Tom (Volume) X X X IV — 1964 Zeszyt (Fascicule) 1—2 K raków 19S4
S T E F A N Ś L IW IŃ S K I
PRZEJAWY MINERALIZACJI KRUSZCOWEJ W UTWORACH DEWOŃSKICH I TRIASOWYCH
OBSZARU SIEWIERSKIEGO
(Tabl. V—X i 3 fig.)
M in e ra lis a tio n of D evonian and Triassic Rocks in the A re a o f Siewierz
(P I. V —X and 3 figs.)
T r e ś ć : S k ład chem iczny i m in e ra lo g ic z n y k ru s z c ó w w y s tę p u ją c y c h w o sad ach t r i a s u i d e w o n u w obszarze s ie w ie rs k im je s t n ie m a l iden ty czn y . R ozm ieszczenie k ru s z c ó w w s k a z u je , że m in e ra liz a c ja n a s tą p iła po liasie, a być może n a w e t p o o k r e sie ju r a js k im . H ydrogeologiczne' w a r u n k i w y k lu c z a ją m in e ra liz a c ję p o d w p ły w e m ro z tw o ró w zstęp u jący ch . S k ały w ęg lan o w e, w k tó ry c h w y s tę p u ją k ru sz c e nie w s k a z u ją n a eu k sy n icz n e w a r u n k i ich fo r m o w a n ia się. N a jp ra w d o p o d o b n ie j złoża m in e r a l n e p o w sta ły w w y n ik u p ro c e s ó w h y d r o te r m a ln y c h zw iąz an y ch z orogenezą a l
p e jsk ą .
W S T Ę P
Obszar siewierski od dawna budzi zainteresowanie geologów, głównie z uwagi na kruszce cynkowo-ołowiowe. W latach 30. bieżącego stulecia G. K u ź n i a r (1932) sprecyzował pogląd na zagadnienie mineralizacji utworów dewońsikich i triasowych, ale wskutek zbyt optymistycznej oceny zasobowej wzbudził powszechny krytycyzm i zwątpienie. W rezultacie teza tego badacza pozostała bez echa. Dopiero ostatnio w związku z wynikami nowszych prac poszukiwawczych zwraca się na nią uwagę, zwłaszcza co do mineralizacji utworów dewońsikich. Mimo stosunkowo licznych obser
wacji trzeba stwierdzić, że zasób danych geologicznych poszukiwawczych jest wciąż szczupły, i jako taki — nie dający podstaw do rozstrzygania o perspektywach złożowych. Te ostatnie należy zresztą oprzeć na możliwie aktualnym podkładzie geologicznym, którego jak dotąd dla obszaru tego brakowało. Istniały wycinkowe prace geologiczne óo do niektórych pozio
mów stratygraficznych (np. o wapieniu muiszlowym — K. B o h d a n o w i c z , 1909— 1910), nie dające jednak obrazu całokształtu stosunków stra- tygraficzno-ftektonicznych.
W ostatnich latach dzięki systematycznie rozwijającym się 'poszukiwa
niom za rudami cynku i ołowiu, jak również w związku z robotami górni
czymi i inżynierskimi dokumentacyjnymi (dla kamieniołomów w Brudzo- wicach i zapory w Przeczycach), uzyskano dość obszerny materiał, pozwa
lający przedstawić budowę geologiczną nader initcresującego obiektu, jakim
— 152 —
jest tzw. „wysad dewońslki” w Brudzowicach. Stwierdzono przy tym mało znany fakt występowania kruszców cynkowo-ołowiowych w utworach de- wońsfciich. To (postawiło w nowym świetle problem genezy złóż cynkowo- -ołowiowych śląsko-krakowskich w ogólności.
Dane wiertnicze i kartograficzne pozwoliły autorowi po raz pierwszy zrekonstruować obraz stosunków geologicznych panujących w obszarze sie
wierskim oraz podsumować wiadomości o występowaniu kruszców ].
Rozważania o mineralizacji kruszcowej prowadzone będą w toku roz
prawy na tle warunków geologicznych, ujętych dość obszernie w części pierwszej. Ogólną orientację w warunkach geologicznych umożliwia fig. 1.
Przejawy mineralizacji kruszcowej wykazują związek przestrzenny z wytworami dolomiityzacji i wulkanizmu (pokrywanie się obszarów w y
stępowania), co sugeruje — jakkolwiek nie bezpośredni, ani bliski czasowo
— związek przyczynowy.
P R Z E JA W Y W U L K A N IZ M U
W obszarze antyklinalnym w Brudzowicach stwierdzono jak dotąd lam- profiry, porfiryty i brekcje wulkaniczne. Lamprofiry stwierdzone po raz pierwszy (w 1917 r.) przez J. S a m s o n o w i c z a zostały petrograficznie opisane przez S. M a ł k o w s k i e g o (11928). Po raz w tóry nawiercono te utwory w Dziewkach, w odległości 1350 m na E od stanowiska poprze
dniego (S. Ś l i w i ń s k i , 1960). W obu przypadkach żyły o miąższości kilkudziesięciu cm przecinają spękane skały dewońskie. Wapienie z osłony wykazują objawy dolomityzaoji, natomiast nie wykazują zmian termicz
nych.
Skałę magmową tworzą prakryształy biotytu i ciasto afanitowe o nie
określonym bliżej składzie mineralnym. Po hipotetycznych minerałach fe- micznych 'powstały pseudomorfozy kalcytu. Z procesów wtórnych zazna
cza się, obok kalcytyzacji, dolomityzacja oraz nieznaczna sylifikacja — świadczące o przemianach hydrotermalnych lamprofiru. Analiza chemiczna punktowo pobranej próby lamprofiru dała wyniki ujęte w tabeli 1.
Spektralnie oznaczono ślady chromu, miedzi, niklu i kobaltu, nie stwier
dzono natomiast cynku, ołowiu i molibdenu 2.
Z atesitu wynika 'stosunkowo duża zawartość glinu i potasu, mimo że w obrazie mikroskopowym nie obserwuje się ortoklazu ani innych mine
rałów zawierających potas. Ten fakt można tłumaczyć procesem „kalifika- c ji” (w g terminologii Z. R o z e n a, 1909), jednak bardziej przekonującą zdaje się ibyć tu teza A. B o 1 e w s k i e g o (1939), postulująca zróżnicowanie magmy na dwie frakcje: alkaliczne-wapniową i potasową. Ten wniosek, nawiązując do dyferencjacji magmy, znajduje uzasadnienie w fakcie w y stępowania złóż hydro- lub wtómo-hydrotermalnych, będących, jak wia
domo, efektem minaralizacyjnym potomnych procesów magmatycznych.
1 W a r u n k i e d y c y jn e zd e c y d o w a ły o podziale p r a c y n a dw ie części i p u b lik a c ji m a te r ia łu w ró żn y ch czasopism ach. Część p ie rw sz a , t r a k t u ją c a o geologii, u k a ż e się w w y d a w n ic tw ie PA N , w d ziale: P r a c e Geologiczne (edycja z a p la n o w a n a n a r o k 1964). Część d ru g a — to n in ie jsz e o p raco w an ie;
2 O zn aczen ia chem iczne i tSipektralne w y k o n a ło L a b o r a to r iu m P rz e d s ię b io rs tw a Geologicznego w K rak o w ie.
T a b e l a (Table) I S k ład ch em iczn y sk ał w u lk a n ic z n y c h
C h em ical co m position of V olcanic Rocks Z a w a r t o ś ć % w ag.
W eight p e r cen t L a m p r c f ir
L a m p ro p h y re
B rek cja w u lk a n ic z n a V olcanic B reccia
S i 02 50,88 50,85
A I2O3 20,93 20,44
F e203 1,14 2 , 2 1
F eO 0,96 1,70
M n O 0,04 0,C9
M gO 1,99 0,54
CaO 5,81 8,72
N a 20 1,64 1,76
k2o 7,48 0,74
h 2o + 0,08 2,80
h 2o - 0,58 0,38
P. 0 5 0,76 0,30
co2
7,32 8,48Porfiryty stwierdzili w Hucie Starej W. R y k a i H. S y l w e s t r z a k (1960). Utwory te występują tam w formie stromo zapadających żył wśród utworów karbońskich. Miąższość ich waha się w granicach kilku m. W m e- gaskopowym obrazie skała jest płowoszara z odcieniem zielonawym. W cieś- cie afanitowym tkwią kilkumilimetrowe prakryształy skaleni, znacz,nie mniejsze — biotytu, poza tym kwarce oraz ziarna kalcytu po amfibolach.
Stosunkowo liczne są wpryski pirytu; Skała jest przeobrażona autopneu- matolitycznie i hydrotermalnie, natomiast brak oznak wietrzenia. Skład chemiczny i mineralogiczny wskazuje na porfir granodiorytowy.
Opodal lamprofirów w Dziewkach stwierdzono ostatnio brekcje tufo- geniczne. Okruchy skał wapiennych i porfirowych o wymiarach 1— 3 cm oraz drobniejsze ziarna kwarcu, biotytu, kalcytu spaja substancja kaoli- nowo-krzemionkowo-kalcytowa, po Części zabarwiona różowo tlenkami żelaza. Utwór brekcjowy występuje w formie pionowych żył o miąższości od kilku cm do kilku m wśród wapieni żywetu. Kilka z nich stwierdzono wierceniem na głębokości 15— 42 m. Erekcja przywiera silnie do otacza
jącego wapienia, granicząc wzdłuż powierzchni kontaktowych niezgodnych do uławicenia, zwykle pionowo biegnących, pożłobionych w pionowe rysy.
W niższej części profilu kontakty są nieregularne, apofizoidalne, rekrysta- lizacyjnie zatarte (dolomityzacja).
Geneza utworów brekcjowych nie jest dostatecznie jasna, między in
nymi dlatego, że nie udało się dotąd zaobserwować szerszego kontaktu ze skałami ościennymi. Forma żyłowa utworów brekcjowych, ich tekstura fluidalna i treść mineralna wskazują na bezpośredni związek z wulkaniz
mem tego obszaru. Z ogólnego obrazu geologicznego wynika, że wulkany czynne były w całym obszarze śląsko-krakowskim w permie (S. S i e d l e c k i , 195:1). Zapewne też z tego okresu pochodzą opisywane brekcje tufowe
z okruchami porfirów. Lamprofiry oraz porfiryty są prawdopodobnie nieco-
— 154 —
starsze, ale zarazem młodsze od utworów, w których intruzyjnie występują, tzn. od dolnego kartoonu (Głazówka, Huta Stara) l .
D O L O M IT Y Z A C JA U TW O R Ó W T R IA S O W Y C H I D EW O Ń SK IC H
W obrębie ulworów węglanowych dewonu i triasu występują dolomity niejednolite. Z genetycznego punktu widzenia można wśród nich wyróżnić co najmniej trzy rodzaje:
1. Dolomity osadowe sensu stricto (dolomity retu i górnego wapienia muszlowego). Są to utwory węgilanowe margliste, szare, afanitowe, zbite,
o wysokiej zawartości MgO. Odznaczają się one z reguły laminamym war
stwowaniem. Litologicznie odpowiadają sedymentom początkowym triaso
wego cyklotemu solnego (w basenie geimańsikim).
2. Dolomity osadowe diagenetyczne (N. M. S t r a c h ó w , 1956). Należy tu duża część dolomitów rafowych żywetu, podobnych do tych, które w y
stępują w Górach Świętokrzyskich (J. C z e r m i ń s k i , 1955) oraz dolomity diploporowe środkowego wapienia muszlowego. Dolomity te wykazują strukturę krystaliczną drobnoziarnistą, oolitową iulb pseudooolitową, de- trytyczną lub organogeniczną. W związku z ługowaniem skorup kalcyto- wych są one jamisto-porowate. Właściwa jest im również wysoka zawartość magnezu oraz jeidnostajność natężenia w płaszczyźnie uwarstwienia.
3. Dolomity epigenetyczne, powstałe metasomatycznie z wapieni dol
nego wapienia muszlowego (tzw. dolomity kruszconośne) lub żywetu (z po
bliża lamprofirów). Niezależnie od charakteru roztworów (ascen- czy de- soenzyjnych) dolomity te cechuje:
a. Nieregularność rozprzestrzenienia — ostańce wapieni w polu występo
wania dolomitów wzdłuż linii tektonicznych,
b. Zmieność składu chemicznego w płaszczyźnie i przekroju dowolnej war
stwy,
c. Niezgodność charakteru paleontologicznego oraz litologicznego, wska
zująca na wykluczanie się warunków bio- i litotopowych, d. Odrębność struktury i tekstury.
Cechy te dostatecznie wyróżniają dolomity epigenetyczne od osadowych sensu lato. Zasadnicze różnice są następujące.
A d a. Nieregularność rozprzestrzenienia znajduje wyraz w pionowym rozwoju dolomitów, przekątnym do uławicenia, i laiteralnym stosunku tych utworów do wapieni w bliskich odległościach. Ostrą niezgodność z uwar
stwieniem można obserwować na powierzchni terenu w odsłonięciach dol
nego wapienia muszlowego w Boguchwałowicach i Podwarpiu oraz w utwo
rach dewońskich w Brudzowicach (S. Ś l i w i ń s k i , 1960, 1960a, 1961).
O niezgodności świadczą ponadto dane z otworów wiertniczych. Na przy
kład profil S-13 w Dziewkach wykazuje całkowicie dolomitowe wykształ
cenie utworów dolnego wapienia muiszlowego (fig. 2), podczas gdy inny, z bliskiej odległości w Żelisławicach (S-łlil), przedstawia utwory tych sa
mych poziomów — wapienne.
Skośne rozprzestrzenienie dolomitów w stosunku do uławicenia jest właściwe wyłącznie dolomitom epigenetycznym (I. I. K n i a z i e w, 1954).
1 S tr a t y g r a f ia u tw o ró w k a r b o n u z H u ty S ta r e j nie została jaik d o tą d u stalo n a.
J. Z n o s k o p o d a je opinię S. D o k to ro w icz-H reb n ic k ieg o , że je s t to n a m u r ( P r z. geol., 8, 1960).
A d b. Stosunek składników MgO do CaO w obrębie dolomitów epige- netycznych w strefach pogranicza z wapieniami jest wysoce zmienny.
Nie ma ostrej granicy pomiędzy stykającymi się utworami dolomitowymi i wapiennymi. Spąg luib strop tego typu dolomitów w ujęciu globalnym nie odpowiada płaszczyźnie. Utwory te przechodzą w siebie stopniowo, przy czym bardzo nieregularnie, plamisto, dyfuzyjnie. Z uwagi na zawartość MgO profil dolomitów epigenetycznych („kruszconośnych” ) stanowi w y
raźny kontrast w stosunku do dolomitów w yżej leżących, diagenetycznych („diploporowych” ). W yjątkowe przypadki stałej zawartości MgO w pro
filu wymienionych utworów w Dziewkach i Trzelbiesławdcach (fig. 2) mają uzasadnienie w identyczności genetycznej utworów przejściowych (tzw.
,,dolomitów siewierskich” — P. A s s m a n n , 1944).
Niektóre profile dolomitów kruszconośnych i diploporowych wykazują ciągłość stałej zawartości MgO ekstremalnej. Brak dostrzegalnej różnicy w obrazie makroskopowym utrudnia wyznaczenie granicy stratygraficznej.
Te przypadki skłaniają do poszukiwania zróżnicowania w zawartości in
nych składników, jak np. żelaza i manganu (P. A s s m a n n , 1948 oraz 1.1. K n i a z i e w, 1954). Przeprowadzone oznaczenia wykazały większą zawartość tlenków obu tych metali w dolomitach kruszconośnych niż w di
ploporowych (fig. 2). O ile w dolomitach diploporowych przeważa ilo
ściowo żelazo trójwartościowe, to w kruszconośnych — dwuwartościowe, przy większym wahaniu zawarftości procentowej całkowitej tego metalu.
A d c. Dolomity diagenetyczne (diploporowe oraz dolomity retu) cha- rakteryziuje obecność fauny i flory (małże, ślimaki, glony), wskazujących na warunki morza płytkiego. To samo wynika z tekstur sedymentologicz- nych (oolity, 'pseudooolity, zlepieńce, riplemarki).
Wręcz odmienną faunę wykazują dolomity kruszconośne. Ślimaki nie występują tu prawie zuipełnie, małże są wyłącznie cienkoskorupowe, poza tym występują szkarłupnie, ramienionogi. głowonogi i korale. Identyczna fauna cechuje równowiekowe utwory wapienne (warstwy olkuskie na wschodzie a gorazdeckie, terebratulowe i karchowickie na zachodzie).
Charakter środowiska wskazuje na nieco głębsze otwarte morze i zanik za
wiesin. Takie warunki zdają się zaprzeczać możliwości wykształcenia się odrębnych facji w odległości kilku czy kilkunastu m, do tego stale w tym samym miejscu trwających przez szereg milionów lat (sic!). Za to znaj
dują one potwierdzenie w wykształceniu jednolitych czystych wapieni w całym obszarze sląsko-krakowskim (wapień, tzw. „kryształ” ).
A d d. Z cech strukturalnych, uziamienie jest kryterium niemal roz
poznawczym. Ogólnie (panuje oipinia, że dolomity osadowe, chemo- lub pro- togenetyczne, odznaczają się bardzo drobnym ziarnem (S. G. W i s z n i a - k o w , 1956 oraz Słowar po gieołogii niefty, 1952). Nieco większe ziarno wykazują dolomity diagenetyczne (5 — 15 mikr.), a największe — dolomity epigenetyczne (w przypadku dolomitów kruszconośnych, do 300 mikr., vide
fig. 3). W yjątki z ziarnem mniejszym nie zaprzeczają regule.
Dolomity kruszconośne reprezentują z zasady fazę mineralną 'krysta
liczną. O wielkości pojedynczych kryształów w dolomitach zadecydował skład pierwotnej skały węglanowej i jej struktura. W dolnej części warstw gorazdeckich, gdzie wapienie są drobnoziarniste, zbite, również dolomity
1 T erm in , w a r s tw y o l k u s k i e w p ro w a d z o n o ju ż w cześniej (S. Ś liw iń sk i, 1961), ja k o p ojęcie zastępcze n a o k re ś le n ie łączne w a r s tw g o razd eck ich , te re b r a tu lo w y c h i k a rc h o w ic k ic h .
— 156 —
S Z K I C G E O L O G I C Z N Y
jako utwory ekwiwalentne są drobnoziarniste, żbite. Wyższe wapienie go- razdeckie, bardziej czyste, krystaliczne, „cukrowate” , zastąpione są przez dolomity gruboziarniste, porowate, niekiedy przekątnie warstwowane — jak wapienie. Dolomity powstałe z wapieni krymoidowych zawierają kry- noidy, a jeśli pochodzą z wapieni falistych — są faliste, w ogóle mogą być jak wapienie — dolomity oolitowe, „cukrowate” i przekątnie warstwowa
ne. N ie są one jednak nigdy tak białe jak wapienie ani tak żółte jak dolo
m ity diploporowe. Normalnie są to utwory szare, a brunatnoszare w stanie zwietrzałym.
W obrazie mikroskopowym zaznacza się rekrystalizacja zacierająca strukturę crganogeniczną. Warunkuje ona słabą oddzielność skamielin od skały, z czego wynikł niewłaściwy pogląd o braku fauny w dolomitach kruszconośnych. Tymczasem ślady tej ostatniej występują tu w ilości nie mniejszej niż w równoWiekowych wapieniach, jakkolwiek faktem jest, że w poziomie warstw olkuskich fauny jest mniej niż w dolomitach idi—
ploporowych.
Interesująco przedstawia się wykształcenie ziarna dolomitowego. Mimo że pokrój romboedryczny węglanów jest typow y dla metali ziem alkalicz
nych o promieniu jonowym mniejszym od 1,00 A (wapń 1,06 A znajduje się na granicy), to w wypadku współwystępowania dolomitu z kaleytem — tylko ziarno pierwszego ma zarysy rombowe, natomiast drugiego jest kse-
■<---
Fig. 1. M a p a geologiczna okolic S iew ierza. C z w a r t o r z ę d : 1 — m u łk i i p ia sk i d r o b n o z ia rn is te (holocen), 2 — p ia sk i z o k r u c h a m i sk a ł podłoża (plejstocen), 3 — p ia s k i w y d m o w e. J u r a ; Jias: 4 — iło łu p k i w ęg io n o śn e ( w a rstw y b lan o w ick ie), 5 — p ia sk i, g lin k i o raz ż w iry ( w a rs tw y połom skie), T r i a s ; k a j p e r : 6 — w a p ie n ie i b r e k c je w a p ie n n e (w ap ien ie w o źn ick ie i b r e k c je lisow skie), 7 — iły, m a rg le i c z e rw o n e p ia sk o w ce; w a p ie ń m u szlo w y g ó rn y : 8 — w a p ie n ie do lo m ity czn e z ooli- ta m i, 9 — d o lo m ity m a rg lis te p rz e w a ż n ie o te k s tu r z e p ły tk o w e j. W a p ie ń m u szio w y ś r o d k o w y : 1 0 — d o lo m ity d ip lo p o ro w e; w a p ie ń m u s z lo w y dolny: w a r s tw y o lk u s k ie :
1 1 —• d o lo m ity k ru szco n o śn e, 1 2 — w a p ie n ie g o razd e ck ie: w a r s tw y gogolińskie gó rn e, 13 — w a p ie n ie g ła d k ie i fa liste , w a p ie n ie zlepieńoow e o ra z w a p ie n ie m a r
gliste, w a r s tw y gogolińskie d o ln e : 14 — w a p ie n ie f a lis te i w a p ie n ie z P ecten discites;
p s tr y p ia sk o w ie c g ó rn y (ret), 15 — m a rg le i d o lo m ity m a rg lis te z M y op h oria costata;
p s tr y p ia sk o w ie c do ln y : 16 — iły i p ia sk i czerw one. D e w o n ; ży w et: 17 — w a p ie n ie z k o r a la m i i Stringocephalus burtini, 18 — d o lo m ity r a f o w e b itu m ic zn e. D a w n e ro b o ty gó rn icze: 19 — za r u d ą żelazną, 20 — za r u d ą cy n k o w o -o ło w io w ą, 21 — za w ęg lem , 22 — o d k ry w k i, (łomy w a p ie n ia i d o lom itu), 23 — g ran ic e w a r s tw , 24 — u sk o k i, 25 — u sk o k i p ra w d o p o d o b n e ; 26 — w a p ie n n ik i; o tw o ry w iertn icze, 27 —
m e ch an ic zn e, 28 — ręczne, 29 — d a w n e (Cz. K u ź n i a r a ) , 30 — szy b ik i
Fig. 1. G eological m a p of th e e n v iro n s of S iew ierz. Q u a t e r n a r y : 1 — p elitic sed im e n ts a n d f in e - g r a in e d san d s (Holocene), 2 — s a n d s w ith f r a g m e n ts of ro c k s d e r iv e d fro m th e s u b s tr a tu m (Pleistocene), 3 — d u n e sands. J u r a s s i c ; L ias:
4 —■ s h ales w ith coal (B lanow ice beds), 5 — sands, d a y s a n d c o n g lo m erates (P ołom ia beds), T r i a s s i c ; K e u p e r : 6 — lim esto n e s a n d lim esto n e b reccias (W oźniki L im e
sto n es a n d L isó w B reccia), 7 — clays, m a rls an d red s a n d s to n e s ; U p p e r M u s c h e lk a lk :
8 —■ d o lo m itic lim esto n e s w ith oolites; 9 — m a r l y dolom ites u s u a lly th in - b e d d e d ; M id d le M u sc h e lk a lk : 10 — dolo m ites w ith D ip lo p o ra; L o w e r M u sc h e lk a lk ; O lkusz b ed s; 11 — o r e b e a r in g do lo m ites, 12 — G ó rażd że lim esto n es; U p p e r G ogolin b ed s;
13 —■ lim esto n es, W ellen k a lk e, co n g lo m e ra tin g lim esto n e s, m a rly lim esto n e s; L o w e r G ogolin b ed s: 14 — W elle n k a lk e a n d lim esto n e s w ith Pecten discites; U p p e r B u n te r - s a n d s te in (Roth): 15 — m a rls a n d m a rly d o lo m ites w ith M yophoria costata; L o w er B u n te r s a n d s te in : 16 — C lays an d re d sands. D e v o n i a n : G iv e tia n : 17 — lim esto n es w ith C orals a n d w ith Stringocephalus b u r tin i; 18 — b itu m in o u s r e e f dolom ites.
A b a n d o n e d m in es; 19 — iro n o res: 20 — zinc a n d le ad o res; 21 — coal; 22 — q u a r r ie s of d o lo m ite a n d lim esto n e s; 23 — s e d im e n ta r y co n tacts; 24 — f a u lts ; 25 — p r o b a b le f a u lts ; 26 — lim e k iln ; 27, 28, 30 — v a r io u s b o reh o les; 29 — b o reh o les
describ e d b y K u ź n i a r
— 158
nomorficzne (mogłoby być też rombowe). Krystaliczne ziarno dolomitu współwystępu jące z kaicytem, czy też rozwijające się kosztem 'tego dru
giego, wykazuje większą siłę krystalizacji idiomorficznej. Ziarno dolomi
tów diploporowych przyporządkowane z zasady większym strukturom me- takoloidalnym lub oolitowym, stosunkowo rzadko wykazuje pokrój rom- boedryczny. Tylko te dolomity kruszconośne wykazują romboedryezną strukturę, które powstały metasomatycznie z wapieni ilastych zbitych.
Najwidoczniej do wykształcenia idiomorficznego ziarna dolomitowego nie
zbędna jest wolna przestrzeń, którą w istocie zabezpiecza porowatość wa
pieni W szczelinach tektonicznych nie tylko dolomit, ale i kalcyt jest idiomorficzny. Z zestawienia form składu ziarnowego wynika, że dolomity kruszconośne zbudowane są głównie z romboedrów, natomiast diploporo
we i retu są ksenomorficzne i oolitowe (fig. 3).
Biorąc pod uwagę cechy dolomitów kruszconośnych nie sposób tłuma-*
czyć genezę tych utworów inaczej, jak epigenetycznie. Trudno jedynie usta
lić charakter roztworów dolomityzujących (z dołu czy z góry). A le to za
gadnienie znacznie wykracza poza obszar regionu siewierskiego.
M IN E R A L IZ A C JA K R U S Z C O W A W U TW O R A C H D E W O N S K IC H
Pierwsze dane o występowaniu galeny w dolomitach dewońskich za
wdzięczamy Cz. K u ź n i a r o w i (1932). Jednak spostrzeżenia ite nie w pły
nęły na koncepcje 'poszukiwawcze, gdyż sam autor zdawał się nie przywią
zywać do tego większej w a g i2.
W 1958 r. odwiercono w obrzeżeniu występujących na powierzchni skał dewońskich kilkanaście otworów poszukiwawczych głównie w 'U tw orach
triasu, przy czym jeden z nich nawierci! w dolomitach żywetu poważne skupienie kruszców. Rejestruje to 'profil 17:
utwory czwartorzędu:
25.0 m — mułki piaszczysto^pylaste zielona wo-szare, utwory triasu:
21.0 m — dolomity żółte, ziarniste, dolnego wapienia muszlowego, utwory dewonu (żyw et):
1,5 m — brekcja tektoniczna dolomitowa, złożona z okruchów do
lomitu szarego drobnoziarnistego, zawierającego wpryski pirytu, spojona żółtym dolomitem żyłowym,
0,5 — kalcyt biały, żyłowy gruboziarnisty,
6.0 — dolomit szary, krystaliczny, drobnoziarnisty, zlbity, spęka
ny» z żyłami białego kalcytu,
13.1 — wapień dolomityczny, szary, krystaliczny, drobnoziarnisty, zbity, o przełamie płasko-muszlowym; liczne żyłki kal-
cytowe,
1.0 — dolomit szary, krystaliczny, o przełamie nierównym; w ka
wernach druzy żółtawego dolomitu,
1,4 — wapienie i dolomity o przejściach plamistych,
1 P o ro w a to ś c i p r z y p is u je d u żą r o lę w pro cesie d o lo m ity z acji p ro f. A. G a w e ł (1948).
2 Cz. K u ź n i a r p is a ł: ...,,w ło m ie koło N o w ej Wsi w p r y ś n ię c ia o ło w ia n k i są p ospolite i w p ew n y c h p a r t i a c h d o lo m itu t a k b y ły częste, że p rz y e k s p lo a ta c ji d o lom itó w zb ieran o w ciągu p a r u zm ian ilości P b S , w y n o szące po k ilk a k g ”.
6 I^O| 9 \o ^ °l 12 \TG/.S13\ /5
F ig . 2. Z a w a r t o ś ć p r o c e n t o w a M g O , C aO , F e O , F e , M n w p r o f i l a c h o t w o r ó w w i e r t n i c z y c h T G i i S i3: 1 — d o lo m it o o lito w y , 2 — d o lo m it p s e u d o o o l it o w y z w y k l e z l i l i o w c a m i, 3 — d o lo m i t n ie c o m a r g l i s t y , 4 — d o lo m it c ie n k o ł a w ic o w y , 5 — d o lo m it g r u b o - ł a w ic o w y , 6 — d o lo m it z e s t y l o l i t a m i , 7 — w a p i e ń f a l i s t y , 8 — d o lo m it „ f a l i s t y ” , 9 — d o lo m i t ze s t y l o l i t a m i , 10 — w a p i e ń c ie n k o ł a w ic o w y , g ł a d k i , 11 — w a p i e ń g r u - b o ł a w i c o w y , 12 — o t o c z a k i w a p i e n i i d o lo m it ó w t r i a s o w y c h n a w t ó r n y m z ło żu ( w u t w o r a c h t r i a s o w y c h ) , 13 — o to c z a k i i o k r u c h y d o lo m it ó w d e w o ń s k i c h w u t w o r a c h t r i a s o w y c h , 14 — p i a s k o w c e o s p o iw i e d o lo m it o w y m , 15 — s y m b o l i k a o t w o r ó w : d — d i p l o p o r y , ś — ś l i m a k i , m — m a ł ż e , r — r a m ie n io n o g i, k — k r y n o i d y , o — m a ł - ż o r a c z k i , p — p i r y t , b — b le n d a , g — g a l e n a , g l — g l a u k o n i t
F ig . 2. D i s t r ib u t io n o f M g O , C aO , F eO , F e , M n in t h e p r o f i l e s of b o r e h o le s TG i a n d S 13: 1 — o o lit ic d o lo m it e , 2 — p s e u d o o lit ic d o lo m ite , u s u a l l y w i t h C r in o id s , 3 — m a r l y d o lo m ite , 4 — t h i n - b e d d e d d o lo m it e , 5 — t h i c k - b e d d e d d o lo m it e , 6 — d o lo m it e w i t h s t y l o l i t e s , 7 — W e l l e n k a l k , 8 — W e ll e n d o l o m i t , 9 — d o lo m it e w i t h s t y l o l i t e s , 10 — t h i n - b e d d e d l im e s t o n e , 11 — t h i c k - b e d d e d l im e s t o n e , 12 — f r a g m e n t s o f T r i a s s i c l im e s t o n e s a n d d o lo m it e s s e c o n d a r i l y d e p o s it e d i n y o u n g e r T r ia s s i c d e p o s its , 13 — f r a g m e n t s of D e v o n ia n d o lo m it e s in T r ia s s i c d e p o s it s , 14 — s a n d s t o n e s w i t h d o io m it ic m a t r i x , 15 — b o r e h o le s : d —• D ip lo p o r a , s — G a s tr o p o d a , m —■ L a m e l - l i b r a n c h i a t a , k — C r in o id e a , o — O s t r a c o d a , p — p y r i t e , b — b le n d e , g — g a l e n a ,
g l — g la u c o n it e
Devo-
-nian Rhot dolomites dolomity refu
Gogolin beds (dolomites and limestones)
dolomity i wapienie narsttv gogolinskich
ore - bearing dolomites, dolomites with Diplopota
dolomity kruszconośne
dolomites :
« d o lo m ity : TarnomąBorusio-
Keuper dolomites
dolomity
kajpru Stratygrafia Stratigraphy
dolomity osadoHe-sedimentaru doi
F ig . 3. U z i a r n i e n i e s k a l w ę g l a n o w y c h m o r s k ie g o t r i a s u . Z a k r y t e r i u m p o r ó w n a w c z e p r z y j ę t o w i e l k o ś ć i k s z t a ł t z i a r n a . Po l e w e j s t r o n ie w i e l k o ś ć o z n a c z o n a w m i k r o n a c h , po p r a w e j k s z t a ł t z i a r n a p r z e d s t a w io n y s c h e m a t y c z n ie w s z e ś c iu t y p a c h : 1 — z ia r n o o p r z e k r o j u r o m b o w y m , z w y k l e o b u d o w i e z o n a ln ie p a s o w e j , 2 — z i a r n o z b liż o n e z p r z e k r o j u do ro m b o w e g o , a l e b a r d z i e j iz o m e t r y c z n e , 3 — z ia r n o k s e n o m o r f ic z n e . w y k a z u j ą c e ł u p liw o ś ć s i a t k o w ą o o c z k u r o m b o w y m , 4 — a g r e g a t k r y p t o z i a r n i s t y k o lo m o r f ic z n y , 5 — p s e u d o o o lit , C — o o lit, 7 — w y m i a r y o o litó w i n r . prólby,
ę — z a s ię g w y m i a r ó w i k s z t a ł t u z i a r n a
F ig . 3. S iz e a n d s h a p e of g r a i n s in m a r i n e T r ia s s i c d e p o s it s . L e f t : s iz e of g r a i n s (in ,u); r i g h t : 1 — r h o m b o i d a i g r a i n s u s u a l l y z o n e d , 2 — s u b r h o m b o id a l g r a i n s , 3 — x e n o m o r p h o u s g r a i n s f i s s u r e d in p la n e s i n t e r s e c t i n g a n a c u t e a n g l e s , 4 — c r y p t o c r y s t a l l i n e c o lo m o r p h o u s a g g r e g a t e s , 5 — p s e u d o o id e s , 6 — o o lite s , 7 — s iz e
o f o o lite s a n d No o f s a m p le , 8 — r a n g e of g r a i n s iz e a n d s h a p e
1.9 — okruchy dolomitu krystalicznego, żółtego, z żyłkami kal
cytu ; sporadyczne okruchy wapieni, 1.5 — wapień szary, drobnoziamisty, zbity,
2.9 — dolomit brunatnoszary, drobnoziarnisty, krystaliczny, spę
kany, z żyłami białego kalcyitu,
6.6 — zasyp drobnoziarnisty, dolomitowy, żółty, z ziarnami kal
cytu,
1 ,1 ---okruchy dolomitu stalowoszarego o strukturze 'krystalicz
nej, zbitej; w domieszce klastycznej kalcyt; niektóre okru
chy dolomitu zawierają blendę cynkową nerkowatą z ziar
nami galeny,
2 ,5 ---dolomit drobnoziarnisty, szary, zbity, z dużą ilością blendy cynkowej nerkowatej (ok. 40%); wymiary pojedynczych buł 5 — 6 cm,
4. 0 dolomit szary, drobnoziarnisty, zbity, z nielicznymi kawer
nami ©krystalizowanymi białym dolomitem; liczne wpry- ski pirytu oraz rozproszone ziarna blendy,
3.4 — dolomit stalowoszary, kryptoziarnisty, zbity, lokalnie z wpryskami pirytu,
0.1 — kalcyt biały, żyłowy, przywarty do wapienia; miąższość około 8 cm,
0,9 — dolomit stalowoszary, drobnoziarnisty, zbity, o przełamie nierównym; w szczelinach dolomit żółty, krystaliczny, drobnoziarnisty, zbity,
5.0 — wapień szary, drobnoziarnisty, zbity, poprzenikany pla
misto dolomitem,
1.0 — dolomit szary, krystaliczny, o przełamie nierównym; rzad
kie 'kawerny z druzami żółtego dolomitu, 1.4 — wapień graniczący plamisto z dolomitem,
115,1 — wapienie i dolomity rafowe z A m p h ip o ra ramosa i S t r in - gocephalus b u r tin i; w niższej części dolomity krystaliczne, spękane, spojone grubymi żyłami białego dolomitu; na głę
bokości 191 — 207 m wapienie margliste ciemnoszare, zmiażdżone tektonicznie, zawierające sporo rozproszonego pirytu. Jeszcze niżej w dolomitach pojawiają się smużki czerwonych i zielonych glinek, odgrywające rolę barwika.
W strefie kruszcowej o miąższości 7,5 m można wyróżnić część w yż
szą z blendą cynkową metakoloidalną i niższą z blendą krystaliczną. Piryt zlokalizowany jest u dołu, w zazębieniu z blendą cynkową krystaliczną, Jeśli przypadkowo styka się on z Iblendą metakoloidalną, to ta ostatnia pokrywa go (S. S 1 i w i ń is k i, 1958).
Zawartość procentowa cynku jest nader duża, a ołowiu mała, przy czyni obraz jest niepełny z uwagi na redukcję rdzenia i dlatego jeszcze nie wia
domo, jaka jest rzeczywista koncentracja kruszcu. Należy wszakże stwier
dzić, że już to, co uzyskano, sitanowi przykład nie spotykanej dotąd kon
centracji siarczku cynku w utworach dewońskich w obszarze śląsko-kra- kowskim.
Głębiej nie stwierdzono blendy cynkowej ani galeny poza śladami pirytu.
W 1960 r. odwiercono w bliskim sąsiedztwie (150 — 200 m) trzy dalsze otwory, z których dwa wykazały jeno ślady piryttu i blendy (sfaleryt).
Drobne skupienia galeny z kalcytem obserwowano w jednym z otwo
rów na terenie wychodni utworów dewońskich w Dziewkach (W -7, odwier-
— 160 —
eony dla udokumentowania surowca wapiennego). W pozostałych otwo
rach, których odwiercono kilkanaście ido głębokości kilkudziesięciu m, natrafiono na lamprofiry, brekcje wulkaniczne, dolomity epigenetyczne, bez
śladów okruszcowania.
Z innych utworów paleozoicznych stwierdzono niedaleko w Mrzygło- dzie w utworach kanbońskich 1 mineralizację kruszcową (F. E k i e r t, 1957, T. W i e s er, 1957). Według cyltowanych autorów występuje tam: piryt, chalkopiryt, sfaleryt, galena, a z minerałów towarzyszących: kwarc, kalcy t, dolomit i amkeryt. Piryt i chalkqpiryt tworzą cienkie żyłki wśród łupków, diaibazów i porfirów, a blenda cynkowa i galena występują w druzach, w formie mniej lub więcej skupionych ziarn 2.
M IN E R A L IZ A C JA K R U SZC O W A W U TW O R A C H TR IA SO W Y C H
Kruszce cynkowo-ołowiowe obszaru siewierskiego opisał wyczerpująco Cz. K u ź n i a r (1932). I gdyby nie błędne dane3 o ilościowej zawartości metalu, właściwie nie w iele można do tego opisu dodać.
Złoże dawnej kopalni. „W iktor Emanuel” w Siewierzu tworzą 'kruszce skoncentrowane w dwóch poziomach o niestałej miąższości. Poziomy te nie wykazują zależności stratygraficznej; w niewielkich odległościach zbli
żają się wzajemnie lub oddalają, o wkład niezupełnie płonnych dolomitów.
Górny paziom znajduje się w szybie nr 1 na głębokości 5 m, zajmując około 1,66 m miąższości. Dolny, oceniany przez Cz. K u ź n i a r a na 1,71 m, występuje niżej od pierwszego o 1,2 m. Podane miąższości jako średnie statystyczne nie wynikają bynajmniej z ograniczenia warstwo
wego. Cz. K u ź n i a r podkreśla: „...aczkolwiek złoże siewierskie ma po
stać zbliżoną do pokładów, to jednak nie jest ono oczywiście pokładem, warstwą syngenetyczną z dolomitami” .
Istotnie, galena w formie mniejszych i większych kryształków skupio
nych w gniazdka i grudki występuje na ściankach szczelin w większych lub mniejszych ilościach to w tym, to w innym horyzoncie, nie zanikając całkowicie i w partii płonnej. Lokalizacja j-esit wybitnie szczelinowa; w po
rach po wyługowanej faunie ilość 'kruszcu jest znikoma. Nie obserwuje się galeny wykształconej warstewkowo. Kiruiszec ten pojawia się w szcze
linach i porach przypadkowo, ekstensywnie, z pozostawieniem wolnej przestrzeni 'porowej. Względne koncentracje galeny w szczelinach na okreś
lonych poziomach, o ile zasługują na miano „pokładu” , to jedynie w sensie górniczym, a nie geologicznym. Brakuje tu stratygraficznego pojęcia stro
pu i spągu. Kruszce rozsiane są w skałę dolomitowej wzdłuż sieci szczelin i komunikujących się por na kształt „m gławicy” .
1 W ed łu g S. S i e d l e c k i e g o (1962) są to u tw o r y sy lu rsk ie.
2 O sobiście o b s e rw o w a łe m żyłki ciem nego s fa le ry tu o s tr u k tu r z e k ry s ta lic z n e j, w paragene-zie z k a lc y te m ; m iąższość żyłki k ru szco w ej w a h a się około 1 cm.
3 Cz. K u ź n i a r m ia ł do dysp o zy cji m a te r ia ły d o k u m e n ta c y jn e , z a w ie ra ją c e d a n e a n a lity c z n e co do szaco w an ia zasobow ego zaw yżone co n a jm n ie j 1 0- k ro tn ie . W z w ią z k u z pow yższym w id z ia ł się on zm u szo n y stosow nie do w y so k iej z a w a r tości p ro c e n to w e j P b p rz y ją ć obecność w ę g la n u o ło w iu — ce ru s y tu , czem u zn ac zn y stopień u tle n ie n ia g alen y w y r a ź n ie n ie przeczył. C e ru sy t isto tn ie za s tę p u je galen ę w ilości oko ło 30%, co nie zm ien ia f a k tu , że złoże je s t n isk o p ro cen to w e .
Złoże siewierskie zlokalizowane w utworach triasu jest praktycznie biorąc monomineralne. Prócz galeny i cerusytu (tego ostatniego około 30%
w stosunku do galeny), nie obserwuje się pirytu, ani sfalerytu l , brak także rud utlenionych żelaza i cynku. Zawartość procentowa ołowiu w rudzie jest znikoma (1,5%), choć dawniej szacowano ją na 5 — 7%.
Pozycja geologiczna tego złoża, sprecyzowana przez Cz. K u ź n i a r a na środkowy wapień muszlowy, musi dziś ulec rew izji. Zarówno litologia utworów okruszcowanych, jak i ich miejsce w profilu stratygraficznym, wskazują na poziom warsltw karchowickich. Te ostatnie wykształcone są właśnie w obszarze siewierskim i nieco dalej ku wschodowi w postaci do
lomitów podobnych do utworów środkowego wapienia muszlowego. W obu przypadkach dolomity są żółite, drobnoziarniste lub afanitowe, zbite, warst
wowane, zawierające małże i ślimaki oraz glony z rodzaju D iplopora.
Mineralizacja podobnego typu ma miejsce w Tuliszowie, Podwaipiu i w ielu innych miejscowościach na szlaku wychodni od Siewierza do Ząb
kowic (pasmo starych zrobów).
Znaczne skupienie galeny w dolomitach w okolicy góry Warpie stwier
dzono otworem około 25 m powyżej stropu w a r s tw gogolińskich (profil S-19). Zawartość kruszcu nie ma jednak znaczenia przemysłowego.
Przejawy 'okruszco1wania blendą cynkową i galeną stwierdzono wielo
krotnie w utworach triasu w obrzeżeniu antykliny dewońskiej w Brudzo- wicach. W profilu D-7 (wykonanym dla łomu dolomitów) obserwowano w kawernach w dolomitach kruszconośnych kryształy galeny o wymiarach około 2 cm. Po drugiej strome antykliny w profilu 15 w tym samym po
ziomie stwierdzano agregaty sfalerytu z kalcytem. W strefie spękań po
środku obszaru antyklinałnego kilka otworów wykazało galenę (B-9) lub sfaleryt, piryt i galenę (S-13). Kruszce są krystaliczne, drcibnodyspersyjne, niskoprocentowe, o dużym zasięgu pionowym (około 9 m). Występują one w porowatych dolomitach kruszconośnych (warstwy olkuskie). Na po
wierzchni stwierdzono za pomocą szytbika dość duże gniazdo galeny gruzło- watej w ziemistej żółtej zwietrzelionie dolomitu (roboty poszukiwawcze z 1952 r.). Wybrano wtedy okolicznościowo kilkadziesiąt kg samej galeny.
W tym samym miejscu wydobyto w 1915 r. około 7 ton galeny o zawar
tości ołowiu 70 — 73,5% i 284 kg srebra na tonę (Cz. K u ź n i a r , 1932).
Stanowisko stratygraficzne tego punktu jesit zagadkowe. Orientację utrudnia daleko posunięte zwietrzenie dolomitu oraz zaburzenie tekto
niczne. W styku horyzontalnym znąjdują się stromo zapadające utwory kajpru (NE 30°) i dolomity diploporowe (dane z szybików i ótw. B-9) 2.
1 S f a le r y t k ry s ta lic z n y w y s tę p u je s p o rad y czn ie niżej, w o b rę b ie d o lo m itó w k ru szco n o śn y ch .
2 P rz y p u szczen ie P. A s s m a n n a (1948), że w y s tę p o w a n ie g alen y w B ru d z o w i- cach m a m iejsce w w a r s tw a c h g órnego w a p ie n ia m uszlow ego, zd a je się być m ylne.
P rz e c z y te m u p ro fil B-9, w s k a z u ją c y n a n ie z b y t głęb o k ie zaleg an ie w a r s t w g o g o - liń sk ic h . T y m b a rd z ie j n ie zro zu m iałe je st tw ie rd z e n ie tego a u to r a o w y s tę p o w a n iu w a p ie n i w g ó rn y m w a p ie n iu m u szlo w y m w B ru d zo w ica ch . N ajb liższe w a p ie n ie , k tó r e m o żn a b y e w e n tu a ln ie m ylić z ty m i u tw o ra m i, to w a p ie n ie w o źn ick ie w D ziew k a c h . A le ta m s y tu a c ja je s t ta k ja sn a , że tr u d n o P. A s s m a n n a o to p o d e jrz e w a ć . W a r s tw y ta rn o w ic k ie u k a z u ją c e się g d ziek o lw iek w o b ręb ie a n ty k lin y w y k s z ta ł
cone są w y łączn ie ja k o d olom ity.
N iew łaściw e s c h a r a k te r y z o w a n ie w a p ie n ia m uszlow ego p rzez P. A s s m a n n a w B ru d zo w ica ch dało K. S e i d l o w i (1960, s. 295, 297) m y ln e p o d s ta w y do ro z w i
n ię cia te o rii o strefo w o ści d o lo m ity z acji i o k ru sz c o w a n ia . 11 R ocznik PTG t. X X X IV z. 1—2
— 1 6 2 —
Jest prawdopodobne, że galena stwierdzana i eksploatowana niegdyś szybikami w Brudzowicach, występująca w zwietrzałych dolomitach, na
leży do strefy uskoku/ Bliskie sąsiedztwo kajpru nie wyklucza, że mogą to być spękane i przez to bardziej podatne na wietrzenie dolomity tarno- wickie.
O częstotliwości znajdowania k ru s z c ó w w obszarze siewierskim infor
mują ogłoszenia inżyniera O k rę g o w e g o Okręgu Wanszawsko-Piotrkowskie- go z lat 1909— 1910 (P r z. górn.-hutn., 1910). Zarejestrowano wówczas k il
kanaście odkryć błyszczu ołowiu, galmanu i rudy żelaznej w obszarze od Brudzewie i Żelisławic na północy do Wojkowic i Trzebiesławic na po
łudniu.
Reasumując, we wszystkich 'przypadkach, gdy chodzi o utwory triasu, galena, blenda i piryt tworzą wpryski w porowatych dolomitach kruszco
nośnych. Rzadko lokują się one w określonym horyzoncie, częściej w stre
fach spękanych, jak w kopalni „W iktor Emanuel” i w Brudzowicach.
O P IS M IN E R A L O G IC Z N Y K R U S Z C Ó W I U TW O R Ó W ŻY ŁO W Y C H W Y S T Ę P U JĄ C Y C H W U T W O R A C H D E W O Ń S K IC H
C h a r a k t e r y s t y k a m a k r o s k o p o w a w ę g l a n ó w ( d o l o m i t , k a l c y t ) o r a z s i a r c z k ó w (Zn, Pb, Fe)
Dolomity dewońskie w Brudzowicach, zawierające kruszce cynkowo- -ołowiowe, wykazują pewne podobieństwo do triasowych dolomitów krusz
conośnych. W ogólności można wyróżnić dwa rodzaje dolomitu:
di — dolomit szary d2 — dolomit czarny 1
Dolomity s z a r e są to skały drobnoziarniste, krystaliczne, zbite, twar
de, nieco skrzemionkowane, spękane. Nie są one podobne do dolomitów rafowych, ponieważ nie zawierają fauny i nie wykazują warstwowania.
Tekstur a lnie są to uitwory izotropowe, z czego wynika jednakowa odpor
ność mechaniczna na różnokierunkowe ścięcia. Jasna barwa i drobnoziar
nista struktura wiąże je z wapieniami. Dolomity tego typu towarzyszą lamprofirom i brekcjom żyłowym wulfcanogenicznym w Dziewkach, co dowodzi ich charakteru metiasomatycznego. Paragenetyczny związek z tym i dolomitami wykazuje kalcyt (profil S-117). Dolomit szary i kalcyt są to utwory epigenetyczne sprzężone.
Dolomit c z a r n y różni się od dolomitów szarych bardziej grubo
ziarnistą strukturą, większą zwięzłością, a od dolomitów rafowych — bra
kiem fauny, warstwowania i zapachu bitumicznego. Jest on natomiast podobnie jak dolomit szary teksturalnie izotropowy, plamisto, nieregular
nie rozprzestrzeniony. Występuje on wyłącznie w otoczeniu kruszców, tworząc apofizy niezgodne do uławicenia, o wydłużeniu pionowym.
Stosunek wymienionych dolomitów do kruszcu ilustruje tablica V, fig. 2.
W środku i u dołu zdjęcia zarysowuje się zamknięta część dolomitu jasno
szarego (dx), okolona warstwą pirytu (p) z otoczką blendy cynkowej (b).
Miejsce peryferyczne zajmuje dolomit czarny (d2). Z tego wynika, że do-
1 O zn acze n ia dl5 d2 — id e n ty c z n e j a k w o b ja śn ie n ia c h do ilu s tr a c ji (tabl. V, fig. 2).
lomit szary jest wcześniejszy od otaczających go kruszców, czarny zaś jesit od nich późniejszy. Strefa styku obu rodzajów dolomitu nie ma regu
larnego kształtu. Dolomit czarny tworzy wypustki, zakola i wcięcia w obręb dolomitu szarego i kruszcu. Dolomit czarny współwystępuje wyłącznie z blendą cynkową metakoloidalną, wcinając się w jej obręb z objawami resorpcji (tabl. VI, fig. 2, 3; oraz V III, fig. 6).
Czarna barwa dolomitu jest zagadkowa, jako że nie znajduje uzasad
nienia w składzie pierwiastków śladowych (vide tabela 5). Nie wiadomo, w jakim stopniu może na nią wpływać znaczna zawartość manganu, a w ja
kim siarczki rozsiane dyspersyjnie? Znamienne, że dolomit czarny ma niższą zawartość cynku niż dolomit szary. Ten ostatni zawiera blendę cyn
kową w formie mikroskopowo widocznych ziam, nie wpływających bar- wiąco. Dolomit czarny nie ujawnia się niczym szczególnym w obrazie mikroskopowym (posiada jasne tło) (tabl. V III, fig. 6), czyli o zaciem
nieniu decyduje dopiero 'odpowiednia grubość warstwy.
K a l c y t podobnie jak dolomit reprezentuje co najmniej dwie gene
racje. Kalcyt r ó ż o w y występuje niezależnie od kruszców w formie żył w obrębie wapieni dewońskich (w profilu S-17, jalk i na wychodni tych utworów w Dziewkach). Ż yły tego kailcytu nie wnikają w obręb utworów triasowych. Wiążą się one ze strefami wapieni zdolomityzowanych, co wskazuje na uwarunkowanie procesami hyidatogenicznymi.
K a l c y t b i a ł y z odcieniem zielonym występuje na mniejszą skalę, z reguły w towarzystwie kruszców. Skupia się on powszechnie w szczeli
nach i porach dolomitu wokół blendy cynkowej, bądź galeny. Jego skale- noedry tworzą najczęściej idruzy, obserwowane zarówno w utworach tria
sowych, jaik i dewońskich. W szeregu sukcesyjnym jest to minerał ostatni.
K r u s z c e występujące w utworach dewońskich reprezentowane są przez piryt, sfaleryt i galenę. Podrzędny udział ma wureyt i markasyt.
Siarczki posiadają charakter wybitnie metasomatyczny i kolomorficzny.
Cecha pierwsza wyraża się w niezgodności 00 do form y i treści mineralne], z jednej strony — kruszcowej, z drugiej — dolomitowej. Siarczki rozwi
nięte są gronowo, nerkowato, piramidalnie, o wydłużeniach prostopadłych do uwarstwienia, natomiast dolomit krystaliczny, zbity (bez śladu kawern), choć nie zdradzający tekstury kierunkowej, wykształcony jest warstwowo.
Upad warstw mało się zaznacza, dopiero w niższych poziomach można go szacować na kilkanaście stopni.
W tych warunkach lokalizacja (siarczku w skale węglanowej mogła nastąpić wyłącznie przez roztworzenie dolomitu, 00 właśnie określa epi- genetyczny charakter kruszcu.
Natura metakoloidalna wyrażona jest w formach guzkowych, wypust- kowych, krzaczastych lub kłosopodolbnych — ogólnie biorąc — dendroid al- nych (tabl. VI, V II). Dowodzi tego sferyczna laminacja i kryptoziarnista struktura (tabl. V III, fig. 6).
Utwory siarczkowe ostro graniczą z dolomitem. Również resorpcja prze
biega wzdłuż płaszczyzn 'prostych, ostro odgraniczających (co wynika za
pewne częściowo z diaklazy). Zewnętrzne warstewki blendy stykającej się bezpośrednio z dolomitem wykazują rekrystalizację siarczku. Powierzchnia nerek 'kruszcowych pokryta jest szczotką kryształków sfalerytu.
Promieniste wykształcenie utworów siarczkowych dowodzi również koloidalnego charakteru roztworów i funkcjonalnego działania ortotropiz- mu jako prawa precypitacji.
Galena tworzy wpryski zorientowane radialnie w blendzie cynkowej.
Występuje -też ona w odosobnieniu w formie regularnych ziarn z kalcytem.
11*
— 164 —
Galena zajmuje komórki i szczelinki wysychania w -blendzie cynlkowej (taibl. V, fig. 4), poza tym wypełnia szczelinki o charakterze tektonicznym.
Stosunek ilościowy galeny do blendy cynkowej jest znikomy.
Piryt posiada struktury oolitowe, nerfcowaite, komórkowe, w pewnym stopniu — skorupowe (tabl. V, fig. 2, V III, fig. 3 oraz IX, fig. 6). Siarczek żelaza współwystępuje 'zwykle z blendą, rzadziej z galeną. W profilu S-17
k o n c e n tru je się on w niższej części interwału kruszcowego, a także na peryferii tego wystąpienia (czego dotyczyła wzmianka przy powoływaniu
s ię na dane z pobliskich otworów). W O b ręb ie lamin piryt nie zdradza pro
mienistej symetrii ani zróżnicowania w barwie. Brak makroskopowo do
strzegalnego markasytu, natomiast w obrębie lamin można zauważyć Obec
ność mielnikowitu.
Zatem piryt i blenda cynkowa wykazują dość mocno charakter kolo- morficzny, a galena ujawnia go dopiero po wytrawieniu (tabl. X).
C h a r a k t e r y s t y k a m i k r o s k o p o w a s i a r c z k ó w Zn — Pb — Fe
B l e n d a c y n k o w a jest sfalerytem z niewielką domieszką wur- cytu. Sfaleryt jest afanitowy lub 'drobnoziarnisty. Większe jego krysta
liczne agregaty tworzą zewnętrzne warstewki nerek, sulbsitrat krypto- i 'drobnoziarnisty 'buduje ipasma wewnętrzne. Nie obserwuje się dużych ziam sfalerytu, nie widać dlatego też zbliźniaczeń. Trawienie ciemnych
pasm blendy ujawniło obecność wuncytu (tabl. IX, fig. 1). Udział tego ostatniego w budowie pasm blendy jest znikomy. Blendy jasne oraz poma- rańczowoczerwone wurcytu nie zawierają.
Niektóre pasma blendy cynkowej wykazują sulbmikroskopowe inkluzje galeny, skoncentrowane w laminach ciemnoszarych (tabl. IX, fig. 3, 4).
Odgrywają one rolę ciemnego pigmentu. Zdaje się to potwierdzać tezę B e r n a u e r a (zakwestionowaną przez F. W e r n i c k i e g o , 1931) o bar
wiącej roli rozproszonego PbS w blendzie cynkowej Prawdopodobnie taką samą rolę jak PbS spełnia równie dobrze każda inna cząstka dosta
tecznie mała, jak np. FeS — FeS2.
Barwna laminacja ujawnia się doskonale w obrazie mikroskopowym dzięki wewnętrznym refleksom blendy (tabl. V III, fig. 2 oraz VII, fig. 1— 5).
Zarazem odkrywają się oryginalne struktury wewnętrzne. Formy te bar
dzo przypominają m szyw ioły2, ale rozmieszczenie elementów organopo- dobnych w warstwie na peryferii utworu kruszcowego o budowie kon
centrycznej nasuwa co do tego wątpliwości (tabl. V, fig. 2).
Stopniowe rozszerzanie się poszczególnych słupków blendy i 'powolne przejście utworów gałązkowych i kłosopodolbnych w. warstwę blendy cyn
kowej metakoloidalnei sugeruje nieorganiczną genezę tych utworów (tabl. VI, fig. 1 — 3 oraz V II, fig. 1 — 5).
1 W ed łu g te o rii b a d a c z a M i e, b a r w a r o z tw o r u k o lo id aln eg o zależy od w y m ia ró w cząstki. K o lo id a ln e cząstk i w ięk sze p o c h ła n ia ją dłuższe fa le ś w ietln e (w z a k resie b a r w y czerw onej), p o w o d u ją c u z u p e łn ia ją c ą b a r w ę n ieb iesk ą. Im cząstk i d ro b n iejsze, ty m b a rw a k o lo id u b a rd z ie j c ze rw o n a (F. W. C z u c h r o w , 1955).
2 M g r M. K i e p u T O W a po o g ląd n ięciu zd jęcia (tabl. VII, fig. 1) i — ja k tw ie rd z i — s k o n s u lto w a n iu się z prof. d r R. K o z ł o w s k i m o raz doc. d re m A. U r b a n k i e m u p rz e jm ie a u to ra p o in fo rm o w a ła , że są to isto tn ie s t r u k t u r y ta - b u la to - lu b briozoopodobne, j e d n a k nie d a ją c e się bliżej określić.
Zagadnienie genezy struiktur metakoloidalnych wymaga specjalnych badań. Wątpliwe, czy w procesie metasomatozy odgrywa jakąkolwiek rolę czynnik grawitacji (geotropizmu ?), jeżeli promieniste elementy utworów kruszcowych — jak w tym przypadku — zorientowane są różnokierun- kowo. Wektorowa precypitacja siarczku uwarunkowana jest ząpewne punktowo skoncentrowaną rozpuszczalnością dolomitu przez roztwór prze
chodzący z zolu w żel. Są to zjawiska podobne do tych, jakie zachodzą na większą skalę przy krystalizacji (kwiaty mrozu, dendryty). W przypadku koloidów form y ich precypitatów zestailonych zależą od siły ontotropizmu (A. W. S z u b n i k o w i G. G. L e m 1 e i n w 1927 r. — fide F. W. C z u c h- r o w , 1955).
Blenda cynkowa wykazuje również elementy szkieletowe (tabl. VI, filg. 4 oraz V III, fig. 1). Odznaczają się one symetrią trójosiową, uwarun
kowaną specyficznym rozmieszczeniem trzech „piór” w płaszczyznach pod kątem 120°, będących z kolei zbiorem osi trójferotnych II stopnia. Na każ
dej osi drugiego stopnia osadzone są elementy kruszcowe maczugowate, zakończone trójgraniastą „główką” . Symetrią trójkątna wielostopniowa, odzwierciedlająca się w strukturach pierz as to-szki ele tow yc h blendy w y
daje się wynikać z symetrii 'podstawowej komórki sfalerytu, tj. tetraedru.
Przyczyna tworzenia się struktur szkieletowych w metakoloidalnym sfalerycie jeslt bliżej nie znana. Normalnie, struktury te świadczą o niskim stężeniu roztworów, co nie mogło mieć miejsca w opisywanym przypadku.
Zachodzi tu przypuszczalnie jedynie uporządkowanie sieci w procesie sta
rzenia się koloidu.
Blenda szkieletowa i dendroidalna zbudowana jest z brunckitu. Ten ostatni stanowi ziemistą postać blendy cynkowej o składzie sfalerytu x.
Barwa jest jasno- i kremowożółta, tekstura oo- i pizolitowa, zazębiająca się z dendroidalną. Stan konsystencji bywa różny, od substancji proszkowej do zbitej, o zakresie twardości 0 — 2. W związku z tym waha się nieco cię
żar właściwy brunckitu, od 2,50 do 2,58 ( H e r z e n b e r g podaje 2,62, fide F. W. C z u c h r o w , 1955). Kuliste agregaty blendy brunckitowej (tabl. V, fig. 2, 3 oraz VI, fig. 1), o formach teksturalnych metakoloidalnych świadczą o roztworach metalonośnych koloidalnych (Cz. H a r a ń c z y k ,
1959).
W związku ze zmienną konsystencją blendy waha się jej twardość. W y
konany pomiar (na milkrotwardościomierzu PMT-3) różnych co do zabar
wienia pasm blendy diał następujące wyniki podane na talb. 2.
Najwyższą twardość posiada blenda wurcyltowa (około 5), średnią — blenda jasna i pomarańczowa (około 4), a najniższą — brunckit (około 2).
Mniejsze zróżnicowanie zaznacza się we właściwości odbicia światła.
W yniki pomiarów dokonanych za pomocą fotokomórki selenowej z filtrem pomarańczowym i bez filtra są podane na łfcab. 3.
Jak wynika z pomiarów, odmiany 'blendy jasnej z utworów dewońskich lepiej odbijają światło od blend ciemnych, metakoloidalnych i krystalicz
nych z utworów triasowych. Przypuszczalnie wiąże się to z różną zawar
tością dyspersyjnych wtrąceń siarczków żelaza. Większa ich ilość obniża współczynnik odbicia światła. Większa jednorodność i gęstość zasadniczego siarczku, podwyższa go. Stąd blendy czysltsze lepiej odbijają światło, z uwagi na możliwość lepszego wygładzenia powierzchni refleksyjnej.
Duże zróżnicowanie wykazuje blenda cynkowa .pod względem ciężaru właściwego. Przykładowo: blenda ciemnobrunatna, wurcytowa ma ciężar
1 A n alizę r e n tg e n o m e tr y c z n ą b r u n c k it u w y k o n a ł d r J. K u b i s z.
— 1 6 6 —
T a b e l a (Table) 2
T w ard o ść różnego r o d z a ju b le n d y cynkow ej H a r d n e s s of zinc b le n d e
R odzaj i p o chodzenie b le n d y cynkow ej Z inc b le n d e
S to p ień tw ard o ści (w sk ali Mohsa) H ard n ess (M ohs’ scale)
1. B r u n c k it z d ew o n u okolic B rudzow ic, S17 B ru n c k ite . D ev o n ian n e a r Brudzow ice, S17
2. B le n d a p o m a ra ń czo w a, S17 B lende, oran g e, S17
3. B le n d a c ie m n o b ru n a tn a n ie m a l czarna, S17 B lende, v e r y d a r k - b r o w n , S17
4. B le n d a c ie m n o b ru n a tn a z tr ia s u okolic B y to m ia
B lende, d a r k - b r o w n , T ria ss ic n e a r B y to m 5. B le n d a m iodow o żółta z tr i a s u okolic B r u
dzow ic
B lende, d a r k yellow , T riassic n e a r B r u dzow ice
6. B le n d a k ry s ta lic z n a ze złoża T r i S tate, U SA
C ry s ta llin e blende, T ri S ta te deposits, U SA
0 — 2,25 3,70 — 4,05 4,75 — 5,20
4,00 — 5,30
4,10 — 4,40
4,30
wł. objętościowy — 4, jasnopomarańczowa, sfalerytowa — 3,53, a kremowo- -żółta, brunckit owa — 2,50— 2,58. Wiąże się to oczywiście z gęstością, a z tej wynikają rozpatrzone już cechy, takie jak twardość i własność odbi
cia światła.
G a l e n a odznacza się dużą stałością cech fizycznych. Za pomocą tra
wienia można wykryć jej wewnętrzną budowę. Małe pojedyncze wpryski posiadają różne kształty, rzadko geometrycznie, częściej żerdkowate (tabl.
IX, fig. 3, 5). Ziarna większe mają pokrój Oktaedryczny (tabl. X, fig. 1).
Do ciekawszych form należą ooidy odgrywające rolę ośrodków precypitacji dla blendy (tabl. V III, fig. 4, 5). Galena ooidowa wykazuje koncentryczną budowę nawet bez pomocy trawienia. Przypadku tego nie można tłumaczyć paramorfozą siarczku ołowiu po blendzie. Syneretyczne wpryski galeny w blendzie i zapełnienia wolnych szczelin przy braku dowodów wyparcia pozwalają wątpić w możliwość epigenetycznego (względem blendy) w y
kształcenia ooidu. Wydaje się przy tym, że galena epigen etyczna posiada z reguły jakieś odrębne własne kształty (itabl. V III, fig. 2). Cechą ogólną procesów metasomatycznych w złożach cynkowo-ołowiowych śląsko-kra- kowskićh jest brak mimetycznej wymiany stosownie do zasady: jon za jon, z zachowaniem struktury palasomu (F. W e r n i c k e , 1931). W istocie, w tej metaisomatozie następuje całkowite zburzenie sieci (sfalerytu, czy do
lomitu) z odłożeniem w zamian nowego związku mineralnego.
Typowo oolitowy kolomorficzny charakter ziarna galenowego z osłoną wewnętrznie dopaśowanego sfalerytu (o czym mówią wewnętrzne refleksy, tabl. V III, fig. 5), dowodzi jednoczesnego strącania się siarczku ołowiu i cynku.
T a b e l a (Table) 3 W łaściw ość odbicia ś w ia tła n ie k tó r y c h b le n d (w p ro cen tach )
R eflectio n of lig h t b y som e ty p e s of zinc b le n d e R odzaj i p o ch o d zen ie b le n d y
cyn k o w ej Zinc b le n d e
bez f iltra w ith o u t filte r
z filtre m 6000 A w ith f ilte r 6000 A
1. B le n d a ja sn o p o m a ra ń c z o w a z d e w o n u -w B riidzow icach B lende, lig h t-o ra n g e , D ev o n ian ,
B ru d zo w ice 20,5 18,6
2. B le n d a ja sn o szara , sm u g o w a- n a z d e w o n u w B ru d zo w ica ch Blende,; lig h t-g re y , la m in a te d ,
D ev o n ian , B ru d zo w ice 19,8 17,0
3. B le n d a c ie m n o b ru n a tn a z d e w o n u w B rudzow icach.
B lende, d a r k - b r o w n , D ev o n ian ,
B ru d zo w ice 18,9 16,2
4. B le n d a s zara k r y s ta lic z n a z d e w o n u w B ru d zo w ica ch
B lende, grey, c ry stallin e , D ev o
nian , B ru d zo w ice 18,0 16,0
5. B le n d a c ie m n o b r u n a tn a ż t r i a su okolic B y to m ia
B lende, d a r k - b r o w n , Triassic, *
n e a r B y to m 17,5 15,0
6. B le n d a żółta k ry s ta lic z n a z tr i a s u w B ru d zo w icach B lende, yellow , c ry stallin e ,
T riassic, B ru d zo w ice 19,7 17,1
Galena drugiej generacji, o większej odporności na trawienie, występuje w ziarnach wielościennych (g2). Wcina się ona metasomatycznie w obręb ooidu galenowego (gi).
Cechy metakoloidalne galeny wykryto metodą trawienia także w obrę
bie ziam wielobocznych (tabl. X, fig. 3, 5). Tekstura wewnętrzna zdam jest nieregularnie pasmowo-laminowaną, podporządkowaną na obwodzie stop
niowo strukturom geometrycznym. Dowodzi 'to koloidalnej natury świeżo strąconego PbS i rekrystalizacji żelu (P. K r u sch, 1929; F. W e r n i c k e ,
1931; F. W. C z u c h r o w , 1955; C. H a r a ń c z y k , 1962).
Inne ziarna trawionej galeny wykazują strukturę krystaliczną (tabl. X, fig. 1, 2, 4). Niektóre okazały się odporne na działanie kwasu solnego i nie w ytraw iły się, przypuszczalnie z powodu neutralizującego wpływu wę
glanu (tabl. X, fig. 6). Zdjęcie nr 2 ukazuje relikty blendy w polu ga
leny, a zatem ta ostatnia jesit młodsza od blendy, natomiast fig. 1 przed
stawia oktaedry PbS wcześniejszego od ZnS. Precypitacja obu siarczków zachodziła zapewne z tych samych roztworów rytmicznie: to jeden, to drugi siarczek tw orzył własne laminy i agregaty. Dalszy rozdział nastę
pował w procesie starzenia się żelu i rekrystalizacji. Niezgodna struktu
ralnie cząsltka PbS została wyłączona do promienistych szczelin (synereza),
