Występowanie, petrografia i geneza dolomitu granicznego w cechsztynie okolic Lubina.

(1)

G E O L O G I A S U D E T I C A 1986, V O L . XXI, N R 2, P L I S S N 0072-100X

WYSTĘPOWANIE, PETROGRAFIA I GENEZA

DOLOMITU GRANICZNEGO W CECHSZTYNIE OKOLIC LUBINA Occurrence, petrography and genesis

of the boundary dolomite in the Zechstein near Lubin

J a n B. T O M A S Z E W S K I , Jerzy C Y G A N

Instytut Górnictwa Politechniki Wrocławskiej ul. K. Świerczewskiego 74, 50-020 Wrocław

S P I S T R E Ś C I

Wstęp 259 Pozycja stratygraficzna i rozprzestrzenienie d o l o m i t u granicznego 261

Charakterystyka chemiczno-petrograficzna dolomitu granicznego 264

Warunki sedymentacji dolomitu granicznego 269

Zakończenie 271 Literatura 271 Summary 273

S T R E S Z C Z E N I E . W pracy przedstawiono wyniki badań d o l o m i t u granicznego w obszarze na zachód o d Lubina (fig.

1). D o l o m i t graniczny występuje w spągu pierwszego cyklote- mu cechsztyńskiego ( P²1 ) . Stanowi o n zaburzenie t y p o w e g o następstwa litologicznego w cyk totemach, c o m o ż e być p o d - stawą d o wydzielenia subcyklotemu P21 ' . Wydzielono dwie o d m i a n y m a k r o s k o p o w e d o l o m i t u granicznego: jasnoszarą i szaroczarną, tworzące się w różnych środowiskach sedymen- tacyjnych. Badania m i k r o s k o p o w e pozwoliły wydzielić trzy typy mikrofacjalne: mikrosparyt, biomikryt i dolomit zapia- szczony. Badania prób d o l o m i t u granicznego oraz obserwacje

w wyrobiskach kopalnianych pozwoliły stwierdzić, że tworzył się on w nieckowatych zagłębieniach dna płytkiego zbiornika morskiego. W warunkach p o d w y ż s z o n e g o zasolenia w ó d na- stępowała dolomityzacja świeżo o s a d z o n e g o mułu kalcytowe- go. W dalszych etapach diagenezy następowała rekrystalizacja oraz procesy mineralizacyjne. G ł ó w n y m minerałem kruszco- wym w dolomicie granicznym jest chalkopiryt, mniej rozpo- wszechnione są bornit, galena i piryt. Analizy chemiczne pozwoliły wyróżnić dolomit graniczny j a k o dolomit czysty i dolomit zanieczyszczony substancją ilasto-węglistą i piaszczy- stą.

W S T Ę P W pracy przedstawiono charakterystykę dolomitu występującego pomiędzy białym piaskowcem cechsztyńskim w spągu i ł u p k a m i miedzio- nośnymi w stropie. Dolomit ten w praktyce gór- niczej został nazwany „dolomitem granicznym" i nazwa ta przyjęła się w piśmiennictwie geologi- cznym. Należy jednak podkreślić, że d o chwili obecnej b r a k o w a ł o szczegółowego opracowania tej warstwy. W literaturze spotyka się krótkie wzmianki stwierdzające fakt występowania dolomitu granicznego w profilu litologicznym (Dubiń- ski 1967; Kłapciński 1971; Lorenc 1975) oraz wskazujące na jego znaczenie stratygraficzne (To- maszewski 1962; Oberc, Tomaszewski 1963). Pra- ca niniejsza stawia sobie za cel wypełnienie tej luki: określenie rozprzestrzenienia, miąższości, c h a r a k t e r u chemicznego i petrograficznego dolomitu granicznego. D a n e te pozwalają na podjęcie

próby wyjaśnienia w a r u n k ó w jego sedymentacji, diagenezy, a także dolomityzacji; problemów o tyle ciekawych, że dotyczą one najniższego cechsztynu, bezpośrednio po transgresji morskiej.

Umożliwiają one również zweryfikowanie proble- mu cykliczności sedymentacji w pierwszym cyklotemie (P21).

Zasadniczym materiałem, na k t ó r y m opierano się przy realizacji prezentowanej pracy, były obserwacje i opróbowanie warstwy dolomitu granicznego w dostępnych wyrobiskach górniczych.

Ogółem p o b r a n o i przebadano 107 p r ó b dolomitu granicznego i 30 p r ó b skał sąsiadujących z nim w profilu litologicznym. W y k o n a n o 117 pły- tek cienkich i 62 zgłady polerowane, które o p r a - c o w a n o za pomocą mikroskopów Połam Ł-211 i Amplival pol. u.

Oznaczenia zawartości C a O i M g O wykona-

(2)

Fig. 1. Szkic sytuacyjny obszaru b a d a ń z t y p o w y m i profilami objętej b a d a n i a m i serii. / — szyby k o p a l n i a n e ; 2 — obszar o p r ó b o w a n i a i s z c z e g ó ł o w y c h obserwacji w w y r o b i s k a c h g ó r n i c z y c h ; 3 - biały p i a s k o w i e c ; 4 — d o l o m i t g r a n i c z n y ; 5 — łupek

m i e d z i o n o ś n y ; 6 — d o l o m i t ( W l )

Sketch of the study area with typical profiles of the investigated series. / - mine shafts; 2 - area of sampling and detailed o b s e r v a t i o n s in mine e x c a v a t i o n s ; 3 — white s a n d s t o n e ; 4 — b o u n d a r y d o l o m i t e ; 5 — c o p p e r - b e a r i n g s h a l e ; 6 — d o l o m i t e

( W l )

no dla 43 próbek dolomitu granicznego, miarecz- k u j ą c 0,02 M roztworem E D T A * . W pierwszym etapie oznaczano sumaryczną zawartość C a^{+ 2} i Mg^{+ 2} miareczkując 0,02 M roztworem E D T A w środowisku o p H = 10, przy użyciu czerni erio- chromowej T j a k o barwnika. Następnie oznaczano zawartość C a^{+ 2} miareczkując w silnie zasado- wym roztworze, w obecności mureksydu. Z a w a r - tość M g+ 2 oznaczono według wzoru

M g+ 2 = ( C a+ 2 + M g + 2) — C a+ 2.

O t r z y m a n e wyniki przeliczono na zawartość C a O i M g O w procentach wagowych. W celu wyelimi- nowania wpływu j o n ó w Cu^{+ 2}, F e^{+ 2}, F e^{+ 3} i innych metali oznaczenia wykonywano w obecnoś-

* Wersenian d w u s o d o w y ( Cl 0H1 4O8N2N a2- 2 H20 ) .

ci kwasu askorbinowego i cyjanku potasu. M i a - reczkowanie kalcytu i dolomitu wzorcowego wy- kazało, że b ł ą d oznaczenia C a O nie przekraczał

± 1 % , a M g O ± 2 % .

Kalcyt od dolomitu o d r ó ż n i a n o m i k r o s k o p o - wo barwiąc cienkie płytki roztworem Eramy'ego (Migaszewski, Narkiewicz 1983). Barwi on kalcyt na różne odcienie czerwieni (zależnie od zawar- tości F e^{+ 2}) . Dolomit pozostaje niezabarwiony, przy podwyższonych zawartościach F e^{+ 2} barwi się na niebiesko.

W y k o n a n i e niniejszej pracy wymagało częs- tych zjazdów d o wyrobisk górniczych kopalń miedzi rejonu Lubina. Autorzy dziękują za życzli- wą p o m o c w zbieraniu danych p r a c o w n i k o m ko- palnianej służby geologicznej Dziękujemy rów- nież P. mgr. Kijewskiemu za interesujące uwagi dotyczące prezentowanych wyników b a d a ń .

(3)

W Y S T Ę P O W A N I E , P E T R O G R A F I A I G E N E Z A D O L O M I T U G R A N I C Z N E G O 2 6 1

P O Z Y C J A S T R A T Y G R A F I C Z N A I R O Z P R Z E S T R Z E N I E N I E D O L O M I T U G R A N I C Z N E G O Osady cechsztynu w okolicy Lubina są

wykształcone w postaci czterech niekompletnych cyklotemów, co jest zjawiskiem charakterysty- cznym dla brzeżnej części basenu sedymentacyjnego (Tomaszewski 1962). Najpełniejszy rozwój wykazuje cyklotem najstarszy (P21), w obrębie k t ó r e g o wykształcił się opisywany dolomit graniczny. Profil osadów cechsztynu okolic Lubina przestawia tabela 1 (Tomaszewski 1978).

O s a d y cechsztyńskie składają się z warstw należących d o dwóch odmiennych genetycznie g r u p skał: klastycznych (piaskowce, łupki ilaste, iłowce) i chemicznych (skały węglanowe, anhydryty, sole). Cykliczna sedymentacja osadów cechsztynu jest ciągiem od osadów piaszczystych i ilastych, poprzez skały węglanowe (wapienie i dolo-

Tabela 1. Litostratygrafia cechsztynu okolic Lubina Zechstein litostratygraphy of the Lubin region

y MU- . ,.

Miąższość tem P o z i o m litologiczny S y m b o l . _ C y c l o - Lithologic stage Label y j ^ j

them

iłowce czerwone górne Ł 4 ( g ) 1 0 - •3,2 upper red claystones

P24 gipsy i anhydryty A 4 0 - •2,5 g y p s u m and anhydrite

iłowce czerwone dolne Ł 4 (d) 3 , 5 - 12 lower red claystones

anhydryt ze sferulitami A 3 0 - •42 anhydrite with spherulites

P²3 iłowce szare, w stropie często

d o l o m i t o w e (Ł3-W) Ł 3 2 - 14 gray claystones, in upper part

often d o l o m i t i c (Ł3-W)

anhydryt A 2 1 6 - •35

anhydrite

P22 dolomit szary W 2 0 - - 1 6

grey d o l o m i t e

anhydryt górny A 1 (g) d o 8 0 upper anhydrite

iłowiec gipsowy (brekcja) A 1 (br) 0 - 6 g y p s u m claystone (breccia)

P²1 anhydryt dolny A 1 (d) d o 60 lower anhydrite

wapienie i d o l o m i t y W 1 6 0 - 100 limestone and d o l o m i t e

łupek miedzionośny Ł 1 0 , 0 - 0,5 copper-bearing shale

dolomit graniczny W 0 0 , 0 - -0,3 boundary d o l o m i t e

p²r biały piaskowiec P O 0 , 2 - 3,0 white sandstone

mity), siarczanowe (anhydryty i gipsy) d o chlor- kowych (halit i sole potasowe). W obrębie skał klastycznych obserwuje się zmniejszanie grubości ziarn, natomiast skały chemiczne przechodzą od najsłabiej d o najłatwiej rozpuszczalnych w wodzie (Oberc, Tomaszewski 1963)

W normalnej sekwencji cyklotemu P²1 na białym piaskowcu cechsztyńskim (PO) leżą łupki miedzionośne (LI) j a k o kolejny klastyczny człon tego cyklotemu. N a łupkach miedzionośnych leżą wapienie i dolomity ( W l ) rozpoczynające człon chemiczny cyklotemu. W okolicy Lubina wystę- powanie dolomitu granicznego zaburza t o na- stępstwo. Dolomit graniczny (WO) jest członem pochodzenia chemicznego wciśniętym pomiędzy dwa człony klastyczne: biały piaskowiec (PO) i łupki miedzionośne (Łl). W tym układzie łupki miedzionośne wskazywałyby na e t a p regresji w transgresywnym cyklotemowym następstwie warstw, co w peryferyjnej strefie zbiornika morskiego jest możliwe.

N a podstawie przedstawionych faktów można przyjąć, że dolomit graniczny stanowi lokalnie wykształcone ogniwo chemiczne odrębnego subcyklotemu. W takim przypadku profil pierwszego cyklotemu przedstawia się następująco: N a bia- łym piaskowcu leży dolomit graniczny podścielo- ny niekiedy cienką laminką łupku ilastego, które- go grubość nie przekracza 1,0 cm. N a dolomicie granicznym zalegają łupki miedzionośne, na k t ó - rych z kolei spoczywa seria dolomitów i wapieni (Wl). Lokalnie dolomit graniczny i łupki mie- dzionośne nie są wykształcone, dolomity i wapienie ( W l ) spoczywają bezpośrednio na białym piaskowcu. Cyklotem P²1 kończą anhydryty (Al), a cyklotem P²2 rozpoczyna się dolomitami (W2).

Z powyższych rozważań wynika, że dolomit graniczny p o m i m o swej niewielkiej grubości speł- nia istotną rolę w profilu litologicznym najstar- szego cyklotemu cechsztyńskiego. Z a b u r z a on normalne następstwo warstw, wskazując na po- trzebę wydzielenia, w pierwszym cyklotemie od- rębnego subcyklotemu. Aby nie zmieniać dotych- czasowej numeracji cyklotemów, z a p r o p o n o w a n o dla niego symbol P21 \

Rozprzestrzenienie warstwy dolomitu granicznego przedstawia figura 2. D o wykonania map- ki wykorzystano kopalniane materiały archiwalne uzupełnione obserwacjami poczynionymi w do- stępnych wyrobiskach kopalnianych.

Dolomit graniczny nie tworzy na objętym badaniami obszarze ciągłej warstwy. Występuje

(4)

Fig. 2. M a p a rozprzestrzenienia i miąższości d o l o m i t u granicznego. I — 0 c m ; 2 — 1 d o 6 c m ; 3 — 6 d o 10 c m ; 4 — 10 d o 20 c m ; 5 — p o w y ż e j 2 0 c m ; 6 — szyby k o p a l n i a n e ; 7 — i z o p a c h y t y d o l o m i t u g r a n i c z n e g o

M a p s h o w i n g extent and thickness of the b o u n d a r y d o l o m i t e . 1 — 0 c m s ; 2 — 1 t o 6 c m s ; 3 — 6 t o 10 c m s ; 4 — 10 t o 2 0 c m s ; 5 — a b o v e 2 0 c m s ; 6 — mine shafts; 7 - i s o p a c h s of b o u n d a r y d o l o m i t e

on w formie dwóch rozległych płatów oraz kilku mniejszych, nieregularnych soczew. Obszary wy- stępowania dolomitu granicznego przedzielone są strefami, w których nie doszło do osadzenia się tej warstwy. Charakterystyczne są dwie takie strefy, ograniczające dwa główne płaty dolomitu granicznego: zachodni i środkowowschodni.

Strefa bezdolomitowa oddzielająca płat zachodni od płata środkowowschodniego ma przebieg południkowy. Zarys tej strefy jest skomplikowany. Szerokość jej zmienia się od 100 m d o 700 m. Widoczne są głębokie „zatoki" i wydłużo- ne „półwyspy", zwłaszcza w południowej części tej strefy, gdzie wyraźnie ulega o n a zwężeniu. W rejonie południowego odcinka strefy miąższość dolomitu granicznego osiąga duże wartości, o k o - ło 20 cm. W części północnej strefa ta również ulega zwężeniu, ale miąższości dolomitu granicznego w jej sąsiedztwie są małe, około 2 - 6 cm.

W środkowym, najszerszym odcinku strefy obserwuje się występowanie kilku soczew dolomitu granicznego o rozmiarach od 100 m d o 300 m i miąższości od 4 do 8 cm.

Fig. 3. Lateralne przejście d o l o m i t u granicznego w piaskowiec.

/ — biały p i a s k o w i e c ; 2 — szary p i a s k o w i e c ; 3 — d o l o m i t graniczny; 4 — łupek podścielający; 5 — łupek d o l o m i - tyczno-ilasty; 6 — łupek i l a s t o - d o l o m i t o w y ; 7 — d o l o m i t

ilasty; 8 — d o l o m i t s m u g o w a n y

Lateral passage of b o u n d a r y d o l o m i t e into s a n d s t o n e . I — white s a n d s t o n e ; 2 — gray s a n d s t o n e ; J — b o u n d a r y d o l o - mite; 4 — underlying shale; 5 — d o l o m i t i c - c l a y e y shale;

6 - c l a y e y - d o l o m i t i c shale; 7 — clayey d o l o m i t e ; 8 — streaky d o l o m i t e

(5)

D r u g a strefa bezdolomitowa ma generalny przebieg N W —SE. Ogranicza o n a od północnego wschodu środkowowschodni płat dolomitu granicznego. D o k ł a d n y przebieg tej strefy nie jest zna- ny, ponieważ przebiega o n a w znacznej części przez obszar nie rozcięty wyrobiskami górniczy- mi. Dotyczy to głównie północno-wschodniej granicy strefy, gdzie nie obserwuje się zwartego obszaru występowania dolomitu granicznego. Wy- stępują t a m nieregularne płaty dolomitu o miąż- szości od 1 d o 4 cm.

Obserwacje przeprowadzone w wyrobiskach kopalnianych wykazały, że na całym obszarze występowania dolomit graniczny zalega spokoj- nie. Zmiany miąższości są stopniowe i stosunko- wo niewielkie. M o ż n a zaobserwować pewien ogólny trend zmian miąższości. Wzrasta o n a w kierunku południowym i południowo-wschodnim od 2 d o 4 cm w części zachodniej badanego obszaru, poprzez 6 d o 8 cm w części środkowej, d o powyżej 8 cm w części wschodniej.

K o n t a k t dolomitu granicznego z białym piaskowcem i ł u p k a m i miedzionośnymi jest zwykle wyraźny, ostry. Tylko lokalnie obserwuje się lateralne przejścia dolomitu granicznego w piaskowiec. Interesujący przykład takiego zjawiska przedstawia figura 3. N a skłonie lokalnej elewacji stropu piaskowca, o amplitudzie o k o ł o 2 m, obserwuje się zacieranie się granicy pomiędzy piaskowcem a dolomitem. Szybkiemu wzrostowi grubości dolomitu granicznego (z 3 cm d o 10 cm) w kierunku grzbietu elewacji towarzyszy wzrasta- jące zapiaszczenie. Elewacja zaznacza się także

powyżej dolomitu granicznego, w ł u p k a c h mie- dzionośnych i dolomicie ilastym, których grubość na grzbiecie elewacji jest najmniejsza.

O b o k typowych, powolnych zmian miąższości obserwuje się lokalnie szybkie zmiany związane z nierównościami powierzchni stropowej białego

Fig. 5. Z m i a n a miąższości d o l o m i t u g r a n i c z n e g o z w i ą z a n a z nierówną powierzchnią stropu b i a ł e g o piaskowca. Łupek podścielający w n i k a w d o l o m i t graniczny. Objaśnienia jak

na figurze 3

C h a n g e o f thickness of the b o u n d a r y d o l o m i t e related t o the uneven white s a n d s t o n e t o p surface. Legend as in Figure 3

piaskowca (fig. 4, 5). Spągowa powierzchnia dolomitu jest nierówna; stanowi j a k b y odlew nierów- ności stropowej powierzchni piaskowca. W przeciwieństwie d o powierzchni spągowej powierzchnia stropowa jest równa. Efektem takiej sytuacji jest znaczna zmienność lokalna miąższoś- ci dolomitu granicznego.

Opisane powyżej zjawiska obserwuje się w jasnoszarym dolomicie. Dla dolomitu ciemnosza-

rego typowe są stopniowe zmiany miąższości:

maleje ona stopniowo, aż d o całkowitego wyklinowania (fig. 6).

Pomiędzy białym piaskowcem i dolomitem występuje zwykle cienka (od 0,1 d o 1,0 cm gru-

Fig. 4. Z m i a n y miąższości d o l o m i t u g r a n i c z n e g o z w i ą z a n e z n i e r ó w n o ś c i a m i powierzchni s t r o p o w e j białego piaskowca.

Objaśnienia jak na figurze 3

T h i c k n e s s variations of the b o u n d a r y d o l o m i t e related t o the uneven t o p surface of the white s a n d s t o n e . Legend as

in Fig. 3

Fig. 6. W y k l i n o w a n i e d o l o m i t u g r a n i c z n e g o (szaroczarnego).

Łupek podścielający łączy się z ł u p k i e m d o i o m i t y c z n o - i l a s - tym. Objaśnienia jak na figurze 3

T h i n n i n g out of the b o u n d a r y d o l o m i t e (gray-black). T h e underlying shale is jointed dolomitic-clayey shale. Legend as

in Figure 3

(6)

bości) warstewka czarnego łupku ilastego, nazwa- nego łupkiem podścielającym (fig. 3, 6). W miejs- cu wyklinowania się dolomitu granicznego łupek podścielający łączy się z łupkami miedzionośnymi (fig. 6). Niekiedy obserwuje się wnikanie łupku

podścielającego w dolomit graniczny jasnoszary (fig. 5, pi. I, 1), w k t ó r y m tworzy przewarstwienie aż d o wyklinowania się po kilkudziesięciu me- trach. Ze względu na znikomą grubość, łupek podścielający nie został ujęty w tabeli 1.

C H A R A K T E R Y S T Y K A C H E M I C Z N O - P E T R O G R A F I C Z N A D O L O M I T U G R A N I C Z N E G O Obserwacje m a k r o s k o p o w e wykazały wystę-

powanie dwóch odmian dolomitu granicznego:

jasnoszarej (pi. I, /) i szaroczarnej (pi. I, 2, 3).

Stwierdzono, że przejścia pomiędzy tymi odmia- nami są stopniowe. Opis m a k r o s k o p o w y obu wy- różnionych odmian przedstawia się następująco.

D o l o m i t g r a n i c z n y j a s n o s z a r y wystę- puje w okolicach Lubina mniej powszechnie niż dolomit szaroczarny. Jest to skała o strukturze mikrokrystalicznej, obserwuje się w niej często pofalowane laminki ilaste opływające soczewki jasnego dolomitu. N a d a j ą one skale teksturę rów-

noległą, smugowaną. Zwykle są dobrze widoczne na zgładach polerowanych. Z d a r z a się jednak, że nie obserwuje się ich w skale, a wtedy ma o n a teksturę bezkierunkową. W dolomicie występują w różnej ilości fragmenty skorupek, a czasem kompletne skorupki mięczaków (pi. I, 2). Wiel- kość skorupek jest zmienna, od 0,1 d o 1,5 cm.

Z a w a r t o ś ć elementów szkieletowych w a h a się od 1 d o 5 0 % objętości skały. G r o m a d z ą się one najczęściej w górnej partii warstwy. Skorupki są ułożone bezładnie, przy dużym nagromadzeniu ich ułożenie jest najczęściej równoległe. Skorupki z b u d o w a n e są z białoszarego kalcytu, bywają też dość często zmineralizowane chalkopirytem, bor- nitem, rzadziej galeną.

Gips występuje w jasnoszarym dolomicie granicznym dość rzadko. Tworzy owalne gniazda dochodzące d o 0,5 cm oraz igiełkowe skupienia.

Jest najczęściej biały, różowy lub zielonkawy.

Równie rzadkie są skupienia kalcytu, osią- gają one jednak większe rozmiary, dochodzące do 2,0 cm. Jest to kalcyt biały, mleczny lub przezroczysty. Żyłki kalcytowe występują głównie w strefach zaangażowanych tektonicznie. Żyłki siarczkowe, głównie chalkopirytowe, są zjawiskiem nieco powszechniejszym. G r u b o ś ć żyłek wynosi od ułamków milimetra d o 3,0 mm. Prze- biegają one w różnych kierunkach, najczęściej zbliżonych d o pionowego. Żyłki siarczkowe przechodzą niekiedy w zalegające na dolomicie granicznym łupki miedzionośne.

D o l o m i t g r a n i c z n y s z a r o c z a r n y jest odmianą występującą na b a d a n y m obszarze zna-

cznie powszechniej niż dolomit jasnoszary. Jest to skała barwy szaroczarnej d o czarnej, znacznie mniej zailona niż o d m i a n a jasnoszara. S t r u k t u r a i tekstury są p o d o b n e jak w odmianie jasnoszarej.

Istotną różnicę stanowi zupełny brak lamin ilastych w dolomicie szaroczarnym. O k r u c h y skorupek mięczaków są drobniejsze niż w odmianie jasnoszarej. Znacznie częściej natomiast obserwuje się owalne skupienia białego i różowego gipsu

(pi. I, 3). Dolomit graniczny szaroczarny nie wy- kazuje poziomych ani pionowych przejść w sąsia- d u j ą c e z nim skały.

Badania mikroskopowe dolomitu granicznego wykazują, że podstawowym składnikiem ortochemicznym jest przekrystalizowany mikryt, czyli mikrosparyt dolomitowy. Wielkość ziarn dolomi- towych zawiera się w przedziale od 4 d o 8 |im, mają one p o k r ó j anhedralny. W obrębie mikrosparytu nie obserwuje się euhedralnych ziarn dolomitu, co potwierdzają badania przełamu skały pod mikroskopem elektronowym skanningowym.

Euhedralne kryształy dolomitu obserwuje się je- dynie w większych porach, gdzie mogły s w o b o d - nie krystalizować (pi. I, 4). Pory te są obecnie wypełnione siarczkami lub kalcytowym sparytem.

P o d o b n i e bywa w przypadku elementów szkieletowych, gdzie euhedralne kryształy dolomitu wy- stępują na granicy skorupek z m i k r o s p a r y t o w y m tłem. Romboedryczne kryształy dolomitu tkwią w tworzącym skorupki kalcycie lub siarczku (pi. I, 4).

Mikrosparyt tworzący dolomit graniczny jest drobnokrystaliczny o teksturze bezładnej. Nie obserwuje się większych skupień kryształów o zbli- żonych wymiarach. Wyjątek stanowią skupienia pseudosparytu oraz ciemne laminy ilasto-węgliste, w obrębie których kryształy dolomitu są n a j d r o b - niejsze, o rozmiarach z pogranicza mikrytu i mikrosparytu (około 4 (un). O b s e r w o w a n e pod d u - żym powiększeniem ziarna mikrosparytu nie wy- kazują wrostków obcych minerałów.

W obrębie masy mikrosparytowej występują mniej lub bardziej izometryczne skupienia bia- łych, przezroczystych kryształów dolomitu (pi. I, 5). Wielkość tych skupień dochodzi d o 0,5 cm.

(7)

Rozmiary kryształów dolomitu rosną w kierunku ś r o d k a skupień. Największe kryształy dochodzą d o 0,1 cm, co pozwala określić je j a k o sparyt.

Przejście od mikrosparytu d o sparytu jest ostre.

Sparyt ten m a wszystkie cechy pseudosparytu odróżniające go od o r t o s p a r y t u :

— granice pomiędzy kryształami są nierów- ne, kształt ziarn jest anhedralny, w y j ą t k o w o sub- hedralny,

- kryształy wykazują różną orientację opty- czną,

— granica z otaczającym mikrosparytem jest ostra.

Skupienia pseudosparytu odróżniają się od mikrosparytu jasną barwą. Jest to s p o w o d o w a n e brakiem substancji ilaso-węglistej pomiędzy ziar- nami dolomitu. F a k t ten d o d a t k o w o potwierdza tezę, iż sparyt dolomitowy jest wynikiem rekrystalizacji dolomitu w pierwotnych porach i ich najbliższym otoczeniu. Pseudosparyt jest jednym z pobocznych składników dolomitu granicznego.

Jego zawartość nie przekracza 2 - 3 ° /⁰ obj. skały.

Najczęściej wynosi 0 d o l ° /0 obj. Występuje sporadycznie w jasnoszarym i znacznie częściej w szaroczarnym dolomicie granicznym. Częściej wy- stępuje w mikrosparycie, r z a d k o w dolomicie granicznym zapiaszczonym lub biomikrycie, gdzie skupienia jego są drobniejsze (do 0,25 mm).

Trzecim, obok mikrosparytu i pseudosparytu, wyróżnionym składnikiem ortochemicznym dolomitu granicznego jest substancja ilasto-węglista.

Jest o n a rozproszona w całej masie skały dość równomiernie; tworzy miejscami większe skupienia w formie smug i lamin. G r o m a d z i się również na granicy kryształów mikrosparytu (pi. I, 6).

Z a w a r t o ś ć substancji ilasto-węglistej w dolomicie granicznym wynosi >od kilku d o 4 0 % obj., naj- częściej 15- 20°/⁰ obj. Wyniki oznaczeń zawartoś- ci węgla organicznego przedstawiono w tabeli 2.

Z a w a r t o ś ć C^org wynosi od 0,8 d o 1 , 8 8 % wag.

Oznaczenia w y k o n a n o dla różnych o d m i a n ma- k r o s k o p o w y c h dolomitu w Samodzielnej Praco- wni Mikroanalizy i Automatyzacji M e t o d Anality- cznych w Łodzi. Wyniki analiz wykazały brak zależności pomiędzy zawartością węgla organicznego a barwą skały. Twierdzenie, że czarna lub ciemnoszara b a r w a skały zależy od zawartości węgla organicznego, nie znalazło w dolomicie granicznym potwierdzenia.

D o allochemicznych składników dolomitu granicznego należą detrytyczny kwarc i elementy szkieletowe. Jedną z charakterystycznych o d m i a n dolomitu jest dolomit zapiaszczony. Występuje o n zwykle w pobliżu elewacji podłoża piaskowco-

Fig. 7. Krzywe granulometryczne frakcji piaszczystej dolomitu granicznego. Oznaczenia jak w tabeli 3

Sieve curves of sandy fraction of the boundary dolomite.

Samples numbered as in Table 3

wego. Z a w a r t o ś ć kwarcu systematycznie maleje w miarę oddalania się od elewacji, co wskazuje na nie j a k o na źródło materiału piaszczystego.

K w a r c stanowi 8 0 - 1 0 0 % wszystkich litoklastów.

O d 0 d o 1 2 % litoklastów stanowią okruchy skał krzemionkowych, a 0 d o 8 % skalenie. Zapia- szczenie dolomitu zmienia się w b a r d z o szerokim przedziale, od 0 d o 4 7 % obj., a w niektórych przypadkach, kiedy przechodzi on w szary piaskowiec dolomity czny, zawartość litoklastów przekracza 5 0 % obj.

Dla wybranych, charakterystycznych próbek zapiaszczonego dolomitu granicznego (zawierają-

Tabela 2. Zawartość węgla organicznego w dolomicie granicz- nym okolic Lubina

Contens of organie coal in boundary dolomite of the Lubin region

N r próby Barwa skały „⁰. .

Sample N o . Colour of rock o r g ( / o

2 / G S z jasnoszara - grey light 1,08

3 / G S z szara — grey 1,32 4 / G S z szara - grey 0,80 2/GIV jasnoszara - light grey 1,23

7 / G I V jasnoszara — light grey 1,05

12/GIV szara - grey 1,25 14/GIV ciemnoszara - dark grey 1,35

15/G1V ciemnoszara — dark grey 1,09 18/GIV ciemnoszara - dark grey 1,50 1/GV ciemnoszara — dark grey 1,88 2 / G V ciemnoszara - dark grey 1,04 5 / G V ciemnoszara — dark grey 1,53

(8)

cych ponad 100 ziarn litoklastów w szlifie) wyko- nano mikroskopową analizę uziarnienia. Wyniki przedstawiono w postaci krzywych granulometry- cznych (fig. 7) oraz w tabeli 3. Wykazały one, że wysortowanie materiału jest przeważnie słabe, sporadycznie u m i a r k o w a n e ( G S O — 0,8 d o 1,23), średnia średnica ziarn wynosi od 0,06 d o 0,035 mm. Litoklasty należą głównie do frakcji mułow- cowej. Wskazuje t o na b a r d z o niską energię morskiego środowiska sedymentacyjnego, skoro na odległościach rzędu stu metrów od źródła mate- riału klastycznego (elewacje) przenoszony był tyl- k o tak d r o b n y materiał. Z i a r n a kwarcu są owalne lub wydłużone, dość dobrze obtoczone. Ułożenie ziarn jest bezładne, co potwierdza tezę o niskiej energii środowiska.

Elementy szkieletowe są składnikiem występu- j ą c y m w dolomicie granicznym w b a r d z o zmien- nych ilościach. Nie występują tylko w dolomicie zapiaszczonym. Są to głównie skorupki cienko- skorupowych małży, dochodzące d o 1,5 cm dłu- gości, oraz ich fragmenty i okruchy różnej wiel- kości i kształtu. Są z b u d o w a n e z białego kalcytu wypełniającego przestrzeń ograniczoną r o m b o e d - rami dolomitu. Obserwuje się również skorupki zmineralizowane siarczkami (pi. II, 1) oraz detry- tus roślinny (pi. II, 2). W jednej z p r ó b stwierdzo- no występowanie kolonii glonów o rozmiarach dochodzących do kilku milimetrów. Ułożenie ich jest różne, często zgodne z warstwowaniem dolo-

mitu (pi. II, 3). W obrębie mat glonowych, k t ó - rych fragmenty obserwowano, stwierdzono owal- ne skupienia sparytu kalcytowego (pi. II, 4) przy- p ó r Gnające sporangia glonowe (Horowitz, Potter

1971). Ogólnie można powiedzieć, że elementy szkieletowe są ułożone w skale w różny sposób.

Przeważnie są ułożone bezładnie, lokalnie jednak ułożenie skorupek jest równoległe, co może być

Taoeia 3. Parametry statystyczne uziarnienia s k ł a d n i k ó w k - stycznych w z a p i a s z c z o n y m d o l o m i c i e granicznym Statistic grain size parametres of clasts in s a n d y boundary

d o l o m i t e

P r ó b a

Sample G S S G S O G S K G S P 1 1 / G V 3,99 0,92 - 0 , 1 0 0 0,82 2 2 / G V a 4,58 0,82 - 0 , 7 9 0 0,82 3 2 / G V b 4,95 0,66 + 0,740 1,40 4 7 / G V 5,03 0,92 + 0.00! 1,26 5 9 / G S z 4,66 0,78 - 0 , 3 0 0 0,82

O z n a c z e n i a : (abbrevations): G S S — graficzna średnia średnica ziarn (mean); G S O — graficzne średnie o d c h y l e n i e (dispersion (sorting)); G S K — graficzna s k o ś n o ś ć (graphic skewness); G S P - graficzne spłaszczenie (kurtosis)

wynikiem ich redepozycji. W pojedynczych przy- p a d k a c h stwierdzono gipsyfikację oraz sylifikację, nie są to jednak zjawiska o istotnym znaczeniu.

Obserwacje m i k r o s k o p o w e pozwoliły wydzie- lić w b a d a n y m obszarze trzy o d m i a n y m i k r o - f a c j a l n e d o l o m i t u g r a n i c z n e g o . Ich wy- dzielenie m a istotne znaczenie dla scharakteryzo- wania środowiska sedymentacyjnego dolomitu granicznego (fig. 8).

A) Mikrosparyt (pi. IV, 1). Barwa od j a s n o - szarej do szaroczarnej, tekstura bezładna lub równoległa. Zawiera mniej niż 10°/o litoklastów i bioklastów. Występuje w centralnych częściach niecek, w których osadzał się dolomit graniczny.

B) Biomikryt (pi. IV, 2). Barwa szara d o ciemnoszarej, tekstura bezładna, niekiedy r ó w n o - legła. Z a w a r t o ś ć elementów szkieletowych d o c h o - dzi d o 4 0 ° /^o, najczęściej nie przekracza jednak

1 5 % . P o d o b n i e jak mikrosparyt, występuje w centralnych częściach płatów dolomitu.

C) Dolomit zapiaszczony (pi. IV, i). Barwa jasnoszara d o szarej. Zawiera powyżej 1 0 % lito-

klastów. W niektórych strefach zapiaszczenie przekracza 5 0 % obj. skały, k t ó r a przechodzi wtedy w piaskowiec o spoiwie p o d s t a w o w y m dolomitowym i wapienno-dolomitowym. Dolomit graniczny zapiaszczony występuje w brzeżnych partiach płatów, przechodząc w sposób ciągły w mikrosparyt lub biomikryt.

Dolomit graniczny jest zmineralizowany mi- nerałami kruszcowymi miedzi, ołowiu, żelaza i innych pierwiastków metalicznych. Badania p r ó b w świetle odbitym pozwoliły stwierdzić, że głów- nymi minerałami kruszcowymi są chalkopiryt i bornit, podrzędnie występują chalkozyn i piryt.

W obszarze położonym na N i N E od Lubina głównym minerałem kruszcowym jest galena, wy- raźnie ustępują jej ilościowo chalkopiryt i bornit.

Minerały kruszcowe występują w różnych for- r. .ch, z a r ó w n o j a k o ziarna monomineralne, j a k i zrosty kilku minerałów. Najczęściej występują ja- ko mineralizacja rozproszona — d r o b n e ziarna, o rozmiarach poniżej 0,1 m m i nieregularnych kształtach. Stanowi o n a tło dla innych form mineralizacji kruszcowej: nieregularnych ziarn siarczków wypełniających przestrzenie pochodzenia porowego, okruszcowych skorupek fauny oraz żyłek siarczkowych.

Najpospolitszym minerałem miedzi w dolomicie granicznym jest chalkopiryt. Często jest on jedynym minerałem k r u s z c ó w n , tworzącym za-

równo mineralizację rozproszoną (ziarna od 0,01 d o 0,5 mm), jak i inne formy mineralizacji. Chal- kopiryt jest w zasadzie najmłodszym z opisywa-

(9)

nych siarczków, wypiera bowiem z a r ó w n o bornit (pi. II, 5), jak i galenę. Stwierdzone przypadki wypierania chalkopirytu przez bornit starszy od galeny mogą wskazywać, iż chalkopiryt był jednym ze składników pierwotnej mineralizacji kruszcowej. Chalkopiryt najliczniej występuje w dolomicie granicznym jasnoszarym. W dolomicie szaroczarnym większe ilości chalkopirytu wystę- pują w żyłkach kruszcowych, w samej skale do- minuje natomiast bornit.

Bornit jest obok chalkopirytu głównym mine- rałem miedzi w dolomicie granicznym. F o r m y występowania bornitu są takie same, jak chalkopirytu. Bardzo często inkrustuje skorupki małży i otwornic. R z a d k o występuje samodzielnie, zwykle towarzyszy chalkopirytowi, przez który jest naj- częściej wypierany. Największe zawartości bornitu występują w odmianie szaroczarnej dolomitu

granicznego, gdzie d o m i n u j e on nad chalkopirytem. Żyłki bornitowe są w dolomicie rzadkością, d o m i n u j ą c y m minerałem jest tu zwykle chalkopiryt. Nie stwierdzono w badanych próbach bornitu wrzosowego. Występuje wyłącznie typowy bornit ceglasty.

W rejonie wschodnim kopalni Lubin, na pół- noc i północny wschód od Lubina, stwierdzono w dolomicie granicznym oraz skałach z nim są- siadujących mineralizację ołowiową i ołowiowo- -miedziową. W rejonie tym głównym minerałem kruszcowym jest galena. Najczęściej towarzyszą jej chalkopiryt i bornit; w niektórych próbach

bywa o n a jedynym siarczkiem. Formy występo- wania galeny nie różnią się od opisanych w przy- p a d k u chalkopirytu. O b s e r w o w a n o okruszcowa- ne galeną skorupki fauny oraz żyłki przechodzące w łupek miedzionośny. W obrębie większych

Fig. 8. M a p a rozprzestrzenienia t y p ó w mikrofacjalnych d o l o m i t u granicznego. / - mikrosparyt; 2 — b i o m i k r y t ; 3 — d o l o m i t z a p i a s z c z o n y ; 4 — szyby k o p a l n i a n e ; A - ptat Lubina; B - płat P o l k o w i c ; C — płat Rynarcic; D — piat M a ł o m i c M a p of distribution of the b o u n d a r y d o l o m i t e microfacies types. / — microsparite; 2 - biomicrite; 3 — sandy d o l o m i t e ;

4 — mine shafts; - — lobe of Lubin; B — lobe of P o l k o w i c e ; C — lobe of Rynarcice; D — lybe of M a ł o m i c e

(10)

ziarn galeny (na przykład zmineralizowane skorupki) stwierdzono obecność reliktów bornitu.

Powszechnym zjawiskiem jest wypieranie galeny przez chalkopiryt. M o ż n a więc przyjąć, że galena jest młodsza od bornitu (pi. II, 6), a starsza od chalkopirytu.

Tabela 4. Analizy chemiczne dolomitu granicznego z rejonu Lubina

Chemical analyses of the boundary d o l o m i t e of the Lubin region

Składniki Próba

Sample C a O M g O Ca, M g ( C 03)2

C a C O^a

nierozp.

Insoluble c o m p o -

nents

1 2 3 4 5 6

5 / G I V 25,9 16,4 81,4 5,5 13,1 7 / G I V 26,5 18,5 93,2 1,1 6,6

12/GIV 27,0 18,8 94,0 1,0 5,0

14/GIV 26,1 17,9 88,8 2,2 9,0

15/GIV 25,5 18,3 92,1 - 6,8

17/GIV 27,4 18,6 92,3 2,7 5,0

18/GIV 27,0 19,3 98,0 ^- 1,0

23/GIV 27,4 18,1 90,0 3,9 6,1

27/GIV 27,4 18,6 92,3 2,7 5,0

3 8 / G I V 22,2 15,3 76,0 1,6 22,4

1/GV 20,3 12,5 62,2 4,9 32,9

2 / G V 26,4 17,7 88,1 3,0 8,9

3 / G V 21,7 16,0 80,0 - 18,0

4 / G V 22,1 15,6 77,4 0,7 21,9

5 / G V 23,5 16,9 82,1 - 17,9

2/GSza 25,5 18,2 90,0 - 10,0

8 / G S z 23,8 16,6 82,1 0,9 17,0

tO/GSz 26,1 17,8 88,3 3,7 8,0

17/GSz 23,1 17,5 86,9 - 10,9

19/GSz 25,! 17,8 88,3 0,7 11,0

1/GXI 22,6 15,6 77,4 1,6 21,0

2 / 8 5 0 17,1 11,2 55,5 . 2,7 41,8

3/850a 26,0 17,9 88,8 2,0 9,2

3/850b 20,7 14,8 73,6 8,9 17,5

4 / 8 5 0 25,6 17,3 85,9 2,7 11,4

5/850 26,3 18,0 89,3 2,4 8,3

7/GII 20,6 14,3 70,0 2,0 28,0

2/GII 24,0 15,6 78,0 4,0 18,0

1/GIII 22,5 16,4 82,1 ^- 16,8

3/G1I1 25,4 17,8 88,3 0,9 10,8

5/GIII 26,7 18,2 90,0 2,8 7,2

6/GIII 25,6 18,0 90,2 0,6 9,2

7/GIII 27,3 18,0 90,2 3,9 5,9

8/G1II 24,1 16,0 80,0 3,1 16,9

9/GIII 26,7 18,2 90,0 2,8 7,2

10/GIII 25,2 18,0 90,2 - 9,8

11/GIII 25,6 18,5 92,3 - 7,2

12/GIII 26,5 18,6 92,3 1,1 6,6

5/GI 23,9 17,0 84,0 1,0 15,0

IV/LZ 17,2 12,7 62,0 ^- 38,0

8/VI/LZ 22,8 16,3 80.0 1,0 19,0

Ko22/l 731 22,7 14,2 70,0 5,0 25,0 4 / G S z 31,0 9,1 44,1 32,9 23,0

Piryt spotyka się w dolomicie granicznym dość rzadko, i t o głównie w odmianie szaroczarnej. Występuje najczęściej w pobliżu stropu war- stewki dolomitu granicznego. Nie tworzy zrostów z innymi minerałami kruszcowymi. Obserwacje przy użyciu mikroskopu elektronowego skannin- gowego wykazały, że jest t o głównie piryt f r a m - boidalny, o d p o w i a d a j ą c y f r a m b o i d o m pełnym, czyli właściwym (Kosacz, Pawłowicz 1983). Są t o skupienia wielkości od 10 d o 30 pim, z b u d o w a n e z dużej liczby d r o b n y c h kryształów pirytu o róż- nej średnicy (pl. III, 1). Większe ziarna pirytu są idiomorficzne, mniejsze najczęściej są hipidiomor- ficzne, a nawet ksenomorficzne. O p r ó c z skupień pirytu framboidalnego obserwuje się skupienia pojedynczych idiomorficznych ziarn pirytu (pl.

III, 2, i). Obserwacje te pozwalają uważać piryt za składnik pierwotny dolomitu granicznego.

Diageneza dolomitu nie zatarła tych interesują- cych form pirytowych. Obecność pierwotnego pirytu potwierdza p a n u j ą c y powszechnie pogląd o redukcyjnym środowisku sedymentacji w począt- k o w y m etapie rozwoju morza cechsztyńskiego.

Interesującym faktem jest podrzędne występo- wanie chalkozynu, który tworzy ziarna o rozmiarach 0,01-1,5 mm. Z i a r n a chalkozynu nie tworzą

Fig. 9. Pozycja d o l o m i t u granicznego w trójkącie klasy- fikacyjnym Leightona i Pendextera. / — d o l o m i t ; 2 — d o - lomit wapnisty; J - wapień d o l o m i t y c z n y ; 4 - wapień;

5 — zanieczyszczony d o l o m i t ; 6 — zanieczyszczony dolomit wapnisty; 7 — zanieczyszczony wapień d o l o m i t y c z n y ; 8 —

zanieczyszczony wapień; 9 — skały niewęglanowe Plot of boundary d o l o m i t e against classification triangle of Leighton and Pendexter. 1 — d o l o m i t e ; 2 — calcareous d o l o m i t e ; 3 — dolomitic limestone; 4 — limestone;

5 — impured d o l o m i t e ; 6 — impured calcareous dolomite;

7 - impured d o l o m i t i c limestone; 8 — impured limestone;

9 — non-carbonate rocks

(11)

zrostów z innymi minerałami (jednakże materiał badany był ilościowo szczupły).

Obserwacje minerałów kruszcowych wykaza- ły, że ich formy występowania są typowe dla mineralizacji diagenetycznej i epidiagenetycznej.

Są to głównie ziarna wypełniające przestrzenie ograniczone zrekrystalizowanym dolomitem, in- krustacje skorupek małży i otwornic oraz żyłki kruszcowe przecinające dolomit pod różnymi k ą - tami. F o r m y te utworzyły się na różnych etapach diagenezy dolomitu granicznego. Pierwotnym źródłem miedzi mogły być syngenetyczne z dolomitem minerały miedziowe. Nie można również wykluczyć, że pewna ilość minerałów kruszcowych przedostała się d o dolomitu granicznego z ł u p k ó w miedzionośnych.

Badania chemiczne wykonane dla 43 próbek dolomitu granicznego pozwalają dość dokładnie określić jego charakter litologiczny. W tabeli 4 przedstawiono oznaczone zawartości C a O i

M g O , a także wyliczone na tej podstawie zawar- tości dolomitu, kalcytu oraz składników nierozpuszczalnych w kwasie solnym. Z a w a r t o ś ć C a O waha się od 17,1 d o 3 1 % wag., M g O od 9,1 d o 1 9 , 3 % wag. Po przeliczeniu o d p o w i a d a to za- wartości dolomitu od 55,5 do 9 4 % wag. oraz kalcytu od 0,0 d o 8 , 9 % wag. Z a w a r t o ś ć części nierozpuszczalnych wynosi od 5,0 d o 4 1 , 8 % wag.

Pozwala t o określić b a d a n e próbki zgodnie z klasyfikacją Pettijohna j a k o dolomity. Tylko jed- na p r ó b k a wykazała zawartość 3 1 % C a O i 9 , 1 % M g O , czyli 4 4 , 1 % dolomitu i 3 2 , 5 % kalcytu, co określa ją j a k o wapień dolomityczny.

Wyniki analiz chemicznych przedstawiono na trójkącie klasyfikacyjnym szeregu w a p i e ń - d o l o - mit (Leighton, Pendexter 1962; fig. 9).

Pozostałość po rozpuszczeniu węglanów w zi- m n y m HC1 w czasie 24 godzin składa się z minerałów ilastych, substancji węglistej, pelitu kwarcowego i minerałów kruszcowych.

W A R U N K I S E D Y M E N T A C J I D O L O M I T U G R A N I C Z N E G O

Zasadniczą rolę w powstawaniu morskich osadów węglanowych odgrywa kilka czynników.

Przede wszystkim są to:

— podwyższone zasolenie wody morskiej,

— intensywny rozwój organizmów żywych,

— podwyższona t e m p e r a t u r a wody,

— niewielki dopływ materiału terrygeniczne- go.

Stwierdzone w trakcie b a d a ń fakty wskazują, że czynniki te występowały w rejonie Lubina w czasie sedymentacji dolomitu granicznego. M a ł o jest natomiast d a n y c h pozwalających dokładniej określić głębokość zbiornika morskiego w tym okresie. Analiza mikrofacjalna nawiązująca d o klasyfikacji skał węglanowych F o l k a (1959, 1962) oraz do propozycji s t a n d a r d o w y c h mikrofacji skał węglanowych (Wilson 1975) wskazuje, że dolomit graniczny zbliżony jest d o mikrofacji o - kreślonej j a k o „mikrobioklastyczny dolomit z peli- tem kwarcowym". Jest to mikrofacja wskazująca na płytki szelf j a k o środowisko sedymentacji dolomitu granicznego. Przewaga wśród badanych próbek mikrosparytów z niewielkim udziałem biomikrytów wskazuje, że powstały o n e w środo- wisku o niskiej energii (Folk 1962).

Biorąc pod uwagę stosunek ilości mikrytu d o ilości i r o d z a j u allochemów (Leighton, Pendexter 1962) określono dolomit graniczny j a k o dolomit mikrytowo-biogeniczny. Zgodnie z uproszczoną klasyfikacją skał węglanowych ( D u n h a m 1962)

dolomit graniczny określono j a k o „mudstone", czyli skałę węglanową zawierającą mniej niż 1 0 % luźno rozmieszczonych allochemów (głównie ele- mentów szkieletowych).

Przedstawione wyniki badań pozwalają okreś- lić warunki, w jakich tworzył się dolomit graniczny. Transgresja morza cechsztyńskiego nastąpi- ła na obszar lądowy zbudowany z utworów czer- wonego spągowca. W wyniku transgresji powstał na b a d a n y m obszarze zbiornik nerytyczny, które- go d n o stanowiły białe piaskowce, efekt o d b a r - wienia i redepozycji stropowych partii czerwone- go spągowca. D n o zbiornika było nierówne.

Wydłużone, wąskie elewacje dzieliły zbiornik na nieckowate zagłębienia, w których następowało gromadzenie się osadów węglanowych i ilastych.

Dały one w efekcie dolomit graniczny i łupki miedzionośne. Elewacje obserwuje się obecnie w wyrobiskach kopalnianych j a k o strefy, w których nie występują-dolomit graniczny i łupki miedzio- nośne (fig. 2). Geneza elewacji jest t r u d n a d o wyjaśnienia, mogą one być efektem działania ruchu wód (prądy morskie), ale nie jest wykluczone, że ich założenia są przedtransgresyjne. Szczytowe części elewacji sięgały d o strefy falowania tworząc wydłużone płycizny. Ruch wody nie pozwalał na gromadzenie się mułu węglanowego w tych strefach. Poniżej strefy ruchu wód panowały spokojne warunki hydrodynamiczne i hydrochemiczne umożliwiające gromadzenie się mułu węglanowe-

(12)

go i substancji ilastej. Wynikiem ruchu wód w strefie przypowierzchniowej było wymywanie z piaszczystych elewacji materiału klastycznego, który był znoszony d o basenu sedymentacyjnego.

Ponieważ energia środowiska była niska, a spad- ki d n a nieduże, piasek nie docierał d o głębszych części basenu. Z tego powodu zapiaszczony dolomit występuje w najbliższym sąsiedztwie elewacji.

W głębszych partiach basenów osadzał się muł węglanowy, z którego utworzył się mikrosparyto- wy dolomit graniczny (fig. 10).

Fig. 10. Schemat sedymentacji d o l o m i t u g r a n i c z n e g o w stre- fie elewacji piaszczystych d n a basenu. 1 — elewacja piasz- c z y s t e g o d n a ; 2 — niecka sedymentacyjna d n a d o l o m i t u g r a n i c z n e g o ; 3 — d o l o m i t graniczny z a p i a s z c z o n y ; 4 — d o - lomit graniczny z ł u p k i e m m i e d z i o n o ś n y m ; 5 — p o d s t a w a

falowania

S c h e m e of s e d i m e n t a t i o n of the b o u n d a r y d o l o m i t e in z o n e of sandy elevations of the sea-floor. / — elevation of sandy floor; 2 — sedimentary t r o u g h of boundary d o l o m i t e ; 3 — s a n d y boundary d o l o m i t e ; 4 — b o u n d a r y d o l o m i t e

with copper-bearing shale; 5 — w a v e base

Istotną cechą świeżo osadzonego mułu wapiennego była wysoka porowatość, k t ó r a przez analogię d o współczesnych osadów węglanowych mogła stanowić 40 d o 7 0 % objętości osadu (Chocquette, Pray 1970). Umożliwiała o n a prze- nikanie reaktywnych roztworów morskich zawie- rających jony Mg + 2. Reakcja mułu wapiennego z jonami magnezu prowadziła d o powstania dolo-

mitu w postaci niescementowanego osadu o strukturze pelitowej. Porowatość, początkowo stała, zmniejszała się dopiero w wyniku k o m p a k - cji i rekrystalizacji osadu. Znaczna część porów została wypełniona pseudosparytem z rekrystalizacji mułu węglanowego. Z a b a r d z o wczesną, prawie synsedymentacyjną dolomityzacją przema- wia mikrytowy charakter dolomitu granicznego, brak euhedralnych kryształów dolomitu w masie skały oraz d o b r e zachowanie bioklastów i struk- tur sedymentacyjnych (smugi materiału ilastego).

Trzeba również pamiętać, że późnodiagenetyczna dolomityzacja spowodowałaby znaczny wzrost porowatości (Selley 1976) zgodnie z reakcją

2 C a C 03 + Mg + 2 ^ C a M g ( C 03)2 + C a+ 2

( — 1 2 , 5 % objętości).

Podwyższoną koncentrację j o n ó w magnezu w stosunku d o j o n ó w wapnia mogą osiągać wody porowe strefy pływowej, ale również niektóre warstwy wód głębszego basenu ewaporacyjnego.

Przyczyną podwyższonego stosunku Mg d o C a może być o d p a r o w a n i e wody morskiej z równo- czesnym wytrącaniem C a C 0³ i C a S 0⁴, zwła- szcza w b a r d z o płytkim zbiorniku morskim.

Istotnym czynnikiem w tych procesach jest także podwyższona t e m p e r a t u r a wody morskiej.

Stwierdzenie, czy pierwotny osad miał postać aragonitu czy kalcytu nie jest możliwe. Proces przechodzenia aragonitu w kalcyt p o w o d u j e zwiększenie objętości o o k o ł o 8 % (Hoskin 1966), co mogło być przyczyną zmniejszenia porowatoś- ci pierwotnego mułu wapiennego.

W objętym badaniami obszarze wydzielono cztery obszary sedymentacji dolomitu granicznego pooddzielane elewacjami piaskowcowego pod- łoża. Są t o : basen Lubina — największy i najle- piej poznany, basen Polkowic, basen Rynarcic i basen Małomic. Być może, że baseny Rynarcic i Małomic są fragmentami jednego, dużego basenu, przy obecnym rozcięciu tego rejonu wyrobiskami górniczymi nie można tego j e d n a k stwierdzić.

Rozmieszczenie omówionych basenów sedymentacyjnych dolomitu granicznego przedstawia figura 8.

W basenie sedymentacyjnym Lubina tworzyły się dwie odmiany dolomitu granicznego: j a s n o - szara i szaroczarna. Są one odbiciem różnych w a r u n k ó w sedymentacji.

O d m i a n a jasnoszara osadzała się w pobliżu piaszczystych elewacji dna, w w a r u n k a c h dość energicznych ruchów wody s p o w o d o w a n y c h prą- dami lub falowaniem. Mogły one p o w o d o w a ć przemieszczanie się nieskonsolidowanych osadów, czego efektem są obserwowane lateralne przejścia dolomitu w piaskowiec (fig. 3) oraz nagłe zmiany miąższości dolomitu granicznego (fig. 4, 5). Sto- s u n k o w o duża zawartość frakcji piaszczystej oraz substancji ilastej wskazuje na wpływ położonych w sąsiedztwie piaszczystych elewacji.

O d m i a n a szaroczarna reprezentuje spokojniej- szą sedymentację centralnych części basenu, gdzie środowisko było spokojne i bardziej redukcyjne.

C h a r a k t e r środowiska określał ujemny potencjał redoksowy (Eh < 0) i alkaliczny odczyn wód zbiornika (pH > 7, 8). W tak opisanych w a r u n - kach kalcyt jest trwały (Krumbein, Garrels 1954).

Spokojny charakter sedymentacji potwierdza tekstura skały, na ogół bezładna w mikrosparycie, czasami równoległa w biomikrycie. Obecność skupień gipsu potwierdza tezę o podwyższonym

(13)

W Y S T F P O W A M I . P F T R O C . R \ F I A 1 t i F N F Z \ D O L O M I T U C . R A N I C Z N F C . O 2 7 1

zasoleniu wód basenu, co było jedną z przyczyn bardzo wczesnej dolomityzacji osadu. Nie można też wykluczyć, że przy tak płytkim zbiorniku oraz istnieniu płycizn w strefach elewacji pewien wpływ na hydrochemię wód oraz dolomityzację mułu wapiennego mogły mieć wody opadowe.

R e a s u m u j ą c przedstawione fakty i rozważania dotyczące powstawania dolomitu granicznego m o ż n a stwierdzić, że proces diagenezy dolomitu granicznego nie był zbyt skomplikowany. N a j - wcześniejszą fazą diagenezy mogło być przejście aragonitu w kalcyt i związane z tym zmniejszenie się pierwotnej porowatości. Brak d o w o d ó w na aragonitowy skład pierwotnego mułu wapiennego czyni ten proces czysto hipotetycznym.

Pierwszym stwierdzonym badaniami proce- sem neomorficznym było przejście kalcytu w dolomit. Proces ten zachodził w stadium ciągle nie- skonsolidowanego osadu. Towarzyszące mu zmniejszenie objętości spowodowało wzrost poro- watości osadu.

Ważny udział w procesie diagenezy mułu dolomitowego w dolomit miała k o m p a k c j a spowo- d o w a n a naciskiem gromadzących się nowych

osadów. Spowodowała ona rekrystalizację mikrytu dolomitowego w mikrosparyt. Zrekrystalizo- wany dolomit wypełnił dużą liczbę porów two- rząc skupienia pseudosparytu. Równocześnie za- chodził proces sekrecyjnego przemieszczania się minerałów miedzi, które wypełniły część porów oraz zastąpiły kalcyt tworzący skorupki fauny.

J a k o ostatnie tworzyły się żyłki siarczkowe i kalcytowe, które przecinają wcześniejsze formy mineralizacji. Ostatni e t a p mineralizacji kruszcowej polegał na wypieraniu jednych minerałów przez inne, co zmierzało d o osiągnięcia trwałego stanu równowagi w w a r u n k a c h fizyko-chemicznych, ja- kie istniały w skale.

W dolomicie granicznym zaznaczyły się z róż- nym natężeniem procesy epigenetyczne, takie jak kalcytyzacja, gipsyfikacja, a sporadycznie także sylifikacja. Procesy te rozwijały się w strefach silnie zaangażowanych tektonicznie, gdzie najin- tensywniejsza jest kalcytyzacja skały. Nie zaob- serwowano w dolomicie granicznym zjawisk, któ- re wskazywałyby na występowanie dedolomityza- cji skały.

Z A K O N C Z E N I E Przedstawione studium geologiczno-petrogra-

ficzne warstwy dolomitu granicznego jest pier- wszą próbą szczegółowego wyjaśnienia zagadnień związanych z rozwojem cyklicznej serii osadów cechsztynu w brzeżnej części monokliny przedsudeckiej. Pewne pozytywne wyniki uzyskane w trakcie realizacji tej pracy wskazują na potrzebę przeprowadzenia szczegółowych b a d a n geologi- cznych, petrograficznych i sedymentologicznych dalszych warstw skalnych występujących w spą- gowej części cechsztynu. Mogą one dostarczyć

wiele interesujących danych charakteryzujących najwcześniejsze etapy rozwoju cechsztyńskiego basenu sedymentacyjnego. Ponieważ białe piaskowce (PO) zostały j u ż dość dokładnie przeba- d a n e (Oberc, Tomaszewski 1963; Jerzykiewicz et al. 1976; Tomaszewski 1978), obecnie najwięcej uwagi należałoby poświęcić ł u p k o m miedzionoś- nym oraz serii dolomitowej leżącej powyżej łup- ków. Bardzo cenne będą również badania dolomitu granicznego poza obszarem omówionym w tej pracy.

L I T E R A T U R A

C H O C Q U E T T E P W„ PRAY L. C„ 1970: G e o l o g i e no- menclature and classification of porosity in sedimentary carbonates. Umr. Ass. Petrol Geol. Bull... vol. 54. nr 2.

D U B I Ń S K I K., 1967: Seria złożowa w rejonie Lubina i Sieroszowic. Przewodnik XL Zjazdu PTC, Wyd. Geol., Warszawa 1967.

D U N H A M R- J., 1962: Classification of carbonate rocks according to depositional texture, [ w : ] Clctssijication of carbonate rocks. Amer. Ass. Petrol. Geol., Memoir 1.

F O L K R. L., 1959: Practical petrographic classification of limestone. Amer. Ass. Petrol. Geol. Bull., vol. 43, nr 1.

— 1962: Spectral subdivision of limestone types, [ w : ] Clas- sification of Carbonate Rocks. Amer. Ass. Petrol. Geol.,

Memoir 1.

H O R O W I T Z A. S„ P O T T E R P. E„ 1971: Introductory Petro- graphy of Fossils. Springer, Berlin.

H O S K 1 N C. M., 1966: Coral pinnacle cementation, Alacran Reef Lagoon, Mexico. J. Sedim. Petrol., vol. 36, nr 4.

J E R Z Y K I E W I C Z T., K I J E W S K I P , M R O C Z K O W S K I J., T E I S S E Y R E A. K., 1976: Geneza o s a d ó w białego spą- gowca monokliny przedsudeckiej. Geol. Sudetica, vol. 11,

1.

K O S A C Z R., P A W Ł O W I C Z S., 1983: F o r m y występowania pirytu framboidalnego w złożu miedzi monokliny przed- sudeckiej. Rudy i Met. Nieżei, vol. 28, nr 8.

K Ł A P C I Ń S K I J., 1971: Litologia, fauna, stratygrafia i paleo- geografia permu monokliny przedsudeckiej. Geol. Sudeti- cti. vol. 5.

(14)

K R U M B E I N W. C , G E R R E L S R. M„ 1952: Origin and classification of chemical sediments in terms of p H and o x i d a t i o n - reduction ratio. J. Geo/., vol. 60.

L E I G H T O N M . W „ P E N D E X T E R C„ 1962: C a r b o n a t e types, [ w : ] Classification of Carbonate Rocks. Amer. Ass.

Petrol. Geol., M e m o i r 1.

L O R E N C S., 1975: Petrografia i z r ó ż n i c o w a n i e facjalne wapieni i a n h y d r y t ó w Werra m o n o k l i n y prtedsudeckiej.

Geol. Sudetica, vol. 10, nr 1.

M I G A S Z E W S K I Z., N A R K I E W I C Z M „ 1983: Identyfikacja p o s p o l i t y c h minerałów w ę g l a n o w y c h przy użyciu w s k a ź n i k ó w barwiących. Prz. Geol., vol. 31, nr 4.

O B F R C J.. T O M A S Z E W S K I J. B„ 1963: N i e k t ó r e

z a g a d n i e n i a stratygrafii i podziału c e c h s z t y n u m o n o k l i n y przedsudeckiej. Prz. Geol., vol. 11, nr 12.

P E T T I J O H N F. J,- 1975: Sedimentary Rocks. Harper, R o w . S E L L E Y R. C., 1976: An Introduction to Sedimentology.

A c a d e m i c Press, L o n d o n .

T O M A S Z E W S K I J. B., 1962: P r o b l e m y stratygrafii m o n o k l i n y przedsudeckiej. Rudy i Met. Nieżel., vol. 7, nr 12.

— 1978: B u d o w a g e o l o g i c z n a o k o l i c Lubina i S i e r o s z o w i c ( D o l n y Śląsk). Geol. Sudetica, vol. 13, nr 2.

W I L S O N J. L„ 1975: C a r b o n a t e F a c i e s in G e o l o g i e History.

Springer, Berlin.