Wyniki wyszukiwania - BazTech

1

Mineralogical and geochemical evidence for two-stage silicification of serpentinized peridotites from the Szklary Massif (NE Bohemian Massif)

Cieślik Błażej, Kierczak Jakub, Pietranik Anna

Mineralogia

|

2022

|

Vol. 53, iss. 1

20--35

EN

Previously unknown exposures of silicified serpentinites have been documented within the Szklary Massif, which is a fragment of the tectonically dismembered Central Sudetic Ophiolite (NE Bohemian Massif). On the basis of textural, mineralogical and chemical differences, two types of silicified serpentinites have been distinguished in this study (Type I and Type II). Type I is characterized by well-preserved primary minerals cut by numerous veinlets filled with microscale euhedral quartz crystals. Studied samples of Type I are enriched in silica (from 62 to 69 wt.% SiO2) and depleted in magnesium (from 10 to 19 wt.% MgO) in comparison to serpentinized peridotites from the Szklary Massif. Type II is almost exclusively composed of amorphous or poorly crystalline silica, with microquartz aggregates being the most abundant form. Silicified serpentinites of Type II show extremely high values of silica (from 83 to 90 wt.% SiO2) and low magnesium concentrations (from 4 to 8 wt.% MgO). Both types of silicified serpentinites have elevated content of REE and many other trace elements generally regarded as incompatible. We infer that the earlier silicification event was caused by the percolation of Si-rich hydrothermal fluids derived from igneous rocks, which intruded this area from ca. 380 to 330 Ma. A subsequent silicification event is the result of silica remobilization during intense chemical weathering under tropical conditions, which could have occurred between Late Cretaceous and Miocene.

2

Metasomatic column with the apobasite listvenites end-member from the Slovinky-Gelnica ore field (Gemeric Superunit, Western Carpathians) and comparison to their type localities from Ural

Simurkova M.

Geology, Geophysics and Environment

|

2015

|

Vol. 41, no. 1

132--133

EN

A metasomatic column (or metasomatic zone pattern) is the complete sequence of metasomatic zones characterising an individual metasomatic facies (Zharikov et al. 2007). The genesis of this column is the result of a series of processes, in the case of basic rock protolith leading to the formation of apobasite listvenites (in the sense of Sazonov 1975). It includes three partial processes: 1) carbonatization, 2) silicification and 3) formation of mica (e.g. Plissart et al. 2009) involving the infiltration of a CO2-rich fluids and shows similarity to processes of listvenitisation (e.g. Clayton 1993). Field research in Slovinky-Gelnica ore field has revealed the presence of such a metasomatic column (cf. Ivan 1987). It comprises metabasites as the protolith, carbonatised metabasites, listvenite-type metasomatites and listvenites s.s. The metabasites have features of subvolcanic rock types (Ivan 2009), what makes them comparable with similar rocks from Ural. The petrographic study of selected samples has showed that amphibole, chlorite and albite became progressively unstable in this sequence of alterations, replaced by carbonate, silica and lastly by the muscovite minerals, sericite or fuchsite (Ivan 1987). Carbonates change their quantity as well as mineralogical composition with the development of the column in two trends of changes: towards Mg-Fe carbonates or Mg-Ca carbonates. Regarding the samples from Ural, Fe-dolomites and ankerites predominate, the metasomatic columns derived from gabbros and dolerites are essentially the same. The geochemical study of rock samples from the study area (22 whole rock analyses) as well as the comparison with similarly metasomatised rock series from Ural (56 analyses) allowed as to give more detailed characterization of the metasomatic column. The most obvious change is a clear increase of K with decreasing Na as a sign of the albite break-up and Krich minerals (such as muscovite) formation. The increase of LOI and CO2 indicate the process of carbonatisation. Listvenitisation is often associated with the hydrothermal ore veins formation and the rare metal mineralization with concentration of elements such as Au, Co, Sb, Cu, Ni (e.g. Dinel et al. 2008, Buckman & Ashley 2010). This could be significant as regards the genesis of stratiform ore deposits within the Slovinky-Gelnica ore field.

3

Successive stages of calcitization and silicification of Cenomanian spicule-bearing turbidites based on microfacies analysis, Polish Outer Carpathians

Bąk B., Górny Z., Bąk K., Wolska A., Stożek B.

Annales Societatis Geologorum Poloniae

|

2015

|

Vol. 85, No. 1

187--203

EN

Mid-Cretaceous turbidites with large proportions of sponge spicules are widely distributed in the Silesian Nappe of the Outer Carpathians, giving rise to diversified types of sediments, from spiculites to spicule-bearing siliciclastics and calcarenites. Part of this succession, Middle–Late Cenomanian in age, was transformed into cherts. A microfacies study showed that these turbidite sediments underwent several stages of calcitization and silicification, which took place during Mid-Cretaceous times in different sedimentary environments, i.e., on a northern shelf bordering the Silesian Basin and on a deep sea floor. The first diagenetic changes were related to changes to the biotic components of the turbidite layers, dominated by siliceous sponge spicules. This process, which took place in the spiculitic carbonate mud on the shelves, was related to the calcitization of sponge spicules. Calcareous clasts and calcified skeletal elements also were corroded by bacteria. After transportation down the slope, the biogenic and siliciclastic particles were deposited below the carbonate compensation depth. Taphonomic processes on the basin floor and alternating phases of carbonate and silica cementations, recrystallization and dissolution occurred in these sediments and were related to the diversification in composition of successive turbidite layers. Silicification was related to the formation of quartz precipitates as fibrous chalcedony or microcrystalline quartz, which were derived from the earlier dissolution of amorphous silica, originating mostly from siliceous sponge spicules and radiolarian skeletons. However, a source of silica from hydrothermal vents was also possible. The initial silica precipitation could have taken place in a slightly acidic environment, where calcite was simultaneously dissolved. A number of silicification stages, visible as different forms of silica precipitate inside moulds after bioclasts, occur in the particular turbidite layers. They were related to changes in various elements of the pore-water profile after descending turbidity-current flows. A very low sedimentation rate during the Middle–Late Cenomanian in the Silesian Basin may have favoured the sequence of initial calcitization and silicification stages of the turbidite sediments.

4

Origin of chert nodules from the Polish Muschelkalk, Middle Triassic

Kwiatkowski S.

Annales Societatis Geologorum Poloniae

|

2005

|

Vol. 75, No 3

287-308

EN

In the Muschelkalk of Poland, carbonate nodules and chert nodules (siliceous and silico-carbonate ones) occur in two regions: the Upper Silesia and the Holy Cross Mountains. The chert nodules were formed by silicification of carbonate deposit, what is proved by silicified skeletal remains of carbonate fauna. The primary deposit formed in aerobic and sometimes evaporitic conditions was permeable, not lithified, and contained some per cent of SiO2. The silicification advanced either radially from the centre outwards, or from the outer surface inwards. In the latter case, a precursor of chert nodule was probably a carbonate nodule. The formation of chert nodules proceeded in two stages. In the first stage, the primary fabrics of rock were silicified but preserved, while in the second one they were destroyed. Simultaneously, the organic matter and iron were removed. Lithification advanced from the outer surface inwards. At first, the whole nodule was in a semi-plastic state, what is proved by the occurrence of plastic deformations. Some deformations have been induced by earthquake tremors. With aging of the nodule, only its outer, indurated part underwent cracking. The cortex was developed mostly after nodule's lithification at the expense of the outer part of the nodule, and it entered into the nodule's interior along the cracks. The transformations in particular nodules were stopped in various stages of their development.

PL

W wapieniu muszlowym Polski nodule czertowe (krzemionkowe i krzemionkowo-wapienne) oraz węglanowe (Tabela 1) występuj ą wyłącznie w dwóch regionach: górnośląskim i świętokrzyskim (Fig. 1, 2). Regiony te odpowiadają dwóm połączeniom morza wapienia muszlowego z Tetydą - bramie wschodnio-karpackiej i bramie morawskiej. W obu regionach ilość i wielkość nodul zmniejsza się ku ich peryferiom. Występowanie nodul jest nieregularne lecz obfite w niektórych poziomach (Fig. 2), w skałach osadzonych w warunkach dobrego utlenienia (w wapieniach organogenicznych lub oolitowych) i w węglanowych osadach powstających wspólnie z ewaporatami. Nodule tworzyły się w osadzie węglanowym, niezlityfikowanym, przepuszczalnym, zawierającym kilka procent krzemionki i kilka procent substancji organicznej. W skałach zawierających nodule czertowe zawartość krzemionki w samym wapieniu jest niższa niż w skałach bez nodul, co dowodzi, że zawartość krzemionki w pierwotnym osadzie była mniej więcej wyrównana i utworzenie nodul czertowych nie było powiązane z dodatkową dostawą krzemionki do osadu. Nie było też żadnego wpływu opadów tufowych. Zsylifikowane szczątki węglanowej pierwotnie fauny dowodzą, że nodule czertowe utworzyly się przez sylifikację skały węglanowej. Poziome wymiary nodul są zawsze większe od ich wymiarów pionowych, co prawdopodobnie wynika z większej przepuszczalności horyzontalnej osadu i większej dostawy krzemionki lub węglanu w poziomie niż w pionie. Nodule utworzone w warunkach ewaporacyjnych są bardziej spłaszczone, co świadczy, że w tych warunkach różnica między przepuszczalnościami osadu w pionie i poziomie była większa niż w innych osadach. W nodulach czertowych sylifikacja obejmowała całkowicie lub częściowo (Fig. 5C) ooidy, onkoidy i drobne resztki szkieletowe. Duże wapienne skorupki fauny były zazwyczaj rozpuszczane z pozostawieniem próżni (Fig. 4B). Często nodule czertowe zawierają relikty skały macierzystej, zazwyczaj w centrum noduli (Fig. 3A,F, 4D) oraz żyły i romboedry węglanowe utworzone w czasie diagenezy (Fig. 5B). Sylifikacja postępowała bądź od środka noduli na zewnątrz, bądź od zewnątrz ku środkowi.Wpierwszym przypadku niekiedy powierzchnia noduli zatrzymywała się na dużej skorupie (Fig. 4C). Także nodule o strukturze grubych pasm powstały prawdopodobnie przez wzrost od środka w zmieniających się warunkach fizyko-chemicznych. We wnętrzach nodul tworzących się od zewnątrz węglany dominują nad krzemionk ą w środku noduli (Fig. 4E, F). Takie nodule powstały prawdopodobnie przez sylifikację nodul wapiennych. Części nodul, w których dominują węglany są dużo bardziej zanieczyszczone substancj ą organiczną niż części, w których dominuje krzemionka (Fig. 5A). Wyróżniono dwa etapy tworzenia się noduli czertowej. W pierwszym sylifikacja obejmuje elementy pierwotnej skały – ooidy, onkoidy (Fig. 5C), szczątki szkieletowe, laminację (Fig. 3E, D, 7D) nie niszcząc ich kształtu, zachowując część pierwotnej porowatości i tworząc w ten sposób strukturę widmową, przeważnie ciemnej barwy. W drugim stadium sylifikacja powoduje zniszczenie kształtów elementów pierwotnej skały, zmniejszenie porowatości i wyparcie na zewnątrz znacznej części substancji organicznej i związków żelaza (Fig. 3E, 6D). Usunięcie substancji organicznej następuje prawdopodobnie przez utworzenie rozpuszczalnych związków organiczno-krzemionkowych i ich od prowadzenie na zewnątrz. Powstaje struktura homogeniczna (Fig. 3H, 4G), zazwyczaj jasna. Najczęoeciej struktura widmowa występuje w środku noduli, a struktura homogeniczna ją otacza. Niekiedy cała nodula jest zachowana w jednej strukturze widmowej lub homogenicznej. Oprócz tych dwóch podstawowych struktur wyróżniono: 1) strukturę grubopasmową (Fig. 3I, 4E, 6A, 7F, H), w której współśrodkowe pasma różnią się składem mineralnym, strukturą lub kolorem, 2) strukturę drobnopasmową typu pierścieni Lieseganga (Fig. 6B, C), 3) strukturę kłębkową (Fig. 6D, E) porozrywanych i skłębkowanych pasm, 4) strukturę krystaliczną (Fig. 7A) drobno przekrystalizowanej krzemionki. Struktury te współwystępują ze strukturami widmową i homogeniczną. Lokalnie obserwowano przejścia od struktury grubopasmowej do kłębkowej (Fig. 6F, G, H). Nodule czertowe były początkowo przez krótki czas w stanie półplastycznym, o czym świadczą: 1) struktura kłębkowa powstała prawdopodobnie ze struktury grubopasmowej przy trzęsieniu ziemi, 2) rzadko występujące w nodulach pionowe rurki puste lub wypełnione kalcytem lub krzemionką -prawdopodobnie oelady ichnofauny (Fig. 7C, D) i 3) rzadko występujące pogrązy wapienia w stropie nodul czertowych (Fig. 7B) Oprócz typowych nodul czertowych z wyraźnymi granicami występują rzadko skupienia krzemionki z zatartymi granicami (Fig. 7E). W większości nodul czertowych występują spękania, czasem przechodzące w skałę otaczającą, czasem ograniczone do samych nodul. W nodulach krzemionkowych (nie krzemionkowo-wapiennych) spękania sa często wypełnione osadem identycznym ze skałą macierzystą (Fig. 4G, H, 6C, 7G), co dowodzi, że powstały przed lityfikacją skały macierzystej. Stwardnienie plastycznych nodul zaczynało się od zewnątrz. Początkowo tworzyła się twarda skorupka otaczająca miękkie jądro. Płytkie spękania ograniczały się do tej skorupki. Na powierzchni większości nodul występuje jasna, porowata kora (Fig. 3C, F, H), która często wnika wzdłuż spękań do wnętrza noduli (Fig. 3A, D, H, 4F). Tworzyła się więc po powstaniu spękań. Kora noduli czertowych wapienia muszlowego Polski tworzyła się inaczej niż kora czertowych noduli kredy Francji (Tabela 2). Wspólne występowanie w tych samych odsłonięciach nodul krzemionkowych, wapienno-krzemionkowych i wapiennych, o różnych strukturach, z korą lub bez kory, ze spękaniami wypełnionymi lub nie wypełnionymi osadem dowodzi, że diageneza w poszczególnych nodulach przebiegała różnie i zatrzymywała się w różnych stadiach swego rozwoju.

5

The geological significance of the Rb-Sr whole-rockisochron of hornfelsed schists from the Izerskie Garby Zone, Karkonosze-Izera block, southernwest Poland

Fila-Wójcicka E.

Acta Geologica Polonica

|

2004

|

Vol. 54, no. 3

407--411

EN

Preliminary Rb-Sr isotope data for hornfelsed schists from the "Stanislaw" quarry in the Izerskie Garby Zone are reported. An isochron based on three points representing three whole-rock samples yields an age of 333 [plus-minus] 4 Ma (Visean) and an initial 87Sr/86Sr ratio of 0.709567. The Rb-Sr age of 333 [plus-minus] 4 Ma, indicating the date of the Rb-Sr system closure, can be interpreted as the cessation of contact metamorphism in the Izerskie Garby Zone. The age of 333 [plus-minus] 4 Ma is close to the peak of contact metamorphism in this zone. Contact metamorphism and silification in the Izerskie Garby Zone were genetically related to the activity of the Variscan Karkonosze pluton. Contact metamorphism was older than the biotite cooling at ca. 320 Ma.

6

Historia sylifikacji w piaskowcach kambru z rejonu Wiśniówki w Górach Świętokrzyskich

Sikorska M.

Przegląd Geologiczny

|

2000

|

Vol. 48, nr 3

251-258

PL

Kambryjskie piaskowce rejonu Wiśniówki (kwarcyty łysogórskie) budują pasmo główne Łysogór. Są to skały silnie scementowane regeneracyjnym spoiwem kwarcowym. Proces sylifikacji zachodził prawdopodobnie w dwóch zasadniczych etapach. I generacja cementu kwarcowego powstała we wczesnym etapie diagenezy (w kambrze) i następnie uległa częściowemu rozpuszczeniu. II generacja tworzyła się na etapie głębokiego pogrzebania skał kambru (w sylurze). Proces ten mógł zachodzić na głęb. ok. 1700 m, w temp. ok. 120oC. W strefach zbrekcjonowania piaskowców kambryjskich szczeliny wypełnione są kwarcem żyłowym. Duża rozpiętość temperatur krystalizacji (97,0oC–168,0oC) wskazuje na wieloetapowość tego procesu. Potwierdzają to obserwacje wielu systemów żył w badaniach katodoluminescencyjnych (CL). Przebieg procesu sylifikacji w piaskowcach z rejonu Wiśniówki jest bardzo podobny do, opisanego wcześniej (Sikorska, 1998), procesu cementacji kwarcowej w piaskowcach kambru z obszaru polskiej części kratonu wschodnioeuropejskiego.

EN

Cambrian sandstones from the Wiśniówka area (the Łysogóry quartzites) constitute the Main Łysogóry Range. These are rocks strongly cemented with authigenic quartz. Silicification process progressed in two phases. The first generation of quartz cement originated during early diagenesis (at Cambrian times) and was subsequently partly dissolved. The second generation of the quartz cement came into being during deep burial of Cambrian rocks (at Silurian times). The process possibly took place at a depth ofca. 1700 m, at a temperature ofca. 120°C. Brecciated zones of the sandstones show fractures filled with vein quartz. Wide range of its crystallization temperature (97°C-168°C) indicates multiphase character oftheprocess. This is confirmed with CL observations made in many vein systems found in the sandstones here discussed. The course of silicification events in the Wiśniówka sandstones closely resembles the silicification process described earlier (Sikorska, 1998) from Cambrian sandstones occurring in the Polish part of the East European Craton.