograficzna w y m i e n i o - nych wyżej skał została już o p r a c o w a n a przez Borkowską (1956, 1959) i Beresia (1969).
O d roku 1979 granitoidy strzelińskie były analizowane przez autora p o d kątem w y s t ę p o w a - nia w nich enklaw w celu określenia rodzajów skał reprezentowanych przez enklawy, a także ich przypuszczalnego p o c h o d z e n i a (Lorenc 1981). W toku przeprowadzonych badań o k a z a ł o się, że w granitoidach strzelińskich występują dwie zasad-
niczo różniące się grupy enklaw: reprezentujące skały metamorficzne oraz skały m a g m o w e , bar- dziej z a s a d o w e o d granitu. W prezentowanym artykule o m ó w i o n e zostaną jedynie problemy d o - tyczące enklaw skał m a g m o w y c h ; petrogeneza
enklaw skał gnejsowych i a m f i b o l o w y c h stanowi treść oddzielnego opracowania (Lorenc, w dru- ku).
Praca została wykonana w ramach problemu międzyre- sortowego 1-16 „Geodynamika obszaru Polski".
Pragnę serdecznie podziękować doc. dr Helenie Dziedzi- cowej za udzielenie rad i wskazówek w trakcie opracowywa- nia niniejszego zagadnienia. Dziękuję również dr Antoninie Pacholskiej i dr. Jerzemu Mroczkowskiemu za cenne uwagi i liczne dyskusje podczas przygotowywania pracy oraz dr Joan- nie Lorencowej za przejrzenie manuskryptu i pomoc przy ostatecznym redagowaniu tekstu. Czuję się również zobowią- zany do wyrażenia wdzięczności dr. Julio Saavedra Alonso z Consejo Superior de Investigaciones Cientificas w Salamance (Hiszpania) za umożliwienie przeprowadzenia badań porów- nawczych w rejonie Extremadura i León w Hiszpanii oraz Beira w Portugalii, bez których problem autolitów w masywie strzelińskim pozostałby nadal nie rozstrzygnięty.
P E T R O G R A F I A G R A N I T O I D Ó W S T R Z E L I Ń S K I C H
W obrębie m a s y w u strzelińskiego występują skały d r o b n o - i średnioziarniste, których punkty projekcyjne wypadają na trójkącie klasyfikacyj- nym Q - A - P (Smulikowski 1975; D z i e d z i c o w a et al. 1981) w polach granitów, granodiorytów i tonalitów (fig. 2). Skały te przeważnie są zupełnie bezkierunkowe i tylko w niewielu miejscach m o - żna z a o b s e r w o w a ć słabą kierunkowość, zaznacza- jącą się jedynie ułożeniem blaszek biotytu.
Bardzo charakterystyczną cechą tych skał jest wyraźny cios, którego przebieg w trzech płaszczy- znach pokrywa się z powierzchniami L, S i Q wyróżnionymi przez C l o o s a (1921). Jak wykazały przeprowadzone pomiary, w różnych miejscach m a s y w u orientacja powierzchni c i o s o w y c h jest taka sama (fig. 3 i 5-7). D o ś ć charakterystyczną powierzchnią dla granitu strzelińskiego są spęka- nia poprzeczne Q, które pokrywają się z g ł ó w - nym kierunkiem wydłużenia masywu. R ó w n o - cześnie powierzchnie te są powierzchniami ślizgo- wymi uskoków, przebiegających na c a ł y m obsza- rze p o ł u d n i k o w o przy zapadach głównie z a c h o d - nich. N a powierzchniach tych bardzo często o b - serwuje się o b e c n o ś ć skośnych rys o zapadzie
<
p o ł u d n i o w y m (fig. 4), wskazujących na wzajemny ruch b l o k ó w skalnych pod w p ł y w e m kompresji równoleżnikowej (Oberc 1966). Charakterysty- czną cechą powierzchni Q jest również to, że właśnie o n e stanowiły ujście dla produktów po- m a g m o w y c h , czego efektem jest o b e c n o ś ć w gra- nicie żył aplitowych i pegmatytowych zoriento- wanych w kierunku południkowym.
W składzie mineralnym granitu strzelińskiego wyróżnia się: kwarc, skaleń potasowy, plagioklaz, biotyt oraz w grupie składników akcesorycznych
— chloryt, apatyt, cyrkon, tlenki żelaza i kalcyt.
Kwarc tworzy ziarna ksenomorficzne, wyka- zujące faliste lub plamiste wygaszanie światła.
Sporadycznie spotyka się niewielkie ziarna su- bautomorficzne o s p o k o j n y m wygaszaniu światła, tworzące wrostki w skaleniu potasowym.
Skaleń potasowy reprezentowany jest przez mikroklin lub mikropertyt mikroklinowy, wyksz- tałcony w dużych ziarnach o wyraźnej siatce polisyntetycznych zbliźniaczeń. D o ś ć powszech- nym zjawiskiem jest występowanie myrmekitu na granicy ziarn mikroklinu i plagioklazu. Ze s p o s o - bu wykształcenia wynika, że myrmekit ten należy
Fig. l
Szkic geologiczny masywu granitoidowego Strzelina
1 - czwartorzęd: 2 — pegmatyty; 3 - granit; 4 - g r a n o d i o r y t ; 5 - kwarcyt; 6 ~ łupki hornblendowe i amfibolity; 7 - granitognejsy; 8 — granitognejs syllimanitowy: 9 — gnejsy slojowo-oczkowe; 10 — skały wapienno-krzemianowe; 11 - uskoki: 12 — bieg i u p a d foliacji; 13 — u p a d lineacji (wg Wójcika 1968
z uzupełnieniami autora)
Geological map of the Strzelin granitoid massif
/ - Q u a t e r n a r y ; 2 - pegmatite: 3 - granite: 4 - granodiorite: 5 - quartzite: 6 — hornblende schists and amphibolite; 7 - granite-gneiss; S - syllimanite granite- -gneiss; 9 - layered-augen gneiss; 10 - calc-silicate rocks; 11 - faults; 12 - strike and dip of foliation; 13 - plunge of lineation (after Wójcik 1968, slightly modified)
7 8 MAREK L O R E N C
d o typu strefowego (sensu Misaf, fide Dziedzico- wa 1961) i tworzył się jeszcze przed krystalizacją mikroklinu.
Plagioklaz jest zawsze wykształcony w postaci automorficznych lub rzadziej subautomorficznych
Fig. 2
Granitoidy strzelińskie w trójkącie klasyfikacyjnym Q A P (wg Dziedzicowej et al. 1981 oraz Lorenca i Lewczuka 1981) Strzelin granitoids in the Q - A - P classification triangle (after
Dziedzicowa et al. 1981; Lorenc, Lewczuk 1981)
Fig. 3
Orientacja ciosu w granicie. Kamieniołom Kopalni Granitu w Strzelinie. 250 pomiarów, linie konturowe: 1 — 1 % ; 2 — 5 % ; 3 - 1 0 % ; 4 - 2 0 % ; 5 - > 2 0 % . Projekcja na
półkuli dolnej
Orientation of joints in granite. Granite quarry in Strzelin.
250 readings. Contours at; 1 - 1 % ; 2 - 5 % ; 3 - 1 0 % ; 4 - 2 0 % ; -5 - > 2 0 % . Lower hemisphere
Orientacja uskoków i rys ślizgowych w granicie. Lokalizacja jak na figurze 3
Orientation of faults and striae in granite. For localization - see figure 3
tabliczek, zbliźniaczonych najczęściej według pra- wa albitowego; znacznie rzadsze są zbliźniaczenia peryklinowe i karlsbadzkie. P o n a d t o plagioklazy wykazują na o g ó ł b u d o w ę pasową, przy c z y m centrum kryształów zawiera o k o ł o 2 0 - 2 5 ° / o anor- tytu, natomiast części zewnętrzne — 13—15°/0. Cechą charakterystyczną jest nieznaczna serycy- tyzacja części ziarn, której towarzyszy krystaliza- cja drobniutkich i nieregularnie wykształconych ziarenek kałcytu.
Biotyt jest kolejnym g ł ó w n y m składnikiem granitu. Łyszczyk ten tworzy dobrze wykształco- ne blaszki, których brzegi prostopadłe d o łupli- wości często bywają nieregularnie postrzępione.
Rozmieszczenie biotytu w tle skalnym jest bezład- ne; niekiedy drobniutkie blaszki tego minerału tworzą pojedyncze wrostki w mikreklinie.
Wszystkie blaszki odznaczają się wyraźnym pleo- chroizmem w odcieniach: oe — s l o m k o w o ż ó ł t y ,
= y — ciemnobrunatny. W biotycie bardzo czę- sto spotyka się drobniutkie, izometryczne wrostki apatytu oraz cyrkonu, przy c z y m w o k ó ł tych ostatnich tworzą się silne pola pleochroiczne Znaczna część biotytu jest dotknięta procesem chlorytyzacji, prowadzącym w skrajnych przy- padkach d o c a ł k o w i t e g o zastąpienia łyszczyku przez pennin z równoczesną krystalizacją nie- przezroczystych grudek tlenków żelaza.
Bardziej szczegółowa analiza petrograficzna
ENKLAWY H O M F . O G E N I C Z N E (AUTOLITY) 7 9
wszystkich o d m i a n granitoidów strzelińskich zos- tała w y k o n a n a wcześniej przez Borkowską (1956, 1959) oraz Beresia (1969). Autorzy ci są zgodni również c o d o m a g m o w e g o p o c h o d z e n i a granitu tej części m a s y w u strzelińskiego. Z d a n i e m autora
Fig. 5
Orientacja ciosu w granicie. Nieczynny kamieniołom w Strze- linie. 9 0 pomiarów (objaśnienia jak na fig. 3) Orientation of joints in granite. Old quarry in Strzelin. 9 0
readings (for explanations — see fig. 3)
Fig. 6
Orientacja ciosu w granicie. Nieczynny kamieniołom koło cukrowni w Strzelinie. 75 pomiarów (objaśnienia jak na fig. 3) Orientation of joints in granite. Old quarry near the sugar factory in Strzelin. 75 readings (for explanations — see fig. 3)
tej pracy, d o d a t k o w y m potwierdzeniem m a g m o - wej natury o m a w i a n y c h skał jest także bezładne rozmieszczenie n a g r o m a d z o n y c h ksenolitów, k t ó - rych więź genetyczna z gnejsami metamorficznej osłony wydaje się oczywista (Lorenc 1981).
Opisany powyżej granit jest o d m i a n ą najbar- dziej t y p o w ą dla m a s y w u strzelińskiego. Istnieją jednak również inne odmiany granitu, występują-
ce tylko lokalnie, których o b e c n o ś ć może świad- czyć o niejednorodnym charakterze masywu.
Najbardziej odbiegające składem o d t y p o w e g o granitu strzelińskiego są odmiany występujące na szczycie G r o m n i k a (393 m npm.), w rejonie G ę b - czyc i w Białym Kościele (fig. 1).
Granit występujący na szczycie G r o m n i k a jest skałą drobnoziarnistą, różniącą się o d granitu strzelińskiego jaśniejszą barwą i bardziej d r o b n o -
Fig. 7
Orientacja ciosu w granicie z Gęsińca. 80 pomiarów (objaśnie- nia jak na fig. 3)
Orientation of joints in granite from Gęsiniec. 80 readings (for explanations — see fig. 3)
ziarnistą strukturą. Równie istotną różnicę stano- wi o b e c n o ś ć muskowitu w ilości nie przekraczają- cej 1 % - Łyszczyk ten pojawia się najczęściej wewnątrz plagioklazów, kosztem których naj- prawdopodobniej wzrastał, niekiedy jednak t w o - rzy także równoległe zrosty z biotytem.
W okolicach Gębczyc występuje także granit drobnoziarnisty, w którym udział biotytu i mu- skowitu jest prawie równy (ok. l°/o). Charaktery- styczną cechą tej o d m i a n y granitu jest lokalne występowanie sferycznych, ciemnych utworów o
8 0 MAREK L O R E N C
średnicy kilku centymetrów, o t o c z o n y c h jasną, reakcyjną o b w ó d k ą . F o r m y te z b u d o w a n e są głównie z kwarcu i plagiokiazu ( A n2 8) oraz dużej liczby strzępiastych blaszek biotytu i muskowitu.
Bardzo t y p o w y m minerałem jest tu biotyt, który
— w odróżnieniu od występującego w zasadni- czej masie skały (a — s ł o m k o w o ż ó ł t y , /? = y — ciemnobrunatny) — odznacza się wyraźnie zielo- nymi barwami pleochroicznymi (a — jasnozielo- ny» P = )' — ciemnozielony). Cechą charaktery- styczną jest również brak w o m a w i a n y c h nodu- lach mikroklinu, którego udział w granicie przek- racza 3 0 % . Jasna o b w ó d k a wykazuje taką samą strukturę, jak granit, z tym że jest zupełnie poz- bawiona biotytu. W zewnętrznych partiach tych o b - wódek m o ż e występować również andaluzyt, t w o - rzący drobne ziarna wewnątrz muskowitu, którego kosztem przypuszczalnie wzrastał (Bereś 1969).
W rejonie Białego Kościoła występuje rów-
nież granit bardziej drobnoziarnisty i nieco jaś- niejszy niż granit strzeliński. Jest to również gra- nit dwułyszczykowy, ale tutaj udział biotytu i muskowitu jest już nieco większy ( 2 , 5 - 3 , 0 % ) . Po- nadto powszechne przerastanie się ziarn bardzo utrudnia odtworzenie sekwencji krystalizacji po- szczególnych składników, stąd niewidoczne są ewentualne struktury konsolidacyjne. W granicie tym, odsłaniającym się długą wychodnią o prze- biegu N - S w obrębie skał gnejsowych, występują liczne kry tychże skłał, w których orientacja po- wierzchni foliacji jest taka sama, jak w obrębie właściwej osłony. Sytuacja taka pozwala przypu- szczać, że być m o ż e część granitów z rejonu Białego K o ś c i o ł a powstała wskutek h o m o g e n i z a - cji i granityzacji gnejsów (Oberc 1966; Morawski 1973). Przyjmując takie założenie należałoby są- dzić, że zawart-e w granicie kry gnejsowe repre- zentują enklawy typu skialitów.
D E F I N I C J A A U T O L I T Ó W
Jak wykazują prace wielu autorów (m. in.
Blake et al. 1965; Didier 1973; Pitcher 1978;
Bfisch, O t t o 1980; Cantagrel et al. 1982; Didier et al. 1982), typową cechą intruzywnych granitoi- d ó w jest współwystępowanie z nimi skał bardziej zasadowych. W niektórych przypadkach koegzy- stencja ta prowadzić m o ż e d o tworzenia się in- truzji mieszanych, z ł o ż o n y c h głównie z m a g m y kwaśnej oraz mniejszych ilości magmy bardziej femicznej, przy c z y m różnice chemizmu m o g ą być większe lub mniejsze. Skrajnymi przykładami te- g o typu intruzji są z jednej strony plutony grano- diorytowo-gabrowe Sierra N e v a d a (Bateman et al. 1963), a z drugiej — masyw Tichka w M a r o k u z b u d o w a n y z diorytu k w a r c o w e g o i diorytu hornblendowego (Vogel, Walker 1975; Vogel et al. 1976).
D o b r z e odsłonięte i w pełni u d o k u m e n t o w a n e intruzje wyżej w y m i e n i o n e g o typu nie są jednak często spotykane. Znacznie częściej natomiast ob- serwuje się intruzje granitowe czy granodioryto- we przejawiające tylko pewne oznaki interwencji magmy zasadowej. W takich przypadkach grani- toidy te zawierają większą lub mniejszą ilość drobnoziarnistych, zaokrąglonych enklaw, repre- zentujących skały t y p o w o m a g m o w e , ale zawsze mniej kwaśne niż główna masa intruzji. F o r m y tego typu znane są z literatury już o d d a w n a i dla odróżnienia od ksenolitów, których geneza i charakter petrograficzny są zupełnie inne, zostały p o c z ą t k o w o przez Lacroix (1893) określone j a k o
„enclave homogene". N i e c o później ukazały się równocześnie d w a kolejne określenia, a mianowi- cie „cognate inclusion" Harkera (1900) i „auto- lith" Hollanda (1900). Ten ostatni termin zyskał sobie większą popularność i jest używany w lite- raturze aż d o dzisiaj.
Jak wynika z dotychczasowej literatury, na terenie Polski „drobnoziarniste, ciemne enklawy o kształcie kulistym" znajdywane były tylko w rejonie K a r k o n o s z y i m a s y w u S t r z e g o m - S o b ó t k a . Bardzo szczegółowy opis petrograficzny tego ty- pu enklaw p o c h o d z ą c y c h z K a r k o n o s z y podaje Borkowska (1959, 1966), zaznaczając równocześ- nie, że formy te były badane już wcześniej przez autorów niemieckich (Milch 1899; Berg 1923, 1940 — fide B o r k o w s k a 1966). Interpretacja ge- nezy tych enklaw była jednak bardzo różna, po- nieważ Milch ( o p , cit., fide B o r k o w s k a 1966) oznaczył je j a k o skały o składzie diorytu lub lamprofiru, podczas gdy Berg (Berg 1923, fide B o r k o w s k a op. cit.) uznał je za przetrawione przez granit porwaki skał osłony. D r u g a z wy- mienionych interpretacji nie była jednak całkowi- cie pewna, gdyż w późniejszej swej pracy (Berg
1940, fide B o r k o w s k a op. cit.) ten sam autor stwierdził, że brak jest niezbitych d o w o d ó w na uznanie tego typu form za elementy porwane z osłony granitu.
Jak podaje B o r k o w s k a (1966), większość en- klaw tego typu wykazuje skład mineralny o d p o - wiadający granitom m o n z o n i t o w y m , granodiory-
E N K L A W Y H O M F . O G E N I C Z N E ( A U T O L I T Y ) 8 1
tom, m o n z o n i t o m i diorytom kwarcowym. W enklawach tych występuje także apatyt wykształ- cony w formie cienkich igiełek.
Drobnoziarniste, ciemne enklawy tego s a m e g o typu opisane zostały również przez Majerowicza (1972) z granitoidów m a s y w u S t r z e g o m - S o b ó t k a . Autor ten analizując skład mineralny enklaw wy- kazał, że najczęściej reprezentują o n e mikrotona- lity biotytowe, przy czym zauważył, że ich k o n - takt z granodiorytem, w którym zostały znalezio- ne, jest zawsze bardzo ostry. Równocześnie jed- nak Majerowicz (op. cii.) stwierdza, że: „stanowią o n e najprawdopodobniej ksenolity zmienione przez m a g m ę granodiorytową, chociaż Milch i Riegner (1910) większość enklaw z masywu uwa- żali za utwory homeogeniczne". P o d o b n ą opinię wyraziła również B o r k o w s k a (1959) przyjmując,
że: „uznanie tego typu enklaw przez Milcha i Riegnera (1901) za homeogeniczne wydaje się bardzo mało prawdopodobne".
Poruszany w c y t o w a n y c h wyżej pracach problem genezy drobnoziarnistych okrągłych en- klaw pozostaje nadal problemem otwartym. D y - skusje na ten temat w odniesieniu do Sudetów i ich przedpola nie były dalej prowadzone. Jak wykazały badania własne autora, prowadzone na terenie masywu strzelińskiego oraz w innych rejo- nach i uzupełnione d o d a t k o w o kontrolnymi ana- lizami prób z Karkonoszy i okolic Strzegomia, a także danymi ze współczesnej literatury, wszyst- kie cechy charakterystyczne enklaw badanych przez autora oraz c y t o w a n y c h powyżej są takie same. Fakt ten skłonił więc autora do rozpatry-
vania tego typu enklaw j a k o autolitów.
A U T O L I T Y W G R A N I T O I D A C H S T R Z E L I Ń S K I C H
W obrębie granitu strzelińskiego oprócz kse- nolitów skał metamorficznych (Lorenc — w dru- ku) występują także drobnoziarniste, ciemne i zaokrąglone enklawy skał m a g m o w y c h , pojawia- jące się jednak niezbyt licznie i rozprzestrzenione
raczej nieregularnie.
W d o t y c h c z a s o w y c h o p r a c o w a n i a c h tego rejo- nu autorzy wspominają jedynie generalnie o en- klawach, nie dzieląc ich na poszczególne grupy genetyczne. Z o p i s ó w tych wynika jednak, że analizowane były wyłącznie ksenolity. Przyczyn takiej sytuacji m o ż n a by upatrywać między inny- mi w m a k r o s k o p o w y m podobieństwie ciemnych, elipsoidalnych enklaw d o niektórych ksenolitów lub kulistych szlirów biotytowych. Fakt ten spra- wia, że na przykład w obrębie d u ż e g o nagroma- dzenia ksenolitów współwystępujące z nimi drob- ne, zaokrąglone enklawy skał m a g m o w y c h mogą ujść uwadze badającego lub ze względu na swą wielkość m o g ą po prostu nie być brane pod uwagę j a k o nieistotne.
Wyjątkiem p o d tym względem jest praca Be- resia (1969), który — nie wyróżniając wprawdzie o d m i a n genetycznych — opisuje w grupie enklaw o b o k gnejsów i amfibolitów także okrągłe i drob- noziarniste enklawy o składzie mikrotonalitów i mikrogranodiorytów.
Opierając się na zebranych obserwacjach m o - żna stwierdzić, że o m a w i a n e enklawy wykazują kilka bardzo charakterystycznych cech, a mia- nowicie :
a) kształt najczęściej o w a l n y ;
b) barwę ciemniejszą niż skały otaczającej;
c) ziarno drobniejsze niż skały otaczającej;
d) z a s a d o w o ś ć większą niż skały otaczającej;
e) teksturę bezładną lub ofitową.
Cechy te, poparte danymi z analizy mikrosko- powej, pozwalają na zaliczenie tego typu enklaw do grupy autolitów (sensu Holland 1900). Okreś- lenie to m o ż n a jeszcze bardziej uściślić podając, że pod względem j a k o ś c i o w e g o składu mineralne- go są to autolity antylogiczne, a p o d względem cech strukturalno-teksturalnych — najczęściej au- tolity pleziomorficzne, rzadziej synmorficzne (Lacroix 1893; Ryka, Maliszewska 1982).
W wyniku przeprowadzonych prac tereno- wych okazało się, że nagromadzenia autolitów m o ż n a obecnie obserwować jedynie w północnej części c z y n n e g o w y r o b i s k a K o p a l n i CJranitu w Strzelinie. P o z a tym pojedyncze, duże auto- lity stwierdzono także na najniższym poziomie eksploatacyjnym w środkowej części tego wyro- biska.
Badane autolity są w większości formami nie- wielkimi, osiągającymi zaledwie kilka do kilkuna- stu centymetrów; znacznie rzadziej spotyka się enklawy wielkości o k o ł o 20 cm, a już całkiem sporadycznie przekraczające 1 m średnicy (pi. I, 1 i 2). W znacznej większości kontakty enklaw z granitem są ostre i pozbawione reakcyjnych ob- wódek leukokratycznych (pl. VIII, 1-4), miejsca- mi zaś m o ż n a także obserwować w obrębie auto- litów przy kontakcie z granitem wąskie strefy w z b o g a c o n e w minerały ciemne (pl. II, 1-3; pl.
III, 1-4). Znacznie rzadziej spotyka się ,także enklawy częściowo zasymilowane przez grańit,
71 - Geologia Sudetica XIX/1
8 2 MAREK L O R E N C
odznaczające się kontaktami typu dyfuzyjnego (pl. VI, 3 i 4).
Bardzo interesujące jest s a m o rozmieszczenie autolitów w obrębie granitu. Jak już w s p o m n i a n o wcześniej, w masywie strzelińskim większe ich nagromadzenie stwierdził autor tylko w j e d n y m miejscu na terenie Kopalni Granitu w Strzelinie.
Ponadto, w miejscu tym występują one w bezpoś- rednim sąsiedztwie ksenolitów gnejsowych, c o wskazuje na migrację autolitów w obrębie mag- my granitowej aż do stropowych p o z i o m ó w in- truzji (pl. I, 3; pl. IV, 1). Przykład takiego zjawi- ska najlepiej obrazuje fotografia 1 na planszy IV, na której widać, że autolit oraz ksenolity gnejsu drobnowarstewkowego i w a r s t e w k o w o - s o c z e w k o - w e g o zawarte są w granicie w odległości nie większej niż 3 cm.
Omawiając rozmieszczenie autolitów w obrę- bie granitu warto także wspomnieć o sposobie ich orientacji. Bardzo wyraźnie zaznacza się tu zależność między kształtem autolitów i ich orien- tacją z jednej strony, a teksturą granitu z drugiej.
O t ó ż w partiach granitu bezkierunkowego autoli- ty mają kształt prawie izometryczny i trudno tu mówić o jakiejkolwiek orientacji. Z kolei w grani- cie, wykazującym tekstury z płynięcia, autolity są elipsoidalne i wydłużone zgodnie z kierunkowoś- cią granitu (pl. IV, 3; pl. VIII, 3). Fakt ten niewątpliwie wskazuje, że podczas ruchów mag- my granitowej autolity ulegały jeszcze plasty- cznym deformacjom; taką samą sytuącję stwier- dził Didier (1973) w obrębie granitu M a s y w u Centralnego Francji w strefach marginalnych, również przy kontakcie ze skałami osłony.
N a podstawie materiału zebranego na terenie masywu strzelińskiego oraz p o r ó w n a w c z o w za- chodniej Hiszpanii i środkowej Portugalii (Lo- renc 1981) autor przeprowadził szczegółową ana- lizę kształtu autolitów. P o zbadaniu kilkuset en- klaw tego typu odpowiednie obliczenia wykazały, że w przypadku form drobnych (poniżej 20 c m średnicy) kształt ich jest najczęściej kulisty lub elipsoidalny, a znacznie rzadziej dyskoidalny. Au- tolity duże (powyżej 1 m średnicy) mają zarysy na o g ó ł nieregularne, ale bardziej zbliżone do kuli niż do elipsoidy. Najbardziej interesujące ze względu na w y k o n a n e pomiary okazały się auto- lity o kształcie elipsoidy trójosiowej (fig. 8). Jak wykazały obliczenia, we wszystkich autolitach tej grupy stosunek osi X/Z utrzymuje się w grani- cach od 2,0 do 4,8 i tylko w skrajnych przypad- kach osiąga wartość 5,7. T e n sam stosunek osi obserwuje się w s t o s u n k o w o nielicznie spotyka- nych autolitach podwójnych (enklawy zawierają- ce w sobie kolejne, bardziej z a s a d o w e autolity).
x
Fig. 8
Średni kształt autolitów elipsoidalnych M e d i u m form of an ellipsoidal autoliths
Stwierdzono również pewną regularność wy- stępowania stosunku osi X/Y, polegającą na tym, że prawie dla wszystkich elipsoidalnych autolitów stosunek ten utrzymuje się w granicach od 1,0 d o 2,5, przy c z y m znaczna większość wykazuje war- tości 1,5-2,0 (fig. 9).
Analogiczne badania zostały przeprowadzone wcześniej przez Barriere'a (1977a) dla autolitów kompleksu Ploumanac'h ( M a s y w Armorykański).
Wykazały one, że w c a ł y m masywie parametr X/Z waha się od 2,0 d o 6,0, przy c z y m oś X jest zawsze trzy razy większa od osi Y (sporadycznie tylko X/1'jest mniejsze). O p r ó c z drobnych autoli- tów, Barriere (1977a, b) opisuje również formy duże o stosunku osi X/Y= 10 twierdząc, że p o w - stanie ich należy wiązać z rozdrobnieniem lub budinażem syngenetycznych z granitem dajek za- sadowych. W konkluzji analiza kształtu autolitów dała Barriere'owi (op. cit.) podstawy d o stwierdze- nia z Teologicznego punktu widzenia j e d n o w i e k o - wości autolitów i otaczającego je granitu.
O d m i e n n y o d o m a w i a n e g o powyżej typ współwystępowąnia skał o różnym chemizmie w rejoąie masywu strzelińskiego stwierdził autor w
ENKLAWY H O M F . O G E N I C Z N E (AUTOLITY) 8 3
c z y n n y m kamieniołomie w Gęsińcu. W kamienio- łomie tym m o ż n a o b s e r w o w a ć z a t o k o w e wnika- nie granitu w obręb tonalitu przy równocześnie bardzo ostrym kontakcie o b u skał (pi. V, 2 i 5).
Kontakty przejściowe o charakterze dyfuzyjnym spotyka się tu sporadycznie.
Fig. 9
Rozkład stosunku X/Y dla autolitów elipsoidalnych (200 po- miarów na osi poziomej)
Distribution of ratio A"/yof ellipsoidal autoliths (200 data o n horizontal plane)
W e w s p o m n i a n y m k a m i e n i o ł o m i e występują dwie o d m i a n y tonalitu, różniące się tylko wiel- kością ziarna. Jest rzeczą charakterystyczną, że o d m i a n a średnioziarnista tonalitu stanowi cen- tralną część dużej masy tych skał, o d d a l o n ą zna- cznie o d k o n t a k t u z granitem, podczas gdy o d - miana drobnoziarnista pojawia się w strefach przykontaktowych oraz w pojedynczych fragmen- tach (autolitach) zatopionych w obrębie granitu.
Tonalit reprezentuje tu więc bardziej femiczny dyferencjat m a g m y i w t y m miejscu wraz z grani- tem stanowi fragment intruzji mieszanej. P o n a d t o tonalit sam w sobie zawiera również pojedyncze, ciemniejsze i bardziej drobnoziarniste autolity o składzie mikrodiorytu k w a r c o w e g o (pi. V, 3 i 4).
Autolity te s p o t y k a n o jednak nielicznie, co, jak się wydaje, jest sytuacją nietypową, zwłaszcza w przypadku intruzji mieszanej. Jak wynika bowiem z literatury oraz badań p o r ó w n a w c z y c h w y k o n a - nych przez autora (Lorenc 1981), brak lub bardzo mała liczba autolitów w granitach bywa na o g ó ł zjawiskiem normalnym, podczas gdy w bardziej femicznych granitoidach są o n e s t o s u n k o w o czę-
sto notowane, a w przypadku intruzji mieszanych obecność ich jest niemal regułą. W świetle powyż- szych danych rzadkość występowania autolitów w obrębie tonalitu z Gęsińca i Gościęcic jest, jak się wydaje, zjawiskiem tylko lokalnym i należało- by przypuszczać, że w najbliższym rejonie — jeżeli tonalit tam występuje — nagromadzenie
autolitów jest znacznie większe.
Przedstawione powyżej przypuszczenia autora okazały się słuszne i znalazły potwierdzenie w wynikach wierceń w y k o n a n y c h w tej okolicy w roku 1980 i 1981 przez Kombinat Geologiczny
„Zachód". D w a spośród nich, zlokalizowane w rejonie Gościęcic (fig. 1) natrafiły b o w i e m pod miąższą partią granitu na p o c z ą t k o w o drobno-, a następnie średnioziarnisty tonalit. Jak wykazały badania prób p o c h o d z ą c y c h z tych wierceń (Lo- renc, Lewczuk 1981), w granicie autolity występu- ją sporadycznie, a kontakty ich mają w większoś-
ci przypadków charakter dyfuzyjny. Z kolei w tonalicie nagromadzenia autolitów bywają sto- s u n k o w o duże, a ich granice są ostre i często podkreślone strefą wzbogacenia w minerały cie- mne. Należy również zaznaczyć, że frekwencja autolitów maleje ze wzrostem grubości ziarna tonalitu, a tym s a m y m z głębokością. W górnej części drobnoziarnistego tonalitu w pobliżu k o n - taktu z granitognejsami osłony nagromadzenie autolitów jest dość duże i wynosi o k o ł o 55 en- klaw wielkości 1 - 5 cm w 1757 c m3 skały. Głębiej ziarno tonalitu s t o p n i o w o wzrasta, autolity wy- stępują coraz rzadziej i o d głębokości o k o ł o 5 0 m spotyka się je tylko pojedynczo, aż d o całkowite- g o zaniku. N a głębokości 140 m średnioziarnisty tonalit kontaktuje z ciemnym diorytem kwarco- w y m (miejscami hornblendówym), stanowiącym przypuszczalnie najbardziej femiczne o g n i w o in- truzji mieszanej (Lorenc, Lewczuk 1981). R ó w n o - cześnie dioryty te m o g ą być potencjalnie skałą macierzystą, z której pochodzą występujące w wyżej ległym tonalicie autolity mikrodiorytowe.
ANALIZA P E T R O G R A F I C Z N A A U T O L I T Ó W S T R Z E L I Ń S K I C H
Wy separowane d o badań laboratoryjnych au- tolity wykazują na o g ó ł bardzo małe zróżnicowa- nie w składzie petrograficznym i generalnie m o - żna je zaszeregować d o d w u zasadniczych grup reprezentatywnych: 1) drobnoziarniste tonality i 2) mikrodioryty kwarcowe. W znacznie mniej- szych ilościach n o t o w a n e były także granodioryty i mikrodioryty hornblendowe (tab. 1), znajdywa-
T a b e l a 1 Skład mineralny autolitów (w procentach)
Mineral composition of autoliths (in volume per cent)
Kwarc Mikroklin Plagioklaz Biotyt Hornblenda Tytanit Apatyt
O A p
Quartz Microcline Plagioclase Biotite Hornblende Titanite Apatite V
Ó w I <U e >> 2 .ts fl i; 5 u O « O
O ^ 6Ś 73 fl i; 5 u O « O 1 25,7 9,1 37,5 27,0 - Ś1. 0,7 35,5 12,6 51,9 O ^ 6Ś 73
2 23,3 9,7 37,6 27,8 - - 1,6 33,0 13,7 53,3
3 23,2 _ 41,5 35,3 Ś1. Ś1. Ś1. 35,9 0 64,1
4 25,4 - 48,7 25,9 Ś1. Ś1. Ś1. 34,3 0 65,7
5 26,7 - 47,4 25,9 Ś1. Ś1. Ś1. 36,0 0 64,0
U iS
6 20,1 - 52,9 27,0 Ś1. Ś1. Ś1. 27,5 0 72,5
U
iS 7 15,9 - 48,9 25,8 7,5 1,9 Ś1. 24,5 0 75,5
S3 C 8 14,7 - 45,4 16,4 10,7 9,5 3,3 24,5 0 75,5
O 9 21,2 2,7 33,9 27,4 13,5 Ś1. 1,3 36,7 4,6 58,7
1 10 12,2 - 45,2 26,4 13,6 Ś1. 2,6 21,3 0 78,7
5 11 21,3 - 55,0 22,1 - - 1,6 27,9 0 72,1
c o 12 18,8 - 43,4 24,5 11,0 Ś1. 2,3 30,2 0 69,8
H 13 16,5 - 44,3 28,2 8,4 2,6 Ś1. 22,1 0 72,9
14 16,6 - 44,0 17,0 13,5 4,5 4,4 27,4 0 72,6
15 28,1 Ś1. 54,2 17,7 Ś1. Ś1. Ś1. 34,1 0 65,9
16 30,8 Ś1. 52,3 16,9 Ś1. Ś1. Ś1. 37,1 0 62,9
17 30,3 Ś1. 46,2 23,5 ' Ś1. Ś1. Ś1. 39,6 0 60,4
18 14,4 _ 70,4 9,2 6,0 Ś1. Ś1. 17,0 0 83,0
u
19 8,5 — 60,8 30,7 Ś1. Ś1. ŚI. 12,3 0 87,7
u 20 11,7 - 52,6 35,7 Ś1. Ś1. Ś1. 18,2 0 81,8
O U,
S .2 21 8,0 5,1 57,3 29,6 Ś1. Ś1. Ś1. 11,4 7,2 81,4
3E -o
M N 22 11,8 1,4 60,9 25,9 Ś1. Ś1. Ś1. 15,9 1,9 82,2
23 13,6 - 57,6 28,8 Ś1. Ś1. Ś1. 19,1 0 80,9
.2 §• 24 9,5 - 60,1 30,4 Ś1. Ś1. Ś1. 13,6 0 86,4
D 25 13,9 Ś1. 59,7 26,4 Ś1. Ś1. Ś1. 18,9 0 81,1
26 16,4 - 66,9 16,7 Ś1. Ś1. Ś1. 19,7 0 80,3
>. s
i 'C 27 17,3 42,3 24,6 13,9 si. 1,9 18,8 0 81,2
w 0 2 t' 1 o Ji u
28 29
10,4
8,1 5,0
45,0 59,9
24,9 19,6
7,1 7,4
9,3 si.
3,3 Ś1.
18,8 11,1
0 6,8
81,2 82,1
5 •§ 2 30 8,2 — 46,6 11,0 34,2 Ś1. Ś1. 15,0 0 85,0
te -Ss
i c 31 8,2 — 42,2 12,1 37,5 Ś1. Ś1. 16,3 0 83,7
łM O
J3 32 3,1 - 49,8 18,2 28,9 Ś1. Ś1. 5,9 0 94,1
ne głównie w rdzeniach wiertniczych z okolic Gęsińca i Gościęcic (Lorenc, Lewczuk 1981).
Przedstawiony powyżej generalny podział odnosi się tylko do autolitów „pojedynczych". Oddzielną grupę stanowią autolity „podwójne", czyli np.
mikrotonality hornblendowo-biotytowe w obrę- bie autoiitów tonalitowych czy też mikrodioryty hornblendowe w obrębie autolitów mikrodiorytu kwarcowego (pi. IV, 2 i i ; pi. VI, 7; pl. VII, 3 i 4). Należy jednak wspomnieć, że autolity wew- nętrzne w enklawach podwójnych mają identy- czny skład petrograficzny, jak odpowiadające im skały znajdywane w granitoidach strzelińskich ja- ko autolity „pojedyncze". C o więcej, we wszyst- kich przypadkach kontakt autolitu wewnętrznego
(zawsze bardziej femicznego) z zewnętrznym wyg- ląda tak samo, jak autolitu „pojedynczego" z granitem. Obserwuje się tu b o w i e m z a r ó w n o zna- czną różnicę barwy i wielkości ziarna, jak rów- nież zmiany w obrębie strefy przykontaktowej, wzbogaconej w minerały ciemne (pl. IV, 3; pl. VI, / ; por. pl. IV, 1).
Drobnoziarniste tonality znajdywane były za- r ó w n o w pobliżu dużej masy średnioziarnistego tonalitu,' występującego razem z granitem w o k o - licach Gęsińca, jak i w obrębie granitu w Strzeli- nie. Struktura tych skał jest równoziarnista, tek- stura bezładna, a barwa — w związku z dużą zawartością biotytu i hornblendy — znacznie cie- mniejsza niż granitu (pl. VII, 3 i 4).
E N K L A W Y HOMF.OGENICZNE (AUTOLITY) 8 5
G ł ó w n y m s k ł a d n i k i e m a u t o i i t ó w t o n a l i t o w y c h jest plagioklaz, który w obrazie m i k r o s k o p o w y m m a postać i d i o m o r f i c z n y c h tabliczek, wykazują- c y c h zbliźniaczenia a l b i t o w e lub rzadziej perykli- n o w e . B a r d z o często plagioklazy odznaczają się b u d o w ą p a s o w ą , przy c z y m centralną część ziarn tworzy labrador ( A n5 0- 55) , natomiast partie ze- wnętrzne — a n d e z y n ( A n3 5_4 0) . N i e k i e d y obser- wuje się także rekurencję p a s ó w . D o ś ć p o w s z e c h - nym zjawiskiem jest o b e c n o ś ć d r o b n y c h wrost- k ó w hornblandy oraz igiełek apatytu w central- nych częściach plagiok łazów.
D r u g i m g ł ó w n y m składnikiem t o n a l i t ó w jest kwarc. Minerał ten tworzy różnej wielkości kse- n o m o r f i c z n e ziarna, najczęściej o falistym w y g a - szaniu światła. P o d o b n i e jak plagioklazy, także i kwarc z a m y k a w sobie p e w n e ilości w r o s t k ó w apatytu, hornblendy, a niekiedy również i bioty- tu.
Biotyt jest składnikiem krystalizującym r ó w - nocześnie bądź też nieco wcześniej niż plagiokla- zy, w z w i ą z k u z c z y m występuje w skale j a k o d o b r z e w y k s z t a ł c o n e blaszki, miejscami lekko wy- gięte przez później krystalizujące minerały. Ły- szczyk ten charakteryzuje się p l e o c h r o i z m e m w barwach: x — s ł o m k o w o ż ó ł t a , [3 = y — c i e m n o - brunatna, oraz o b e c n o ś c i ą s t o s u n k o w o dużej iloś- ci w r o s t k ó w apatytu. N i e c o rzadziej występują w nim także wrostki c y r k o n u o t o c z o n e wyraźnymi polami pleochroicznymi. Bardzo często obserwuje się proces s t o p n i o w e j chlorytyzacji biotytu, pole- gający na z a s t ę p o w a n i u łyszczyku przez pennin z g o d n i e z kierunkiem łupliwości. W takim przy- p a d k u efektem u b o c z n y m jest pojawienie się w obrębie penninu d r o b n y c h grudek tytanitu lub nieprzezroczystych n a l o t ó w leukoksenu.
A m f i b o l jest minerałem w y s t ę p u j ą c y m w iloś- ciach r ó w n y c h b i o t y t o w i lub nieco mniejszych, a reprezentującym hornblendę zwyczajną. Są to na o g ó ł s u b a u t o m o r f i c z n e słupki o silnym pleo- chroizmie w barwach: a — ż ó ł t o z i e l o n a , [i — j a s n o z i e l o n a , y — c i e m n o z i e l o n a i s t a ł y m kącie Z/y = 16°. P o d o b n i e jak biotyt także i hornblen- da ulega s t o p n i o w e j chlorytyzacji, przy c z y m pro- cesowi t e m u towarzyszy pojawienie się w obrębie w t ó r n e g o penninu pojedynczych ziarn tytanitu oraz znacznie rzadziej kalcytu. D r u g i m procesem z m i e n i a j ą c y m amfibol jest biotytyzacja; cechy o p - tyczne p o w s t a ł e g o w ten s p o s ó b biotytu są takie same, jak biotytu pierwotnego, b ę d ą c e g o g ł ó w - nym składnikiem skały.
K o l e j n y m składnikiem, w y s t ę p u j ą c y m j u ż w znacznie mniejszych ilościach, jest mikroklin o plamistym w y g a s z a n i u światła i niewyraźnej krat-
ce polisyntetycznych zbliźniaczeń. Minerał ten krystalizował w skale j a k o j e d e n z ostatnich, w z w i ą z k u z c z y m m a o n postać ksenomorfic^nych ziarn, wypełniających przestrzenie interstycjalne p o m i ę d z y wcześniej w y k r y s t a l i z o w a n y m i minera- łami. W przypadku bezpośredniego sąsiedztwa mikroklinu i plagioklazu na granicy o b u ziarn powstaje myrmekit.
D o grupy s k ł a d n i k ó w akcesorycznych należą, w y m i e n i o n e j u ż wcześniej przy opisie minerałów g ł ó w n y c h , apatyt, tytanit, c y r k o n i kalcyt. S p o ś - ród minerałów tej grupy najbardziej interesujący- mi z punktu widzenia genezy a u t o l i t ó w są apatyt i cyrkon. Znaczenie d i a g n o s t y c z n e tych minera- ł ó w zostanie przedstawione w dalszej części pra- cy.
Mikrodioryty kwarcowe reprezentują drugą grupę a n a l i z o w a n y c h autolitów, wykazujących bardzo nieznaczne z r ó ż n i c o w a n i e w zakresie bar- wy i wielkości ziarna (pl. IX, l i 2). Generalnie jednak są t o skały zawsze ciemniejsze i bardziej drobnoziarniste niż o m a w i a n e wcześniej autolity tonałitowe.
G ł ó w n y m i składnikami mikrodiorytów kwar- c o w y c h są: plagioklaz, biotyt i hornblenda, grupę zaś minerałów p o b o c z n y c h i akcesorycznych sta- n o w i ą : kwarc, apatyt, tytanit, chloryt. epidot, cyr- k o n i tlenki żelaza.
Plagioklaz reprezentowany jest tu przez ande- zyn o zmiennej zawartości anortytu w granicach 3 0 - 5 0 % ) którego a u t o m o r f i c z n e lub s u b a u t o - morficzne tabliczki z o r i e n t o w a n e są w ten s p o - sób, że nadają skale teksturę ofitową. Bardzo powszechną cechą plagiok łazów jest b u d o w a pa- sowa, wtedy strefy zewnętrzne kryształów zawie- rają o d 25 d o 3 5 % anortytu, a wewnętrzne — 4 5 - 5 0 % . S t o s u n k o w o rzadko s p o t y k a się krysz- tały wykazujące rekurencję p a s ó w ; w ó w c z a s roz- kład zawartości anortytu przedstawia się następu- j ą c o : strefa zęwnętrzna — 3 5 % - strefa pośrednia
— 2 0 % , strefa wewnętrzna — 4 5 % .
B a r d z o p o w s z e c h n y m procesem zmieniającym plagioklazy jest serycytyzacja, obejmująca zawsze bardziej z a s a d o w e partie kryształów.
Biotyt tworzy dobrze w y k s z t a ł c o n e blaszki, zawierające niekiedy d r o b n e wrostki anhedralne- g o cyrkonu, o t o c z o n e bardzo wyraźnymi polami pleochroicznymi. Z kolei barwy pleochroiczne sa- m e g o biotytu utrzymują się w odcieniach: a — żółty, fi = y — c z e r w o n o b r u n a t n y . Wskutek w t ó r n y c h przeobrażeń biotyt bardzo często przechodzi s t o p n i o w o w pennin z r ó w n o c z e s n y m wytrąceniem nieprzezroczystych grudek tlenków żelaza.
8 6 MAREK L O R E N C
Trzecim g ł ó w n y m składnikiem mikrodiorytów k w a r c o w y c h jest hornblenda zwyczajna, tworząca automorficzne słupki o wyraźnym pleochroizmie w barwach: a — bladożółta, /i — jasnozielona, y
— zielononiebieska. Kąt Z / y utrzymuje się w granicach 15-17°. W t ó r n y m procesem przeobra- żającym amfibol jest biotytyzacja i częściowa chlorytyzacja (pl. X, 3 i 4), z czym związane jest uboczne wytrącanie się leukoksenu i sporadycznie epidotu. W niewielu przypadkach słupki hornb- lendy zawierają drobne wrostki tytanitu (pl. X, 1).
Kwarc występuje w tle skalnym pomiędzy tabliczkami plagioklazu tworząc na o g ó ł niewiel- kie, ksenomorficzne ziarna odznaczające się fali- stym wygaszaniem światła.
Bardzo charakterystycznym minerałem jest apatyt, tworzący drobne igiełki i pręciki, rozpro- szone nieregularnie w obrębie całej skały (pl. IX, 4) bądź też zawarte w formie wrostków w bioty- cie.
Ostatni z akcesorycznych składników — tyta- nit — tworzy tu prawie automorficzne ziarna, zawierające niekiedy pojedyncze wrostki kwarcu i plagioklazu. Cechą charakterystyczną jest wystę- powanie tytanitu w miejscach ubogich w składni- ki ciemne, gdzie wypełnia przestrzenie między tabliczkami plagioklazu.
W obrębie granitu strzelińskiego oznaczył au- tor także pojedyncze autolity mikrodiorytu hornb- lendowego o zwiększonej zawartości tytanitu.
Charakterystyczne dla tych autolitów jest, wido- czne przy makroskopowej obserwacji, występo- wanie w obrębie drobnoziarnistego tła licznych białych plamek o s t o s u n k o w o ostrych zarysach.
W centralnej części każdej takiej plamki znajduje się pojedynczy, czerwonobrunatny kryształek. Jak wykazały obserwacje mikroskopowe, plamki te, wielkości 3 - 5 mm, stanowią partie tła skalnego utworzonego prawie wyłącznie z plagioklazów (z minimalnym udziałem kwarcu), natomiast całko- wicie p o z b a w i o n e g o minerałów ciemnych. W o d - różnieniu o d o m a w i a n y c h wcześniej autolitów mikrodiorytu kwarcowego w t y m przypadku pla- gioklaz reprezentują automorficzne tabliczki lub listewki o budowie pasowej, których części ze- wnętrzne stanowi andezyn ( A n3 0_4 0) , natomiast centrum - labrador ( A n5 5_6 5) . Wtórnych przeo- brażeń na o g ó ł nie obserwuje się, c o najwyżej nieznaczną serycytyzację kryształów.
Z kolei ciemne kryształki wielkości 1 - 3 mm, zajmujące centralną pozycję w obrębie plagiokla- z o w y c h „plamek", to tytanit o charakterysty- cznych przekrojach ostrych r o m b ó w lub r ó w n o - ległoboków (pl. X, 2). Bardzo często kryształki te
zawierają w sobie niewielkie wrostki plagioklazu i kwarcu.
Enklawy tego typu n o t o w a n e były na terenie D o l n e g o Śląska także w granicie karkonoskim (Ossan 1923) oraz w granicie m a s y w u S t r z e g o m - S o b ó t k a (Milch, Riegner 1910; Majerowicz inf.
ustna), zawsze jednak w z n i k o m y c h ilościach.
Jak wynika z analizy składu mineralnego (fig.
10; tab. 1), autolity mikrodiorytowe spotykane są równie często jak tonalitowe, przy c z y m te ostat- nie wykazują takie same cechy strukturalne za- r ó w n o w pobliżu tonalitu z Gęsińca, jak i w
Fig. 10
Autolity strzelińskie„ w trójkącie klasyfikacyjnym Q - A - P Strzelin autoliths in the Q - A - P classification triangle
odległym o d niego o ponad 4 k m granicie strze- lińskim. Równocześnie bardzo znamienne jest to, że znacza większość autolitów tonalitowych zna- lezionych w Strzelinie i Gościęcicach wykazuje taki s a m skład mineralny j a k o ś c i o w y i ilościowy, jak intruzywny tonalit z Gęsińca. P o d o b n i e
przedstawia się sytuacja z autolitami mikrodiory- towymi znalezionymi w granicie strzelińskim, w tonalicie z Gęsińca oraz w tonalicie z Gościęcic.
Skład mineralny tych autolitów o d p o w i a d a do- kładnie składowi diorytu k w a r c o w e g o i hornblen- d o w e g o nawierconego w rejonie Gościęcic na głę- bokości ponad 140 m (por. fig. 1 i 10).
Porównanie takie sugeruje, że autolity i o d p o - wiadające im skały głębinowe reprezentują te sa- me dyferencjaty m a g m o w e .
Jak wynika z przedstawionych powyżej obser- wacji, pierwotna m a g m a była znacznie zróżnico- wana, chociaż obecnie na powierzchni oprócz granitu występują tylko podrzędne ilości grano- diorytu ( D o b r o s z ó w ) oraz tonalitu (Gęsiniec, D o -
ENKLAWY H O M F . O G E N I C Z N E (AUTOLITY) 8 7
broszów). Poza lokalnym wystąpieniem diorytów kwarcowych na z b o c z u wzgórza Gromnik (Bor- k o w s k a 1959), bardziej maficzne skały tego szere- gu na powierzchni nie występują. O obecności
tego typu skal w głębszych partiach masywu m o ż n a jednak sądzić właśnie na podstawie auto- litów mikrodiorytowych, c o zostało potwierdzone niektórymi wierceniami (Lorenc, Lewczuk 1981).
P R O B L E M G E N E Z Y A U T O L I T Ó W
Problem genezy autolitów jest w literaturze wciąż d y s k u t o w a n y i jak ostatnio p o d a n o (Biisch 1980; Biisch, O t t o 1980) generalnie powstanie tego typu enklaw tłumaczy się na cztery s p o s o b y :
1. Rekrystalizacja ksenolitów skał o s a d o w y c h lub metamorficznych;
2. „Diorytyzacja" skał o s a d o w y c h lub meta- morficznych wskutek mobilizacji podczas anate- ksis;
3. Pochłanianie m a g m o w y c h ksenolitów (star- sze skały krystaliczne i z a s a d o w e intruzy wy);
4. Pochłanianie skał m a g m o w y c h związanych genetycznie z granitem (zasadowe produkty mag- my, segregacja, „dajki").
Jak wynika z aktualnej literatury, najbardziej p r a w d o p o d o b n ą i najczęściej przyjmowaną jest ostatnia z wymienionych powyżej interpretacji, w ramach której mieszczą się kolejne trzy wersje:
— intruzja m a g m y zasadowej („dajki") w obręb znacznie chłodniejszej m a g m y granitowej, zachodząca poniżej strefy konsolidacji;
— frakcyjna krystalizacja m a g m y ;
— grawitacyjna dyferencjacja magmy.
Interpretacja i argumenty na rzecz wymienio- nych wersji zostaną s z c z e g ó ł o w o o m ó w i o n e poni- żej w nawiązaniu d o poszczególnych, charaktery- stycznych cech autolitów.
Najbardziej charakterystyczną cechą autoli- tów podkreślaną przez wszystkich a u t o r ó w jest ich drobnoziarnistość w p o r ó w n a n i u z granitoi- dami, w których występują. D o wyjaśnienia prob- lemu wielkości ziarna tych enklaw przyjmuje się teorię reakcji termicznej między bardziej zasado- wą magmą o znacznie wyższej temperaturze i chłodniejszą magmą kwaśną. W przypadku drob- nych autolitów wpływ różnicy temperatur wido- czny jest w całej masie j e d n a k o w o , podczas gdy duże bloki odznaczają się d o d a t k o w o także obec- nością w y j ą t k o w o drobnoziarnistej strefy przy- kontaktowej, wzbogaconej w minerały ciemne.
Pogląd taki przyjmuje wielu autorów (m. in. Bla- ke et al. 1965; Didier, Lameyre 1969; Eichelbe- rger 1980 w: Peck, W o n e s 1980; Cantagrel et.al.
1982; Didier et al. 1982), którzy p o n a d t o mecha- nizm powstawania okrągłych i c o najważniejsze drobnoziarnistych autolitów w granitoidach po-
równują d o mechanizmu tworzenia się law po- d u s z k o w y c h przy z a s a d o w y c h wylewach podmor- skich (fig. 11). Zgodnie z takim poglądem, w pierwszym etapie materiał zasadowy przemie- szczał się w obręb skorupy sialicznej tworząc pierwotne dajki. Z kolei później postępująca m a g m a z a s a d o w a mogła być zatrzymana przez n o w o powstałą anatektyczną m a g m ę kwaśną, tworzącą swoistą barierę. W takim przypadku intrudująca magma z a s a d o w a była rozrywana na pojedyncze „poduszki" (ang. pillows) w obrębie znacznie chłodniejszej magmy kwaśnej na p o d o b - nych zasadach, jak lawy p o d u s z k o w e przy w s p o - mnianych wylewach podmorskich. W dalszym etapie m a g m a kwaśna podgrzana wtórnie przez m a g m ę zasadową, na skutek zaburzenia równo- wagi w powstałym w ten s p o s ó b tzw. układzie spustowym, była z kolei zdolna d o dalekiego przemieszczania się wraz z zawartymi w niej wy- żej wspomnianymi „pillows" i tworzyła intruzje usytuowane w y s o k o w skorupie, osiągając strefę skał o s a d o w y c h . Wyniesione w ten s p o s ó b „pil- lows", obserwowane obecnie jako enklawy typu autolitów, mogły być także fragmentami pierwot- nych dajek, transportowanymi z głębokich stref skorupy (Pitcher — inf. ustna).
Interpretację tego typu przyjmuje się nie tylko dla intruzji granitowych (m. in. Wager, Bailey
1953; Biisch 1980), ale także dla w y l e w ó w po- wierzchniowych Islandii (Blake et al. 1965;
Sparks et al. 1977), Hiszpanii (Capdevila 1969;
Zeck 1970) i Francji (Cantagrel et al. 1982). War- to również zaznaczyć, że erupcje te tworzyły bądź to ryolity z autolitami toleitu (Islandia), bądź też dacyty z autolitami bazaltu (Hiszpania), a jak w i a d o m o toleit i bazalt są wylewnymi o d p o w i e d - nikam? gabr, ryolit zaś o d p o w i a d a granitowi, a dacyt — granodiorytowi (Streckeisen 1978). Za- c h o w a n a jest więc i w tym przypadku określona relacja chemizmu autolitu i skały otaczającej.
Jak wynika z powyższego, interpretacja ta (por. wersja i n t r u z j i m a g m y z a s a d o w e j ) wy- jaśnia między innymi obecność autolitów gabro- w y c h w granicie czy granodiorycie, uwzględniając równocześnie różnice temperatur obu magm, a także wielkość ziarna i chemizm samych autoli-
14 M A R E K L O R E N C
Fig. U
Schemat tworzenia się kwaśnej magmy z zasadowymi enklawaimi na skutek intruzji magmy zasadowej (wg Blake et al. 1965)
/ - magma z a s a d o w a ; 2 - zasadowe enklawy; i - mobilna m a g m a k w a ś n a ; 4 - lepka magma kwaśna
Scheme of formation of an acid magma with basic enclaves resulting from intrusion of a basic magma (after Blake el al. 1965)
I - basic m a g m a ; - - basic pillows; 3 - mobile acid m a g m a ; 4 viscous acid magma
tów. Teoria ta tłumaczy również bardzo charak- terystyczny kształt autolitów, zwłaszcza jeżeli przyjmie się za większością autorów, że autolity w obrębie skały otaczającej nie były całkowicie skrystalizowane i ulegały w całym układzie pla- stycznym deformacjom.
Z modelem tym z g o d n a jest również opinia Pitchera (1979, 1982 — inf. ustna), który uważa, że pochodzenie o m a w i a n e g o typu enklaw należy wiązać z rozdrobnieniem syngenetycznych z gra- nitem dajek z a s a d o w y c h ; interpretację taką przyj- muje również Barriere (1977a, b), ale wyłącznie dla form dużych o stosunku osi X/Y= 10.
Bardzo wielu cennych informacji c o do przy- puszczalnej genezy autolitów w nawiązaniu do przedstawionej powyżej interpretacji dostarczają obserwacje m i k r o s k o p o w e niektórych minerałów wskaźnikowych, a zwłaszcza apatytu.
Badania eksperymentalne przeprowadzone dla określenia genezy apatytu (Wyllie et al. 1962) wykazały, że w systemie C a 0 - C a F 2 - P205- H20 - C 02 w efekcie wolnej krystalizacji przy r ó w n o - wadze fazy ciekłej i gazowej apatyt tworzy ziarna zaokrąglone o stosunku elongacji od 1 :1 d o 1 :3.
Jednocześnie stwierdzono, że na skutek nagłego
ochłodzenia fazy ciekłej zwierającej apatyt, p o w - stają kryształy silnie wydłużone wzdłuż osi c przy stosunku elongacji o k o ł o 1 :20. Kryształy te są gładkie, o równych brzegach i dobrze wykształco- nych ścianach.
Jak wykazały obserwacje autora, wszystkie autolity wyseparowane z granitoidów strzeliń- skich oraz analizowane p o r ó w n a w c z o z grano- diorytów środkowej Hiszpanii i Portugalii (Lo- renc 1981) zawierały s t o s u n k o w o niewielkie ilości apatytu, ale zawsze kryształki tego minerału mia- ły pokrój długich i bardzo cienkich igiełek (pl. IX, 3). Stosunek elongacji wykazywał wprawdzie pewne wahania, ale zawsze utrzymywał się w granicach od 1 : 15 d o 1 :30. Fakt ten o b o k bar- dzo charakterystycznej drobnoziarnistości autoli- tów świadczy chyba jednoznacznie o tym, że m a g m a tworząca autolity w obrębie granitoidów została wyraźnie o c h ł o d z o n a .
Ciekawą koncepcję mechanizmu tworzenia się autolitów, opartą na procesie f r a k c y j n e j k r y - s t a l i z a c j i przedstawili Brown et al. (1979) na podstawie z o n a l n e g o plutonu Loch D o o n (SW Szkocja). Jest to typowa intruzja mieszana, w której koncentrycznie występują: granit alkali-
