R O C Z N I K P O L S K I E G O T O W A R Z Y S T W A G E O L O G I C Z N E G O A N N A L E S D E L A S O C l E T E G E O L O G I Q U E D E P O L O G N E
Tom (V olum e) XXX V II — 1967 Z eszyt (Fascicule) 3 K rak ów 1967
JER ZY NIŚK IEW IC Z
BUDOWA GEOLOGICZNA MASYWU SZKLAR (DOLNY ŚLĄSK)
(Tabl. X X V , X X V I i 3 fig.)
G eological stru ctu re of the S zk la ry M assif (L o w er Silesia)
(PI. X X V , X X V I an d 3 -Figs.)
T r e ś ć : W pracy p rzed sta w io n o szczegółow o b u d ow ą g e o lo g iczn ą m a sy w u S zk la r w ś w ie tle n o w y c h m a te r ia łó w p och od zą cych z w ierceń . P o d a n o o g ó ln y opis p e tro g ra ficzn y w sz y stk ic h sk a ł b u d u jących ten m a sy w . Z w rócon o u w a g ę na sto s u n e k m a sy w u -serpentynitow ego do sk a ł osłon y. B liżej o m ów iono w a r s tw ę z w ie tr z e - lin y „in s itu ”, oraz osady c z w a rto rzęd o w e w y s tę p u ją c e na ty m m a sy w ie .
W ST ĘP
M asyw Szklar, będący tem atem niniejszego opracowania, położony jest w odległości około 7 km na północ od Ząbkowic Śląskich. Tworzy on pasmo wzgórz wyraźnie zaznaczonych w m orfologii i w ydłużonych w kierunku północ — południe. W skład tego pasma wchodzą następu
jące wzniesienia: Wzgórze Siodłowe (375,0 m npm.), Szklana Góra (372,0 m npm.), Wzgórze Tomickie (345,0 m npm.) i Wzgórze Koźm ickie (307,2 m npm.). Na zachodnim zboczu Szklanej Góry położona jest stacja kolejowa Szklary Ząbkowickie, natom iast na wschodniej stronie znajduje się w ieś Szklary, od której przyjęło się nazywać om aw iany m asyw m asyw em serpentynitow ym Szklar lub krótko m asyw em Szklar. Z punktu widze
nia geologicznego obie nazwy nie są równoznaczne. Pod nazwą „masyw serpentynitow y Szklar” rozumie się tylko zasadniczy trzon m asywu, który jest zbudowany z serpentynitów, natom iast nazwa „masyw Szklar”
obejm uje jeszcze partie brzeżne tego m asywu zbudowane ze skał m eta- morficzno-m ylonitycznych.
Na obszarze m asywu Szklar odwiercono w 1959— 1964 roku 385 otw o
rów badawczo-poszukiwawczych o średniej głębokości 50 metrów, z któ
rych uzyskano nowe m ateriały pozwalające na dokładniejsze poznanie budow y geologicznej tego m asywu. Z w ym ienionej liczby otw orów autor osobiście przebadał i opisał rdzenie z 340 otworów. Ponad to przestu
diow ał w szystkie dostępne mu m ateriały archiwalne i przeprowadził po
trzebne badania terenowe. Zebrane m ateriały zostały opracowane w Ka
tedrze Mineralogii i Petrografii U niw ersytetu W rocławskiego, a osiąg
nięte wyniki, dotyczące ogólnej budowy geologicznej m asyw u Szklar, zawarte są w niniejszej pracy.
Panu prof. dr K. M a ś 1 a n k i e w i c z o w i, kierow nikow i w yżej wym ienionej Katedry serdecznie dziękuję za w iele w artościow ych rad i kilkuletni trud kierowania pracą. Szczególne podziękowania składam także Panu prof. dr H. T e i s s e y r o w i za dyskuję i cenne wskazówki.
W badaniach petrograficznych chętnie służył m i doświadczeniem i po~
8 R o c z n i k P T G
mocą kol. dr A. M a j e r o w i e z, natomiast w pracy terenow ej i w za
poznaniu się z materiałam i archiwalnym i kol. mgr J. H a r t l i ń s k i , geolog Zakładów Górniczo-Hutniczych „Szklary” — obu Kolegom w y rażam serdeczne podziękowanie. Pragnę również szczerze podziękować za życzliwą współpracę mgr inż. M. P r e i d 1, mgr inż. Z. G a w r o ń s k i e j , drowi inż. T. B i r e c k i e m u i St. P a m u l e , pracownikom Przedsiębiorstwa Geologicznego w Krakowie — wykonawcom dokumen
tacji geologicznej złoża rudy niklu „Szklary”.
Z H IS T O R II BADAŃ
W historii badań nad m asywem Szklar wyróżnić można trzy kierunki związane z odrębnym i problemami i dotyczące różnych dziedzin nauk geologicznych. Najwcześniej, bo już w XVII wieku, rozwijają się bada
nia m ineralogiczne nad m inerałam i w ystępującym i na obszarze tego masywu. Z początkiem XIX w ieku zaczyna się rozwijać drugi kierunek badań dotyczący problemów geologiczno-petrograficznych, dążący do w yjaśnienia genezy serpentynitów i ich pozycji stratygraficznej. W la tach osiem dziesiątych tego samego wieku, z chwilą odkrycia na tym obszarze złoża rudy niklu, pojawia się now y problem do rozwiązania, a m ianowicie problem budowy geologicznej złoża i jego genezy, który jest bodźcem do rozwoju nowego trzeciego kierunku badań. W szytkie w ym ienione kierunki badań często zazębiają się z sobą i mają bogatą literaturę oraz są po dzień dzisiejszy nadal kontynuowane. Poniżej zo
staną omówione krótko w ażniejsze fakty z historii badań związanej z drugim kierunkiem.
Pierw szą publikacją, w której bliżej om ówiono stosunki geologiczne panujące w rejonie m asywu Szklar, jest praca J. R o t h a (1867). Autor ten łączy genetycznie serpentynity ze skałami m etam orficznym i (gnej- sami^ łupkami metam orficznym i) w ystępującym i w tym rejonie, chociaż z powodu braku odsłonięć, nie obserwował bezpośredniego kontaktowa
nia się tych skał ze sobą. Jego zdaniem serpentynity Szklar stanowią produkt w ietrzenia skał hornblendowych, a w ystępujące ży ły aplitow e (sacharyty) uważa za ich relikty.
H. F i s c h e r (1871) po raz pierw szy zwraca uwagę, że serpentynity Szklar mają strukturę siatkowo-oczkową powstałą w w yniku serpenty- nizacji oliwinów. Fakt ten potwierdza Th. L i e b i s c h (1877) uważając m inerał serpentyn za pochodny oliwinów, a łuseczkow e skupiska talku za powstałe z przeobrażenia hornblendy. Studium próbek skalnych po
chodzących z prac poszukiwawczych (szurfów) za chryzoprazem, prowa
dzonych w północnej części m asywu Szklar (Wzgórza Tomickie i Koź- mieckie), wśród których znajdowały się gnejsy hornblendowe, utw ier
dziło tego badacza w poglądzie wyrażonym przez J. R o t h a, że ser
p en tynity są jakoby bezpośrednio związane z gnejsam i hornblendowymi.
Jest to jednak związek przestrzenny, a nie w iekow y czy genetyczny.
H. T r a u b e (1884), wskazuje na całkow ite podobieństwo budowy geologicznej m asywu Szklar z m asywem serpentynitow ym Braszowic- Grochowej. W ym ieniony autor opisuje gabra z rejonu Szklar, które ja
koby znalazł tutaj w form ie luźnych bloków i stąd pow yższy wniosek.
Późniejsze badania jednak nie potw ierdziły w ystępow ania gabra na obszarze m asywu Szklar.
G. G i i r i c h , w pracy z roku 1890, przedstawia bardzo ogólny opis geologiczny obszaru „Ząbkowice Śl.-N iem cza”, w którym autor ten pisze,
że m asyw Szklar budują zasadniczo serpentynity powstałe z przeobra
żenia skał oliwinowo-hornblendowych. H. T r a u b e i G. G i i r i c h w swoich pracach nie wypowiadają się co do tego, jakiego pochodzenia była skała oliwinowo-hornblendowa przyjmowana za skałę m acierzystą serpentynitów. Na ten temat natomiast wypowiada się E. D a t h e (1897) przyjmując bez uzasadniania, że zarówno gabra, am fibolity, jak i ser
pentynity są zm ienionym i m agm owym i skałami głębinowym i wchodzą
cym i w skład serii łupków krystalicznych. A. S a c h s (1906) wyraża pogląd, że serpentynity Szklar są genetycznie związane z magmą ga- broidalną, która ulegając dyferencjacji rozszczepiła się na człon zasadowy (oliwin i hornblenda) i na człon kw aśny (sacharyt i kwarc). Człon zasa
dow y uległ później procesowi serpenty nizacj i dając skałę serpentynitową.
Zupełnie odm ienny pogląd na genezę serpentynitów dolnośląskich (w tym i ze Szklar) wypowiada R. L e p s i u s (1913) uważając je za diabazy kam bryjskie przekrystalizowane w strefie kontaktowej z m asyw am i gra
nitowym i.
Bardzo w ażnym m om entem w historii badań geologicznych m asywu serpentynitow ego Szklar było odkrycie na jego obszarze złoża rudy niklu przed r. 1889 (J. N i ś k i e w i c z , 1963 a). W związku z tym przeprowa
dzono liczne prace górniczo-poszukiwawcze, a następnie przystąpiono do podziemnej eksploatacji złoża. Prace te dostarczyły dużo now ego m ate
riału dowodowego, który pozw olił dokładniej poznać budowę geologiczną nie tylko sam ego złoża, lecz także m asywu serpentynitowego, z którym jest ono związane genetycznie. M ateriały te zbierali i opracowywali nau
kowo F. B e y s c h l a g i P. K r u s c h , publikując w r. 1913 w yczer
pującą monografię o tym złożu. W pracy tej szeroko omówiona jest rów
nież geologia m asywu Szklar, wyjaśniono w iele spornych problem ów oraz podano w iele nowych faktów przyczyniających się do lepszego i dokład
niejszego poznania stosunków geologicznych panujących na tym obsza
rze. Z ważniejszych osiągnięć tych badaczy należy w ym ienić odróżnie
nie gnejsów hornblendowych od tzw. sjenitów (dzisiaj nazywanych grano
diorytam i lub ogólnie granitoidami — H. D z i e d z i c o w a 1963), z któ
rych te ostatnie uznano słusznie za skały magm owe głębinowe związane genetycznie z m asywam i granitowym i. Stw ierdzili oni dalej, że sjenit ten, jako młodsza intruz ja, tw orzy liczne apofizy w serpentynicie z cha
rakterystycznym i utworami kontaktowymi, a tzw. sacharyt jest skałą żyłow ą powstałą z krystalizacji pomagm owych roztworów m agm y grani- toidowej. Jeżeli chodzi o pochodzenie serpentynitów to autorzy ci nie potrafią powiedzieć, jaką była w łaściw ie skała pierwotna, która póź
niej uległa serpentynizacji. Wyrażają jednak pogląd, że serpentynity Szklar reprezentują oliwinowo-aktynolitow ą skałę kontaktową w ystępu
jącą w zasięgu m etam orficznego oddziaływania intruzji mas granitoido- wych.
Ph. K r a f t (1915) był pierwszym badaczem, który na podstawie ogól
nego studium w ielu w ystąpień skał serpentynitow ych na całym święcie, z którym i związane są złoża m agnezytu i rudy niklu, doszedł do wniosku, że skałami pierwotnym i serpentynitów (w tym również i tych ze Szklar) są skały eruptyw ne typu perydotytów lub dunitów czy im podobnych np. harcburgitów.
Dużym postępem w poznaniu geologii m asywu Szklar b yły w yniki badań przeprowadzonych przez H. C l o o s a (1920, 1922). Autor ten analizując^ pozycję tektoniczną m asyw ów serpentynitow ych na obszarze Sudetów Środkowych i ich przedpola potwierdza eruptyw ny (perydoty-
— 389 —
8*
towy) charakter tych skał, na co wskazywać ma m iędzy innym i ich zwią
zek z w ażnym i strefam i tektonicznymi. Jeżeli chodzi o sam m asyw ser
pentynitow y Szklar, to po raz pierw szy zwraca on uw agę na jego silne zaangażowanie tektoniczne wyrażające się z jednej strony już samą for
mą występow ania — cztery duże soczew y ułożone w jednej lin ii i w mor
fologii zaznaczone jako wzgórza, zaś z drugiej strony w silnym spękaniu skały, co zostało w ykorzystane przez liczne i różnorodne skały żyłowe, a także przez czynniki w ietrzeniowe, które doprowadziły do powstania m iejscam i nawet bardzo grubego płaszcza zw ietrzeliny. Zwraca on rów
nież uw agę na zafałdowanie lub ew entualnie zazębienie się (ze względu na silne zwietrzenie trudno było ustalić) gnejsów z serpentynitam i na wschodniej granicy tego m asywu.
Zachowując porządek chronologiczny należy w tym m iejscu w spo
mnieć o pracy L. F i n c k h a z r . 1923. Uważa on zarówno gabra, jak i perydotyty za nieco wcześniejsze intruzje od intruzji stanowiących obec
nie granitognejsy Gór Sowich — mają one jednak pochodzić z tego sam e
go ogniska magmowego. Wiek tych intruzji ustala on na przedgórnode- woński, a prawdopodobnie posylurski. Przeobrażenie perydotytów w ser
pentynity nastąpiło zdaniem L. F i n c k h a pod w pływ em faz pneum a- tolitycznych instruzji igranitoidów w aryscyjskich sąsiadujących z serpen
tynitami.
W latach dw udziestych obecnego w ieku szczegółowe zdjęcie geolo
giczne, w skali 1 : 25 000 na arkuszach Piław a Górna i Ciepłowody, na których w ystępuje m asyw Szklar, opracował E. M e i s t e r ( 1 9 3 2 a, b).
Autor ten nie był przekonany co do słuszności poglądu H. C 1 o o s a (1920) traktującego m asyw serpentynitow y Szklar jako cztery oddzielone od siebie soczew y ułożone w jednej lin ii w w yniku tektonicznego w y - waicowania. Ze w zględu na siln e zakrycie terenu osadami czwartorzędo
w ym i E. M e i s t e r nie m ógł m etodami kartograficznym i w yjaśnić swoich wątpliwości, w ięc zlecił K. S t ó c k e m u (1931) wykonanie zdję
cia m agnetycznego tego m asywu. N ajważniejszym w ynikiem wykonanego zdjęcia było dowiedzenie, że m asyw serpentynitow y Szklar jest m asywem jednolitym , a nie rozbitym na cztery soczewy. Z przebiegu izoanomalii natężenia składowej pionowej pola m agnetycznego można odczytać przy
bliżony kształt tego m asywu, który zdaniem K. S t ó c k e g o jest roz
bity w iększym i dyslokacjam i (zatokowe w yginanie się izoanomalii) na duże bloki, które stromo zapadają bądź w kierunku E lu b W, co w ynika
łoby z zagęszczenia tychże izoanomalii.
Na zakończenie pow yższych notatek z historii badań geologiczno-pe
trograficznych serpentynitów w ogóle, a m asywu Szklar w szczególności, pragnę wspom nieć jeszcze o pracy A. G a w ł a (1957), w której autor ten podał now y pogląd na genezę serpentynitów. Przyjm uje on, że ser- pentynizacja skał perydotytow ych (dunitowych) w yw ołana została in- truzją m agm y gabrowej odznaczającą się dużą ilością pary wodnej. Ma
sywom serpentynitow ym w Sudetach często towarzyszą m niejsze lub większe w ystąpienia skał gabrowych, tak w ięc oddziaływanie intruzji gabrowych na przebieg serpentynizacji jest prawdopodobne.
BUDOW A G EO LO G IC ZN A R EG IO N U
M asyw Szklar w ystępuje w strefie dyslokacyjnej N iem czy (fig. 1).
Strefa ta stanowi wschodni brzeg kry gnejsów sowiogórskich (J. O b e r c, 1960) i ma dość w yraźne granice od zachodu ku wschodowi. Granicą za
— 391 —
chodnią jest prawdopodobnie uskok (nasunięcie), który ścina ogólnie bio
rąc równoleżnikowe kierunki fałdowań w gnejsach sowiogórskich, od
dzielając je od południkowych fałdowań serii skalnych strefy dysloka
cyjnej Niemczy. Granica ta, w edług podziału J. O b e r c a , jest gra
nicą m iędzy jednostkami geologicznym i niższego rzędu. Wschodnia gra
nica natomiast oddziela od siebie jednostki geologiczne w yższego rzędu, a mianowicie krę gnejsów sowiogórskich (w której skład wchodzi strefa dyslokacyjna Niemczy) od m etam orfiku Śnieżnika — Kamieńca Ząbko
wickiego. Granica ta ma również charakter tektoniczny i jest nią przy
puszczalnie nasunięcie, zwane nasunięciem N iem czy (J. O b e r c, 1957).
Granica północna i południowa omawianej strefy są ukryte pod osadami trzeciorzędowym i i czwartorzędowymi. W kierunku północnym sięga ona prawdopodobnie po m asyw Sobótki, a w kierunku południowym po uskok sudecki brzeżny.
Strefę dyslokacyjną N iem czy budują serie skalne bardzo zróżnico
wane petrograficznie. Ogólnie można wyróżnić dw ie grupy skał:
I. Skały m ylonityczne uprzednio zm ienione przez m etam orfozę regio
nalną 1
II. Skały intruzywne.
Do pierwszej grupy zalicza się w ydzielone na tym obszarze przez L. F i n c k h a (1925) i E. M e i s t e r a (1932 a, b) następujące serie skalne:
1. Serię kw arcytów grafitowych i kw arcytów jasnych,
2. Serię łupków fyllitow ych, szarogłazów i arkoz przeobrażanych w tórnie w biotytow e skały rogowcowe (Biotithornfelsschiefer) i łupków szaro-
głazowych (Grauwackenschiefer),
3. Serię biotytow ych skał rogowcowych, które na skutek iniekcji m agm y granitoidowej nabrały cech skał gnejsowych (gneisartige Schiefer), 4. Serię gnejsów sowiogórskich.
Pierw sze d w ie serie wykazują cech y skał epim etamorficznych, słabo przeobrażonych i dlatego przez długi czas b yły uważane za serie staro- paleozoiczne. Pierwszej serii L. F i n c k h (1925), E. M e i s t e r 1932 a, b) i E. B e d e r k e (1929 b) przypisywali w iek sylurski, natom iast dla drugiej serii L. F i n c k h (1925) przyjm uje w iek kulm owy, E. M e i s t e r zaś (1932 a, b) i E. B e d e r k e (1929 b) w iek sylurski. Trzecia seria skał wykazująca cechy skał gnejsowych została zaliczona przez w y m ienionych badaczy do serii staropaleozoicznych przeobrażonych raz w warunkach epimetamorfozy, a wtórnie kontaktowo i pod w pływ em iniekcji m agm y granitoidowej. Ostatnią, czwartą serię skał stanowią gnejsy sowiogórskie wynurzające się w yspow o wśród utworów pierwszych trzech serii, od których różnią się m iędzy innym i w yższym stopniem metamorfozy.
W ydzielone przez L. F i n c k h a i E. M e i s t e r a serie skalne w strefie dyslokacyjnej N iem czy określił K. H. S c h e u m a n n (1937) jako blastom ylonityczne deryw aty gnejsów sowiogórskich. W konsek
w en cji została zmieniona przynależność stratygraficzna om aw ianych skał, dla których przyjęto w iek prekambryjski. Przekonywająca dokum entacja zawarta w pracy K. H. S c h e u m a n n a spowodowała, że większość badaczy odtąd określa omawiane skały m etaform iczne nazwą „m ylonitów z N iem czy”, a strefę ich w ystępow ania strefą dyslokacyjną Niem czy,
1 N a d alszych stron a ch n in iejsz eg o op racow an ia b ęd zie s ię je k r ó tk o ok reśla ć jako sk a ły m eta m o rficz n o -m y lo n ity c z n e .
którą to nazwę wprowadził K. H. S c h e u m a n n (1937). Nowe obser
w acje i wnioski do tego zagadnienia w nosi praca H. D z i e d z i c o w e j (1961 a). Autorka stwierdza w tej strefie obecność skał podobnych do w ystępujących w metamorfiku Śnieżnika — Kamieńca Ząbkowickiego.
Do drugiej grupy skał strefy dyslokacyjnej N iem czy zalicza się skały m agm owe instruzywne. Są to skały zasadowe typu perydotytu, gabra i diabazu, zw ykle przeobrażone w serpentynity i amfibolity, oraz skały kwaśne typu skał granitoidowych, w starszej literaturze określone jako
„sjenity z N iem czy”.
Serpentynity w ystępują w om awianym regionie w form ie dwóch sa
m odzielnych m asywów (Broszowic-Grochowej — na S od Ząbkowic Ś l., Szklar — na N od Ząbkowic Śl.) wynurzających się spod osadów keno- zoicznych. Jak wskazuje obecność reliktów oliwinu i diallagu, skały te reprezentują prawdopodobnie przeobrażone perydotyty oliw inow e (du- nity) i p ery d o n ty ty . diallagowe (werlity).
Gabra w ystępują w omawianym regionie jako jeden sam odzielny ma
syw (Przedborowy-Kozińca) na granicy kry sowiogórskiej i strefy dyslo
kacyjnej Niem czy oraz jako dwa m niejsza m asyw y towarzyszące serpen
tynitom okolic Grochowej. Skały gabrowe m asywu Przedborowy-Kozińca, w edług badań H. D z i e d z i c o w e j (196lb), należy zaliczyć do am fi- bolitów. Ż yły gabrowe często przecinają serpentynity wskazują na swój m łodszy wiek.
A m fibolity w ystępują m iędzy Niemczą a W ilkowem Śl. jako pasmo 0 kierunku N-S, szerokości kilkuset metrów, długości kilku kilometrów.
Zdaniem O. T i e t z e g o (1919) są to am fibolity diabazowe. Prócz tego am fibolity w ystępują w form ie żył i soczewek w m asywach serpentyni
tow ych oraz jako wkładki wśród serii skalnych pierwszej grupy. Towa
rzyszą one także granitoidom.
Skały granitoidowe („sjenity z N iem czy”) w ystępują na omawianym obszarze w form ie niew ielkich m asywów , żył i soczew. K. S m u l i k o w s k i (1958) zalicza je do granodiorytów, jednak ze w zględu na dużą zmienność składu m ineralnego nadaje im ogólną nazwę granitoidów.
Szczegółow e studium nad granitoidami strefy dyslokacyjnej N iem czy przeprowadziła H. D z i e d z i c o w a (1963), wyróżniając dwie odm iany granitoidów: odmianę średnioziarnistą i odmianę drobnoziarnistą. Oby
dw ie odm iany granitoidów tworzą intruz je zgodne wśród skał osłony 1 stanowią, zdaniem autorki, skały magm owe syntektoniczne, podobnie jak to wcześniej przyjm owali E. B e d e r k e (1928) i H. T e i s - s e y r e (1957).
W starszej literaturze przyjm uje się dla skał zasadowych w iek sta- ropaleozoiczny (orogeneza kaledońska), natomiast granitoidy w iąże się w iekow o z orogenezą waryscyjską. Ostatnio J. O b e r c (1960) w yra
ził pogląd, że intruzji skał zasadowych nie należy łączyć z orogenezą kaledońską. Dostrzegając silny związek tych skał z seriami skalnym i fundam entu starokrystalicznego Sudetów przypisuje im w iek protero- zoiczny. Intruzje kwaśne (granitoidy) strefy dyslokacyjnej N iem czy w y m ieniony autor wiąże z orogenezą w aryscyjską — fazą asturyjską.
Wraz z rozwojem badań zm ieniały się poglądy na ogólną budowę geo
logiczną strefy dyslokacyjnej Niem czy. L. F i n c k h (1925) i E. M e i- s t e r (1932 a, b) traktowali ją jako rów tektoniczny w ypełniony zafał- dowanym i i przeobrażonymi osadami staropaleozoicznymi, wśród któ
rych w ystępują skały m agm owe orogenezy kaledońskiej i waryscyjskiej, a tylko w partiach brzeżnych, zwłaszcza na kontakcie z gnejsam i kry
— 393 —
sowiogórskiej m iały w ystępow ać serie m ylonityczne. E. B e d e r k e (1929 a) przyjmuje, że strefa ta jest rowem synklinalnym (Faltungsgra- ben), który w czasie orogenezy w aryscyjskiej został silnie zwężony.
W w yniku tego wypełniające go osady zostały w yciśnięte (nasunięte) poza jego brzegi. K. H. S c h e u m a n n (1937) widzi strefę dyslokacyjną N iem czy w szerszych granicach, niż to przyjm owali starsi autorzy. Jego zdaniem skały m ylonityczne w ystępują również na pewnej przestrzeni poza w ydzielonym i przez L. F i n c k h a i E. M e i s t e r a granicznym i liniam i tektonicznym i tej strefy. Według poglądu J. O b e r c a (1957) om aw iany obszar jest wschodnim brzegiem kry gnejsów sowiogórskich, które zostały w yciśnięte z głęibi zm ylonityzow ane i nasunięte na m e- tamorfik Śnieżnika — Kamieńca Ząbkowickiego.
BUDOW A G EO LO G IC ZN A M ASYW U SZK LA R
W budowie geologicznej m asywu Szklar wyróżnić n ależy serpentynity tworzące w łaściw y m asyw i skały m etam orficzno-m ylonityczne stano
wiące jego osłonę. Zarówno serpentynity, jak i skały osłony przecinają ży ły leukokratyczne i melanokratyczne. W szystkie w ym ienione skały na
tom iast przykrywa w arstwa zw ietrzeliny ,,in situ ”. Całość z kolei przy
kryw ają osady czwartorzędowe, spod których wynurzają się na pow ie
rzchnię tylko serpentynity.
S k a ł y o s ł o n y
Są to skały m etam orficzno-m ylonityczne reprezentowane przede w szystkim przez gnejsy i amfibolity, obok których stwierdzono również m ylonity i kataklazyty.
G n e j s y wchodzące w skład osłony m asywu serpentynitowego Szklar można podzielić na podstawie makroskopowych badań struktur i tekstur na następujące odmiany:
I. G n e j s y l a m i n o w a n e o strukturze drobno-granoblastycznej ze sporadycznie w ystępującym i porfiroiblastami i teksturze łupkowej.
Grubość lam in waha się w granicach jednego do kilku m ilim etrów.
M iejscami jasne m inerały tworzą drobne soczewki nadające skale charakter gnejsu oczkowego. Gnejsy lam inowane ilościowo przewa
żają/wśród gnejsów m asywu Szklar, jakby to w ynikało z ilości otw o
rów, w których je nawiercono. Z tego względu należy je uznać za główną odmianę gnejsów tutaj występujących.
II. G n e j s y s o c z e w k o w o - o c z k o w e o strukturze granobla- stycznej z pojedynczym i porfiroblastami (skaleniowymi, bardzo rzad
ko kwarcowymi) i teksturze gnejsów. Często wykazują one liczne, drobne zafałdowania, jak to stwierdzono w próbkach z kilku otw o
rów, zwłaszcza po wschodniej stronie m asywu Szklar. Mają one w tedy charakter gnejsów m igm atytycznych. Gnejsy soczewkowo-oczkowe zajmują drugie m iejsce wśród gnejsów pod względem częstości ich stwierdzania w otworach badawczych na om aw ianym obszarze.
III. G n e j s y o s ł a b o z a z n a c z o n e j t e k s t u r z e k i e r u n k o w e j wykazujące strukturę grubogranoblastyczną i teksturę gnej
sową, partiami bezładną. Gnejsy te zostały nawiercone w w ielu otw o
rach po zachodniej i wschodniej stronie m asyw u Szklar i podobnie jak pow yższe odmiany gnejsów nie wykazują żadnej regularności w występowaniu. Pod w zględem częstotliwości ich nawiercenia ustę
pują one gnejsom lam inowanym i soczewkowo-oczkowym.
Badania mikroskopowe wskazują, że w yżej w ym ienione odm iany gnej
sów są bardzo podobne do siebie pod względem składu mineralnego, na
tomiast różnią się strukturą i teksturą. Charakterystycznym i strukturami dla tych skał są struktury granolepidoblastyczna i porfiroblastyczna.
Najczęściej spotykano w badanych szlifach strukturę granolepidoblastycz- ną z pojedynczym i porfiroblastami. Miejscami, gdzie przeważały kryszta
ły amfiboli, obserwowano strukturę nematoblastyczną. Badając tekstury omawianych gnejsów wyróżniono teksturę łupkową (w arstwowe ułożenie ziarn mineralnych), teksturę gnejsową (sm ugowe ułożenie ziarn m ine
ralnych) i teksturę prawie bezładną.
W składzie m ineralnym główną rolę odgrywają skalenie (plagioklazy kwaśne i skaleń potasowy), kwarzec, łyszczyki (głównie biotyt) i amfi
bole (hornblenda zwyczajna). M inerały poboczne w ystępują z reguły tylko w postaci pojedynczych ziarn, którym i są: tytanit {miejscami tw o
rzy w iększe skupiska), apatyt, granaty i tlenki żelaza.
S k a l e n i e tworzą ksenoblastyczne agregaty i porfiroblasty. W ogól
nej m asie przeważają plagioklazy, chociaż udział skalenia potasowego jest również znaczny. Porfiroblasty skaleniow e korodują sąsiadujące z nimi drobniejsze agregaty skaleniowo-kwarcowe i amfibole, zamykając w sobie, bardzo często nie skorodowane resztki tych m inerałów (tabl.
XXV, fig. 1). Na kontakcie skalenia potasowego i plagioklazu obserwowa
no niekiedy m yrm ekit (tabl. XXV, fig. 2). W skaleniu potasowym stw ier
dzono dość często przerosty pertytow e i m ikropegm atytowe. Skalenie sodowo-wapniowe tworzą z reguły zbliźniaczenia albitowe, m iejscam i pe- ryklinow e i karlsbadzkie. W ygaszają św iatło niejednorodnie — mozaiko
wo. Są silnie zserycytyzowane, przy czym serycytyzacją objęte są głównie partie centralne skaleni i płaszczyzny łupliwości.
K w a r z e c tw orzy zasadniczo tylko agregaty zbudowane z drob
nych, ksenoblastycznych kryształów, wśród których w ystępują czasami również skalenie. W iększe blasty tw orzy sporadycznie. W ykazuje faliste w ygaszanie światła.
Ł y s z c z y k i tworzą kryształy w dużym stopniu idioblastyczne. Za
sadniczym m inerałem jest biotyt, który w głównej m ierze powstał na drodze biotytyzacji hornblendy, po której często tworzy doskonałe pseu- domorfozy. Zaobserwowano również wyraźną zależność pomiędzy ilością biotytu i hornblendy. M uskowit spotyka się w ilościach bardzo pod
rzędnych.
A m f i b o l e w ystępują jako kryształy w dużym stopniu idiobla
styczne. Są one reprezentowane tylko przez hom blendę zwyczajną, która w ykazuje z/y równy 22°. Jak już w yżej wspomniano, powszechnym zja
w iskiem jest biotytyzacja hornblendy.
Z m inerałów pobocznych na uwagę zasługuje tytanit, który m iejscam i tw orzy większe nagromadzenia pojedynczych ziarn. A patyt i granat spo
tykane są tylko jako pojedyncze kryształy {w m niejszych ilościach od tytanitu). Tlenki żelaza rzadko tworzą form y o regularnych zarysach, lecz z reguły grudkowate skupiska stanowiące w tórny produkt po skoro
dowanych minerałach femicznych.
N ależy zwrócić również uw agę na często obserwowaną kataklazę minerałów, przy czym drobne przesunięcia można najlepiej obserwować na przemieszczeniu w zględem siebie rozerwanych prążków zbliźniaczeń skaleni (tabl. XXV, fig. 3).
Podsumowując w yn ik i makroskopowych i mikroskopowych badań omawianych gnejsów należy stwierdzić, że są to skały o w ysokim stopniu
metamorfozy, która częściowo miała charakter ultrametamorfozy, jakby na to w skazyw ały np. m igm atyczne rodzaje gnejsów.
W szystkie w yżej opisane odmiany gnejsów odpowiadają w ydzielonym przez E. M e i s t e r a (1932 a, b) „biotytowym łupkom hornfelsow ym ” (Biotithornfelsschiefer), które K. H. S c h e u m a m n (1937) uważał za skały blastomylonityczne.
A m f i b o l i t y w ystępują zasadniczo wzdłuż południowo-zachodniej granicy m asywu serpentynitowego Szklar w formie wąskich w ychodni i graniczą od wschodu z serpentynitam i, a od zachodu z gnejsam i (fig. 2).
W oparciu o makroskopowe badania struktur i tekstur am fibolity te m oż
na podzielić na dw ie odmiany:
I. A m f i b o l i t y s o c z e w k o w o - o c z k o w e zbudowane są ze składników jasnych i ciemnych. Wykazują one strukturę granonema- toblastyczną z pojedynczym i porfiroblastami. Teksturę mają lam inar- no-łupkową. Grubość lam in jest z reguły rzędu m ilim etrów, w yjąt
kow o kilku centym etrów. Czasami lam iny są silnie wyfałdowane, a niektóre drobne fałdki przypominają fałdki typu m igm atytycznego, jakie obserw uje się w gnejsach m igm atytycznych. Ta odmiana am fi- bolitu jest najczęściej spotykana na badanym obszarze. Do niej na
leży również zaliczyć am fibolity o teksturze gnejsowej — na czarno zielonym tle amfiboli w ystępują soczewkowe skupiska plagioklazów
nadając skale pstrą barwę.
II. A m f i b o l i t y m a s y w n e — bez lam inacji wykazują strukturę granonematoblastyczną i teksturę kierunkową, partiami bezładną. Tę odmianę obserwowano tylko w jednym otworze.
Badania mikroskopowe wskazują, że w yżej opisane odm iany amfibo- litów są do. siebie bardzo zbliżone pod względem składu mineralnego, na
tom iast różnią się strukturą i teksturą. W badanych szlifach wykazały one dwa zasadnicze typy struktur: granonematoblastyczną i porfirobla- styczną. Najczęściej w ystępow ała struktura granonematoblastyczna z po
jedynczym i porfiroblastami. Tekstury natom iast spotkano następujące:
lam inarno-łupkową (warstewkowe ułożenie kryształów), gnejsow ą (smu
gow e ułożenie agregatów am fiboli i skaleni) oraz bezładną (w obrębie zasadniczej m asy bezładnie ułożonych kryształów skaleni i am fiboli spo
tyka się pojedyncze lub partiami kierunkowe ułożone słupki amfiboli).
W składzie m ineralnym główną rolę odgrywają amfibole (hornblenda zwyczajna) oraz plagioklazy (andezyn). Z m inerałów pobocznych stw ier
dzono tytanit, klinozoizyt, chloryt, piryt oraz tlenki żelaza.
Am fibole są reprezentowane głównie przez hom blendę zwyczajną 0 kącie w ygaszania światła z/y = 20° i o wyraźnym pleochroizmie: a = bladożółty, (5 = oliwkow y, y = ciem nozielony. K ryształy jej są przeważ
nie dobrze wykształcone, prawie idioblastyczne. Obserwowano proste bliźniaki według 100. Część hornblendy tw orzy wydłużone do pokroju igiełek kryształy o własnościach uralitu, które z reguły wychodzą poza obręb pseudomorfozy, przetykając porfiroblasty plagioklazowe (tabl.
X XV, fig. 4). Świadczą one o silnej rekrystalizacji całej m asy skalnej.
Plagioklazy mają kształty głów nie ksenoblastyczne i należą do członów oligoklazowo-andezynowych z przewagą andezynu. Tworzą one mozaiko
w e agregaty kryształów. Bardzo często spotyka się porfiroblasty plagio- klazu rozwijające się kosztem tła skalnego zbudowanego z pierw otnie drobniejszych ziarn plagioklazów, a także amfiboli (tabl. X XV , fig. 5-6) 1 zamykające w sobie ich nie skorodowane resztki. Prócz tego porfirobla
sty plagioklazu są zw ykle poprzetykane igiełkam i uralitu. Najczęściej
— 395 —
i [ ~ 7 1 2@ 5Z I
3 m t m
4 1 i
6EZZZ3
m
iqLaa.aaaaI
11 i A b 1' A A f l l
1 2 ( 5 3 3
-i3k » » l 14E2H3 i6Ł-rZ-~~t
<7 I'1!!11 U11!, "u11,,!
18 nn 19 -v.
20 X.
Fig. 1. P rz eg lą d o w a m apa g eologiczn a okolic Z ąb k ow ic Ś lą sk ich , o p raco w an a w e d ług H. T e i s s e y r e ’a i J. O b e r c a. 1 — osad y czw artorzęd ow e; 2 — baza lty trzeciorzęd ow e; 3.1 — osa d y trzeciorzędow e; 3'.2 — osady trz e c io r z ę d o w e z w k ła d k a m i w ę g la brunatnego; 4 — perm , czerw o n y sp ą g o w ie c ; in tr u z je w a r y sc y jsk ie ; 5 — granity; 6 — s k a ły gran od iorytow e; 7 — karbon doln y, fa c ja k u lm o w a ; 8 — sta rszy p a leozoik Gór B ardzkich; 9 — sta r sz y p a leo zoik p rzed su d eck i, in tr u z je pro- terozoiczne; 10 — gabro; 11 — am fib olity ; 12 — serp en ty n ity ; m eta m o rfik Ś n ie ż n i- ka — K a m ień ca Z ąb k ow ick iego, proterozoik; 13 — g n e jsy i m ig m a ty ty ; 14 — łu pki m etam orficzn e; p roterozoik i archaik; 15 — o rto g n ejsy so w io gó rsk ie; 16 — p a r a g n e jsy i m ig m a ty ty sow iogó rsk ie; 17 — sk a ły m etam orficzn o-m ylon iityczn e s tr e fy d y slo k a cyjnej N iem czy; 18 —■ u sk o k su d eck i brzeżny; 19 — usikok p rzyp u szczaln y; 20 —
n a su n ię c ie N iem czy
F ig . 1. M ap r e v ie w in g g e o lo g y o f th e Z ą b k o w ice Ś lą sk ie area, after H. T e i s s e y r e and J. O b e r e : 1 — Q u atern ary sed im en ts; 2 — T ertiary basalts; 3.1 — T ertiary sed im en ts; 3.2 — T ertia ry sed im en ts w it h d eposits of brow n coal; 4 — R o tlie g e n d e (Perm ian); H ercyn ian intru sion s; 5 — granites; 6 — g ra n od io rite rocks; 7 — L ow er C arboniferous, Kulrn fa cie s; 8 — L ow er P a la eo zo ic of th e B ard zk ie H ills; 9 — L ow er P a la eozoic of th e F o r e -S u d e tic area; P roterozoic in tru sio n s; 10 — gabbro;
11 —■ am p h ib olites; 12 — serp en tin ites; P roterozoic m eta m o rp h ic rocks of th e S n ie ż n ik K a m ien iec Z ą b k o w sk i area; 13 — g n e isse s and m ig m a tites, 14 — schists;
P roterozoic and A rch aean ; 15 — S o w io g ó r y o r th o g n e isse s; 16 — S o w io g ó r y p a r a g n e is- ses and m ig m a tites; 17 — m eta m orp h ic rooks and m y lo n ites of th e N iem cza d islo cation zone; 18 — S u d etic border fault; 19 — p resu m ed fault; 20 — N iem cza
ov er th ru st
• / + V + ;." i\
V * W A ' + , + + *. ;•.•
.?++++.'A Jl/
l\_ K. L
L L L A Kx' ć - h ’ 7
U / / / ! ' ?
&/■
Sobótka
hm V ; :=
^ . - :K
10 km
IL IL - A ; i*f|, fc /(
r i i W № № \
/ 1 ' k"::""
! ; i u Ml1
\ f
s
/ . / I 1 • I d.,'1 IIIL J I . ¥
+■T*, ■f F. -łr ‘
/pfy* + ./v
fn"i/V
m m *
tW'ii! u1
<Ao.+A + l-///V Q R & /S //A
■■ v,r
*-*»y
_\i v\.'•v.. y;,
w * W a l l ■ ,: l i r ' - / \ .
. aV/ ii'W'tS A,,|i
s : : - ' , A A ' / it ’’I 11 '.T / / / ■ ■' • >
a u «1M m / //■. :
... Z ą b k o w i c e ■ ;’•;
/+"/#/*'//y/
^ / A '0 Ą
A - . A - . A-
./V > , ,
f"/?K K"
* / A , i
spotykane rodzaje zbliźniaczeń om awianych plagioklazów to zbliźniacze- nia albitowe i peryklinowe, w ystępujące niekiedy na jednym osobniku (tabl. XXV, fig. 7). K ryształy plagioklazów wykazują niejednorodne-m o- zaikowe w ygaszanie światła. Na powierzchniach w ielu kryształów w y stępują łuseczkowate agregaty serycytu. Serycytyzacja rozwija się głów nie w partiach centralnych kryształów i wzdłuż płaszczyzn łupli- wości.
M inerały poboczne są głów nie reprezentowane przez pojedyncze kry
ształy. Jedynie tytanit m iejscam i tworzy skupiska składające się z kilku osobników. Klinozoizyt i chloryt w ystępują jako wtórne produkty w pod
rzędnych ilościach. Piryt tw orzy kryształy o w łasnych kształtach i w y stępuje sporadycznie. Tlenki żelaza obserw ujem y głów nie jako pozosta
łości po przeobrażonych minerałach fem icznych w form ie gruzełkowych, nieregularnych skupień.
N ależy podkreślić, że podobnie jak w gnejsach, tak i w badanych amfibolitach stwierdzono kataklazę składników skalnych, najlepiej w i
doczną na przesunięciu prążków bliźniaczych wzdłuż płaszczyzn pęknięć.
Szczeliny pęknięć mogą być wtórnie zabliźnione plagioklazem.
Cechy strukturalne i teksturalne am fibolitów wskazują, że skały te stanowią jeden kompleks skalny z w yżej opisanym i gnejsami, o podobnym stopniu m etam orfozy i podobnie późniejszych znamionach kataklazy.
W ystępowanie am fibolitów w rejonie m asyw u Szklar nie było dotych
czas znane. E. M e i s t e i r (1932a, b) stwierdza jednak ich obecność wśród skał m etam orficzno-m ylom tycznych strefy dyslokacyjnej Niemczy, a ich opis petrograficzny i sposób w ystępow ania jest podobny do om ówio
nych amfibolitów.
M y l o n i t y i k a t a k l a z y t y w ystępują w formie wkładek wśród skał osłony m asywu serpentynitow ego Szklar. M ylonity stwierdzono w dwóch otworach wiertniczych w południowej części badanego obszaru, natom iast kataklazyty nawiercono w kilku otworach, prawie w yłącznie w części północnej. Obie odm iany skalne obserwowano po zachodniej stro
nie m asywu Szklar.
M y l o n i t y są skałam i o strukturze afanitowej z pojedynczym i w iększym i ziarnami skaleni barwy jasnobrązowej. Badania mikroskopowe w ykazały, że buduje je agregat drobniutkich minerałów głównie o po
kroju blaszkowym i łuseczkowym . Wśród m inerałów wyróżniono: bardzo drobniutkie plagioklazy (między innymi albit), łyszczyki, serycyt, chloryt, epidot, zoizyt, resztki am fiboli oraz sm ugi i skupiska tlenków żelaza. Opi
sane m ylon ity wykazują wyraźną foliację prawie pionową, czy li zgodną z powszechnie obserwowanym kierunkiem foliacji w e w szystkich skałach budujących kompleks skał osłony m asywu serpentynitow ego Szklar.
M ylonity te stanowią wkładki miąższości około 3 m w ystępujące na gra
nicy m iędzy gnejsami i amfibolitami.
K a t a k l a z y t y makroskopowo wyglądają na skałę w ylew ną 0 strukturze porfirowej i teksturze bezładnej, lecz licznym i odmianami pośrednimi wyraźnie łączą się z gnejsami, wśród których w ystępują przy
puszczalnie jako wkładki. Odmiany zbliżone w yglądem do gnejsów mają w yraźną foliację pionową lub prawie pionową, strukturę drobnooczkową 1 teksturę ukierunkowaną (gnejsową). Pod mikroskopem om awiane ka
taklazyty wykazują strukturę porfiroklastyczną (tabl. XXV, fig. 8) i tek
sturę bezładną (właściwe kataklazyty) lub ukierunkowaną (odmiany zbliżone do gnejsów.). W składzie m ineralnym wyróżnić można dwa za
sadnicze elem enty: porfiroklasty i otaczający je agregat m inerałów łu-
— 397 —
a 11
« з а :s to7O D * н « « .
• * ф <U ОТ I Й Sf3 c' й я * &JL-
р ? О ł J Ф ^
^ N J) й и н _ , 73 52W Т”^
p i t 1 1 2
_ ,»Л ГЛ rtl »“ <
с о a«i.2-S I « s-s 1 .^ .-§ i
w . . «■ s Se I K;
C<]
s'gls i s ' a
c §>1d ° « <2
«в fe h " £ Й I g „ p
a s « S ^ .s
••^-§5 a ?? й
й О Д а со Ё Э
CdJD Г , ~ o I—I .,-h >5 У W H ^
*tj +2 I N <p Ё t>
I r.
JC ч -i •,., (ił H
Ń g й rt w 3 ' “'>mh 2 i
O i . - 0> о 44
p I
g 1 tg со ^ Д
1 1 Ł * s rt sS I и л H i ф
cd JJ ce 0 © -t^
С ^ й - 3 'Й Я Й :0 ~ со В
■ | 3 3 и | « §
,2 >,-я . c ^ g , 8 fi gM-jj g й м о и .а м од g ы i о .a 2
§■£ 1 о
« s-. «о ;к ^ *нфР1
o U о о
” §£
M'S g n‘ I s w j Si'S M'S
- 399 —
n A z
1009 f
I M f -
NWW 0
SU LISŁAW IC C
A
A - A’._✓ X ,____ SEE
SZKLARY
* + t + * ♦
♦ ♦ ♦
-» ♦ »1 Z
&
3 5 \ 8 I '-''N. 7F ig. 3. P rzek roje g eo lo g iczn e przez m a sy w S zklar: 1 — osady czw a rto rzęd ow e; 2 — g ran itoid y; 3 — serp en ty n ity ; s k a ły m eta m o rficz n o -m y lo n ity c z n e ; 4 — a m fib olity ; 5 — g n ejsy; 6 — p r zy p u szcza ln e uskok i; 7 — izoan om a lia m ag n ety czn a (K. S t o c k e,
1931)
Fig. 3. G eo log ica l c r o ss-sec tio n th ro u g h S zk la ry M assif: 1 — Q u aternary sed im en ts;
2 — granitoids; 3 — serp en tin ites; m etam o rp h ic rocks (m ylon itized in places); 4 — am p h ib olites; 5 — g n eisses; 6 — p resu m ed fa u lts; 7 — m a g n e tic iso -a n o m a ly
(K. S t o c k e, 1931)
sęczkowych. Porfiroklastam i są przede w szystkim plagioklazy, często polisyntetycznie zbliźniaczone, zamykające w sobie wrostki takich m ine
rałów jak biotyt, kwarc, apatyt, granat i inne. Rzadko porfiroklastami są skalenie potasowe. Porfiroklasty skaleniow e posiadają z reguły kształty zaokrąglone lub ow alne i często są bardzo silnie zserycytyzowane. Kwarc tworzy soczewkowate agregaty w ystępujące w bezpośrednim sąsiedztw ie porfiroklastów lub też samodzielnie. Tworzy on także pojedyncze zaokrą
glone porfiroklasty o falistym w ygaszaniu światła. Porfiroklasty skale
niowe i kwarcowe są zw ykle spękane. Czasami spękania zabliźnia agregat drobnych ziarn kwarcu. Kwarc w soczewkowatych agregatach i w y p eł
niający spękania w porfiroklastach jest składnikiem m ineralnym w yraźnie młodszym od innych minerałów. Agregat minerałów łuseczkowych budują łyszczyki (głównie biotyt), epidot, chloryt, klinozoizyt i zoizyt, sporadycz
nie obserwowano resztki pojedynczych nieprawidłowych kryształów hornblendy. Prócz tego obserwowano ksenom orficzne drobne ziarnka kwarcu. Opisany agregat m ineralny w ykazuje różny stopień m echanicz
nego rozkruszenia dla różnych odm ian kataklazytu. W kataklazytach o strukturze porfiroklastyeznej, teksturze bezładnej, agregat ten jest najbardziej drobnołuseczkowy i tylko pojedyncze w iększe blaszki dają się zidentyfikować m ineralogicznie. W innych odmianach stopień rozdrob
nienia agregatu jest m niejszy, a poszczególne łuseczki m ineralne w yk a
zują silne odkształcenia mechaniczne. Z m inerałów akcesorycznych w ystępują apatyty, granaty, cyrkony oraz tlenki żelaza.
Opisane w yżej kataklazyty mają częściowo charakter blastom ylonitów, gdyż tło w otoczeniu porfiroklastów w ykazuje m iejscam i znamiona re
krystalizacji.
M a s y w s e r p e n t y n i t o w y
Serpentynity budujące w łaściw y m asyw Szklar w ykazują makrosko
powo strukturę anafitową, na której tle połyskują czasami w iększe krysz
tałki aktynolitu (igiełkowe) lub m agnetytu (czarne punkciki). Skały tę są znacznie zróżnicowane pod względem barwy, która jest zmienna, od oliwkowozielonej do czarnej z odcieniem zielonym , poprzez w szystkie przejścia m iędzy tym i skrajnymi barwami. Często barwy te wykazują w yraźny odcień brunatnobrązowy. Badania makroskopowe serpentyni
tów poparte badaniami mikroskopowymi pozwalają podzielić je na dwie zasadnicze odmiany:
I. S e r p e n t y n i t w ł a ś c i w y — barwy ciem no-zielono-czarnej lub żółtawo-brunatnej. Budują go zasadniczo m inerały grupy serpentynu;
oliw in w ystępuje w formie reliktów w podrzędnych ilościach. Pigm en
tem barwiącym tę odmianę na kolor czarny jest drobno rozproszony m agnetyt, który wietrzejąc nadaje skale barwę żółtawobrunatną.
II. S e r p e n t y n i t o l i w i n o w y — barwy oliwkowozielonej z od
cieniem czarnym. Głównym i minerałami są serpentyn i oliwin, który jest tu m inerałem barwiącym. M agnetyt tworzy pojedyncze czarne punkty.
M iędzy w ydzielonym i odmianami jest przejście wyrażające się bardzo dużą ilością odmian pośrednich. Przeprowadzone obserwacje nad w y stę
powaniem w ym ienionych odmian serpentynitu wykazują brak jakiejkol
w iek regularności w ich przestrzennym rozmieszczeniu.
Badania mikroskopowe pozw oliły stwierdzić, że omówione wyżej ser
pentynity posiadają strukturę alweolarną, teksturę bezładną — m asywną.
Głównym i minerałami są: m inerały grupy serpentynu, oliw iny, am fibole (aktynolit) i pirokseny (diallag). Z m inerałów pobocznych w ym ienić na
leży m agnetyt, talk, w ęglany, chloryt i klinozoizyt. M inerały z grupy serpentynu są reprezentowane przede w szystkim przez antygoryt i chry
zotyl, rzadziej natomiast przez iddingsyt i serpofit.
A n t y g o r y t w ykształcony jest z reguły w formie bezładnych agre
gatów blaszkowych o pierzastym ułożeniu. Jest on bezbarwny. Tworzy głów nie tło serpentynitów w łaściwych, czasami wyraźniejsze pseudomor- fozy o częściowo zachowanych zarysach oliwinu. Wśród tych pseudomor- foz spotyka się odmiany zielone antygorytu świadczące, że pierw otny oliw in był bogaty w żelazo.
C h r y z o t y l w ykształcony jest w form ie w łóknistej, tworząc żyłki, które częściowo oplatają i przecinają kryształy oliwinu, am fiboli i pirok- senów oraz pseudomorfozy po tych minerałach. Włókna chryzotylu ukła
dają się rów nolegle lub prostopadle do kierunku żyłek. W wypadku gdy układają się prostopadle to z reguły w ystępuje w środku cieniutki kana
lik, pusty lub w tórnie w ypełniony serpofitem m agnetytem lub kwar- cem(?). Chryzotyl ma cechy optyczne bardzo podobne do antygorytu, od którego został odróżniony głównie na podstawie pokroju włóknistego.
I d d i n g s y t w ystępuje w formie blaszkowej tworząc pseudom orfozy po oliwinach, zamykając w sobie często relikty tego minerału. Iddingsyt w ykazuje barwę żółtozieloną, niekiedy intensyw nie czerwonobrunatną i bardzo słaby pleochroizm.
S e r p o f i t był obserw owany w w iększych ilościach jedynie w kilku szlifach, tworząc prawie izotropowe pseudom orfozy po oliwinach, które oplatały włókna chryzotylu. Sporadycznie tylko w ystępuje w formie drobnego agregatu ziarn m iędzy w iększym i kryształami innych m ine
rałów.
O l i w i n y w ykształcone są w postaci dużych kryształów, w stosun
ku do minerałów towarzyszących. Rzadko obserw uje się łupliwość, nato
m iast prawie zawsze są spękane. Wzdłuż płaszczyzn łupliwości, a przede w szystkim wzdłuż płaszczyzn spękań rozwija się serpentynizacja i inne procesy w tórne (np. tworzenie się talku).
A m f i b o l e są reprezentowane przeważnie przez aktynolit w ykształ
cony w charakterystycznej form ie promienistej, rzadziej jako pojedyncze igiełki. Jest on zawsze spękany prostopadle do w ydłużenia kryształów na m niejsze człony, przy czym szczelinki spękań w ypełnia chryzotyl.
P i r o k s e n y w ystępują głównie jako diallag, łatw o rozpoznawalny po charakterystycznej dodatkowej oddzielności w edług ściany 100, spora
dycznie w w iększych ilościach. Pseudom orfozy po piroksenach w ypełnione są odmianą antygorytu o dużych blaszkach tzw. bastytem.
M a g n e t y t w ysuw a się na pierw szy plan spośród m inerałów po
bocznych om awianych serpentynitów. Tworzy on z reguły nieregularne, drobne skupiska lub w iększe pojedyncze ksenom orficzne ziarna, zw ykle spękane. Szczelinki spękań w ypełnia antygoryt lub chryzotyl, a także chloryt lub węglan. Obserwuje się często w ietrzenie m agnetytu zaznacza
jące się barwą czerwonobrunatną na brzegach ziarn i skupień. Przy sil
niejszym w ietrzeniu przyjm uje on barwę brunatnordzawą. W badanych szlifach przeważająca ilość obserwowanego m agnetytu miała charakter m inerału w tórnego powstałego w w yniku przeobrażenia m inerałów (oli- w inów, amfiboli, piroksenów) skał m acierzystych serpentynitów, groma
dząc się na brzegach pseudomorfoz, m iędzy kryształam i innych minerałów lub przetykając m inerały wtórne. Obserwowane w serpentynicie o liw i-
— 401 —
nowym duże kryształy m agnetytu silnie spękanego, przy czym szczeliny spękań w ypełniają zw ykle antygoryt lub inne m inerały, mogą być za
chowanym i minerałami pierwotnymi.
Talk jest minerałem pobocznym często spotykanym w serpentynitach Szklar. W ystępuje głów nie jako drobnołuseczkowy agregat w ypełniający szczelinki spękań innych minerałów, a także tworząc w iększe pojedyncze blaszki. Obserwowano żyłki talkowe składające się z drobnego agregatu łuseczek tego minerału.
W ę g l a n y podobnie jak talk, b yły często obserwowane w badanych szlifach z reguły jako drobnoziarniste agregaty w ypełniające spękania i przestrzenie m iędzy kryształami minerałów. Sporadycznie spotykano agregaty węglanu o zarysach zbliżonych do idiomorficznych (magnezyt?).
C h l o r y t odznaczający się niskim i barwami interferencyjnym i spo
tykany jest w opisywanych skałach w znacznie m niejszych ilościach od w yżej scharakteryzowanych m inerałów pobocznych. W ykazuje on pokrój blaszkowy, przy czym blaszki są z reguły ułożone promieniście. Zwykle obserwuje się go jako w tórny m inerał po amfibolach oraz często w y stę
puje w otoczeniu w iększych ziarn m agnetytu. Jak wskazują własności optyczne, jest to penin.
K l i n o z o i z y t jest łatwo rozpoznawalny dzięki niebieskim , anor
m alnym barwom interferencyjnym . W ystępuje sporadycznie towarzysząc zw ykle chlorytowi.
Z powyższych uw ag opartych na badaniach makroskopowych i mikro
skopowych wynika, że serpentynity m asywu Szklar reprezentują skały oliw inow e w różnym stopniu zeserpentynizowane. Analizowane próbki pochodziły z różnych części m asywu i z różnej głębokości, co może upo
ważniać do w yciągnięcia pewnych wniosków petrograficznych ważnych dla całego m asywu serpentynitow ego Szklar:
1. Pierwotną skałą opisywanych serpentynitów była zasadniczo skała pe- rydotytowa.
2. Masyw Szklar budują głównie serpentynity oliw inow e, natomiast m niejszy udział mają serpentynity w łaściwe.
3. W ydzielone odm iany serpentynitów nie wykazują żadnej regularno
ści w rozmieszczeniu pionowym i poziomym.
4. Sporadycznie spotyka się zserpentynizowaną skałę oliwinowo-horn- blendową (kortlandyt) lub oliwinowo-dial 1 agową (werlit).
Szczegółowe badania petrograficzne pewnych prób serpentynitów z centralnej części masywu, wykonane przez S. M a c i e j e w s k i e g o i H. P e n d i a s a (1956)x, w ykazały obecność wśród nich reliktów skały dunitowej o zawartości oliwinu do 96%. Fakt ten pozwala rozszerzyć wach
larz skał budujących om aw iany m asyw, o nową skałę — dunit. M asyw serpentynitow y Szklar budują w ięc dunity (relikty?), serpentynity o li
w inow e i serpentynity właściwe. M. J u s k o w i a k (1957) przeprowa
dzając szczegółową analizę petrograficzną prób serpentynitów pochodzą
cych z jednego głębokiego otworu odwierconego na Szklanej Górze, w y kazała niezależność stopnia serpentynizacji od głębokości.
Ogólnie można powiedzieć, że m asyw serpentynitow y Szklar budują zserpentynizowane skały typu perydotytowego, na co w skazyw ałyby re
likty skały dunitowej. Główną odmianą jest serpentynit oliw inow y, jed
nakże w ystępują w szystkie odm iany przejściowe, z jednej strony
1 P atrz K. M a ś l a n k i e w i c z , 1956.
— 403 —
w kierunku dunitu (do dunitu włącznie), a z drugiej strony w kierunku serpentynitu właściwego.
S t o s u n e k m a s y w u s e r p e n t y n i t o w e g o d o s k a ł o s ł o n y W literaturze (E. M e i s t e r, 1932) przyjmuje się, że m asyw serpen
tyn itow y Szklar graniczy od zachodu ze skałami osłony wzdłuż linii usko
kowej o prawie prostolinijnym przebiegu północ-południe. Granica wschodnia ma przebiegać bardziej nieregularnie, przy czym m iejscam i stwierdzono zazębianie się i zafałdowanie serpentynitów ze skałami osłony (H. C l o o s , 1920). Sam m asyw serpentynitow y ma stanowić intruz ję typu pnia (Serpentinstock).
Jak w ynika z odkrytej m apy geologicznej (fig. 2) zarówno granica wschodnia, jak i zachodnia masywu serpentynitowego Szklar przebiega bardzo nieregularnie. W partiach brzeżnych tego m asywu stwierdzono w w ielu otworach wiertniczych, zaleganie skał osłony w spągu lub w stro
pie serpentynitów. Stwierdzono również zazębianie się tych skał. Fakty te nie pozwalają przyjąć dla tego m asywu prostej granicy tektonicznej (o powierzchni kontaktowej ogólnie biorąc pionowej), wzdłuż której kontaktowałyby serpentynity ze skałami osłony. Kierunek w ydłużenia m asywu Szklar jest zgodny z ogólnie przyjętym i kierunkami tektonicz
nym i w strefie dyslokacyjnej Niemczy, tj. północ-południe. Na poszcze
gólnych odcinkach natomiast granica przebiega niezgodnie ze stwierdzoną w skałach osłony foliacją o stromym zapadzie i przyjętym (dysponowano tylko materiałam i z wierceń) kierunku biegu północ-południe. Zebrane m ateriały geologiczne nie dają odpowiedzi na pytanie, czy kontakt om a
wianych skał jest termiczny, czy tektoniczny.
Celem poznania form y intruzji, jaką stanowi m asyw serpentynitow y Szklar, wzięto pod uwagę obok odkrytej m apy geologicznej (fig. 2) rów
nież dane geofizyczne dotyczące tego m asywu (K. S t ó e k e , 1931).
Obraz przebiegu izoanomalii natężenia składowej pionowej pola m agne
tycznego potwierdzałby w ydłużenie intruzji (kontur uchw ycony zdjęciem m agnetycznym zaznaczono na mapie — fig. 2) zgodne z ogólnymi kierun
kami tektonicznym i strefy dyslokacyjnej Niemczy. Kontur m agnetyczny m asywu serpentynitowego ma m niejszy zasięg od konturu stwierdzonego badaniami geologicznymi. Serpentynity w ystępujące na obszarze między konturem m agnetycznym a konturem geologicznym mają prawdopodobnie stosunkowo niew ielką miąższość i dlatego nie wykazało ich zdjęcie ma
gnetyczne. Mogą to potwierdzać otw ory w iertnicze (ponad 30 otworów), w których stwierdzono serpentynity z gnejsam i lub amfiboiitami w spągu.
W szystkie one leżą na zewnątrz konturu m agnetycznego. Z powyższego oraz z zazębiania się serpentynitu ze skałami osłony przypuszczać należy, że forma intruzji badanego m asywu (fig. 3) ma boczne odgałęzienia nie
zgodnie przecinające skały osłony. W ystępowanie mylonatów na kon
takcie gnejsów i amfibolitów w skazuje na przesuwanie się względem siebie w ym ienionych serii skalnych w czasie silnych ruchów tektonicz
nych. Być może z tym i ruchami była związana intruz ja perydotytów — m acierzystych skał serpentynitów.
Na odkrytej mapie geologicznej m asywu Szklar (fig. 2) wkreślono cały szereg przypuszczalnych uskoków dla nadania temu ciału geologicz
nemu form y odpowiadającej ogólnym stosunkom tektonicznym panującym w strefie dyslokacyjnej Niemczy. W obecnym etapie badań trudno coś w ięcej powiedzieć o stosunku serpentynitów do skał osłony, gdyż w św ie
9 R o c z n i k P T G
