Ofiolit z Osielca

O F I O L I T Z O S I E L C A

(T ab. X V I)

0 (j)

o

H3 '0 c e

b

; a -

(T a6. X V I)

The Ophiolite fro m Osielec

(PI. X V I)

S t r e s z c z e n i e . W środ k ow ym eo c en ie m agurskim w ystępują b lok i egzo ty czn e sk a ły ofiolitow ej, złożon ej z a lb itu ,.a m fib o lu , ep id otu i chlorytu o b u d ow ie p razyn itow ej.

Z bliżają się o n e składem i strukturą d o d oln o-k red ow ych o fio litó w alpejskich lu b p ó źn o -p a leo zo iczn y ch o fio litó w słow ackich.

I. W s t ę p

W śród skał należących do fliszu karpackiego spotykane są dość liczne osady gruboklastyczne, dostarczające wiele ciekawych danych odnośnie poznania budowy P rakarpat. W skład tych osadów wchodzą polimiktyczne zlepieńce i brekcje, w których zaw arte fragm enty skał prakarpackich, poza swą dużą różnorodnością, cechują się ogólnie niskim stopniem obróbki mechanicznej i brakiem silniejszych zmian wietrzennych. Te ostatnie cechy, wskazujące na krótki hiatus pomiędzy rozpadem litej a jej sedymentacją, czynią, że m ateriał ten jest zupełnie przydatnym do wykorzystania go dla celów analizy m ikroskopowej lub chemicznej.

Jak wynika z obecnego stanu badań nad egzotykami, da się zauważyć wyraźny związek pomiędzy rozmieszczeniem różnych p etro ­ graficznie typów skał, a ich przynależnością do pewnych jednostek tektonicznych lub równych wiekiem warstw, a nawet zespołów facjal- nych w obrębie tej samej jednostki tektonicznej. Dotychczasowe b a­

dania nad egzotykami, znajdujące się na razie w stadium początkowym,, obejmowały przeważnie region należący do serii śląskiej, oraz wie­

kowo — warstwy kredowe. M ało natom iast uwagi poświęcono nie mniej interesującym i licznym egzotykom pochodzącym z serii magurskiej.

K orzystając z uprzejmości prof. M . K s i ą ż k i e w i c z a miałem możność poznania skały egzotycznej, pochodzącej z tej serii i nale­

żącej do typu nieznanego dotąd wśród egzotyków karpackich, a zatem

— 320 —

stanowiącej pewien dalszy przyczynek do rekonstrukcji trzonu krysta­

licznego Prakarpat.

Zebrane w r. 1948 przez prof. M. K s i ą ż k i e w i c z a i użyczone mi do opracow ania próbki skały egzotycznej, pochodzą z wielkiego bloku skalnego, o średnicy przeszło dwumetrowej, znajdującego się w potoku Osielczyk, na północ od miejscowości Osielec, koło M akowa. Blok ten tkwi wśród zlepieńców i piaskowców, których pozycja stratygraficzna i tektoniczna wskazuje niewątpliwie n a przynależność do środkowo- eoceńskich warstw serii magurskiej. Charakterystyka m ikroskopowo- petrograficzna tej skały om ówiona została w niżej załączonej części opisowej.

II. C z ę ś ć o p i s o w a

Opracow ana skała, swym zewnętrznym wyglądem, przypom ina

«zzieleniałą», zasadową skałę magmową. Skutkiem średnioziarnistego rozwoju jej składników, już m akroskopow o dadzą się w niej wyróżnić:

jasnozielone (od wrostków epidotu) skalenie i ciemnozielone amfibole.

Ułożenie składników, w szczególności amfiboli nadaje skale niewy­

raźną tekturę równoległą, w odm ianie stojącej na pograniczu między masywną a łupkową.

W płytce cienkiej uwidacznia się w tej skale kom pleksowa struk­

tu ra, która w zależności od rozwoju i pokroju składników przechodzi od panującej budowy pojkiloblastycznej, miejscami, w diablasfyczną lub drobno-granoblastyczną. Powstanie wspomnianej budowy pojkilo­

blastycznej wiąże się z gęstym, poikilitycznym przerastaniem albitu, szczególnie przez epidot. Jest to typowy, tzw. sitowy albit i typowa, z jego obecnością związana, budowa prazynitow a. Budowy diabla- styczne zjawiają się zwłaszcza w miejscach skomplikowanego, palcza- stego przenikania się albitu na styku z amfibolem i chlorytem. Struk­

tu ra granoblastyczna łączy się z pojawieniem lokalnych wydzieleń albitu, kwarcu lub epidotu. W omawianym ofiolicie da się ponadto zauważyć, zwłaszcza przy małych powiększeniach, reliktowa, prawie równoziar- nista i bezkierunkowa struktura głębinowych skał magmowych, zatarta przez kataklazę i późniejszą krystaloblastezę składników.

W śród głównych składników ofiolitu należy wymienić: albit, amfibol, epidot i chloryt; z pobocznych: tytanit, kalcyt, klinozoisyt, zoisyt i kwarc; natom iast z akcesorycznych: ilmenit, leukoksen, hema- tyt i cyrkon.

Najpospolitszym , bo stanowiącym ok. 65% obj. skały (dokładniej 65,7% , obliczonych drogą pom iarów mikrometrycznych), składnikiem jest p l a g i o k l a z , występujący tu w postaci wtórnego, prawie czystego a l b i t u . M inerał ten wykazuje pokrój grubotabliczkowy lub izome- tryczny. Jest rzadko zbliźniaczony wg praw a albitowego i tylko wy­

jątkow o wg praw a karlsbadzkiego. W ykazuje liczne zjawiska defor­

macji, pokruszenia i wtórnego wygojenia (regeneracji) ziarn. Pier­

wotnie obecny, przypuszczalnie średniozasadowy plagioklaz (sądząc z rodzaju i zawartości wtórnych wrostków), uległ całkowitemu prze­

obrażeniu w zespół epidotowo-serycytowo-albitowy, z nieznaczną do ­ mieszką kwarcu, kalcytu i pozostałych minerałów grupy epidotowo- zoisytowej. Epidot skupia się w plagioklazie w jego partiach central­

nych, w postaci grudkowatych, ziarnistych skupień, natom iast łuskowy serycyt nie wykazuje prawidłowości w ułożeniu. Z iarna tych «sitowych albitów» są ponadto otaczane i przenikane w postaci zatok lub żyłek przez prawie pozbawiony wrostków (z wyjątkiem rud i sporadycznego serycytu) albit. Między albitem «sitowym», a albitem żyłek, nie ma wyraźnych granic, jedna odmiana przechodzi niedostrzegalnie w drugą.

Świadczyć to może za tym, że albit z żyłek powstał nie w związku z «frontem albityzacji», lecz jest raczej autigeniczny, sekrecyjny, zwią­

zany z kataklazą i regeneracją ziarn plagioklazu. Chemicznie albit je s t prawie czystym, kwaśnym ogniwem szeregu plagioklazowego, ze średnią zawartością 2—-3% An, maks. do 9% An. Obliczenie składu plagioklazu utrudnia jego faliste znikanie światła.

Drugim z kolei, proporcjonalnie do zawartości w skale, składni­

kiem jest h o r n b l e n d a (15,9% , wzgl. do 30% , włączywszy część m i­

nerałów wtórnych, jak np. epidot, chloryt, powstałych z przeobrażenia -amfibolu). W większości przekrojów hornblenda jest w znacznym sto­

pniu zaatakow ana przez procesy przeobrażeniowe, wykorzystujące ist­

niejącą sieć szczelinek łupliwości (fig. 1, tabl. XVI). W śród wtórnych produktów tych przeobrażeń należy przede wszystkim wymienić epi­

dot, chloryt, kalcyt, oraz kwarc i rudy. Do nich niekiedy dołącza się również albit, przenikający rozczepione ziarna hornblendy w postaci żyłek lub na podobieństw o przerostów myrmekitowych, lecz będący, genetycznie, wyraźnie związanym z rozłożonymi ziarnam i plagioklazu.

W wyższych stadiach przeobrażeń powstaje zbita, pilśniowa miesza­

nina, głównie epidotu, chlorytu, z domieszką rud i impregnacji kalcy- towych i kwarcowych. Ponadto z zawartego przypuszczalnie w horn- blęndzie dwutlenku tytanu, powstał na skutek reakcji z CaO i S i0 2 (tworzących się drogą reakcji: subst. aktynolitow a + H aO = chlo­

ryt + S i0 2 + CaO), tu i ówdzie widoczny tytanit (fig. 2, tabl. XVI).

W łasności optyczne mniej przeobrażonych ziarn hornblendy są nastę­

pujące: wyraźny pleochroizm w barw ach: X — jasno-zielonaw o-żółta, Y — traw iastozielona z brunatnym odcieniem, prawie oliwkowa, Z — niebieskawo-zielona. Schemat absorbcji: X < Y > Z . Płaszczyzna osi o p ­ tycznych II do 010. Opt. dodatni w kierunku wydłużenia (c). Z f \ c =

= 2 0 ° —21°. D w ójłom ność= 0,023. W łasności te są zgodne z cechami opt., charakterystycznej dla facji amfibolitów alb.-epidotowych, tzw.

nieb.-zielonej hornblendy (= b a rro is y t geologów austriackich).

Pospolitym składnikiem jest również e p i d o t , zaw artość którego da się określić jednakow oż tylko w znacznym przybliżeniu. Zaw artość epidotu powstałego z przeobrażonej hornblendy wynosi 6,6% obj. Jest ona niewątpliwie niższa od zaw. związanej z rozkładem plagioklazu, a która nie da się bliżej ustalić ze względu na drobne ziarno pojkil- m atów epidotu. Pokrój epidotu jest zmienny, od słupkowego wg osi b do izometrycznego. Barwa jego, w zależności od zaw. Fe20 3, w aha się od bezbarwnej do cytrynowo-żółtej i czyżowo-zielonej, nawet w obrębie

— 322 —

tego samego ziarna. W odróżnieniu od tego epidotu, powstałego z roz­

kładu amfiboli, epidot tworzący się z plagioklazu posiada barwę lekko brunatnoszarą. Ta odm iana, w przeciwieństwie do pierwszej, występu­

jącej osobnikowo, jest drobno rozsiana lub skupiona w drobnych grudkach i większych agregatach ziarnistych. Pleochroizm epidotu jest wyraźny jedynie w silniej zabarwionych, często plam isto, indywiduach.

W aha się on między barw am i: X — bezbarwna lub lekko b runatno- żółta, Y — bezbarw na lub słabo zielonawo-żółta, Z — cytrynow ożółta lub lokalnie czyżowo-zielona. Płaszczyzna osi opt. (010). X A c = 3 ° (lub Z A 001=28°). Ny—Noc= do 0,036, jest jednak bardzo zmienna, podobnie jak barwy absorbcyjne z zaw. Fe20 3, nawet w obrębie tego samego ziarna (warstwy przyrostu). M aksym alna dwójłomność, jak rów nież kąt X A c , wskazują na zawartość (wg diagram u W i n c h e l F a , 1927, p. 355) do ok. 12% wag. Fe20 3, lub 23% subst. H C a2Fe3Si3 0 13.

Do znacznie rzadszych odm ian w szeregu zoisytowo-epidotowym należy, znany z niewielu przekrojów, k l i n o z o i s y t , o właściwych mu własnościach optycznych: dw ó jło m n o ść= 0,009, charakterystyczne sza- ro-błękitne i żółto-zielone barwy anom alne, widoczne w przekrojach bliskich zgodnym z pł. osi opt., a wywołane dużą dyspersją dwusiecz­

nych optycznych. Pleochroizm u brak. K ąt X A c = —4° i dwójłomność odpow iadają zawartości ok. 3% wag. Fea0 3 lub 5% H C a2Fe3Si30 13.

Pokrój klinozoisytu jest wyraźnie słupkowo-tabliczkowy wg osi b. K ą t między szczelinkami łupliwości zupełnej wg (001) i niezupełnej ( 100) pomierzono jako prawie dokładnie wyniósł 115°.

Jako trzecią odm ianę z grupy epidotowo-zoisytowej należy wy­

mienić rzadki zoisyt-p, występujący w postaci słupków (wg osi c)y w przekroju poprzecznym sześciobocznych, z zupełną łupliw ością//(010) i niezupełną//(100). Zoisyt zawiera nieliczne wrostki cieczy, poza tym jest całkowicie przeźroczysty, bezbarwny. Pł. o s i optycznych jest tu równoległa do (001), za tym : a = Z , b = X , c = Y . Optycznie dodatni..

Brak anom alii w barw ach interferencyjnych. D w ójłom ność=0,006.

Do pospolitszych (6,4% obj.), głównych składników opisywanego ofiolitu należy ponadto c h l o r y t . M inerał ten występuje w wyraźnej łączności z ulegającym rozkładowi amfibolem. Obok zwyczajnych po ­ staci blaszkowych chloryt tworzy również skupienia prom ienisto- blaszkowe, przypominające sferokryształy. Część tych skupień, być może, jest schlorytyzowanym biotytem. Chloryt, jak już wspomniano*

bywa wyraźnie zatokow o przenikanym przez albit (fig. 3, tabl. XVI).

W łasności optyczne ja k : pleochroizm w barw ach: X = Y — niebieska- wozielona, Z — jasno-żółta, dodatni znak optyczny, oliwkowe, ano­

malne barwy interferencyjne (widoczne jedynie w przekrojach zbliżo­

nych kierunkiem do płaszczyzny osi opt.), wskazują na przynależność chlorytu do penninu. Blaszki penninu są norm alnie przepełnione wrost- kami tytanitu, obok rzadszego epidotu i rud.

D o pobocznych składników należy przede wszystkim zaliczyć t y t a n i t , obecny w ilości ok. 3% obj. Występuje on w wyraźnej łącz­

ności z chlorytem, pochodzącym z rozkładu amfibolu i ew. biotytu ?.

W chlorycie, tytanit obecny jest zwykle jako wrzecionowate lub kroplo-

wate, śpiczasto zakończone kryształy (gł. ze ścianami (110) i (123)), w przekroju rombowe. Spotykane sporadycznie, większe ziarna ty ta­

nitu, posiadają przekrój poprzeczny trapezowy lub trójkątny i zawie­

rają zgodnie ze szczelinkami dobrej łupliwości wg ( 110) metasoma- tyczne, blaszkowe wkładki rud (fig. 2, tabl. XVI). Pleochroizm ty ta­

nitu jest niewidoczny, mimo dającej się zauważyć blado-brunatnej barwy absorbcyjnej.

Inny z pobocznych składników, k a l c y t , podobnie ja k kwarc należy do ostatnich produktów zestalania się skały. Obecny jest w p o ­ staci ksenomorficznych ziarn, występujących w łączności z kwarcem, bądź wśród produktów przeobrażeniowych w obrębie pseudom orfoz po amfibolu. Zawartość jego nie przekracza 1% obj. skały.

K w a r c występuje jedynie miejscami w nagrom adzeniach natury sekrecyjnej (rodzaj «wenitów»), o żyłkowych lub zgoła przypadkowych postaciach. Posiada budowę mozaikową i faliste znikanie światła. Po­

nadto uderza w nim wysoka zawartość pojkilm atów włosistego rutylu, ziarnistego kalcytu obok norm alnych inkluzji cieczy. Zawartość kwarcu wynosi ok. 0 ,6% .

Z minerałów akcesorycznych, występujących w omawianym ofio- licie, wymienić należy przede wszystkim i l m e n i t , stanowiący ok.

0,3% obj. i p rodukt jego przeobrażeń l e u k o k s e n (ok. 0,1% ), o b ra ­ stający regularnie, w formie białej, pyłkowej powłoki, ziarna ilmenitu.

Resztę (0,4%) składników akcesorycznych stanow ią: blaszkowy h e m a t y t i produkt jego hydratyzacji g e t y t , oraz rzadki, izometryczny c y r k o n .

III. O g ó l n e w n i o s k i

Reasumując dane, przytoczone w części opisowej, wyraźnie zary­

sowuje się stanowisko systematyczne badanego ofiolitu1. W ystępująca tu główna asocjacja m ineralna: plagioklaz, przynależny do albitu i am- fibol, przemawiałaby za uznaniem badanej skały zgodnie z określeniem G r u b e n m a n n ’a (1911, s. 207) za a m f i b o l i t a l b i t o w y . Jednakow oż obecność klasycznie wykształconej budowy prazynitowej, będącej od­

mianą struktury pojkiloblastycznej, a polegającej na poikilitycznym przerastaniu ziarn albitu przez epidot i inne minerały wrostkowe (tzw.

albit sitowy) oraz kom binacja m ineralna: albit, epidot, klinozoisyt, chloryt, skłania do przyjęcia dla omawianej skały określenia N ig g li’ego (1924, vide G a n s s e r , 1937, s. 449 i S t r e i f f , 1939, s. 155) — p r a z y n i t . Obecność hornblendy, k tó ra wg G a n s s e r ’a (1. c., s. 449) i innych z nim cytowanych autorów jest bardzo częsta w prazynitach uzupełnia to określenie nazwą szczegółową — p r a z y n i t h o r n b l e n d o w y .

Odnośnie charakteru petrograficznego skały wyjściowej dla ofio­

litu, to na podstawie procentowego składu skały: 65% plagioklazu i ok. 30% hornblendy, obecności reliktowej struktury głębinowych skał

1 O g ó ln e ok reślen ie d la zielon ych , zep im etam orfizow an ych , zasad ow ych skał m agm ow ych .

— 324 —

magmowych i odpowiednich składników akcesorycznych, m ożna przy­

puszczać, że odpowiadał on skałom o typie gabrodiorytowym . Skały te, przemieszczone następnie do strefy epimetamorfizmu zmieniły swój skład mineralny na skutek selektywnej dyfuzji składników, za pośred­

nictwem roztworów w przestrzeniach intergranularnych. Dyfuzję tę ułatwiała silna kataklaza skał, której ślady dadzą się jeszcze zauważyć w płytce cienkiej. W efekcie pow stała nowa, izochemiczna asocjacja m ineralna, lepiej dostosow ana do zmienionych warunków fizykoche­

micznych. Całokształt zmian w składzie mineralnym przedstawić m ożna zgodnie z T u r n e r ’em ( T u r n e r , 1935, b ; T i l l e y , 1938; vide T u r n e r , 1948, p. 52) w postaci następującego rów nania: augit (lub hornblenda) + plagioklaz + ilmenit + H 2Ó = aktynolit + chloryt + epidot + al­

bit + tytanit. Nieobecność aktynolitu na miejscu widocznej w płytce cienkiej, nieb.-zielonej hornblendy, tłumaczyć należy niecałkowitym prze­

biegiem reakcji, stosownie do szeregu przemian, podanego przez T u r - n e r ’a (1. c., p.,98) i E s k o l ę (1939): brunatna hornblenda (facja głębi­

nowa, wysokich tem p eratu r= g ab ro w a E s k o li)^ -z w y c z a jn a zielona hornblenda (facja am fibolitow a)—> n i e b . - z i e l o n a h o r n b l e n d a (facja albitowo-epidotowo-am fibolitowa = epidotowo-am fibolitowa E skoli)—

-> aktynolit (facja łupków «zielonych»). Brak aktynolitu może być również spowodowany bezpośrednim rozpadem molekuły aktynolitowej*

w obecności zawierających C 0 2 roztw orów , w myśl reakcji: a k ty n o lit+

+ C 0 2+ H 20 = chloryt (bezglinowy) + kalcyt + kwarc, albo też na skutek reak cji: aktynolit + H aO = chloryt + kwarc + CaO. Za pierw ­ szą alternatyw ą przemawia obecność kalcytu w ofiolicie, za drugą n a ­ tom iast współwystępowanie chlorytu z tytanitem , powstałym z połą­

czenia się dwóch pozostałych tlenków, tj. CaO i SiOa z T i0 2 (z roz­

kładu hornblendy, por. str. 56). Uwzględniając te dwie reakcje i sto­

sunki ilościowe składników wydaje się, że widoczna w badanej skale równowaga chemiczna zdaje się skłaniać w kierunku dalszych zm ian W składzie mineralogicznym na drodze reakcji: augit (hornblenda) +

plagioklaz + ilm enit + H 20 - > nieb.-zielona hornblenda + chloryt + + epidot + albit + tytanit + H 20 + C 0 2 — 2chloryt + epidot + + albit + kwarc kalcyt + 2 tytanit. Dające się przy tym zauważyć stopniowe przejście hornblendy w chloryt i pozostałe produkty prze­

obrażeń, przemawia za przeobrażeniem w obecności nieznacznej ilości COa (niska zawartość kalcytu) i dużej zawartości H 20 uniemożliwia­

jącej powstanie aktynolitowego stadium przejściowego.

Po porów naniu powyższych opisów ofiolitu z Osielca z opisami innych, podobnych ofiolitów, rzuca się w oczy zupełna zgodność z pew­

nymi odm ianam i prazynitów alpejskich, opisanych wyczerpująco przez cytowanych już geologów szwajcarskich ( G a r i s s e r , S t r e i f f ) . Ofiolity alpejskie, uważane są przez nich za zepimetamorfizowane odpowiedniki diabazów, gabr, diorytów , itp. skał, wieku dolno-, wzgl. środkow o- kredowego. Szukając pokrewieństwa w bliżej położonych regionach, stwierdzić m ożna brak analogonów wśród opisanych egzotycznych skał prakarpackich. Podobnie, poznane dzięki pracom W. P a w l i c y (1914), S. J a s k ó l s k i e g o (1924) i S. K r e u t z a (1938) amfibolity tatrzańskie

są skalam i zupełnie odmiennego typu petrograficznego. Bardziej na południe, w najbardziej wewnętrznej strefie K arp at Zachodnich, wy­

stępują według V. Z o u b k a zasadowe skały wybuchowe, które opisane zostały, m. i., z okolicy D obszyny przez J. W o l d r i c h a i z okolicy Koszyc przez L, Z e l e n k ę i A. M a t e j k ę (vide V. Z o u b e k , 1936, s. 215). W tamtejszych seriach różnych fylitów serycytowych, chlory- towych, kwarcowych, grafitowych występują, obok porfiroidów, pasm a zepimetamorfizowanych diabazów i ich tufów (ofiolitów), a także gabra, dioryty, serpentynity, miejscami wykształcone w facji amfibolitowej.

Podobnie ja k kredowe ofiolity alpejskie i przedkarbońskie ofio- lity karpackie, również i skałę z Osielca, na zasadzie konwergencji w rozwoju stratygraficznym, uważać należy, za erupcję prim -oroge- siczną, k tó ra uległa późniejszej, dyzlokacyjnej epim etamorfozie w czasie jednego z ruchów orogenetycznych, obejmujących pasm o K arpat.

L IT E R A T U R A — B IB L IO G R A P H Y '

1. P. E s k o l a (1939): D ie E ntstehung der G estein e (B arth, T . F . W ., C or- rens C. W ., E sk o la P .), B erlin 1939. — 2. A . G a n s s e r (1937): D er N o rd ra n d der T am b od eck e. Schw . M in . P e tr. M itt., B d. 17, 1937. — 3. U . G r u b e n m a n n (1911):

D ie k ristallin en Schiefer, 2 A u fl., B erlin 1911. — 4. U . G r u b e n m a n n u. P. N i g g l i (1924): D ie G estein sm etam orp h ose, Berlin 1924. — 5. S. J a s k ó l s k i (1924): O am - fibolitach tatrzańskich i ich p o ch o d zen iu — Les A m p h ib o lites de M o n ts T atra et leur origins. Bull, de l'A cad. P o l. d. Sc. e t d. L e t., Ser. A , K rak ów 1924. — 6. S. K r e u t z (1938): O m etam orfozie skał a m fib olitow ych tatrzańskich — Sur la m eta m o rp h o se des roches am p h ib olitiq u es des Tatra. — O am fib olitach tatrzańskich (II) — Sur la m eta m o rp h o se des roches am p h ib olitiq u es des T atra (II). Buli. de l A ca d . P o l.

d. Sc. e t d. L e t., Ser. A , K rak ów 1914. — 7. W . P a w l i c a (1914): P ó łn o cn a w ysp a krystaliczna w Tatrach. R o zp ra w y W ydz. M a t.-p r z y r . A k a d . U m iej., Ser. A , K ra ­ k ó w 1914. — 8. V. S t r e i f f (1939): G e o lo g isch e U n tersu ch u n gen im O stscham s (G raubünden). M itt. aus d. Geol. Inst. d. E idg. H schule u. d. Uniw. Z ürich, 1939. — 9. F . J. T u r n e r (1948): M in eralogical and structural ev o lu tio n o f the m etam orp h ic rocks. M e m o ir o f the G eological Soc. o f A m ., 30, 1948. — 10. N . H . W i n c h e l l and A . N . W i n c h e l l (1927): E lem ents o f o p tica l m in eralogy, N e w Y ork 1927. — 11. V. Z o u b e k (1936): P o zn ä m k y о krystaliniku zap ad n ich K arpat — B em erk u n ­ gen über das K ristallin der W estkarpathen. V is tn ik sta t. geol. üst. Ć. S. R ., R o c.

X II, c. 5., Praha, 1936.

РЕЗЮ МЕ

Офиолитовая скала найденная професором К с и о н ж к е в и ч е м в виде громадных глыб в Осельце (в. Макова, западные флишевые Карпаты), происходит из среднеэоценовых, крупнообложенных отло­

жений магурского покрова. На основании микроскопических иссле­

дований эта скала может быть точнее определенная, как алъбитовый амфиболит или как роговообманковый празинит (по швейцарским петрографам). За принятием последнего определения наклоняет: ти­

пически образованное празинитовое строение и минеральный со­

став: альбит, минералы группы эпидот — циозит, хлорит, роговая обманка барраузитовоги типа, рядом с редким титанитом, кальцитом, кварцом, ильменитом, леукоксеном, хематитом и цирконом. Сохра­

— 326 —

ненная, реликтовая структура глубинных пород указывает на воз­

никновение путём эпитаморфизма пород рода габбродпоритов. Ана­

логами описанной породы являются разработанные Г а н с е р о м (1937) и С т р е й ф ф о м (1939) алышйские офиолити или офиолиты кар­

патские, познанные благодаря работам В о л ь д ж и х а и З о у б к а . На основании конвергенгенций стратиграфического развития в альпийско-карпатской дуге, можно считать офйолит из Осельца примореченической эруппией, отвечающей или нижне меловым аль­

пийским офиолитам или докарбонским офиолитам Внутренних Карпат.

Геологический Институт Ягеллонского Университета в Кракове.

SU M M A R Y

A b s t r a c t . T h e rock fou n d in the M id d le E ocen e represents a variety o f the o p h i- o lite ap p roach in g h orn b len d e prasinites o f the Sw iss A lp s.

A n ophiolitique rock has been found by prof. M . K s i q z k i e w i c z in the stream Osielczyk at Osielec near M akow (W estern Flysch C ar­

pathians). It occurs as a boulder ca. 2 m in diam eter in the M iddle Eocene conglom erates, and sandstones o f the M agura nappe. The microscopical exam ination proves th at the rock is a variety o f the ophiolite which on the basis o f its textural and mineralogical features may be determined as an albite am phibolite (in the classification of G r u b e n m a n n (1911)), or as a hornblende prasinite in the terminology o f N i g g l i (1924), G a n s s e r (1937) and other Swiss petrologists.

The determ ination o f the rock in question as prasinite is sub­

stantiated by its typically developed prasinite texture (a kind of poi- kiloblastic texture with poikilitic intergrow th of sieve-like albite) and its m ineral com position: albite, epidote (beside rare clinozoisite and zoisite-p), chlorite and hornblende as m ain constituents, while sphene, calcite and quartz are additional — and ilmenite, leucoxene, hematite and zircon —■ accessory minerals.

The preserved relict structure of a deep-seated rock indicates, th at the prim ary rock m ust have been a gabbro-dioritic type. The com ­ parison of the described ophiolite with other similar rocks perm its to find analogous types am ong Alpine ophiolites described by G a n s s e r (1937) and S t r e i f f (1939). There also exists a resemblance w ith the ophiolites described from the internal zone o f the W estern C arpathians (Dobsine) by J. W o l d r i c h (vide Z o u b e k V., 1936, p. 215).

On the basis of the convergence in stratigraphic development in the A lpine-C arpathian arc, the ophiolite from Osielec m ay be re­

garded as a prim-orogenic eruption, corresponding either to the Lower Cretaceous Alpine ophiolites, or to the ante-Carboniferous ophiolites o f the internal C arpathians.

T h e G eo lo g ica l D ep artm en t o f the Jagellonian U n iversity in Cracovy.

T. Wieser

— 327 —

O B J A Ś N IE N IA T A B L IC Y X V I E X P L A N A T IO N O F P L A T E X V I О В ’Я С Н Е Н И Я Т А Б Л И Ц Ы X V I

F ig. 1. O f i o ł i t z O s i e l c a . R o z k ła d am fib olu . S tad iu m przejściow e. S zczątk i p ryzm atyczn ych ziarn horn b len d y, roztwarzającej się w zesp ó ł ep id o to w o -c h lo ry - to w o -a lb ito w y , z d om ieszk ą tytanitu i in n ych w tórnych p ro d u k tó w . P o w . 70 X .

Ф и г. 1. О ф и о л и т и з О с е л ь ц а . Р а с п а д а м ф и б о л а . П е р е х о д н а я с т а д и я . О стан к и п р и з м а т и ч е с к и х з е р н р о г о в о й о б м а н к и , р а с т в о р я ю щ и х с я в к о м п л е к с э п и д о т о -х л о р и т о - а л ь б и т о в ы й с п р и м е с ю т и т а н и т а и д р у г и х в т о р и ч н ы х п р о д у к т о в . 7 0 х .

F ig . l . O p h i o l i t e f r o m O s i e l e c . D e c o m p o sitio n o f am p h ib ole. T ransitory stage. R em n an ts o f prism atic grains o f h ornblende, d issolvin g in to a n aggregate c o m ­ p o sed o f ep id ote, chlorite, an d albite, w ith a d d itio n a l sp h en e and oth er secondary prod u cts. X 70.

F ig. 2. O f i o l i t z O s i e l c a . R o z k ła d am fibolu. Stad iu m k o ń c o w e . P oniżej śro d k a obrazu w id oczn e ziarna tytanitu, w przekroju p op rzeczn ym trójkątne lub trap ezow e. N ie c o w yżej n a praw o ja sn e ziarn o ep id o tu , ob jęte b laszk ą ch lorytu . C a ło ść zlep ia jasn a m asa, zło ż o n a z alb itu oraz kw arcu i k alcytu . P o w . 1 1 0 X .

Ф и г. 2. О ф и о л и т и з О с е л ь ц а . Р а с п а д а м ф и б о л а . О к о н ч а т е л ь н а я с т а д и я . П о н и ж е с е р е д и н ы п о л я з р е н и я в и д н ы з е р н а т и т а н и т а в п о п е ­ р е ч н о м с е ч е н и и — т р е у г о л ь н ы е и л и т р а п е ц и ^ н а л ь н ы е . Н е м н о г о в ы ш е н а п р а в о я с н о е з е р н о э п и д о т а , о х в а ч е н н о е п л а с т и н к о й х л о р и т а . Ц е л о е с л е п ­ л я е т с в е т л а я м а с с а с о с т о я щ а я и з а л ь б и т а . 1 1 0х .

F ig . 2. O p h i o l i t e f r o m O s i e l e c . D e c o m p o sitio n o f am p h ib ole. F in a l stage. B elo w th e centre o f th e picture visib le grains o f sphene, in cro ss-sectio n tria n ­ gular o r trap ezoid al. A little a b o v e to th e right grain o f ep id ote, en clo sed in ch lorite flake. E n velop in g groundm ass con sists o f albite, quartz, and calcite. X 110.

F ig. 3. O f i o l i t z O s i e l c a . C hloryt przerosły p o ik ility czn ie ziarnam i tytanitu (ciem n e plam y) oraz z a to k o w o — alb item (jasn e p o le). P ow . 70 X .

Ф и г. 3. О ф и о л и т и з О с е л ь ц а . Х л о р и т п о й к и л и т и ч е с к и п е р е ­ р о с ш и й з е р н а м и т и т а н и т а 4(т е м н ы е п я т н а ); с в е т л ы е м е с т а — в ы п о л н е н и е а л ь б и т о м . 7 0 х .

F ig. 3. O p h i o l i t e f r o m O s i e l e c . C hlorite p oik ilitically in tergrow n w ith sp h en e grains (dark sp ots) and h ighly sutured grain boundaries w ith alb ite (light field), x 70.

Rocznik Pol. Tow. Geol. XXI, 3. 22