egzamin z geologi i ekonomiki u Nieznany

background image

Geologia i ekonomika złó

ż

metali

__________________________________________________________

ZARYS HISTORYCZNY

W staro

ż

ytno

ś

ci wydobywano: Fe, Cu, Hg, Au, Ag, Zn; Teoria „złotego drzewa” jest autorstwa

Pliniusza, Arystotelesa, Avicenna’ Agricola sklasyfikował po raz pierwszy zło

ż

a rud oraz stworzył

pogl

ą

d i

ż

ż

yły kruszcowe s

ą

młodsze od skał otaczaj

ą

cych, a kruszce powstaj

ą

z roztworów.

W XIX i na pocz

ą

tku XX m.in. Niggli, Goldsmith i in. rozwin

ę

li podstawy naukowe poznania złó

ż

;

Szkoły naukowe XX w.: ameryk (analiza strukt. geol. decyduj

ą

cych o powstaniu złó

ż

), niem

(mineralogia), franc (regionalna analiza metalono

ś

no

ś

ci), japo

ń

ska (badania rud pochodzenia

wulkanogenicznego), radziecka (przyr-genet. zwi

ą

zki powstawania złó

ż

)

POJ

Ę

CIA PODSTAWOWE

ZŁO

ś

E – o tym czy mamy do czynienia ze zło

ż

owym nagromadzeniem kopaliny decyduj

ą

czynniki

przyrodnicze (ogólnogeologiczne) oraz ekonomiczno-techniczne (dost

ę

pno

ść

górnicza,

infrastruktura, warunki wodne, technologie przeróbki itp.)

KOPALINA – minerał, skała, ciekła lub gazowa stanowi

ą

ca przedmiot eksploatacji górniczej

kopaliny główne – samodzielnie eksploatowane

kopaliny towarzysz

ą

ce – wyst

ę

puj

ą

wspólnie z kopalina główn

ą

, jedynie przy okazji jej

eksploatacji mog

ą

by

ć

uzyskiwane

kopaliny współwyst

ę

puj

ą

ce – posiadaj

ą

odmienne własno

ś

ci technologiczne i u

ż

ytkowe dlatego

trzeba oddzielnie je eksploatowa

ć

i przetwarza

ć

PROWINCJE (metalogeniczne) obejmuj

ą

du

żą

cz

ęść

skorupy w obr

ę

bie platformy, strefy

geosynklinalnej lub dna oceanu. Prowincja uralska, kaukaska, syberyjska, dna oceanu
spokojnego, andyjska.

OKR

Ę

GI kopalin obejmuj

ą

cz

ęść

prowincji o podobnym składzie i poło

ż

eniu zło

ż

a zwi

ą

zanymi z

jednostkami tektonicznymi pierwszego rz

ę

du (antyklina, synklina) dlatego okr

ę

gi cz

ę

sto s

ą

wydłu

ż

one liniowo.

REJONY stanowi

ą

cz

ęść

okr

ę

gu, miejscowe skupienie złó

ż

. W

ę

zły rudne i w

ę

zły w

ę

glono

ś

ne;

setki lub tysi

ą

ce km

2

POLE KOPALI U

ś

YTECZNYCH obejmuje grup

ę

złó

ż

o wspólnej genezie zwi

ą

zana z jedn

ą

struktur

ą

geologiczn

ą

. Pola kopalin składaj

ą

si

ę

ze złó

ż

a one z ciał zło

ż

owych.

Okr

ę

gi, rejony i pola mog

ą

odsłania

ć

si

ę

na powierzchni (odkryte) lub cz

ęś

ciowo albo całkowicie

zakryte (

ś

lepe)

W

ś

ród zakrytych wyró

ż

niamy: **nie odsłoni

ę

te (po powstaniu nie doszedł do nich poziom erozji),

**pogrzebane (powstaj

ą

ce na powierzchni lub zostały odsłoni

ę

te, a potem były przykryte osadami

młodszymi)

CIAŁO LUB ZŁO

ś

E KOPALINY U

ś

YTECZNEJ – lokalne nagromadzenie naturalnego surowca

min. Zwi

ą

zane z elementami strukturalno-geologicznymi.

FORMY CIAŁ KOPALIN

1. ciała izometryczne,

sztok

- du

ż

e ciało litego surowca mineralnego np. sól kamienna, hydrotermalne i

metasomatyczne zło

ż

a rud

sztokwerki

– fragment skał poprzecinany drobnymi

ż

yłkami lub impregnacjami minerałów

u

ż

ytecznych np. zło

ż

a miezi, molibdenu, cyny, azbestu.

gniazda

– niewielkie lokalne nagromadzenie kopaliny u

ż

ytecznej np. zło

ż

a złota, Zn-Pb, chromu,

rt

ę

ci.

2. ciała płaskie

1

background image

pokłady

– osadowe zło

ż

a rud, w

ę

gli, kopalin nierudnych. Pokłady proste i zło

ż

one (z

przewarstwieniami). Formy pseudopokładowe. Długo

ść

, rozci

ą

gło

ść

, kierunek upadu, mi

ąż

szo

ść

,

itp.

ż

yły

– szczeliny w skałach wypełnione substancj

ą

mineraln

ą

kopaliny u

ż

ytecznej.

proste, zło

ż

one, paciorkowe, komorowe, siodłowe, drabinkowe, pierzaste

apofizy – odgał

ę

zienia

ż

yły głównej

słupy rudne – lokalnie wzbogacone fragmenty

ż

zgodne (sille), niezgodne (dajki)

ż

yły pokładowe (równoległe do uławicenia)

Długo

ść

ż

ył jest ró

ż

na od kilku cm do wielu km np. 200km

ż

yła złotono

ś

na Mother Lade w Kaliforni.

ś

yły najcz

ęś

ciej posiadaj

ą

stosunkowo stromy upad i po upadzie si

ę

wyklinowuj

ą

lub tez

kontynuuj

ą

na znaczne gł

ę

boko

ś

ci np.

ż

yła sado

ń

ska rud Zn-Pb (Kaukaz) ponad 1,5km.

3. soczewki – po

ś

rednie mi

ę

dzy ciałami izometrycznymi i płaskimi

szliry – zbli

ż

one do

ż

ył posiadaj

ą

ce jednak stopniowe przej

ś

cia do skał otaczaj

ą

cych (np. zło

ż

a

magmowe- chromity)

PODZIAŁ ZŁÓ

ś

Jest około 3000 minerałów, a 300 ma znaczenie gospodarcze
1. Minerały w zło

ż

ach mo

ż

emy podzieli

ć

na:

**minerały główne – stanowi

ą

podstawow

ą

mas

ę

kopaliny lub główny składnik u

ż

yteczny w zło

ż

u,

**minerały towarzysz

ą

ce – obecne w zło

ż

u w mniejszych ilo

ś

ciach lub bez znaczenia

praktycznego, **minerały podrz

ę

dne – wyst

ę

puj

ą

w małych ilo

ś

ciach

MINERAŁY RUDNE ( KRUSZCOWE) - s

ą

ź

ródłem metali. Nieliczne wyst

ę

puj

ą

w stanie

rodzimym : złoto, platyna, srebro, rt

ęć

, mied

ź

. Termin rudy najcz

ęś

ciej odnosimy do kopalin

zawieraj

ą

cych minerały z których uzyskuje si

ę

metale s

ą

to tzw. kruszce (siarczki, arsenki,

antymonki, selenki, telurki, siarkosole). Minerały te stanowi

ą

zaledwie 0,15% wag. skorupy

ziemskiej i najobficiej reprezentowane s

ą

w

ś

ród nich: pirotyn, piryt, markasyt (95%).

MINERAŁY PIERWOTNE - wynik wła

ś

ciwego procesu zło

ż

owego np. pirotyn, sfaleryt, galena,

chalkopiryt, powstały w wyniku oddziaływania czynników hydrotermalnych (pierwotnych)

MINERAŁY WTÓRNE - s

ą

produktami przeobra

ż

enia min. pierwotnych w wyniku wietrzenia

(hipergenezy) min. hipergenetyczne np. smitsonit, cerusyt, goethyt, itp.

MINERAŁY TRWAŁE w długich okresach geologicznych (chlorofile) oraz nietrwałe
(chronokseniczne)
Minerały syngenetyczne i epigenetyczne w stosunku do procesu zło

ż

owego

Naturalne zbiory min. w zło

ż

ach nazywane s

ą

zespołami paragenetycznymi

Znajomo

ść

paragenez ma du

ż

e znaczenie dla poszukiwania złó

ż

np: **wyst

ę

powanie w skałach

ultrazasadowych chromitów wskazuje na mo

ż

liwo

ść

wyst

ę

powania platynowców, **pentlandyt

wyst

ę

puje z chalkopirytem i pirotynem najcz

ęś

ciej w gabrach, **pegmatyty spodumenowi mog

ą

wskazywa

ć

na przypowierzchniowe wyst

ę

powanie kasyterytu, **w zło

ż

ach z siarczkami cynku i

ołowiu mo

ż

na spotka

ć

greenockit i srebro, **schelitowi cz

ę

sto towarzyszy wolframit i molibdenit,

szczególnie w pegmatytach i granitach, **ren gromadzi si

ę

w zło

ż

ach molibdenu, **kobalt

wyst

ę

puje razem z minerałami miedzi

Kolejno

ść

powstawania minerałów w zespołach paragenetycznych okre

ś

la si

ę

na podstawie:

**dokładno

ś

ci wykształcenia kryształów, **skorodowanych kryształów, **oznak wypierania

minerałów, **pseudomorfoz, **

ż

yłek i ich przecinania si

ę

przestrzennego nast

ę

pstwa

wyst

ę

powania min.

W okresach powstawania złó

ż

mog

ą

tworzy

ć

si

ę

kolejne generacje tego samego min. ró

ż

ni

ą

ce si

ę

cechami chemicznymi i zespołami paragenetycznymi . Np. w jednym zło

ż

u barytu stwierdzono trzy

generacje barytu i dwie generacje kwarcu. Wielokrotne pojawianie si

ę

w kolejnych generacjach

tego samego min. nazywa si

ę

rekurencj

ą

.

ETAP MINERALIZACJI – okres kiedy nast

ą

piło nagromadzenie substancji mineralnej w

nast

ę

pstwie jednego procesu genetycznego (magmowego, pegmatytowego, pneumatolitycznego,

osadowego, wietrzeniowego, metamorficznego itp.). Zło

ż

e mo

ż

e powsta

ć

w wyniku nało

ż

enia si

ę

ż

nych etapów mineralizacji ró

ż

nych genetycznie. Etapy mineralizacji dziel

ą

si

ę

na stadia, s

ą

one

poprzedzielane np. okresami brekcjonowania zawałowego, tektonicznej aktywno

ś

ci. Niektóre typy

2

background image

złó

ż

np. skarnowe cechuj

ą

si

ę

szczególnie zło

ż

onym charakterem mineralizacji, licznymi

generacjami min., rekurencja, rejuwenacja warunków temperaturowych.
Ze wzgl

ę

du na charakter min. u

ż

ytecznych wyró

ż

nia si

ę

typy kopalin: 1*krzemionkowe – typowe

dla kopalin niemetalicznych (miki, azbest, talk), 2*siarczkowe – równie

ż

arsenki, antymonki,

tellurki, selenki, nale

żą

tu rudy metali kolorowych (cynk, mied

ź

, ołów), 3*w

ę

glanowe –

charakterystyczne dla niektórych złó

ż

ż

elaza, manganu, cynku, ołowiu, 4*tlenkowe – tlenki i

wodorotlenki, zło

ż

a

ż

elaza, manganu, cynku, uranu, 5*siarczanowe – zło

ż

a baru, strontu, innych

pierwiastków, 6*fosforanowe – zło

ż

a fosforu i zawi

ą

zanych z nim zwi

ą

zków, 7*halogenkowe –

zło

ż

a soli i fluorytu, 8*rodzime – metale rodzime, złoto, platyna, mied

ź

Podobnie ze wzgl

ę

du na skład mineralny wyró

ż

nia si

ę

rudy i kopaliny: **siarczkowe, **tlenkowe,

**w

ę

glanowe, **siarczanowe, **organogeniczne (w

ę

gle, bituminy, fosforyty, bursztyn)

Wykorzystywanie minerałów mo

ż

e mie

ć

ż

ny charakter, najcz

ęś

ciej uzyskuje si

ę

z nich metale lub

surowce chemiczne, mog

ą

mie

ć

tak

ż

e znaczenie w jubilerstwie np. hematyt, bursztyn

SKŁAD PIERWIASTKOWY ZŁÓ

ś

Pierwiastki główne, poboczne, towarzysz

ą

ce, współwyst

ę

puj

ą

ce, pierwiastki

ś

ladowe (najcz

ęś

ciej

< 0,05% )
Klasyfikacja pierwiastków ze wzgl

ę

du na ich powinowactwo wzgl

ę

dem tlenu i siarki :

Syderofilne maja mniejsze, a chalkofilne wi

ę

ksze od

ż

elaza powinowactwo wzgl

ę

dem tlenu i

siarki. Pierwiastki litofilne maja wi

ę

ksz

ą

od

ż

elaza zdolno

ść

wi

ą

zania tlenu, a mniejsz

ą

z siark

ą

.

Atmofilne cechuj

ą

si

ę

słabym powinowactwem wzgl

ę

dem

ż

elaza, tlenu i siarki , wyst

ę

puj

ą

głównie

w stanie gazowym.
Goldshmit podzielił:
Syderofilne => Fe, Co, Ni, Mo, Pt, Pd, P, C
Chalkofilne => Cu, Ag, Zn, Cd, Hg, Ga, Ti, Ge, Sn, Pb, As, Sb, Bi, Se, Fe, In, Te, S
Litofilne => O, F, Cl, Br, J, Al, Be, Na, Mg, Li, Na, Ca, Si, K, Se, V, Cr, Mn
Atmofilne => H, C, N, C, J, He, Ne, A, Kr, Xe, Re, O
Biofilne => H, C, N, O, P

Pierwiastki oksyfilne – wi

ążą

si

ę

z tlenem, tworz

ą

wodorotlenki, krzemiany, w

ę

glany, fosforany

Pierwiastki sulfofilne – zwi

ą

zane z siark

ą

Ze wzgl

ę

du na sposób wyst

ę

powania w skorupie rozró

ż

nia si

ę

pierwiastki: **metalogeniczne,

**petrogeniczne

WYST

Ę

POWANIE PIERWIASTKÓW W SKORUPIE ZIEMSKIEJ

Skorupa ziemska obejmuje cz

ęść

litosfery i si

ę

ga do nieci

ą

gło

ś

ci Moho (pod kontynentami 30-50,

pod oceanem 6-7). Skorupa dzieli si

ę

na kontynentaln

ą

i oceaniczn

ą

. Zewn

ę

trzna cz

ęść

litosfery

zbli

ż

ona jest do granodiorytów (SIAL)

Stopie

ń

koncentracji pierwiastków i cz

ęść

ich wyst

ę

powania w skorupie ziemskiej jest istotnym

zagadnieniem w badaniach geochemicznych i zło

ż

owych. 21 pierwiastków nazwano umownie

głównymi (0,01%) i stanowi

ą

one 99,81% wag litosfery.

Pozostałe 61 pierwiastków rzadkich i bardzo rzadkich stanowi 0,109% wag. Wiele znanych
pierwiastków np. Cu, Pb, Sn s

ą

pierwiastkami pospolitymi. Takie pierwiastki jak w

ę

giel, siarka,

chlor, które uchodz

ą

za powszechne, nie wyst

ę

puj

ą

licznie w skorupie ziemskiej. Odnosz

ą

c

wielko

ś

ci koncentracji do klarku obliczonego dla danego

ś

rodowiska mo

ż

na okre

ś

li

ć

jego zmiany i

wskaza

ć

czy mamy do czynienia z migracj

ą

prowadz

ą

c

ą

do nagromadzenia czy zubo

ż

enia.

W poszczególnych strefach kuli ziemskiej udział głównych pierwiastków jest ró

ż

ny: **w j

ą

drze

metalicznym dominuje Fe, Ni, **w płaszczu ziemskim Ni, Fe, Si, Mg, **w wewn

ę

trznej cz

ęś

ci

płaszcza Cr, Fe, Si, Mg, Ni, P, S, **strefa bazaltowa cechuje si

ę

udziałem Al., Ca, Na, Mg, Ti, P,

Si, **w strefie granitowej wzrasta udział K, Na, Si, oraz brak Ti.
Pierwiastki o niskich klarkach (10

-2

, 10

-7

do 10

-16

) rzadziej towarzysz

ą

, zło

ż

a s

ą

trudniejsze do

odkrycia. W zło

ż

ach posiadaj

ą

cych wysokie współczynniki koncentracji do setek tysi

ę

cy w

stosunku do klarków.
Cr, Ni => najcz

ęś

ciej w skałach ultrazasadowych

Skały zasadowe w Polsce s

ą

tylko w rozłamie Niemczy

3

background image

MIGRACJA PIERWIASTKÓW W SKORUPIE

Na drodze migracji mo

ż

na doj

ść

do nagromadzenia w formie atomowej (gazy, pary np. rt

ęć

),

jonowej (roztwory i koloidy), molekularnej (roztwory, stopy krzemionkowe) lub koloidalnej oraz
grubodyspersyjnej (odłamki skał i min). Pierwiastki posiadaj

ą

ż

n

ą

zdolno

ść

migracji uzale

ż

nion

ą

od

ś

rodowiska i warunków w nim panuj

ą

cych. Pierwiastki aktywne migruj

ą

w szerokim zakresie

warunków termodynamicznych np. alkaliczne metale. Pierwiastki nieaktywne migruj

ą

w w

ą

skim

przedziale warunków termodynamicznych np. platyna. Wiele pierwiastków rzadkich i

ś

ladowych

posiada atomy i jony o zbli

ż

onych wła

ś

ciwo

ś

ciach, wymiarach dlatego bior

ą

udział w budowie

strukturalnej ró

ż

nych min. np. diadochowe podstawienie Mg przez Fe w dolomitach i tworzenie

pospolitych odmian ankerytowych. Niektóre pierwiastki rzadkie i

ś

ladowe wbudowane s

ą

w sieci

krystal. min. np. skałotwórczych, dlatego zwykle nie tworz

ą

w pó

ź

niejszych etapach własnych faz

mineralnych i ulegaj

ą

rozproszeniu, a ich droga geochemiczna oraz ewentualne nagromadzenie

jest

ś

ci

ś

le zwi

ą

zane z wietrzeniem lub przeobra

ż

eniem min. głównych – skałotwórczych.

Pierwiastki pospolite tworz

ą

zło

ż

a kopalin stałych : wapieni, dolomitów, kwarcytów, piaskowców itd.

Zawieraj

ą

głównie min. Si, Al., Fe, Ca, K, Mg, P, Cl. Zło

ż

a tych pierwiastków wyst

ę

puj

ą

cz

ę

sto, a w

zło

ż

ach znaczenie ma głównie jako

ść

kopaliny. Wyj

ą

tek stanowi

ą

zło

ż

a rud

ż

elaza i glinu, które

musz

ą

spełnia

ć

wymagania jako

ś

ciowe dzisiejszych technologii przeróbki. Podobnie fosfor i tytan

pomimo wysokich klarków w skorupie ziemskiej rzadko tworz

ą

przemysłowe koncentracje.

Pierwiastki rzadkie nie wykazuj

ą

podobie

ń

stwa krystalochemicznego do pospolitych pierwiastków

buduj

ą

cych litosfer, mog

ą

tworzy

ć

własne fazy mineralne (koncentracje), poniewa

ż

nie s

ą

przechwytywane w sie

ć

krystaliczn

ą

pierwiastków pospolitych i głównych. W sprzyjaj

ą

cych

warunkach mog

ą

tworzy

ć

nawet zło

ż

owe nagromadzenia: du

ż

e znaczenie maja tu np. chalkofilne

Cu, Zn, Pb, Ag. Brak podobie

ń

stwa krystalochemicznego do pierwiastków pospolitych jest

głównym czynnikiem umo

ż

liwiaj

ą

cym powstawanie złó

ż

danego pierwiastka. Minerały s

ą

trwałe

tylko w okre

ś

lonych warunkach fizykochemicznych w etapie magmowym, pomagmowym,

hydrotermalnym oraz hipergenicznym. Procesy zło

ż

otwórcze polegaj

ą

na ci

ą

głym przeobra

ż

aniu

minerałów oraz skał otaczaj

ą

cych ich nagromadzenia. Rola procesów tektonicznych,

epejrogenezy, wulkanizmu. Pierwiastki koncentruj

ą

si

ę

w ró

ż

nych etapach trwania procesów

magmowych i pomagmowych a tak

ż

e hipergenezy

KLASYFIKACJA TECHNOLOGICZNA

**zło

ż

a kopalin metalicznych => rudy Fe, **zło

ż

a rud metali staliwnych => Mn, Cr, W, Mo, Ti, V, Ni,

Co, Zr, **zło

ż

a rud metali nie

ż

elaznych => Cu, Zn, Pb, Sn, **zło

ż

a metali kruchych => As, Sb, Bi,

Hg, **zło

ż

a metali lekkich => Al., Mg, Be, Li, **zło

ż

a metali szlachetnych => Au, Ag, Pt, **zło

ż

a

innych metali => Nb, Ta, **zło

ż

a kopalin pierwiastków ziem rzadkich => La, Ce, europ, itr, neodym

KLASYFIKACJA GEOTEKTONICZNA

Dzieli zło

ż

a na : geosynklinalno-fałdowe i platformowe

(geosynklinalno-fałdowe powstaj

ą

w etapie przedfałdowym)

KLASYFIKACJA GEOLOGICZNA

Jakie jest poło

ż

enie wzgl

ę

dem intruzji: **wewn

ą

trzintruzywne, **okołointruzywne (np. skarny),

**nadintruzywne (

ż

yłowe), **efuzywne (ekstruzje kwa

ś

nych law)

Rysunek Fersmana => zró

ż

nicowanie strefowe mineralizacji kruszcono

ś

nej wokół intruzji

granitowej. Klasyfikacja ta u

ż

ywana jest do poszukiwania i oceny warto

ś

ci złó

ż

KLASYFIKACJA MORFOLOGICZNA

Dzieli zło

ż

a według kształtu: ##izometryczne (masywne) np. pnie, słupy, gniazda, kieszenie,

##płytowe np. pokładowe, soczewkowe,

ż

yłowe, pokrywowe (cz

ę

sto skał osadowych),

##kominowe np. wydłu

ż

one, cygara, ##nieregularne (kombinacje ró

ż

nych typów)

KLASYFIKACJA MINERALOGICZNA

Opiera si

ę

o główny składnik u

ż

yteczny lub charakterystyczny minerał towarzysz

ą

cy



Monomineralne (magnetytowe, hematytowe, szamozytowe, cerusytowe, sfalerytowe)



Bimineralne (chalkozynowo-bornitowe, kasyterytowo-turmalinowe)



Wielomineralne (sfalerytowo-galenowo-bornitowe)

4

background image

KLASYFIKACJA FORMACYJNA

Podział na podstawie zwi

ą

zku okre

ś

lonego zło

ż

a z charakterystycznymi formacjami skalnymi lub

te

ż

zło

ż

a o wspólnych cechach składu min., chemicznego, formy oraz budowy Niektóre pierwiastki

powstaj

ą

w podobnych warunkach i dlatego ich zło

ż

a mo

ż

na zaklasyfikowa

ć

do okre

ś

lonych

formacji

DRZEWO GEOCHEMICZNE - magma bazaltowa => gabro => dioryt => granodioryt => granit.
Przykładem mog

ą

by

ć

zło

ż

a Zn-Pb wyst

ę

puj

ą

ce w skałach w

ę

glanowych.

Formacja Silesian-Cracowian, Missisipi Valley.
Formacja karyterytowo-kwarcowa lub kasyterytowo-siarczkowa okre

ś

la w oparciu o paragenezy

mineralne warunki powstania złó

ż

.

Routhier => podział złó

ż

w gł

ę

bi litosfery na zwi

ą

zane z: granitami, skarnami, pegmatytami,

skałami alkalicznymi i karbonatytami, skałami wulkanicznymi i subwulkanicznymi, skałami
metamorficznymi, strefami tektonicznymi.

KLASYFIKACJA GENETYCZNA ZŁÓ

ś

ż

nicuje według procesów geologicznych. Najwa

ż

niejsze parametry to: **temperatura,

**ci

ś

nienie, **

ś

rodowisko, **miejsce na powierzchni ziemi, **warunki klimatyczne. Klasyfikacja ta

dzieli zło

ż

a na kategorie, klasy, typy i formacje. Podstaw

ą

podziału s

ą

procesy odpowiedzialne za

powstanie zło

ż

a.

Zło

ż

a endogeniczne (procesy w gł

ę

bi Ziemi), zło

ż

a egzogeniczne (na powierzchni Ziemi), zło

ż

a

metamorfogeniczne (inne produkty ani

ż

eli w endogenicznych)

Ę

BOKO

ŚĆ

POWSTAWANIA ZŁÓ

ś

Zło

ż

a powstawały na ró

ż

nych gł

ę

boko

ś

ciach dlatego warunki temp. i ci

ś

nienia te

ż

były ró

ż

ne.

Wyró

ż

nia si

ę

strefy gł

ę

boko

ś

ci powstawania kopalin u

ż

ytecznych, Smirnow wyró

ż

nił 4 takie strefy:

**ultrabisalna od Moho do 10-15 km, **abisalna od 3-5 (ocean) do 10-15 (kontynent), **hipabisalna
od 1-1,5 (ocean) do 3-5 (kontynent),
przypowierzchniowa- wydzielana na podstawie wyst

ę

powania skał efuzywnych i ekstruywnych.

Tworz

ą

si

ę

zło

ż

a egzogeniczne. Dla ka

ż

dej ze stref mo

ż

na wskaza

ć

szczególnie

charakterystyczne zło

ż

a. Np. dla strefy abisalnej typowe SA granity wewn

ę

trznych stref

geosynklinalnych z którymi mog

ą

by

ć

zwi

ą

zane zło

ż

a pegmatytowe, grejzenowi-kwarcowe (metale

rzadkie, kasyteryt, niob, tantalit, miki, litowe, topazy, szmaragdy itp.) Gł

ę

boko

ść

wyst

ę

powania złó

ż

s

ą

tak

ż

e okre

ś

lana w odniesieniu do ich poło

ż

enia w stosunku do batolitu (podział Emmonsa i

Schneiderhohna). Pi

ę

tra złó

ż

owe: **hipo-batolityczne, **Endo-batolityczne, **Em-batolityczne,

**Epi-batolityczne, **Akro-batolityczne, **Krypto-batolityczne
W odniesieniu do odległo

ś

ci od

ź

ródła magmy macierzystej mo

ż

na wyró

ż

ni

ć

zło

ż

a: **Intra-

magmowe, **Pery-magmowe, **Apo-magmowe, **Krypto-magmowe, **Tele-magmowe

ZŁO

ś

A OBSZARÓW GEOSYNKLINALNE

Etapy rozwoju geosynklin :
1. Stadium pocz

ą

tkowe (przedfałdowe) - gł

ę

bokie rozłamy którym towarzyszy magmatyzm

bazaltowy. W grube serie osadowe intruduj

ą

skały zasadowe i ultrazasadowe. Dla tego okresu

charakterystyczne s

ą

nast

ę

puj

ą

ce formacje skał i zwi

ą

zanych z nimi kopalin: **Formacje

podmorskich skał porfirowych i splitowo-keratofirowych (siarczkowe zło

ż

a Cu, Zn, Pb), **Formacje

skał perydotytowych (złoza chromitów, platynowców), **Formacje skał gabrowo-piroksenitowo-
dunitowych (tytanomagnetyty), **Formacje skał granitowo-syenitowych (zło

ż

a skarnowe Cu, Fe)

Skały osadowe wczesnego stadium geosynklinalnego tak

ż

e tworz

ą

kilka formacji z którymi s

ą

zwi

ą

zane zło

ż

a : pokładowe, zło

ż

a limonitów, rud manganu, boksytów, fosforytów, krzemianowe

Fe, osadowe Mo, Cu, Zn, Fe.
2. Stadium

ś

rodkowe (fałdowe, batolitowe) - główne ruchy fałdowe – mobilny pas fałdowy.

Du

ż

e batolity granitowe. Formacje granitowe, fliszowe, kaustobiolitowi. **

Ś

rednio kwa

ś

ne

granitoidy: zło

ż

a rud wolframu (skarnowe), hydrotermalne zło

ż

a miedzi i molibdenu **skrajnie

kwa

ś

ne granitoidy: pegmatyty, grejzeny (zło

ż

a cyny, tantalu, litu, berylu), **formacje fliszowe:

surowce skalne, **formacje kaustobiolitowe: w

ę

gle, bituminy

3. Stadium pó

ź

ne (pofałdowe) - **formacje małych intruzji: w rozłamach intruzje porfirowe,

dacytowe, grano- i syeno-porfirowe – bogate w kruszce. (rud metali kolorowych, rzadkich,
promieniotwórczych, szlachetnych, skarnowe Zn-Pb, wolframu i molibdenu), **Formacja
wulkaniczna (andezytowo-dacytowa) – zło

ż

a wulkaniczno hydrotermalne. Powstaj

ą

w nast

ę

pstwie

aktywno

ś

ci wulkanicznej, wybuchy wulkanów i procesów z nimi zwi

ą

zanych. Na zasadzie

aktualizmu geologicznego mo

ż

na do nich zaliczy

ć

obecnie aktywne solfatary, mofety, fumarole.

5

background image

Serie osadowe: molasowa, pstra, solono

ś

na, piaskowcowo-ilasta z w

ę

glowodorami. O metalogenii

strefy decyduje nasilenie magnetyzmu i jego charakter bazaltowy lub kwa

ś

ny.

ZŁO

ś

A OBSZARÓW PLATFORMOWYCH

Na kuli ziemskiej znanych jest 8 starych platform paleozoicznych: wschodnioeuropejska,
syberyjska, północnoameryka

ń

ska, południowoameryka

ń

ska, afryka

ń

ska, indyjska, chi

ń

ska,

australijska.
W ka

ż

dej z platform istniej

ą

3 kompleksy skał wraz z odpowiednimi im grupami złó

ż

:

1)Podło

ż

e, dolne pi

ę

tro metamorficzne (tarcza o charakterze ateklizy, skały archaiczne,

proterozoiczne). Metamorfogeniczne zło

ż

a Fe, Mn

2)Pokrywa, górne pi

ę

tro osadowe. Boksyty, w

ę

gle, fosforyty, rudy Fe, Mn

3)Skały intruzyjne etapu platformowego. W tym etapie w zale

ż

no

ś

ci od stopnia zaktywizowania

platform pojawiaj

ą

si

ę

ż

ne zło

ż

a.

Zło

ż

a mog

ą

mie

ć

ż

ny stopie

ń

aktywno

ś

ci tektonicznej:

Platformy silnie zaktywizowane - wyst

ę

puj

ą

rzadko; E cz

ęść

platformy chi

ń

skiej, W i S cz

ęść

platformy afryka

ń

skiej (zło

ż

a cyny, wolframu, Zn-Pb, berylu, antymonu)

Platformy zaktywizowane - cz

ę

stsze; tarcza bałtycka, platforma syberyjska, afryka

ń

ska. Po ryfeju

w gł

ę

bokie rozłamy intrudowały zró

ż

nicowane magmy: **magmy gabroidowe – zło

ż

a siarczkowe

Cu-Ni, skarnowe Fe,
**magmowe kwa

ś

ne – zło

ż

a fosforu, niobu, tantalu, ziem rzadkich, zło

ż

a Zn-Pb,

**magmy perydotytowe – kimberlity diamentono

ś

ne, ultrazasadowe kompleksy karbonatytowe

W historii tworzenia si

ę

skorupy ziemskiej wydziel si

ę

9 etapów (orogenezy) rozwoju

geosynklinalnego i odpowiadaj

ą

cych im epok metalogenicznych.

Cykl metalogeniczny = etap geosynklinalny + etap platformowy

ZŁO

ś

A STREF OCEANICZNYCH

Ocean

ś

wiatowy obejmuje 4 oceany : Spokojny, Atlantycki, Indyjski, Północny lodowaty. W jego

obr

ę

bie wydziela si

ę

płyty oceaniczne (stabilne), grzbiety

ś

ródoceaniczne (mobilne) – ryftowe,

poprzeczne rozłamy przesówcze (mobilne), łuki wyspowe. Przewa

ż

aj

ą

bazaltowe formacje

magmowe etapu alpejskiego bez złó

ż

kopalin. Perspektywiczne zło

ż

a s

ą

łuki wyspowe – formacja

perydotytowa z chromitami i platynowcami, gabrowa z tytanomagnetytami, bazaltowo-andezytowa
z wulkanogenicznymi siarczkami Cu, Zn, Pb, tlenków Fe, Mn. Olbrzymie potencjalne zasoby
pierwiastków w oceanie

ś

wiatowym (1370 mln km

2

), Au – 5,5 mln t. przy zawarto

ś

ci 0,000004

mg/l , uranu 4 mld ton (0,003 mg/l) Zasoby

ż

elaza i manganu w konkrecjach na dnie oceanów s

ą

olbrzymie i najbli

ż

sze do wykorzystania. Zawarto

ść

Mn w konkrecjach jest wysoka 8-10% , Fe

2-20% , sporo Co, Ni, Cu, Pb, Zn.

ZŁO

ś

A W FORMACJACH MAGMOWYCH

Zło

ż

a magmowe najcz

ęś

ciej powstaj

ą

w wyniku dyferencjacji magmy o składzie

ultrazasadowym, zasadowym, rzadko alkalicznym. Istniej

ą

3 drogi konwekcji minerałów rudnych ze

stygn

ą

cego stopu.



likwacja –magma pierwotna rozdziela si

ę

w trakcie ochładzania na nie mieszcz

ą

ce si

ę

ze sob

ą

ciekłe fazy: rudn

ą

i krzemianow

ą

, których krystalizacja prowadzi do powstawania złó

ż

likwacyjnych



wczesnomagmowa-segregacyjna - W magmach krzemianowych metale wchodz

ą

w skład

minerały wczesnej krystalizacji, koncentruj

ą

si

ę

w nich daj

ą

c wczesnomagmowe zło

ż

a

segregacyjno-akumulacyjne



ż

nomagmowe – krystalizacja metalicznych zwi

ą

zków ze stopów resztkowych po zastygni

ę

ciu

krzemianów, skałotwórczych, zło

ż

a pó

ź

nomagmowe.

Najwa

ż

niejsze zło

ż

a magmowe to: **zło

ż

a rud tytanomagnetytów, **apatytowo, **magnetytowe,

**Cu-Ni, **chromitowe, **platynowców, **diamentów, **pierwiastków rzadkich

ZŁO

ś

A LIKWACYJNE

Siarczkowe zło

ż

a miedziowo-niklowe w skałach zasadowych i ultrazasadowych Np.

Moncze Tundra , Penczenga na Płw. Kola , Sudbery, Bushwold. Charakteryzowane dla
zaktywizowanych tektonicznie platform s

ą

zwi

ą

zane z hipabysalnymi zdyferencjowanymi magmami

gabrowymi. Intruzje maja miejsce wzdłu

ż

rozłamów w brze

ż

nych lub wewn

ę

trznych cz

ęś

ciach

synklin co sprzyja tworzeniu si

ę

masywów typu lopolitów (Norylsk, Sudbery-Kanada). Likwacja

6

background image

wgł

ę

bna np. zastygni

ę

cie intruzji krzemianowej ; pó

ź

niejsza iniekcja stopu siarczkowego (Sudbury,

Peczenga). Skład mineralny rud likwacyjnych złó

ż

siarczkowych jest stabilny we wszystkich

zło

ż

ach typu : pirotyn, pentlandyt, chalkopiryt, magnetyt ; towarzysz

ą

im zró

ż

nicowane minerały:

**metali szlachetnych: sperylit, platyna, pallad, złoto, **miedzi: bornit, chalkozyn, kowelin, kubanit,
digenit, **niklu: nikielin, chloantyt, mileryt, bravnit, **kobaltu: pentlandyt kobaltono

ś

ny, arsenki,

siarkosole Co, **inne: piryt, tytanomagnetyt, ilmenit, spinele Cr, sfaleryt, galena Tekstury rud –
masywne, wst

ę

gowe, brekcjowe, impregnacyjne Zawarto

ść

: Ni- 0,4-3%, Co- 0,5-2%, Pt- 20 g/t

LIKWACJA STOPU MAGMOWEGO

Zło

ż

a likwacyjne powstaj

ą

w ró

ż

nych warunkach, gł

ę

boko

ść

od 150 do 1 km, temperatura od 1500

do 200 stopni C; siarczki przechodz

ą

w stop w temp. > 1500 stopni C. Likwacja nast

ę

puje

znacznie wcze

ś

niej ni

ż

krystalizacja (900-1200 stopni C). Temperatura likwacji jest uzale

ż

niona od

składu magmy. Siarczki krystalizuj

ą

w temperaturze 700 do 200 stopni C. Oddzielanie si

ę

stopu

wzbogaconego w siarczki nast

ę

puje przy zawarto

ś

ci siarki w stopie ok. 0,01% i np. miedzi 0,02% .

Dalsze zastyganie magmy krzemianowej prowadzi do wzrostu siarki i miedzi w stopie
siarczkowym, natomiast zawarto

ść

niklu zmniejsza si

ę

poniewa

ż

wchodzi w struktur

ę

minerałów

skałotwórczych. Po wykrystalizowaniu krzemianów powstaje stop siarczkowy (w który jest 10%
krzemianów) z niego krystalizuj

ą

siarczki, krzemiany i tlenki. Fe Na likwacj

ę

stopu wpływa

chemizm stopu np. obecno

ść

ż

elaza w stopie krzemianowym podwy

ż

sza rozpuszczalno

ść

siarczków dziesi

ą

tki razy. St

ą

d je

ś

li

ż

elazo nie wchodzi w skład minerałów skałotwórczych np.

oliwinów to jego ilo

ść

w stopie siarczkowym ro

ś

nie uniemo

ż

liwiaj

ą

c tym samym wydzieleni i

ź

niejszy krystalizacj

ę

stopu siarczkowego – nie powstaj

ą

zło

ż

a. Wej

ś

cie

ż

elaza w skład oliwinów

poci

ą

ga za sob

ą

obni

ż

enie rozpuszczalno

ś

ci siarczków i zachodzi intensywna likwacja – powstaj

ą

du

ż

e zło

ż

a (np. Norylsk). S Gdy jest mało siarki to powstaje stop siarczków miedzi (ró

ż

ne

powinowactwo siarki wzgl

ę

dem metali).

ś

elazo zostaje w stopie powoduj

ą

c powstanie du

ż

ych złó

ż

.

W magmach z du

żą

ilo

ś

ci

ą

siarki powstaje stop

ż

elazowy z siarczkami Cu, Ni i innych metali –

powstaj

ą

du

ż

e zło

ż

a miedziowo-niklowe (Sudbury) Skład złó

ż

magmowych w pewnym stopniu

zale

ż

y od składu skał macierzystych np. chromity s

ą

zwi

ą

zane z dunitami (wzbogacone w Mg), a

tytanomagnetyty z piroksenitami (wzbogacone w Fe, antracyt)

ZŁO

ś

A WCZESNOMAGMOWE

Cz

ęś

ciej spotykane. Typowe s

ą

zło

ż

a chromitów, tytanomagnetytów, grafitu oraz diamentów.

Ze wzgl

ę

du na rozproszony charakter okruszcowania i niskie zawarto

ś

ci składników u

ż

ytecznych

maja małe znaczenie gospodarcze. Praktyczne znaczenie maja zło

ż

a diamentów.

ZŁO

ś

A DIAMENTÓW

Zwi

ą

zane z ultrazasadow

ą

formacj

ą

kimberlitów, wyst

ę

puj

ą

w tektonicznie zaktywizowanych

starych platformach.
*Syberyjskiej - Jakucja (pó

ź

ny paleozoik), Syberia (mezozoik)

*Afryka

ń

skiej - RPA (proterozoik, mezozoik), Zair, Namibia, Angola (mezozoik)

*Indyjskiej - Golgony
*Australijskiej - Nowa Pdł. Walia
*Nieliczne na północnoameryka

ń

skiej i tarczy bałtyckiej (Finlandia, Płw. Kola). Europejskie zło

ż

a

nie s

ą

zbyt perspektywiczne, wyst

ę

puj

ą

w obszarze tarczy prekambryjskiej (najstarsze-zło

ż

a

fi

ń

skie w kimberlitach i podobnych skałach)

Petrograficznie jest to ultrazasadowa, porfirowata skala cz

ę

sto o teksturze brekcji scementowanej

kimberlitem. Typowe s

ą

ksenolity skał otaczaj

ą

cych. Obecne s

ą

wrostki diamentów w oliwinach,

diopsydzie, granatach; i odwrotnie, co

ś

wiadczy o równoczesnej krystalizacji. Krystalizacja miała

miejsce na gł

ę

boko

ś

ci >100 km pod wpływem du

ż

ych ci

ś

nie

ń

. Natomiast ich rzadkie

wyst

ę

powanie jest zwi

ą

zane z faktem,

ż

e tego typu lawy rzadko z górnych stref płaszcza

przedostawały si

ę

na powierzchni

ę

(najcz

ęś

ciej w jurze ok. 60 mln lat temu) Odkryto ponad 1600

kominów kimberlitowych, jednak przemysłowe koncentracje diamentów dotycz

ą

1-3% kominów.

Ś

rednio z 1m

3

skały kimberlitowej uzyskuje si

ę

0,5 karata diamentów. Zło

ż

a okruchowe: aluwialne,

morskie. Kominy kimberlitowe w przekroju maj

ą

od kilku do kilkuset metrów i s

ą

rozpoznane do

ę

boko

ś

ci 2-3 km. Najwi

ę

ksze zło

ż

a diamentów wyst

ę

puj

ą

w RPA. Kraj ten jest dopiero na 4

miejscu w wydobyciu tych kamieni, za Australi

ą

, Zairem, Botswan

ą

i Rosj

ą

.

ZŁO

ś

A PÓ

Ź

NOMAGMOWE

o

Zwi

ą

zane z formacja perydotytow

ą

=> magmowe zło

ż

a chromitów i platynowców

o

Zwi

ą

zane z formacja gabrowo-piroksenowo-dunitow

ą

=> magmowe zło

ż

a tytanomagnetytów

7

background image

o

Zwi

ą

zane z formacja skał alkalicznych => apatytowo-magnetytowe, apatytowo-mefelinowe, ziem

rzadkich
CECHY : epigenetyczny charakter ciał rudnych, kseromorficzny pokrój minerałów, du

ż

e rozmiary

złó

ż

i bogate koncentracje.

**

ź

nomagmowe zło

ż

a chromitów s

ą

najbardziej typowe, zwi

ą

zane z hipabysalnymi skałami

ultrazasadowymi w formie lakolitów, lopolitów, silli.
**Zło

ż

a platynowców – zło

ż

a kompleksowe platynowców powstaj

ą

w wyniku likwacji. Platynowce

tworz

ą

tak

ż

e samodzielne pó

ź

nomagmowe zło

ż

a którym towarzysz

ą

spinele chromitowe. Platyna i

pallad s

ą

zwi

ą

zane z dunitami, b

ę

d

ą

cymi dyferancjatami magm gabrowych , osm i iryd ze skałami

perydotytowymi.
**

ź

nomagmowe zło

ż

a tytanomagnetytów – genetycznie zwi

ą

zane z formacja gabrowo-

piroksenowo-dunitowa. Gabroidy prekambryjskie: tarcza kanadyjska (Labrador), bałtycka
(Szwecja, Finlandia, Polska) , USA. Skały kaledo

ń

skie: Afryka Pdł., Norwegia, Ural. Skały

hercy

ń

skie: Ural

**Zło

ż

a apatytowe – unikalny jest alkaliczny masyw chi

ń

ski na Płw. Kola, powstały w orogenezie

hercy

ń

skiej na prekambryjskiej tarczy bałtyckiej. Posiada form

ę

sto

ż

kowego lopolitu. Skały typu

sjenitów nefelinowych, ijolitów, chibinitów. Apatyt stanowi 25-27 % rudy.
Tylko około 100 diamentów miało 20 karatów.

ZŁO

ś

PEGMATYTOWE

Zło

ż

a pegmatytowe – zwi

ą

zane z apikalnymi strefami intruzji najcz

ęś

ciej granitowych. Wyró

ż

nia si

ę

pegmatyty proste (kwarc, ortoklaz, mika) i zło

ż

one (kwarc, tonalit, miki litowe, kasyteryt, beryle,

turmaliny, topaz, fluoryt, apatyt). Rozmiary ciał pegmatytowych s

ą

zró

ż

nicowane, do kilku km.

Tworzyły si

ę

na gł

ę

boko

ś

ci od 7 do 2km od powierzchni ziemi. Powstały w szerokim zakresie

temperatur 250 do 700

o

C. Geneza pegmatytów jest skomplikowana, ogólnie resztkowe stopy

pomagmowe – metamorficzne oddziaływały na skały krzemionkowe. Pegmatyty zalegaj

ą

ce na

ś

rednich gł

ę

boko

ś

ciach s

ą

ź

ródłem niobu, tantalu, toru, berylu, cyny i litu. Pegmatyty powstałe

stosunkowo płytko s

ą

ź

ródłem drogich kamieni, fluorytu w asocjacji z kwarcem. Istnieje wyra

ź

ny

zwi

ą

zek stref pegmatytowych ze skrajnie kwa

ś

nymi intruzjami granitowymi

ś

rodkowego stadium

geosynklinalnego. Poniewa

ż

pasy geosynklinalne i towarzysz

ą

ce im intruzje posiadaj

ą

liniowy

przebieg, to strefy pegmatytowe równie

ż

posiadaja pasmowe rozprzestrzenienie. Długo

ś

ci pasm

s

ą

znaczne np. północnoameryka

ń

skie 4000 km, brze

ż

ne syberyjskie 4500 km.

Starsze pasma (przedpaleozoiczne) odznaczaj

ą

si

ę

wyst

ę

powaniem pegmatytów muskiwitowych

Pegmatyty młodsze zawieraj

ą

cz

ęś

ciej metale rzadkie. Wyst

ę

puj

ą

w nich grejzenowi, kwarcowo-

skaleniowe, kwarcowo-turmalinowe i kwarcowe rudy cynku, wolframu (pasmo malajskie,
brazylijskie, południowo-afryka

ń

skie)

Pegmatyty przekrystalizowane i strefowe s

ą

jedynym

ź

ródłem muskowitu i wa

ż

nym

ź

ródłem

skaleni, kwarcu, kamieni szlachetnych (beryl-akwamaryn, turmalin, granat, ametyst, topaz). S

ą

praktycznie jedynym

ź

ródłem litu (lepidolit, spodumen, cynwaldyt), berylu, cezu, (polucyt), rubidu

(domieszki w lepidolicie i polucycie), niobu, tantalu, cyny (kasyteryt), wolframu (wolframit), rzadziej
uranu (uraninit, torianit).

ZŁO

ś

A KARBONATYTOWE

Karbonatyty to skały w

ę

glanowe współwyst

ę

puj

ą

ce z ultrazasadowymi skałami (perydotyty, dunity,

piroksenity), alkalicznymi (riolity nefelinowi, sjenity). Pochodzenie skał jest magmowe. Zwi

ą

zane s

ą

z ultrazasadowymi i alkalicznymi magmowymi obszarów platformowych. Obecnie s

ą

ksenolity skał

otaczaj

ą

cych. Brak ich całkowicie w geosynklinach. Intruzje magmowe z karbonatytami zwi

ą

zane

s

ą

z gł

ę

bokimi strefami rozłamowymi szczególnie brze

ż

nych stref platformowych. Istnieje tak

ż

e

hydrotermalna teza o pochodzeniu karbonatytów. Karbonatyty tworzyły si

ę

w warunkach

przypowierzchniowych w górnym zakresie temp. 550-350

o

C okre

ś

lonej na podstawie rozpadu

roztworów stałych magnetyt-spinel , dolna granica 100

o

C okre

ś

lona jest w oparciu o obecno

ść

heksagonalnego pirytu, getytu, zeolitów i gipsu.
Znanych jest obecnie 200 masywów karbonatytowych z czego 75 w obszarze afryka

ń

skich

wielkich rozłamów ryftowych (Uganda, Kenia, Tanzania) oraz w Rosji (60), Kanadzie (15),
pozostałe w Brazylii, Skandynawii, USA, Niemczech.
Charakterystyczne s

ą

procesy autometamorfizmu : serpentynizacja, biotytyzacja, flogopityzacja,

karbonatyzacja, egirynacja, zeolityzacja. Z tymi procesami zwi

ą

zane jest powstanie : perowskitu,

melanitu, biotytu, patytu, tytanitu i innych.
W karbonatytach wyst

ę

puj

ą

zło

ż

a rud niobu i tantalu, ziem rzadkich, apatytu, fluorytu, barytu,

miedzi,

ż

elaza, strontu. Charakterystyczna jest obecno

ść

magnezytu, flogopitu, wermikulitu. Ich

znaczenie wzrasta w wyniku zainteresowania przemysłu pierwiastkami ziem rzadkich, torem,
niobem i tantalem. Karbonatyty s

ą

młodsze w stosunku do skał ultrazasadowych i alkalicznych ,

cz

ę

sto o budowie koncentryczno – tonalnej. Cz

ę

sto w kraterach sto

ż

ków wulkanicznych. Tworz

ą

8

background image

pnie, sztoki, dajki. Wymiary do kilku km (<9 km), dajki do 10 m grubo

ś

ci i długo

ś

ci do 2 km.

Rozmieszczenie mineralizacji wskazuje na wielosadialnu proces formowania złó

ż

. Podstawowymi

składnikami s

ą

w

ę

glany (80-99%), kalcyt, dolomit, ankeryt, sporadycznie manganono

ś

ny syderyt.

Pozostałe minerały maja znaczenie akcesoryczne. Surowcowe znaczenie maja => niobit (0,3%
Nb

2

O

5

), tantalit, pierwiastki ziem rzadkich, apatyt, magnetyt, fluoryt, stroncjanit, anataz, monacyt.

Z prekambryjskimi karbonatytami zwi

ą

zane s

ą

niektóre zło

ż

a Afryki i Ameryki Płn. Z kaledonitami –

zło

ż

a Sajanów i Skandynawii. Hercy

ń

skie s

ą

karbonatyty Płw. Kola. Kimeryjskie – syberyjskie,

brazylijskie i kanadyjskie. Najmłodsze – alpejskie s

ą

w wi

ę

kszo

ś

ci zło

ż

a Afryki i Azji Formacje złó

ż

karbonatytowych: **pirochlorowi - Araxa (Brazylia), Wsch Syberia, **apatytowo-magnetytowa -
Sokalu (Uganda), **fluorytowa - Amba Donger (Indie), **apatytowo-ilmenitowa-anatazowa –
Mountain Pass (USA).
W Polsce - rejon Tajna i Ełku w skałach alkaliczno-ultrazasadowych

ZŁO

ś

A SKARNOWE

Skarny powstaj

ą

na kontakcie skał magmowych i otaczaj

ą

cych je utworów w

ę

glanowych,

przeobra

ż

onych w skały skarnowe. Nazywa si

ę

te zło

ż

a tak

ż

e kontaktowo-metasomatyczne,

kontaktowo-metamorficznymi. S

ą

to skały wapienno krzemionkowe w skład których wchodz

ą

granaty, pirokseny. Domieszki stanowi

ą

magnetyty, epidot, hornblenda, wollastonit, chloryt, kalcyt,

wezuwian, i inne. Skarny znane s

ą

z obszarów geosynklinalno-fałdowych, rzadko w pokrywach

platform. S

ą

cz

ę

sto zbrekcjowane przeobra

ż

one z wtórnymi zmianami : chlorytyzacja,

serpentynizacja, okwarcowanie. Skarny w skałach przyległych to egzoskarny, a powstałe w
obr

ę

bie skał magmowych – endoskarny.

Skarny najcz

ęś

ciej zwi

ą

zane s

ą

z granitoidami, granodiorytami, cz

ę

sto zasadowymi i alkalicznymi.

Powstały płytko i na

ś

rednich gł

ę

boko

ś

ciach – Magmatyzm hipabysalny. Zło

ż

a powstaj

ą

współcze

ś

nie ze skarnami lub nieco pó

ź

niej. Zło

ż

a egzoskarnowe wyst

ę

puj

ą

bezpo

ś

rednio na

kontakcie ze skarnami 200-400 m, wyj

ą

tkowo 1-2 km od kontaktu. Znane s

ą

z ró

ż

nych orogenów,

cz

ę

ste w utworach paleozoicznych s

ą

zło

ż

a skarnowe

ż

elaza i miedzi; metale nie

ż

elazne i

pierwiastki ziem rzadkich cz

ęś

ciej wyst

ę

puj

ą

w orogenach waryscyjskich, kimeryjskich i alpejskich.

Formy ciał : pokłady, soczewy,

ż

yły, gniazda, słupy i inne Zło

ż

a skarnowe zasadniczo ró

ż

ni

ą

si

ę

od

złó

ż

magmowych i pomagmowych s

ą

jednak zbli

ż

one pod pewnymi wzgl

ę

dami do złó

ż

pneumatolitycznych i hydrotermalnych. W

ś

ród skarnów wyró

ż

nia si

ę

kilka formacji: *skarnowe

rudy

ż

elaza (Blagodal – Rosja, Banat – Rumunia), **rudy platyny rodzimej (Bushveld – RPA), **rud

wolframowych (Ural, Kaukaz, Chiny, Japonia), **rud molibdenowych (Maroko, Chiny), **złota
rodzimego (Meksyk, Brazylia, USA, Rosja), **rud niobu i tantalu (Schelingen – Niemcy), **rud
uranu (Meri Ketlin – Australia), **inne - cyny, Zn-Pb, berylu, boru, azbestu, kwarcu, korundu,
kamieni szlachetnych, wollastonitu.
Geneza złó

ż

sakrnowych (2 teorie)

- teoria dyfuzyjno-infiltracyjna
- teoria stadialna
Jak trudne jest okre

ś

lenie genezy niektórych złó

ż

ś

wiadczy wyst

ę

powanie skarnów w skałach

magmowych bez zwi

ą

zku ze skałami w

ę

glanowymi, a tak

ż

e wyst

ę

powania skarnów nie mo

ż

na

wyja

ś

ni

ć

ż

adn

ą

dotychczas przedstawiona teori

ą

. Niewyja

ś

nione jest wyst

ę

powanie skarnów w

skałach metamorficznych – nazwano je pseudoskarnami.
Zło

ż

a skarnowe powstaj

ą

w temperaturze ok. 800

o

C a nawet 1200

o

C do 50-100

o

C

Górna granic

ę

wyznacza obecno

ść

wollastonitu (600-800) oraz andaluzytu (1000) kiedy to

przechodzi w mulit.
Tak

ż

e termometrem mineralogicznym s

ą

anizotropowe granaty które w temp. > 850

o

C przechodz

ą

w izotropowe. Badania wrostków gazowo ciekłych wskazuj

ą

na temperatur

ę

homogenizacji

70-510

o

C

ZŁO

ś

A PNEUMATOLITYCZNE

Do tej grupy złó

ż

zalicza si

ę

te zło

ż

a które powstały w wyniku oddziaływania gazów pomagmowych

cz

ę

sto w wysokich temperaturach. Charakterystyczne SA zmiany skał otaczaj

ą

cych.

Gazowa geneza złó

ż

jest potwierdzona charakterem wrostków gazowo ciekłych i chemizmem

minerałów tych złó

ż

.

Do najwa

ż

niejszych dwóch typów złó

ż

pneumatolitycznych nale

żą

:

1) zło

ż

a albitowe (wcze

ś

niejsze, wysokotemperaturowe z roztworów alkalicznych w utworach

zmetasomatyzowanych)

2)zło

ż

a grejzenowi (pó

ź

niejsze, ni

ż

sze temperatury z roztworów kwa

ś

nych)

9

background image

ZŁO

ś

A ALBITOWE

Zło

ż

a niektórych pierwiastków wyst

ę

puj

ą

cz

ęś

ciej w albitach : niob, tantal, cyrkon, tor, lit, beryl,

ziemie rzadkie. Nazwa jest zwi

ą

zana z albitami w których wyst

ę

puj

ą

zło

ż

a wymienionych

pierwiastków. S

ą

to leukokratyczne skały zbudowane z albitu, mikroklinu, kwarcu, mik oraz

alkalicznych amfiboli. Zwi

ą

zane s

ą

z magnetyzmem głównego i ko

ń

cowego etapu rozwoju

geosynklin oraz magmatyzmem aktywnych platform. Powstaj

ą

w wyniku metasomatozy skał

magmowych w wyniku oddziaływania gor

ą

cych gazowych roztworów pomagmowych. Typowy jest

proces metasomatozy sodowej (fenityzacja). Doprowadzenie Na

2

O do skał pierwotnych (granitów,

rzadko wapieni). Powstały minerały alkaliczne : egiryn, riebeckit, albit. Skały maja charakter
alkalicznych sjenitów lub fenitów albitowo-egiynowych. W stadium pocz

ą

tkowym metasomatozy

maj

ą

te

ż

charakter potasowy (granity mikroklinowe). W stadium głównym rozwoju geosynklin

zwi

ą

zane s

ą

z normalnymi i skrajnie kwa

ś

nymi granitami. W stadium ko

ń

cowym rozwoju

geosynklin zwi

ą

zane s

ą

z alkalicznymi granitami wyst

ę

puj

ą

cymi w gł

ę

bokich strefach

rozłamowych. Obszary wyst

ę

powania złó

ż

albitowych s

ą

wydłu

ż

one linijnie, podobnie jak rozłamy i

p

ę

kni

ę

cia. Przeobra

ż

one skały alkaliczne nazywane s

ą

cz

ę

sto fenitami od norweskiego okr

ę

gu

Fen gdzie zostały po raz pierwszy opisane. Udział złó

ż

albitowych ro

ś

nie od orogenez

prekambryjskich do kimeryjskich i nast

ę

pnie w młodszych maleje. Zło

ż

a tego typu wyst

ę

puj

ą

w

górnych cz

ęś

ciach skał magmowych lub apofiz i w ich nadkładzie. Zło

ż

a nie s

ą

szczególnie du

ż

e

(do kilku km

2

), grubo

ś

ci kilkuset m. Mineralizacja cz

ę

sto jest strefowa w pionie: **w sp

ą

gu granity

biotytowe z mikroklinem, plagioklazem, kwarcem, **wy

ż

ej granity dwumilowe z mikroklinem,

plagioklazem, **nad nimi granity albitowe z mikroklinem, albitem, kwarcem, **albity główne z albitu,
kwarcu, muskowitu i mikroklinu, **w stropie grejzeny z muskowitem i kwarcem

ZŁO

ś

A GREJZENOWE

Grejzen - stary termin górniczy (ozn. rozszczepienie). Typowe grejzeny składaj

ą

si

ę

z łatwo

rozszczepialnego agregatu miki (muskowit, biotyt, cynwaldyt) i kwarcu oraz turmalinu, topazu,
fluorytu i towarzysz

ą

cych im kruszców. Tworzyły si

ę

w alkalicznych cz

ęś

ciach masywów

granitowych w utworach glinokrzemianowych.
Stadium grejzenizacji jest zwi

ą

zane z narastaniem działania kwasów na skały, a

ż

do momentu

kredy powstaj

ą

metasomaty monomineralne ; nast

ę

puje redepozycja nadmiaru składników

ługowania kwasem.
Strefowa budowa grejenów: **w glinokrzemianach: Granit grejzenizowany=>grejzen muskowitowo-
kwarcowy=>grejzen kwarcowy=>grejzen topazowy=>grejzen muskowitowy=>grejzen turmalinowo-
kwarcowy. **W skałach zasadowych: **Amfibol schlorytyzowany i otalkowany=>flogopit-
aktynolit=>kwarc-plagioklaz=>kwarc-muskowit. **W w

ę

glanach: **Marmury i skarny=>miki z

fluorytem=>topaz z fluorytem=>mikroklin + turmalin, fluoryt=>iarczki-kwarc-fluoryt
Do złó

ż

grejzenowych nale

żą

zło

ż

a: ***Cynowiec w Czechach w Górach Kruszcowych (cynowo-

wolframowe) zwi

ą

zane z górnopaleozoicznymi granitami. W wyniku grejzenizacji kwarc został

zast

ą

piony przez cynwaldyt, topaz, kasyteryt, wolframit ; ko

ń

cowe stadium – siarczki i beryl,

***Altenberg – Niemcy, ***Climax
Minerały wyst

ę

puj

ą

ce w grejzenach

Temperatura powstawania złó

ż

grejzenowych , na podstawie homogenizacji wrostków gazowo-

ciekłych, jest okre

ś

lana na 500-600

o

C . Przegrzana para wodna oraz lotne składniki magmy

mineralizatory oddziaływaj

ą

na skały magmowe. Do mineralizatorów zalicza si

ę

: zwi

ą

zki boru,

fluoru, litu, chloru, siarki i metali ci

ęż

kich.

W pierwszej kolejno

ś

ci skalenie potasowe s

ą

zmieniane, zast

ę

powane agregatami kwarcowo-

topazowymi. Kosztem wyługowanego potasu powstaje muskowit. Odprowadzane s

ą

tlenki glinu,

magnezu, wapnia a doprowadzane metale rzadkie.
Kasyteryt tworzy si

ę

w wyniku reakcji SnF

4

+ 2H

2

O



SnO

2

+ 2HF

Zło

ż

a grejzenowi tworz

ą

si

ę

w zalbityzowanych i zmikroklinowanych cz

ęś

ciach masywów.

ZŁO

ś

A HYDROTERMALNE

Genetyczna klasyfikacja złó

ż

hydrotermalnych:

o

katatermalne

- zło

ż

a złota, wolframit, szelit, pirotyn, pentlandyt, chalkopiryt, galena, stannin,

kasyteryt, bizmutyn, uraninit, arsenki Co i Ni. Wysokie temperatury, znaczne gł

ę

boko

ś

ci. Procesy

wypierania i zast

ę

powania. Brak wyra

ź

nych wtórnych zmian z uwagi na małe ró

ż

nice temperatur

du

żą

ę

boko

ść

. Stopniowe przej

ś

cia od rud do skał otaczaj

ą

cych. Wyst

ę

puj

ą

w kompleksach

metamorficznych i krystalicznych.

o

mezotermalne

- 200-300

o

C , zło

ż

a : miedzi, Zn-Pb, srebra, złota. Typowe s

ą

chalkopiryt, enargit.

Wtórne zmiany, serycytyzacja, chlorytyzacja, pirytyzacja, okwarcowanie, dolomityzacja

10

background image

o

epitermalne

- 100-200

o

C, zło

ż

a: siarczki As, Sb, arsenki i antymonki srebra antymonu, rt

ę

ci,

tellurki złota, srebra. Typowe s

ą

procesy metasomatozy, holomorficzne struktury kruszców co

ś

wiadczy o swobodnej cyrkulacji wód i stosunkowo niskich temperatur. Słabo widoczny zwi

ą

zek ze

skałami magmowymi; cz

ę

sto zwi

ą

zane z trzeciorz

ę

dowym wulkanizmem. Wyst

ę

puj

ą

płytko w

stosunkowo młodych skałach.

o

teletermalne

- Zn-Pb, mineraly uranowe, siarczkowe Cu (chalkozyn, chalkopiryt), mied

ź

rodzima,

markasyt, piryt; temp. 50-150

o

C, w znacznej odległo

ś

ci od o

ś

rodka magmowego mog

ą

by

ć

ź

ródłem metali. Cz

ę

sto brak widocznego zwi

ą

zku ze skałami intruzyjnymi.Postaja w ko

ń

cowych

etapach rozwoju procesów hydrotermalnych.

o

ksenotermalne

- w pobli

ż

u powierzchni ziemi, szeroki interwał temperatur,

wysokotemperaturowe roztwory w warunkach niskiego ci

ś

nienia. Zmienna mineralizacja, zło

ż

a

cyny, wolframu, magnetytu, sheelitu, molibdenitu. Obok wysokotemperaturowych minerałów mog

ą

wyst

ę

powa

ć

niskotemperaturowe z uwagi na szybkie spadki temperatur i ci

ś

nienia.

Ogólnie zło

ż

a hydrotermalne zwi

ą

zane ze skałami magmowymi (plutogeniczne) obejmuj

ą

zło

ż

a

mezotermalne, katatermalne, a tak

ż

e zło

ż

a niskich temperatur. Powstały na ró

ż

nych

ę

boko

ś

ciach od 1 do 5 km (strefa hipabisalna), w zró

ż

nicowanym re

ż

imie temp. Kruszce

powstały w fazie ciekłej.
Dla usystematyzowania złó

ż

istotne jest okre

ś

lenie paragenez w jakich zło

ż

a powstały. Wobec

ż

norodno

ś

ci form i genezy złó

ż

hydrotermalnych celowe jest ich omówienie wg. form i

paragenez.

ZŁO

ś

A PARAGENEZ KWARCOWYCH

1** kwarcowo–złota: zło

ż

e kolar w Indiach, Mother Lade w Kaliforni, liczne zło

ż

a na platformach

kanadyjskiej i syberyjskiej, 2**kwarcowo–arsenopirytowi – złota: Berezowskie na Uralu,
3**kwarcowo–pirytowo – złota: Berezowskie, 4**kwarcowo–kasyterytowe: Indonezja, Chiny,
Nigeria, Jakuck, 5**kwarcowo–molibdenitowe: Syberia, cz

ęść

zło

ż

a Climax, 6**kwarcowo-

chalkopirytowe: Kounrad w Kazachstanie, zło

ż

a w Chile, USA, Peru, Kanada, Meksyk, Filipiny,

7**kwarcowo–enargitowe (Butte w USA, Tsumeb w Namibi), 8**kwarcowo–sheelitowe,
9**kwarcowo–sheelitowe – złota, 10**kwarcowo–uraninitowe, 11**kwarcowo–hematytowe,
12**kwarcowo–barytowe, 13**kryształu górskiego
Najwi

ę

ksze znaczenie w zło

ż

ach formacji kwarcowych maja zło

ż

a złota, molibdenitu, miedzi,

cz

ęś

ciowo cyny, wolframu, bizmutu i uranu, a z niemetali barytu i piezokwarcu. S

ą

to zło

ż

a

ż

yłowe,

sztokwerkowe (miedziowo-porfirowo)

ZŁO

ś

A PARAGENEZ SIARCZKOWYCH

Najwa

ż

niejsze formacje:

1**galenowo – sfalerytowo – chalkopirytowo – pirytowa: zło

ż

a Sado

ń

skie na Kaukazie, Frieberg w

Niemczech, 2**galenowo – sfalerytowo – pirytowo – barytowo: Saladir w Rosji, 3**siarczkowo –
nasturianowa: galena, sfaleryt, chalkopiryt, markasyt z uraninitem, 4**pi

ę

ciu metali (Co-Ni-Bi-Ag-

U): arsenki niklu, kobaltu, srebra rodzimego i bizmutu, 5**arsenów i siarkosoli arsenowych, niklu,
kobaltu,

ż

elaza: Bou Azzer w Maroku, Cobalt w Kanadzie, zło

ż

a ałta

ń

skie i saja

ń

skie,

6**kasyterytowo – chlorytowo – pirotynowa: Kotywa, 7**złoto – antymonitowa: Jakucja, Chiny
Najwi

ę

ksze znaczenie maja złoza rud cynku i ołowiu, srebra, arsenu, cz

ęś

ciowo molibdemu,

miedzi, bizmutu, kobaltu, niklu, cyny, wolframu, antymonu. Forma ciał rudnych :

ż

yłowa, masywna,

impregnacje, procesy metasomatozy

ZŁO

ś

A GÓR KRUSZCOWYCH

Zaliczane do formacji pi

ę

ciu metali ; typowe dla formacji –

ż

yłowe. Wi

ą

zki

ż

ył pierzastych

zwi

ą

zanych z rozłamem głównym.

Stadialne okruszcowanie: 1**krzemowo – tlenkowe, 2**kwarcowo – siarczkowe, 3**kwarcowo –
w

ę

glanowo – nasturanowe, 4**kwarcowo – hematytowo – siarczkowe

ZŁO

ś

A PARAGENEZ W

Ę

GLANOWYCH

Obejmuj

ą

zło

ż

a: 1.syderytowe: Erzberg w Austrii, Siegerland w Niemczech, Bakał na Uralu,

2.rodochrozytowe i rodochrozytowo-rodonitowe: Butle w USA, 3. magnezytowe: Ural, 4. kalcytowo
– tremolitowo – talkowe
Znaczenie gospodarcze maja zło

ż

a rud

ż

elaza i magnezu oraz małe zło

ż

a rud manganu i talku. S

ą

to zło

ż

metasomatyczne. Pokładowe, pseudopokładowe.

11

background image

ZŁO

ś

A WULKANOGENICZNE (HYDROTERMALNE)

Wulkanizm andezytowo – dacytowy pó

ź

nego stadium rozwoju geosynklin oraz zwi

ą

zane w

wulkanizmie alkalicznym aktywizowanych platform
Formacje złó

ż

wulkanogenicznych: 1**. polimetaliczna złoto-srebrowa (wulkanizm Oceanu

Spokojnego i Karpat), 2**. złoto-srebrowa z tellurkami i selenkami (Cripple Creek w Kolorado,
Tonapach w Meksyku), 3**. kasyterytowo-wolframitowo-bizmutynowo-argentynowa (zło

ż

a

boliwijskie, Oruro, Potosi, Lallagua), 4**. chalkopirytowo-enargitowo-chalkozynowa (Braden w
Chile, Cerro de Pasco w Peru), 5**. fluorytowo-bertrandytowa (zło

ż

a berylu typu Thomow w USA),

6**. molibdenitowo-fluorytowo-nasturanowa , w skałach typu andezytów i trachitów (Nasturan), 7**.
cynobrowa (czasem z realgarem) młody wulkanizm Trz. i Q . Kamczatka, Włochy, USA
Zakarpacie, 8**. formacja miedzi rodzimej (okolice jeziora Górnego w USA), 9**. utwory fumarol i
solfatan: siarka rodzima, siarczki (piryt, markasyt, chalkopiryt) Kamczatka, Kuryle, Japonia,
Włochy.

WTÓRNE ZMIANY W SKAŁACH ZŁÓ

ś

OWYCH

BEREZYTYZACJA – zast

ą

pienie skaleni kwarcem i serycytem. Kosztem

ż

elaza z minerałów

femicznych tworzy si

ę

piryt. Proces ten jest spotykany w skałach magmowych kwa

ś

nych i

oboj

ę

tnych. Powstaje skała kwarcowo serycytowa nazywana borezytem. Opisana ze złó

ż

złota w

okolicach Berezowska. Zmiany te znane s

ą

równie

ż

ze złó

ż

wolframu, s

ą

wa

ż

nym wska

ź

nikiem

przy poszukiwaniu kwarcowych

ż

ył złota.

SERYCYTYZACJA – przeobra

ż

enie skaleni w serycyt. W serycyt mog

ą

te

ż

przej

ść

inne miki,

andaluzyt lub chloryty. Powstaj

ą

zserycytowane kwarcyty lub łupki serycytowo-kwarcowe i

serycytowo-biotytowe. W utworach zserycytowanych wyst

ę

puj

ą

: epidoty, w

ę

glany, rutyl, turmalin,

apatyt oraz siarczki: piryt rzadziej chalkopiryt i baryt. Typowa jest strefowo

ść

mineralizacji. Tego

typu zmiany wyst

ę

puj

ą

głównie w zło

ż

ach metali nie

ż

elaznych.

LISTWENITYZACJA – przeobra

ż

enie skał ultrazasadowych i zasadowych w nast

ę

pstwie

oddziaływania gor

ą

cych roztworów bogatych w CO

2

. Rozkład minerałów femicznych prowadzi do

powstania w

ę

glanów magnezowo-

ż

elazowych: branneryt, ankeryt i dolomit oraz kwarcu. Z innych

minerałów wyst

ę

puj

ą

: talk, albit, chloryty, zoisyt, piryt, siarczki niklu, mika chromowa. Listwenity

wyst

ę

puj

ą

w złozach:

ż

yłowych złota, złoto-arsenowych, złoto-tellurowych, rt

ę

ciowo-

antymonowych, niklowo-kobaltowych. Dobrze wykształcone na Uralu.
CHLORYTYZACJA – zast

ą

pienie pierwotnych minerałów chlorytem. Kwa

ś

ne i zasadowe skały.

Ł

ą

cznie z turmalinizacj

ą

, okwarcowaniem i serycytyzacj

ą

. W zło

ż

ach hydrotermalnych i

skarnowych; pirytowo-miedziowych, siarczkowo-kasyterytowych (chloryty

ż

elaziste – turyngity),

polimetalicznych (chloryty magnezowe – pennin, klinochlor, pirochlor) i rud złota (chloryty

ż

elazisto-magnezowe)

DOLOMITYZACJA – proces chemiczny w trakcie którego wap

ń

jest wypierany przez magnez –

przeobra

ż

enie wapieni w dolomity.

SERPENTYNIZACJA – hydrotermalny proces pomagmowy polegaj

ą

cy na przeobra

ż

eniu

ultrazasadowych skał magmowych np: piroksenów, perydotów obfituj

ą

cych w oliwin.

Przeobra

ż

enia zachodz

ą

w temperaturze około 200-400 stopni C powstaje serpentyn.

KARBONATYZACJA – uw

ę

glanowienie, ogólna nazwa procesów prowadz

ą

cych do utworzenia

si

ę

skał w

ę

glanowych. Wyró

ż

nia si

ę

kalcytyzacj

ę

, dolomityzacj

ę

i syderytyzacj

ę

.

TURMALINIZACJA – proces hydrotermalny i pneumatolityczny zwi

ą

zany głównie z

metasomatycznym dopływem boru w brze

ż

nych i aplikacyjnych cz

ęś

ciach intruzji granitowych,

prowadzi do cz

ęś

ciowego lub całkowitego zast

ą

pienia poprzednio istniej

ą

cych minerałów przez

turmalin
BARYTYZACJA – proces hydrotermalno-metasomatycznego tworzenia si

ę

barytu w skałach

magmowych i osadowych, zachodzi przy niskiej temperaturze i podwy

ż

szonym parcjalnym p tlenu.

SKAPOLITYZACJA – proces metasomatycznego tworzenia si

ę

skapolitu w ró

ż

nych skałach

wskutek hydrotermalnych i pneumatolitycznych przeobra

ż

e

ń

głównie plagioklazu. Przeobra

ż

enia

zachodz

ą

w wyniku dopływu chloru i dwutlenku w

ę

gla.

OKWARCOWANIE – wyst

ę

puje najpowszechniej pry tworzeniu si

ę

złó

ż

hydrotermalnych i

obejmuje ró

ż

ne skały. Tworz

ą

si

ę

hornfelsy, wtórne kwarcyty. Ze skałami okwarcowanymi wi

ążą

si

ę

zło

ż

a miedzi, molibdenu, cynku, antymonu, rt

ę

ci i ołowiu.

ZŁÓ

ś

A WIETRZENIOWE

Zło

ż

a pierwotne w sytuacji gdy znajduj

ą

si

ę

w strefie oddziaływania czynników hipergenicznych

ulegaj

ą

wietrzeniu fizycznemu i chemicznemu. Oddziaływanie wód dotlenionych, CO

2

, powietrza,

czynników atmosferycznych prowadzi do zmian składu mineralnego w rudach. Niektóre kopaliny
słabo ulegaj

ą

tym przemianom, inne natomiast szybko przechodz

ą

w nowe poł

ą

czenia mineralne z

12

background image

O, S, Si daj

ą

c wtórne minerały. Szczególn

ą

role odgrywa woda, wyró

ż

nia si

ę

3 strefy: **górna

strefa aeracji; swobodna cyrkulacja wód, **strefa aktywnej wymiany wody; pod poziomem wód
gruntowych, **strefa wód nie wykazuj

ą

cych przepływu i nie zawieraj

ą

cych O. W strefie aeracji

wyst

ę

puje strefa utleniania rud siarczkowych w której mo

ż

na wydzieli

ć

4 podstrefy: 1. warstwa

powierzchniowa, 2. podstrefa rud utlenionych, 3. podstrefa wyługowania rud utlenionych, 4.
podstrefa bogatych rud utlenionych. W obr

ę

bie górnej cz

ęś

ci rud pierwotnych wyst

ę

puje strefa

wtórnego wzbogacenia w siarczki, wyługowanie z wy

ż

ej ległej strefy utleniania. Podstrefa

wyługowania lokuje si

ę

w interwale sezonowych waha

ń

poziomu wód gruntowych. Dolna granica

strefy utleniania jest bardzo zró

ż

nicowana i uzale

ż

niona od wielu czynników: sp

ę

ka

ń

tektonicznych, makroporowato

ś

ci, kawernisto

ś

ci oraz wodoprzepuszczalno

ś

ci skał. Zasadniczymi

czynnikami kształtuj

ą

cymi rozwój stref utleniania s

ą

: **klimat (ciepły-wilgotny, równomierne

opady), **szybko

ść

erozji (szybko

ść

powstawania stref musi by

ć

wi

ę

ksza ani

ż

eli erozji),

**chemizm wód (zawarto

ść

CO

2

, wody kwa

ś

ne, siarczkowe), **skład min ciał rudnych (ró

ż

na

odporno

ść

asocjacji mineralnych na wietrzenie), **rodzaj skał otaczaj

ą

cych zło

ż

a (zoboj

ę

tniaj

ą

ca

rola wapieni zapobiega wynoszeniu metali poza zło

ż

e, reakcje skał otaczaj

ą

cych z roztworami

strefy), **struktura zło

ż

a (okre

ś

la drogi cyrkulacji wód). Strefa utleniania mo

ż

e si

ę

ga

ć

na znaczne

ę

boko

ś

ci do 100m (rejon olkuski złó

ż

ZN-Pb, 200-300m, zło

ż

e Tsumeb w Namibii – 300m, zło

ż

e

Przybram w Czechach, a nawet 500m Kounrad w Kazachstanie). Max gł

ę

boko

ść

zasi

ę

gu strefy

utleniania do 800m notowane s

ą

w zło

ż

u Tintic w USA oraz w zło

ż

ach miedzi w Zambii i Rodezji.

CHEMIZM STREF UTLENIENIA

Pod wpływem wód zasobnych w tlen i CO

2

oraz kwasy siarkowe i siarczany

ż

elaza oraz miedzi.

Siarczki przechodz

ą

w siarczany. Łatwo rozpuszczalne zwi

ą

zki s

ą

wynoszone przez wody i ulegaj

ą

rozproszeniu lub tworz

ą

wtórne aureole rozproszenia. Trudno rozpuszczalne zwi

ą

zki pozostaj

ą

na

miejscu. Nietrwałe siarczany utleniaj

ą

si

ę

dalej i ko

ń

cowym produktem ich utleniania s

ą

tlenki,

wodorotlenki lub w

ę

glany, rzadziej fosforany, antymoniany i molibdeniany, chromiany, wolframiany,

uraniany czy krzemiany.
Modele rozwoju strefy utlenienia rud wskazuj

ą

na podstawowe znaczenie oddziaływania

zasobnych w tlen wód descenzyjnych na siarczki metali.
l) Egzogeniczne. zwi

ą

zane z wietrzeniem chemicznym i fizycznym.

2)Zwi

ą

zane z tektonizacj

ą

, wtórn

ą

rekrystalizacj

ą

minerałów

CHEMICZNE

- utlenianie; pierwiastki wyst

ę

puj

ą

ce pierwotnie w poł

ą

czeniach siarczkowych) przechodz

ą

na

wy

ż

szy stopie

ń

utlenienia tworz

ą

c nowe fazy mineralne zgodnie z reakcj

ą

: RCO

3

+ZnSO

4

=>

ZnCO

3

+RSO

4

(R=Ca. Mg)

- redukcja, reakcje redukcji nieodł

ą

cznie towarzysz

ą

utlenianiu i odgrywaj

ą

znacz

ą

c

ą

rol

ę

w

okresie powstawania stref utlenienia złó

ż

. siarczkowych. Powstałe w reakcjach utleniania zwi

ą

zki

np. siarczan

ż

elaza

- rozpuszczanie; procesy zwi

ą

zane z rozpuszczaniem kalcytu i dolomitu przez wody zawieraj

ą

ce

kwas w

ę

glowy maj

ą

udział w rozwoju zjawisk krasowych,

- uwodnienie; udział substancji ilastych, wodorotlenków

ż

elaza, glinu oraz łatwo rozpuszczalnych

soli w rudach sprzyja cyklicznemu rozwojowi reakcji uwodnienia (hydroksylacji, hydratacji),
znacznie przy

ś

pieszaj

ą

cych procesy utlenienia i wietrzenia.

- hydroliza; rozwój tych reakcji jest uzale

ż

niony od st

ęż

enia jonów wodorowych (oznaczanego

jako pH). W trakcie hydrolizy kationy w minerałach s

ą

zast

ę

powane przez jony wodorowe

pochodz

ą

ce z wody, natomiast jony wodorotlenowe tworz

ą

z kationami zwi

ą

zki rozpuszczalne,

procesy biochemiczne

; reakcje redukcji, utlenienia, chelatyzacji s

ą

stymulowane b

ą

d

ź

przy

ś

pieszane przez oddziaływanie bakterii, ro

ś

lin i innych mikroorganizmów szczególnie

aktywnych w kieszeniach krasowych.

FIZYCZNIE

- sufozja - porowe i szczelinowo-krasowe wody descenzyjne transportuj

ą

i redeponuj

ą

cz

ą

stki

ilaste, substancj

ę

w

ę

glist

ą

, ziarna kwarcu,

- krystalizacja soli i minerałów wtórnych (melanterytu, gipsu) w porach i sp

ę

kaniach jest jedn

ą

z

przyczyn dezintegracji dolomitów kruszcono

ś

nych

- tektoniczne – (powstaj

ą

: uskoki, sp

ę

kania, szczeliny, brekcje tektoniczne i zwałowe) –

rekrystalizacji, sekrecji lateralnej (kalcytu, dolomitu)

13

background image

GALMANY - Powstaj

ą

w wyniku oddziaływania siarczanów na skały w

ę

glanowe. Nagromadzenia

smitsonitu, monheimitu, limonitów cz

ę

sto powstaj

ą

w miejscu swoich pierwotnych poprzedników

(siarczków) niejednokrotnie z zachowaniem ich cech strukturalnych. Dla okre

ś

lenia charakteru tych

procesów zaproponowano termin metasomatoza wietrzeniowa opisuj

ą

cy charakterystyczne

zast

ą

pienie siarczków przez minerały wtórne (najcz

ęś

ciej w

ę

glany). Cz

ęść

galmanów z uwagi na

swoje cechy strukturalne nie mogła powsta

ć

w wyniku procesów metasomatozy wietrzeniowej,

wobec czego nale

ż

y przyj

ąć

ż

e mechanizmy ich powstawania były inne- uzale

ż

nione od lokalnych

warunków geologicznych.

ZŁO

ś

A ROZSYPISKOWE

Koncentracje minerałów u

ż

ytecznych powstałe w utworach okruchowych w nast

ę

pstwie

redepozycji materiału z wietrzenia fizycznego, chemicznego skał i kopalin u

ż

ytecznych. Zaliczane

cz

ę

sto do złó

ż

osadowych, ró

ż

ni

ą

si

ę

tym jednak od nich,

ż

e nie powstaj

ą

w

wyniku sedymentacji w

ś

rodowisku wodnym. Powstaj

ą

w wyniku transportu

rzecznego, morskiego, jeziornego itp.
W zale

ż

no

ś

ci od miejsca powstania i rodzaju transportu wyró

ż

niamy rozsypiska:

**eluwialne (w miejscu skał macierzystych), **deluwialne (przemieszczone po zboczu),
**proluwialne (podnó

ż

e zboczy), **aluwialne (rzeczne), **przybrze

ż

ne – lateralne (brzegi jezior,

mórz, oceanów), **glacjalne (morenowe, fluwioglacjalne) i eoliczne (wydmowe) – małe
znaczenie. W zło

ż

ach rozsypiskowych koncentruj

ą

si

ę

tylko te minerały które posiadaj

ą

nast

ę

puj

ą

ce cechy: *du

ż

a g

ę

sto

ść

, odporno

ść

na wietrzenie chemiczne (w strefach utlenienia),

odporno

ść

na wietrzenie fizyczne.

Do minerałów u

ż

ytecznych koncentruj

ą

cych si

ę

we wtórnych zło

ż

ach rozsypiskowych nale

żą

: złoto

(l 5-19 g/cm

3

), platyna (14-19 g/cm

3

), cynober (8-8,2 g/cm

3

}, kolumbit-tantalit (5-8 g/cm

3

), wolframit

(7,7-7,2 g/cm

3

), kasyteryt (6,8-7,1 g/cm

3

), szelit (5,9-6,1g/cm

3

), monacyt- CePO

4

(4,9-5,3 g/cm"),

magnetyt (5,2 g/cm

3

), ilmenit (4-5 g/cm

3

), cyrkon (4,7 g/cm

3

), korund (3,9-4,1 g/cm

3

), rutyl (4,2-4,3

g/cm

3

), granat, topaz, diament (3,5 g/cm ).

Najwi

ę

ksze znaczenie zło

ż

owe i gospodarcze maj

ą

rozsypiskowe zfo

ż

a diamentów (ok. 50%

produkcji). Wi

ę

cej ani

ż

eli 50% produkcji cyny - kasyterytu pochodzi ze złó

ż

rozsypiskowych. Du

ż

e

znaczenie maj

ą

tak

ż

e zło

ż

a tytanu, wolframu. Kilkadziesi

ą

t lat temu du

ż

e znaczenie miały tak

ż

e

zło

ż

a złota i platyny (obecnie jest to tylko ok. 20% wydobycia). Z tego typu złó

ż

wydobywa si

ę

tak

ż

e kolumbit, tantalit, pirochlor - (Na,Ca,Ce)(Nb,Ti)

3

O

6

(F,OH)

7

, monacyt - CePO

4

, magnetyt,

cynober i korund

ZŁO

ś

A OSADOWE

Powstawały w procesie sedymentacji na dnie zbiornika wodnego. Wyró

ż

nia si

ę

rzeczne, bagienne,

jeziorne i morskie. Skały i zło

ż

a osadowe składaj

ą

si

ę

z minerałów trzech grup:

1. Minerały odporne na wietrzenie, przyniesione z l

ą

du (kwarc, rutyl, amfibole, łyszczyki itp.

2.Produktów wietrzenia chemicznego: kaolinit, montmorillonit, opal, wodorotlenki Fe i
3. Mn.

3. Nowo powstałe minerały osadowe: w

ę

glany, sole, fosforany, kruszce, krzemionka, w

ę

glowodory

- najwi

ę

ksze znaczenie gospodarcze. Zło

ż

a surowców budowlanych, kaustobiolitów, fosforytów,

rud Fe, Mn, Al, metali kolorowych; Cu, U, V)
Transport rzeczny, jeziorny i morski osadów do zlewisk odbywa si

ę

w postaci:

1) Roztworów rzeczywistych nienasyconych; sole NaCl, KCI, MgSO

4

, MgCl

2

, CaSO

4

, CaCl

2

, kwasy

huminowe.
2) Roztworów rzeczywistych nasyconych (szczególnie w klimacie gor

ą

cym) przenoszone s

ą

w

ę

glany i cz

ęść

krzemionki; CaCO

3

, MgCO

3

, Na

2

CO

3

, SiO

2

.

3) Koloidów zwi

ą

zki Fe, Mn, F i pierwiastki

ś

ladowe (U, Cr, NI, Co, Cu i inne). Powstaj

ą

kompleksowe zwi

ą

zki organiczne lub zole krzemionkowe. Zawiesina mechaniczna utworzona jest

z minerałów ilastych, zwi

ą

zków Fe, Mn, F w

ę

glanów.

4) Transport mechaniczny (wleczenie, suspensja).
Osady w zbiornikach powstaj

ą

w wyniku kompleksowego oddziaływania czynników

mechanicznych (sedymentacja), chemicznych (wytr

ą

canie z roztworów), biochemicznych

(oddziaływanie bakterii i mikroorganizmów)
Od kombinacji czynników pH I Eh zale

ż

y ruchliwo

ść

geochemiczna zwi

ą

zków mineralnych, która

decyduje o zró

ż

nicowaniu si

ę

nasilania powstawania złó

ż

i osadów w zale

ż

no

ś

ci od odległo

ś

ci od

brzegu morskiego.
Po osadzeniu si

ę

substancji mineralnych nast

ę

puje etap diagenezy, który cz

ę

sto stanowi wła

ś

ciwy

etap zło

ż

otwórczy.

14

background image

DIAGENEZA

I. Pierwszy etap diagenezy: utlenianie w górnej cz

ęś

ci osadu kosztem tlenu z wód zawartych w

osadzie. Powstaj

ą

konkrecje wodorotlenków Fe i Mn.

II. Drugi etap -najwa

ż

niejszy. Nast

ę

puje redukcja wodorotlenków Fe

+

, Mn

+

i siarczanów - (S0

4

)

2-

ś

rodowisko zmienia si

ę

na redukcyjne. Fazy stałe (krzemionk

ą

, w

ę

glany) rozpuszczaj

ą

si

ę

i

przechodz

ą

do roztworu nasyconego. Nast

ę

puje wymiana kationowa, towarzyszy temu rozkład

substancji organicznej (powstaj

ą

gazy; dwutlenek w

ę

gla, siarkowodór, azot, wodór i inne) Zmienia

si

ę

chemizm wód nasycaj

ą

cych osad. Wzrasta zawarto

ść

alkaliów, fosforu, pierwiastków

ś

ladowych, substancji organicznej , znikaj

ą

z osadu tlen i siarczany. Procesy wymiany, dyfuzji,

rozpuszczania prowadz

ą

do powstania: syderytu, szamozytu, rodochrozytu, rodonitu, rud

manganu, fosforytów, osadowych rud miedzi, cynku i ołowiu.

III.

Trzeci etap diagenezy ponowny rozkład materiału autigenicznego i jego wtórna

koncentracja w postaci konkrecji i pseudometasomatycznych skupie

ń

. Zło

ż

a Mn.

15

background image

Zło

ż

a metali

__________________________________________________________

ZŁO

ś

A

ś

ELAZA (Fe)

ś

elazo tworzy ró

ż

ne genetycznie zło

ż

a: magmowe, hydrotermalne, wietrzeniowe, osadowe,

metamorfogcniczne, skarnowe

MAGMOWE. Zwi

ą

zane ze skałami ultrazasadowymi i alkalicznymi, pirokseny, anortozyty, gabra,

dunity, noryty Najwi

ę

cej tego typu złó

ż

znanych jest ze starych platform proterozoicznych i

kaledo

ń

skich

ZŁO

ś

A TYTANOWO-MAGNETYTOWE: - Charakter rudy: zbity wyst

ę

puje w soczewkach,

pseudopokładach, nieregularnych gniazdach. Tekstura rud: ziarniste; Mineralizacja typu wpry

ś

ni

ęć

;

drobnych

ż

yłek i struktur odmieszania. S

ą

to zło

ż

a o du

ż

ych zasobach Fe. Z punktu widzenia

odzysku

ż

elaza obecno

ść

tytanu jest szkodliwa poniewa

ż

oddzielenie tytanu od magnetytu

wymaga sporych nakładów i nowoczesnej przeróbki. Minerały: magnetyt, tytanomagnetyt, ilmenit,
rutyl, pirotyn, piryt, chalkopiryt, bornit, apatyt, chromit. Zło

ż

a: Kusi

ń

skie na Uralu S, Routiyaara.

Bushweld

ZŁO

ś

A APATYTOWO-MAGNETYTOWE - S

ą

stosunkowo rzadkie, wyst

ę

puj

ą

w sjenitach oraz w

hipabysalnych cz

ęś

ciach masywów alkalicznych. Znane głównie z proterozoiku i starszego

paleozoiku. Charakter rudy: zbity,

ż

yłowy, soczewki,

ż

yły, szliry i towarzysz

ą

im pneumatolity (albit,

skapolit, turmalin). Ciała rudne zwi

ą

zane z strefami uskokowymi i granicami intruzji sjenitów,

porfirów, aplitów, pegmatytów. Minerały: magnetyt, hematyt, apatyt. Mineralizacja ma charakter
wieloetapowy. Zmiany wtórne: okwarcowanie, serycytyzacja, karbonatyzacja, oskarnowanie.
Zło

ż

a: Szwecja (Kiruna), Norwegia, USA, Meksyk (Durango).

SKARNOWE. Cz

ę

ste, wyst

ę

puj

ą

na kontaktach skał

ś

redniokwa

ś

nych z w

ę

glanowymi. Powstaj

ą

w

wynikli metasomatozy w skałach w

ę

glanowych rzadziej krzemianowych czy intruzywnych.

Charakter rudy: soczewki, gniazda, pokłady. Minerały: magnetyt, hematyt, granaty, pirokseny,
epidoty, aktynolit. Zło

ż

a: Ural, Banat w Rumuni, na Elbie, Maroko, USA.

HYDROTERMALNE. Maj

ą

małe znaczenie przemysłowe. S

ą

wysokotemperaturowe (magnetyt,

obszary platformowe),

ś

redniotemperaturowe (formy

ż

yłowe i pokładowe, w w

ę

glanach, rudy

syderytowe) i niskotemperaturowe. Zło

ż

a wyst

ę

puj

ą

w Europie: Westfalia, Niemcy, Austria.

OSADOWE. Szeroko rozpowszechnione. Geneza kontynentalna lub morska. Zło

ż

a kontynentalne

to: zło

ż

a rud darniowych, bagiennych, ł

ą

kowych – małe zasoby i znaczenie. Wi

ę

ksze znaczenie

maj

ą

osadowe zło

ż

a morskie. Rudy maja charakter tlenkowy- limonity. hematyty, magnetyty,

w

ę

glanowy-syderyt i krzemianowy- chloryty

ż

elaziste. Tekstury oolitowe. Zawarto

ść

Fe 20-50%,

troch

ę

Mn, F i As. Zło

ż

a: RPA, Rodezja, Płw. Kola (proterozoik), Appalachy (sylur), Czechy,

Normandia (ordowik), Ural, Kazachstan, Anglia, Hiszpania (karbon), Niemcy, Polska, Lotaryngia,
Anglia (jura), Rosja (trzeciorz

ę

d).

METAMORFOGENICZNE. Maja du

ż

e znaczenie przemysłowe, 60% wydobycia

ś

wiatowego.

Najzasobniejsze s

ą

zmetamorfizowane kwarcyty

ż

elaziste wiek – prekambr. Charakter rudy:

pokłady i pseudopokłady, rudy warstwowane. Minerały: hematyt, magnetyt, martyt, cummingtonit.
Płonne: kwarc, biotyt, chloryt, amfibole i pirokseny; Pierwotna koncentracja Fe w wyniku
działalno

ś

ci hydrotermalnej i na drodze wietrzenia. Zło

ż

a: Ukraina (Krzywy Róg), Rosja, USA

(Jezioro Górne), Brazylia, Kanada (Labrador), Australia. ZŁO

ś

E KRZYWY RÓG – Ukraina

KRZYWY RÓG

- Metamorfogeniczne zło

ż

e md

ż

elaza. Obszar zło

ż

owy poło

ż

ony jest po prawej

stronie Dniepru w dorzeczu rzeki Ingulec w byłym ZSRR. Zło

ż

e wyst

ę

puje w

ś

ród metamorficznych

skał nale

żą

cych do utworów krystalicznych tarczy, ukrai

ń

skiej. Zagł

ę

bie ci

ą

gnie si

ę

w kierunku

SW-NE na długo

ś

ci około 100 km i szeroko

ś

ci 6-7 km. Jego obszar zbudowany jest ze skał

archaicznych (granity, gnejsy, ziele

ń

ce) z zalegaj

ą

cymi nad nimi skałami proterozoicznymi (silnie

sfałdowane, zmetamorfizowane łupki i

ż

elaziste rogowce). Wyró

ż

nia si

ę

3 poziomy: dolny,

ś

rodkowy i górny. **Dolny- 100-2250 m. mi

ąż

szo

ś

ci - amfibolity, łupki i kwarcyty wzajemnie

przeławicone. **

Ś

rodkowy- 1600-1900m. stanowi seri

ę

rudono

ś

n

ą

zbudowan

ą

z rogowców

Jaspilitów, łupków chlorytowych i amfibolitowych. Jest tu 7 łupkowych i 7

ż

elazistych horyzontów.

16

background image

**Górny- o mi

ąż

szo

ś

ci powy

ż

ej 2500m. zbudowany jest z dolomitów, zlepie

ń

ców i łupków. Pod

wzgl

ę

dem strukturalnym jest to przefałdowana skomplikowana synklina. Wyst

ę

puj

ą

bogate i

ubogie rudy, do ubogich nale

żą

pokłady

ż

elazistych jaspilitów Fe 25-43%. Bogate rudy o

zawarto

ś

ci Fe powy

ż

ej 50% zalegaj

ą

w

ś

ród

ż

elazistych jaspilitów i zwi

ą

zane s

ą

ze strefami

tektonicznymi lub strefami skał o intensywnej szczelinowato

ś

ci. Dziel

ą

si

ę

one na magnetytowe,

martytowe i hematytowe. Skupienia minerałów

ż

elazistych wyst

ę

puj

ą

w postaci pokładów,

soczewek i słupów. Rudy powstały w skutek epigenetycznego doprowadzenia rody lub przez
wyniesienie składników nierudnych. Rozmiary ciał rodnych 100-l000m. rozci

ą

gło

ś

ci, mi

ąż

szo

ść

10-30m., gł

ę

boko

ść

zalegania do l400m. zasoby oceniano na 2 mld ton.

ZŁO

ś

A MANGANU (Mn)

Produkcja górnicza manganu: Chiny, Ukraina, RPA, Australia, Brazylia, Gabon, Gruzja. Wydobycie
25,3 mln ton.

Rozproszony w procesach magmowych, zwi

ą

zany magma zasadow

ą

. W procesie wietrzenia

nast

ę

puje rozdział manganu od

ż

elaza co daje jego własne zło

ż

a.

Przemysłowe znaczenie maj

ą

; piroluzyt, manganit, psylomelan, braunit,, rodonit, rodochrozyt,

hausmanit. Minerały manganu tworz

ą

zło

ż

a: hydrotermalne, wietrzeniowe, osadowe,

zmetamorfizowane.

HYDROTERMALNE 1.

Ś

redniotemperaturowe, zwi

ą

zane z granitoidami. Zło

ż

a typu

ż

yłowego i

melasomatycznego. Minerały: rodochrozyt, braunit, hausmanit, psylomelan, hematyt, magnetyt,
piryt. 2. Niskotemperaturowe:

ż

yły, brekcje, gniazda, Minerały: piroluzyt, psylomelan.

ZŁO

ś

A WIETRZENIOWE Powstaj

ą

w wyniku utlenienia ró

ż

nych typów złó

ż

i rozpadu minerałów

manganono

ś

nych i ich wtórnej koncentracji w czapach manganowych (piroluzyt, psylomelan).

Asbolany-uwodnione tlenki Mn zawieraj

ą

ce Co i Ni wyst

ę

puj

ą

ce w zło

ż

ach powstałych na

serpentynitach

ZŁO

ś

A OSADOWE. Zło

ż

a młode, kenozoiczne, usytułowane w przybrze

ż

nej cz

ęś

ciach basenów

sedymentacyjnych o rozbudowanej linii brzegowej. Wyst

ę

puj

ą

facje: **płytkowodny dobrze

dotleniony szelf- rudy psylomelanowo-piroluzytowe, **gł

ę

bsze cz

ęś

ci zbiorników- rudy

manganitowe, **du

ż

e odległo

ś

ci od brzcgu-rudy w

ę

glanowe z domieszkami CaCO

3

, P, S.

Sprzyjaj

ą

ce warunki do powstania złó

ż

istniały po okresach intensywnego wietrzenia, kiedy miały

miejsce transgresje morskie lub transport zwietrzeliny do zbiorników.

ZŁO

ś

A ZMETAMORFIZOWANE.

S

ą

to zmetamorfizowane zło

ż

a osadowe. Zmiany

mineralogiczne, strukturalne i fizyczne: uwodnione tlenki Mn (manganit) => bezwodne tlenki Mn
(braunit, hausmanit) lub tlenki Mn (manganit, psylomelan) => krzemiany Mn (rodonit)

CZIATURI W GRUZJI - Zło

ż

e osadowe rud manganu. Zło

ż

e Cziaturi znajduje si

ę

w zachodniej

Gruzji w odległo

ś

ci około l70 km od portu Poti poło

ż

onym na wybrze

ż

u Morza Czarnego.

Najstarszymi osadami permskimi s

ą

porfiry, brekcje lufowe i granity. Zło

ż

e rud uranu zalega na

spongolitowych piaskowcach oligocenu. Zbudowane jest z 3-18 lub nawet 25 cienkich warstw o
mi

ąż

szo

ś

ci 10-50m. maj

ą

one charakter soczew. Skały płonne to piaskowce kwarcytowe.

Mi

ąż

szo

ść

zło

ż

a od 0-14m.,

ś

rednio 4,2 m. i rozprzestrzenia si

ę

na znacznej powierzchni. Zło

ż

e

dzieli si

ę

na dwie cz

ęś

ci:

- doln

ą

w której wyst

ę

puje przewa

ż

aj

ą

ca cz

ęść

rud przemysłowych

- górn

ą

zubo

ż

on

ą

w te rudy. Z płonnych minerałów wyst

ę

puje kwarc, skalenie, opal i chalcedon.

Zawarto

ś

ci manganu w rudzie- 10-35%, przy zawarto

ś

ci Fe 1-1,5%.

Rudy w

ę

glanowe w cz

ęś

ci NE i E zło

ż

a zawieraj

ą

10-22% Mn. Zło

ż

e wyst

ę

puje w skalach

osadowych dolnego oligocenu powstałych w strefie przybrze

ż

nej płytkiego morza.

Ź

ródłem Mn

mog

ą

by

ć

produkty wietrzenia skał stanowi

ą

cych nadkład bloku Gruzi

ń

skiego- arkozy liasu., jego

ź

ródłem mogły by

ć

te

ż

roztwory hydrotermalne. Zasoby oceniane na setki mln ton Mn.

17

background image

MORRO DA MINA

- W stanie Minas Gerais w Brazylii. Pierwotne osadowe zło

ż

e uległo

metamorfizmowi w prekambrze. Skały zło

ż

owe to łupki krystaliczne, rogowce, argility i w

ę

glany

manganono

ś

ne. Osady zostały zmetamorfizowane dzi

ę

ki regionalnemu metamorfizmowi oraz

metamorfizmowi intruzywnemu zwi

ą

zanemu z granitowymi intruzjami oraz dajkami zasadowymi i

pegmatytami. Metamorfizm intruzywny spowodował powstanie tefroitu Mn2[SiO4] oraz innych
krzemianów

ź

ródłem do ich powstania był minerały w

ę

glanowe. W zło

ż

y wyst

ę

puj

ą

liczne

ż

yły

rodochrozytowe i rodonitowe.

Ś

rednie zawarto

ś

ci Mn wynosz

ą

około 30% s

ą

partie o

zawarto

ś

ciach 705 Mn. Podstawowa masa rud w zło

ż

u jest zbudowana z tlenków Mn. Intensywne

s

ą

procesy wietrzenia w

ę

glanów i siarczków manganowych. Ruda jest wydobywana na gł

ę

boko

ś

ci

150m.

ZŁO

ś

A CHROMU (Cr)

Produkcja chromitów zdominowana przez RPA I Kazachstan. 80%chromitów – metalurgia, kilka %
- przemysł chemiczny.

Wyst

ę

puj

ą

wewn

ą

trz masywów ultrazasadowych, zwi

ą

zane z ultrazasadowcami wczesnego

stadium geosynklinalnego.

Zło

ż

a: Indie, USA (cykl proterozoiczny), Norwegia, Afryka S (kaledo

ń

ski). Ural, Turcja, Iran

(hercy

ń

ski), Albania, Kuba, Jugosławia Filipiny (alpejski). Chromitono

ś

ne skały ultrazasadowe:

dunity. harzburgity, piroksenity, charakterystyczne s

ą

procesy serpentynizacji. Tekstury: w

ę

glowe,

plamiste, brekcjowe, impregnacyjne. Struktury drobno i

ś

rednioziarnste.

Podstawow

ą

mas

ę

rudy stanowi

ą

spinele chromowe. Płonne- oliwiny, spessartyn, chloryty,

w

ę

glany, piroksenit, amfibole, granaty, turmalin i rutyl chromowy.

ZŁO

ś

A MAGMOWE. Mog

ą

by

ć

segregacyjne i iniekcyjne. Formy lakkolitów, lopolitów, silli.

Najcz

ęś

ciej chromity zwi

ą

zane s

ą

z dunitami. harzblirgilami i piroksenitami.Segregacyjne, Powstały

w wyniku grawitacyjnej dyferencjacji magmy w masywie. Zło

ż

a- Bushveld w RPA, Wielka Dajka w

Rodezji, Moa na Kubie. MASYW BUSHVELDU, ZŁO

ś

E SULUKWE (Rodezja)

BUSHVELDU

- Zło

ż

e chromitowe zwi

ą

zane z hipabysalnym masywem ultrazasadowym .Jest to

lopolit o długo

ś

ci około 450km i szeroko

ś

ci 250km. Intruzja proterozoiczna w kwarcytyi efuzywne

skały Transwaalu. Warunki po

ś

rednie geosynklinalno-platformowe. Seria zło

ż

owa jest zbudowana

z norytów, perydotytów, piroksenitów i anortozytów z pokładami chromitów nazwana została stref

ą

krytyczn

ą

. Uławicona, a warstwy chromitów odpowiadaj

ą

poziomom stratygraficznym. Dolna cz

ęść

jest piroksenitowa, a górna anortozytowa. W całym masywie Bushveldu mo

ż

na wyró

ż

ni

ć

kilka

stadiów:
1. Lawy andezytowe, tyfy – rudy rzelaza, jaspisy, sille diabazowe.

2. Lawy falzytowe w asocjacjach z leptytami i garnofirami

3. intruzja główna faza, wczesna rozwarstwiona seria ultrazasadowców (anortozyty, gabro-dioryt,
perydotyty, piroksenity) – dunitów (spinele Cr i Pt), anortozyty (tytanomagnetyty), noryty (siarczki
Cu, Ni, Pt, Pd) – poziom Mere

ń

skiego.

4. Pó

ź

na faza intruzji głównej – magma granitowa (pegmatyty Sn, hydrotermy: Au, Zn-Pb)

5. Dajki skał alkalicznych

6. Kominy kimberlitowe – pó

ź

niejsze po dolnej jurze

Najwi

ę

ksze znaczenie ma pokład Steelpoort o mi

ąż

szo

ś

ci 1,1 – 1,2m znany na długo

ś

ci 82km.

Zło

ż

e jest najwi

ę

kszym na

ś

wiecie. Zasoby oceniane na 500mln t rudy. Skła rudy: chromit 47%,

tlenki Al-15%, FeO-25%, MgO-11%, TiO-0,44%, V2O5-0,62%, krzemionka-0,12%.

SELUKWE W RODEZJI

- Magmowe zło

ż

e rud chromu. Poło

ż

one jest w pobli

ż

u miasta Selukwe

w Rodezji. Rejon zło

ż

a buduj

ą

utwory wczesnego prekambru, w którym wyst

ę

puje seria Sebakwe,

Bulayo i Shamva.
- seria Sebakwe- zbudowana jest z arkoz, szarogłazów z lufami w dolnej cz

ęś

ci, a w górnej z

18

background image

szarogłazów lufowych z wkładkami kwarcytów i erupcji skal zasadowych. Nast

ę

pnie w skaty te

intrudowały skały magmowe zasadowe i ultrazasadowe, w

ś

ród nich znajduje si

ę

główna intruzja

skał ultrazasadowych, w której zalegaj

ą

zło

ż

a chromitu.

- seria Bulayo- zlepie

ń

ce podstawowe, arkozy, szarogłazy, bazalty, sile dolerytowe. Metasomatoza

skał ultrazasadowych.

- seria Shamva- wyst

ę

puj

ą

zlepie

ń

ce,

ż

yły kwarcowe, aplogranity i batolity granitów.

Nast

ę

pnie miała miejsce intruzja Wielkiej Dajki., powsała ona w wyniku kilkukrotnej iniekcji magmy.

Zbudowana jest z gabra, norytu, piroksenitu, chromitu i harcburgitu. Budowa zło

ż

a pod wzgl

ę

dem

strukturalnym jest skomplikowana, czasami wyst

ę

puj

ą

pod postaci

ą

soczewek. Wszystkie skały

uległy przeobra

ż

eniom pod wpływem metamorfizmu regionalnego i hydrotermalnego. Główny

chromitowy, ultrazasadowy kompleks zbudowany jest z serpentynitu, ze skał talkowo-
w

ę

glanowych i łupków talkowych. Skały te powstały z perydotytów. Wymiary ciał rudnych około 60

sz/300 dł/12m. mi

ąż

szo

ś

ci. Zawarto

ść

Cr2O3 około 52-58% w rudzie i inne.

ZŁO

ś

A NIKLU (Ni)

Ni – syderofilny. Gromadzi si

ę

w produktach wczesnomagmowych. Koncentruje si

ę

w etapie

hydrotemiatnym i pomagmowm. Najcz

ęś

ciej uzyskiwany jest z ze złó

ż

magmowo-likwacyjnych,

hydrotermalnych, wietrzeniowych i osadowych. Przemysłowe znaczenie ma tylko kilka minerałów
zawieraj

ą

cych nikiel

MAGMOWE. Skały zasadowe w sp

ą

gu intnizji norytowych, perydotytowych, piroksenitowych i

gabrowych.
Etap likwacji => zło

ż

a siarczków Ni masywne, impregnacyjne i brekcjowe. Zło

ż

a

ż

yłowe s

ą

ź

niejsze, cz

ę

sto o tektonicznej genezie. Paragenezy mineralne: pirotyn, pentlandyt, chalkopiryt,

magnetyt, nikielin, chromit, platyna, pallad Najwi

ę

ksze zło

ż

a zwi

ą

zane s

ą

z masywami skal

zasadowych intruduj

ą

cych w strefach rozłamowych. Zło

ż

a; Kanada (Sudbury), Rosja (Norylsk),

RPA (Bushveld). Minerały: pirotyn, chalkopiryt, pentlandyt. Płonne: oliwiny, pirokseny, krzemiany,
granaty, epidoty. ZŁO

ś

E SUDBERY

HYDROTERMALNE. Maja podrz

ę

dne znaczenie. Zło

ż

a Ni-Co, zło

ż

a miedziowo-pirytowe, zło

ż

a

siarczkowe.

WIETRZENIOWE. 15-20% zasobów Ni. Wietrzenie fizyczne i mechaniczne skal zasadowych i
ultrazasadowych. Minerały rudne: zawarto

ść

Ni 0,3-1,5% gamieryt, suchardyl, pimelit, chloryly,

asbolan. Towarzysz

ą

ce: opal, chalcedon, magnezyt, talk, chloryty. Zło

ż

a: Nowa Kaledonia, Polska,

Brazylia, Kuba, Rosja.

SUDBURY - Magmowe zło

ż

a rud niklu. Obszar ma powierzchni

ę

kilku tysi

ę

cy km, znajduje si

ę

w

prowincji Ontario w Kanadzie. Znane s

ą

w nim 52 zło

ż

a rud miedziowo-niklowych. Najstarszymi

skałami s

ą

utwory archaiczne- zlepie

ń

ce, kwarcyty i zmetamorfizowane lawy. Obszar zło

ż

owy

zbudowany jest z utworów proterozoicznych, dziel

ą

cych si

ę

na dwa poziomy: formacja Huron i

formacja Kawernawan, w któr

ą

nast

ą

piła intruzja Sudbury (noryty, dioryty).; utwory te tworz

ą

nieck

ę

o wymiarach SW-NE i wymiarach 30/60 km. przez nieck

ę

przebiega szereg uskoków o

kierunku SW-NE i prostopadłym do niego. Mineralizacja kruszcowa jest zwi

ą

zana z intruzja

Sudbury; wyst

ę

puje w najbardziej zasadowych, sp

ą

gowych cz

ęś

ciach intruzji i wi

ąż

e si

ę

ze

strefami uskokowymi, kontaktami tektonicznymi, brekcjami, dajkami nerytów. Charakterystyczna
jest chlorytyzacja, sylifikacja diorytów i uranityzacja piroksenów. Rudy wyst

ę

puj

ą

jako zbite,

masywne, pod postaci

ą

ż

ył, pseudopokładów, spoiwa rudy lub jako wpry

ś

ni

ę

cia. Długo

ść

ciał

rudnych 2500m., mi

ąż

szo

ść

50-100m. Głównymi minerałami rudnymi s

ą

: pirotyn, pentlandyt i

chalkopiryt. Zawarto

ść

niklu i miedzi w rudzie ł

ą

cznie 2-3%. Najbardziej cennymi domieszkami s

ą

platyna i platynowce, ich zawarto

ść

1-2 g/t rudy. Geneza magmowa lub hydrotermalna. Zasoby

oceniane na 400 mln ton rudy o zawarto

ś

ci 3% Ni i Cu

19

background image

NOWEJ KALEDONI

- Wietrzeniowe zło

ż

e niklu. Wyspa Nowa Kaledonia znajduje si

ę

w S cz

ęś

ci

Oceanu Spokojnego. Wi

ę

ksza cz

ęść

wyspy zbudowana z zserpentynizowanych dunitów i

perydotytów wieku trzeciorz

ę

dowego. Proces serpentymzacji sprowadza si

ę

do hydratacji

pierwotnych roztworów i cz

ęś

ciowy odprowadzeniu niektórych składników. Zło

ż

a rud niklu powstały

tu w wyniku koncentracji niklu w procesie lateryzacji serpentynów. Najbogatsze rudy niklu zalegaj

ą

na zboczach i siodłach grzbietów głównych. Gł

ę

boko

ść

zalegania rud si

ę

ga 30m. Głównymi

minerałami niklono

ś

nymi w zło

ż

u s

ą

: niklono

ś

ny antygoryt oraz inne serpentyny niklowe, a tak

ż

e

pimelit. Rudy zawieraj

ą

ś

rednio 3,5% Ni, a w pocz

ą

tkowym okresie eksploatacji zawarto

ść

ta

wynosiła 10%. Zasoby całego obszaru zło

ż

owego oceniane s

ą

na 27,45 mln ton Ni.

ZŁO

ś

A KOBALTU (Co)

Co – syderofilny, wyst

ę

puje w skałach ultrazasadowych w których Ni przewa

ż

a nad Co.

Najwa

ż

niejsze minerały Co: linneit, kobaltyn, smaityn, erytryn. Samodzielne zło

ż

a Co s

ą

rzadko

ś

ci

ą

, wi

ę

kszo

ść

Co pochodzi z kobaltono

ś

nych złó

ż

Ni i Cu.

MAGMOWE. (likwacyjno magmowe rud Cu iNi, zawarto

ść

Co=0,03-0,06%). Siarczkowe zło

ż

a Cu-

Ni, Co jako domieszka w pentlandycie i pirycie. Zło

ż

a: Moncze Tundra, Sudbury, Norylsk

HYDROTERMALNE (z formacj

ą

5 metali Ag-Co-Ni-Bi-U). Zło

ż

a

ż

yłowe wysokotemperaturowe,

kobalt z arsenem i Ni, Ag, Bi

Formacje: Arsenowo-kobaltowa- zło

ż

a młode alpejskie, skały magmowe

ś

redniokwa

ś

ne do

zasadowych, przewaga Co nad Ni. Wysokotemperaturowe,

ż

yły, szczeliny, mylonity, kontakty

termiczne, siarczki As-Co i Fe, kobaltyn- glaukodot, arsenopiryt, pó

ź

niej siarczki Cu, Fe, Zn-Pb, Bi,

Au, Ag. Brekcje i rudy wpry

ś

ni

ę

te- impregnowane. Zło

ż

a: Mount Cobalt, Rosja, RPA

Formacja arscnowo-niklowo-kobaltowa - Skomplikowane warunki wyst

ę

powania i geneza

najcz

ęś

ciej zwi

ą

zane z wyst

ę

powaniem 5 metali Ag, Co, Ni, Bi, U. Zło

ż

a posiadaj

ą

form

ę

ż

yłow

ą

,

wyst

ę

puj

ą

w serpentynitach, amfibolitach , diabazach, ziele

ń

cach, kwarcytach. Etapy mineralizacji:

**Kwarcowo-w

ę

glanowo-nasturanowy, **arsenowo-niklowo-kobaltowy, **siarczkowy. Strefowo

ść

okruszcowania i kolomorficzne formy rud. ZŁO

ś

E COBALT

WIETRZENIOWE. Skały ultrazasadowe, wietrzenie laterytowe. Cz

ę

sto Co zwi

ą

zany z tlenkami

Mn. Ni przewa

ż

a nad Co 10:1. Zło

ż

a: Nowa Kaledonia. Kuba.

OSADOWE ZAMBIA I ZAIR

Kanada

-

Zło

ż

e kobaltu, hydrotermalne, formacji arsenowo-niklowo-kobaltowej. Wyst

ę

puje w

prowincji Ontario w Kanadzie. Rejon zło

ż

owy zbudowany z utworów prekambryjskich. Od sp

ą

gu

ziele

ń

ce, skaty osadowe, kwarcyty, zlepie

ń

ce, szarogłazy, a u góry seria Keewatin - ziele

ń

ce i

skały osadowe, a w niej sille diabazu Nipissing, a w nich wi

ę

kszo

ść

ż

ył srebrowo-kobaltowo-

niklowych. Rozpoznano około 100

ż

yt kruszcono

ś

nych o dł nawet 200m, mi

ąż

szo

ść

od kilku mm

do kilkudziesi

ę

ciu cm.

ś

yły charakteryzuj

ą

si

ę

budow

ą

pasmow

ą

, wyst

ę

puj

ą

w nich nast

ę

puj

ą

ce

minerały kruszcowe: arsenki kobaltu, niklu i srebro rodzime. Wyró

ż

nia si

ę

dwie fazy tworzenia

kruszców rozdzielone ruchami tektonicznymi:
1 - minerały rudne: smaltyn, kobaltyn, arsenopiryt, nikielin, chalkopiryt

2 - argentyt, srebro rodzime, bizmut rodzimy

R

udy zawieraj

ą

do 8% Co, 5% Ag, 14% Ni i 41 % As. Zło

ż

e uznawane jest za

ś

rednio i

niskotemperaturowe, a genetycznie zwi

ą

zane z gł

ę

boko zalegaj

ą

cym

ź

ródłem mineralizacyjnym.

ZAMBII I ZAIRU

- Osadowe zło

ż

e Cu-Co. Zło

ż

a wyst

ę

puj

ą

wzdłu

ż

N granicy Zambii i Zairu

prowincja Shaba, w obszarze tym jest skoncentrowane około 22%

ś

wiatowych zasobów, z

eksploatacji otrzymuje si

ę

prawie 14%

ś

wiatowej produkcji Cu. Znanych jest tu 150 złó

ż

. Pod

wzgl

ę

dem strukturalnym obszar ten to synklinorium zbudowane z utworów archaicznych

wypełnionych utworami serii Katanga nale

żą

cymi do proterozoiku. Mineralizacja zwi

ą

zana jest z

piaskowcami, kwarcytami, dolomitami oraz łupkami. Zło

ż

e zalega w postaci soczewek, pokładów i

psudopokladów. Ciała rudne maj

ą

mi

ąż

szo

ść

2-35m., dl do 3 km. Zmineralizowane utwory s

ą

silnie

przefałdowane, zuskokowane czasami zbrekcjonowane. Minerały miedzi wyst

ę

puj

ą

ce w zło

ż

u to

20

background image

chalkopiryt, bornit, chalkozyn, kupryt, malachit, azuryt, mied

ź

rodzima, a inne to piryt, sfaleryt,

galena i linneit. Wyst

ę

puje te

ż

Ag, Au i Pt. Kruszce wyst

ę

puj

ą

w postaci wpry

ś

ni

ęć

i drobnych

ż

yłek. Zawarto

ść

Cu 3-7% rudy siarczkowe i 8-12% rudy utlenione. Co O, l -0,5% rudy siarczkowe i

1-3% rudy utlenione. Zawarto

ść

Zn i Pb czasami dochodzi do 2%.

Pochodzenie złó

ż

nie jest w pełni wyja

ś

nione, zazwyczaj uwa

ż

a si

ę

,

ż

e s

ą

pochodzenia

osadowego. Zasoby oceniane na 116 min ton.

ZŁO

ś

A MOLIBDENU

(

Mo)

Mo - Sulfofilny, zwi

ą

zany z procesami pomagmowymi. Minerały Mo: molibdenit, powelit, molibdyt,

wulfenit – powstaj

ą

w strefach utlenienia rud polimetalicznych z Mo, Zn-Pb.

PEGMATYTOWE. Małe zasoby przy wysokiej koncentracji Mo. Mo wyst

ę

puje w postaci wpry

ś

ni

ęć

w minerałach pegmatytów, metasomatoza Australia. Kanada, Szwecja, Rosja

SKARNOWE. Rzadkie, zawieraj

ą

scheelit i molibdenit. Kontakty zmienione w skarny granatowo-

piroksenowe. Zło

ż

a: Gruzja, Maroko, USA, Rumunia.

PNEUMATOLITYCZNE (SZTOKWERKOWE). Du

ż

e znaczenie jako

ź

ródło molibdenu. Zawieraj

ą

ż

yły kwarcowe z molibdenitem, piryt, kasyteryt. fluoryt, topaz, beryl. Zawarto

ść

Mo 0,15-0,4%,

ś

rednio 0,2-0,3%. Zło

ż

a: Chiny, Australia, Kazachstan

ZŁO

ś

A RUD Cu TYPU PORFIROWEGO. Wa

ż

ne

ź

ródło Mo. Uzyskiwany ubocznie z rud Cu z

chalkopirytem, pirytem i molibdenitem. Stosunek Cu:Mo od 50:1 do 150:1

ZŁO

ś

A

ś

YŁ KWARCOWÓ-MOLIBDENITOWYCH. Z kasyterytem, wolframitem i schelitem. Małe

znaczenie jako

ź

ródło Mo.

HYDROTERMALNE 1. zło

ż

a molibdenowe- wyst

ę

puj

ą

w obszarach sfałdowanych zwi

ą

zanych z

intruzjami granitoidowymi o znacznych rozmiarach. Molibdenu w formie

ż

yłek, wpry

ś

ni

ęć

. Wtórne

zmiany- feldspatyzacja, serycytyzacja. Zbrekcjonowanie. Typowe minerały: Cu, Zn, Pb, W, Sn, Bi,
Au. Zło

ż

a: Climax w USA, Rosja. Chiny. CLIMAX

2. Zło

ż

a Cu-Mo- wyst

ę

puj

ą

w geosynklinach lub ich otoczeniu, zwi

ą

zane z masywami

granitoidowymi. Chile, Peru, USA, Rosja. W sumie zło

ż

a hydrotermalne dostarczaj

ą

75% Mo,

głównie jest to Mo ze zło

ż

a Climax.

OSADOWE. Najcz

ęś

ciej s

ą

to łupki bitumiczne. Mo zaabsorbowane przez minerały ilaste.

CLIMAX

- Zbudowane z prekambryjskich granitów i gnejsów, utwory te przecinaj

ą

oligoce

ń

skie

magmowce pod postaci

ą

batolitu. Mineralizacja zwi

ą

zana jest z egzokontaktem w skatach

prekambryjskich . Minerały kruszcowe to ; piryt, molibdenit. Podrz

ę

dnie wyst

ę

puje wolframit,

hubneryt, chalkopiryt, kasyteryt, sfaleryt, galena , fluoryt. Molibdenit ma nikłe domieszki renu.
Minerały płonne to; kwarc, mikroklin, serycyt. Zło

ż

e zbudowane jest z trzech ciał rudnych

zlegaj

ą

cych nad sob

ą

- i tak od góry; "Ceresco" górne i dolne ciało rudne. Składa si

ę

ono z dwóch

stref - górnej wolframowej, i dolej molibdenowej. Podstawowe znaczenie ma górne ciało rudne o
kształcie grubej kolistej pokrywy Obserwuje si

ę

jego pokryw

ę

strefow

ą

. Od góry przewa

ż

a; argilit,

serycyt z pirytem, ku dołowi wyst

ę

puje strefa mikroklinowa z wolframow

ą

, wolframit, i kwarcowo-

serycytowa ze stref

ą

molibdenow

ą

(wyst

ę

puje ona w szczelinach w postaci

ż

yłek kwarcowych z

pirytem i molibdenitem. Cz

ęść

okruszcowania wyst

ę

puje w formie rozsianej lub w wi

ę

kszych

skupieniach. Dolne ciało rudne rozmiarem i składem mineralnym przypomina górne. Ujawnia si

ę

tu

charakterystyczna strefa skał zmienionych .W skałach podzło

ż

owych wyst

ę

puje głównie kwarc z

pirytem .fluor, topaz, rodochrozyt, chalkopiryt, sfaleryt, galena. Uwa

ż

a si

ę

ż

e była 4 stadia

okruszcowania, w ka

ż

dym stadium powstawały dwie strefy kruszcowe wolframowe i molibdenowe.

Około 41% okruszcowania lokuje si

ę

w młodych skałach magmowych, a 60% w prekambryjskich

Eksploatacja w

21

background image

ZŁO

ś

A WOLFRAMU (W)

Wolfram jest wyra

ź

nie oksyfilny zwi

ą

zany ze skałami kwa

ś

nymi posiada skłonno

ść

do

gromadzenia si

ę

w ró

ż

nych etapach dyferencjacji magmowej. Surowce wolframu s

ą

pozyskiwane z

samodzielnych złó

ż

wolframu rud scheelitowych lub wolframitowych, b

ą

d

ź

ze złó

ż

kompleksowych

z Sn, Mo, Cu i Bi. Praktyczne znaczenie maj

ą

rudy zawieraj

ą

ce od 0,25% do 0,5% i wi

ę

cej WO

3

. W

zło

ż

ach kompleksowych W wyst

ę

puje jako domieszka wraz z: Mo, Be, Au, Sn, Bi. Zło

ż

a

ż

yłowe

wolframitu z kwarcem eksploatuje si

ę

przy zawarto

ś

ci 1-3% WO

3

. Z minerałów znaczenie

praktyczne maj

ą

wolframit, ferberyt, hubneryt, scheelit

ź

ródłem W s

ą

niekiedy tak

ż

e

wolframono

ś

ne wodorotlenki Fe i Mn.

TYPY GENETYCZNE ZŁÓ

ś

WOLFRAMU

- pegniatytowo-pneumatolityczne prowincja Kiangsi w Chinach (80 złó

ż

W)

-skamowo-scheelitowe zło

ż

e Sangdong w Korei Południowej.

-hydrotermalne

ż

yłowe D

ż

idi

ń

skie w Rosji

-ekshalacyjno-osadowe scheelitu

-zło

ż

a okruchowe - 100-400g wolframitu na 1m

3

.

Ś

wiatowe zasoby wolframu ocenia si

ę

na 2mld t. z czego polowa przypada na ChRLD dalszymi ich

posiadaczami s

ą

: Kanada, Rosja, KRD-L, USA. PROWINCJA KIANGSI

PROWICJI KIANGSI

- Zło

ż

e pneumatolityczne wolframu. Zło

ż

e znajduje si

ę

w Chinach. Utwory

s

ą

silnie przefałdowane wieku mezozoiku dolnego, intrudowały w nie górnojurajskie granity, a z

nimi jest wyst

ę

powanie wolframu. Zło

ż

a znajduj

ą

si

ę

w

ś

ród granitów wzdłu

ż

istniej

ą

cych sp

ę

ka

ń

i

szczelin.

ś

yły kwarcowo-wolframowe w partiach przypowierzchniowych wykazuj

ą

wyst

ę

powanie

bizmutu z gł

ę

boko

ś

ci

ą

zalegania molibdenu. W rejonach rudnych oprócz

ż

ył potyka si

ę

skały

zgrejzenizowane w których wyst

ę

puje kasyteryt i soczewki kwarcu. Minerały współtowarzysz

ą

ce:

muskowit, ortoklaz, fluoryt, beryl, boryt, kasyteryt, scheelit, bizmutyn, molibdenit, piryt, chalkopiryt,
arsenopiryt, pirotyn, sfaleryt, galena, magnetyt, hematyt, tenantyt, stanin.

ś

yły maja tekstur

ę

warstwow

ą

,

ś

rodek

ż

yły wypełniony jest kwarcem, po jego obu stronach wyst

ę

puj

ą

kasyteryt,

wolfrarmit i mika.

ś

ŁO

ś

A CYNY (Sn)

Klark Sn w skorupie = 0,0002%. Gromadzi si

ę

w resztkowych stopach magmowych. Magmy

kwa

ś

ne np. granity potasowe. Koncentracje w fazie pneumatolityczno-hydrotermalnej. Główne

minerały to: kasyteryt, stannin. Podrz

ę

dnie: tillit, franekeit, kylindryt, canfieldyt.

RODZAJE ZŁÓ

ś

Sn

Zło

ż

a endogeniczne: *pegmatytowe, *pneumatoiityczne, *hydrotermame, *egzogeniczne

(okruchowe)

Rudy bogate > l% Sn,

ś

redniej jako

ś

ci >0,4-l% Sn, ubogie >0,l-0,4% Sn. Okruchowe rudy s

ą

eksploatowane >0,0l-0,02% czyli 100-200g/m

3

. Zło

ż

a bogate zawieraj

ą

2-3kg/m

3

czyli 0,2-0,3%.

PEGMATYTOWE. Zwi

ą

zane z intruzjami granitowymi w endo i egzokontaktach. Nierównomierne i

zmienne okruszcowanie. Zawarto

ść

Sn. około 0,2%. Małe znaczenie złó

ż

. ZŁO

ś

E MANONO-

KITOLOLO

PNEUMATOLITYCZNE. Kwa

ś

ne i ultrakwa

ś

ne intruzje granitowe (grejzenizacja). Paragenezy

mineralne: topaz, fluoryt, turmalin. Zawarto

ść

Sn około 0,4%. Zło

ż

a: Birma, Malezja, Chiny,

Indonezja, Portugalia, Anglia, Nigeria, Zair, Boliwia, Czechy, Niemcy.

22

background image

HYDROTERMALNE. Zwi

ą

zane z granodiorytami. Asocjacja z pirotynem, pirytem, chlorytem,

turmalinem, magnetytem, hematytem. Zawarto

ść

Sn do 1%. Zło

ż

a: Boliwa, Argentyna, USA,

Rosja. BOLIWIJSKA PROWINCJA CYNONO

Ś

NA

OKRUCHOWE. Najwi

ę

ksze znaczenie przemysłowe (70% wydobycia), towarzysz

ą

zło

żą

kasyterytowo-kwarcowym i pegmatytowym.

ZŁO

ś

A ELUWIALNE, DELUWIALNE, ALUWIALNE. MALAJSKA PROWINCJA CYNONO

Ś

NA

MANONO-KITOLOLO (PROWINCJA KATANGA) - Prowincja Katanga (nad rzek

ą

Katanga) w

Zairze. Zwi

ą

zane z pegamtytami cynono

ś

nymi. Obszar około 14 x 0,4km. Dwa ciała pegmatytowe.

Kasyterytowi towarzysz

ą

: beryl, miki litowe, fluoryt, kolumbit, tantalit, podrz

ę

dnie lolingit, piryt,

ilmenit, cyrkon, rutyl, tlenki Fe i Mn. Z minerałów płonych: kwarc, skale

ń

potasowy, albit,

spodumen, apatyt. Kasyteryt jest rozproszony w pegmatycie, lokalnie pegmatyty maj

ą

charakter

spodumenowy. Zawarto

ść

Sn 0,1-0,15%. Do gł

ę

boko

ś

ci 20-80m zło

ż

e jest zwietrzałe w postaci

słabo zwi

ą

zanego laterytu, skaolizowanego, zwietrzelina zawiera 0,1% SnO2. Oprócz Sn

odzyskuje si

ę

niob, tantal. Zasoby około 200ty

ś

. t. Sn do gł

ę

boko

ś

ci 120m.

PROWINCJA CYNONO

Ś

NA BOLIWI

- Zło

ż

e hydrotermalne cyny. W północnej cz

ęś

ci prowincji

cynono

ś

nej szczególnie bogata mineralizacja wyst

ę

puje w obszarze masywu granitoidowego gdzie

ciała kwarcowo wolframowe z szelitem, kwarcowo-kasytertowe

zwi

ą

zane s

ą

z granitami, a zło

ż

a kasyterytowo-siarczkowe s

ą

znacznie oddalone od granitoidów.

W S cz

ęś

ci prowincji wyst

ę

puje szereg intruzji typu granodiorytów, sjenitodiorytów, monzonitów

kwarcowych, charakteryzuj

ą

si

ę

one podwy

ż

szon

ą

alkaliczno

ś

ci

ą

i przewag

ą

potasu nad sodem.

W S cz

ęś

ci znajduje si

ę

wi

ę

kszo

ść

złó

ż

cyny. Zło

ż

a te stanowi

ą

74% całkowitej produkcji cyny w

Boliwi. Główne znaczenie maj

ą

tutaj zło

ż

a typu kwarcowo-siarczkowego.

PROWINCJA MALAJSKA

- Malajska prowincja cynono

ś

na (południowe Chiny, Birma, Tajlandia,

Malezja, Indonezja) 2/3 zasobów

ś

wiata. Wspólnie ze zło

ż

ami okruchowymi. W prowincji jest

usytułowane 60%

ś

wiatowego wydobycia cyny. Pas cynono

ś

ny zbudowany jest z piaskowców,

łupków karbonu, permu i triasu. W jurze intruzj

ą

granitoidów zawieraj

ą

cych bor i kasyteryt. Du

ż

o

zło

ż

pierwotnych ró

ż

nych typów genetycznych, najcz

ęś

ciej formacji kasyterytowo-kwarcowej w

ż

yłach i słupach grejzenowych. Zło

ż

a Malezji zwi

ą

zane s

ą

ze zleukokratyzowanymi granitoidami

wieku kimeryjskiego. Zło

ż

a kasyterytowe z wolframitem, płone minerały to kwarc, turmalin, rzadko

topaz i beryl.

ś

yły kwarcowe kilkusetmetrowej długo

ś

ci, w

ą

skie strefy endo i egzo kontaków.

Podobne zło

ż

a to: Zabajkale w Rosji, Czukotka, Kornwalia. Oprócz Sn iW wyst

ę

puje Zn, Pb, Bi,

As, Mo, In, Se, Ir, Rb. Rudy s

ą

łatwo wzbogacalne. Oprócz kasyterytu wyst

ę

puje kolumbit,

wolframit. Njawi

ę

ksze koncentracje w zagł

ę

bieniachmorfologicznych w sp

ą

gu aluwiów. W Tajlandii

i Indonezji znaczenie maj

ą

tak

ż

e podmorskie zło

ż

a okruchowe. Tego typu zło

ż

a znane s

ą

tak

ż

e z

Australii (Tasmania)

ZŁO

ś

A

ANTYMONU (Sb)

Antymon przechodzi w resztki pomagmowe roztworów kruszcono

ś

nych dlatego koncentracja ma

miejsce w warunkach hydrotermalnych niskich temperatur – jedyny typ złó

ż

o znaczeniu

gospodarczym.

Dzieli

si

ę

niekiedy

te

zło

ż

a

na

powstałe

na

umiarkowanych b

ą

d

ź

małych gł

ę

boko

ś

ciach, ró

ż

ni

ą

si

ę

warunkami wyst

ę

powania, składem

mineralnym i wielko

ś

ci

ą

. Koncentracje s

ą

zwi

ą

zane z kwa

ś

nymi granitoidami. Cz

ę

ste s

ą

asocjacje

antymonu z rt

ę

ci

ą

, która tak

ż

e w niskich temperaturach tworzy zło

ż

a. Znanych jest około 75

minerałów zawieraj

ą

cych antymon jednak znaczenie zło

ż

owe ma głównie antymonit, podrz

ę

dnie

berthieryt, gudmundyt, antymon rodzimy.

Antymon zawieraj

ą

siarkosole ołowiowo-antymonowe: jamesonit, boulangeryt. Ubocznie uzyskuje

si

ę

Sb tak

ż

e ze złó

ż

rt

ę

ciowo-złoto-antymonowych, antymonowo-wolframowych i niektórych rud

cyny i miedzi. Rudy bogate zawieraj

ą

>5% Sb,

ś

redniej jako

ś

ci 2-5% Sb, ubogie < 2%.

Ś

wiatowe

zasoby Sb ok. 5mln ton i głównie s

ą

to Chiny, Boliwia, Rosja, RPA, Kanada. Meksyk, Turcja,

Australia.

23

background image

Hydrotermalne niskich temperatur:

1. ANTYMONOWE

Niewielkie gł

ę

boko

ś

ci, w

ś

ród skał w

ę

glanowych, łupków, piaskowców i kwarcytów.

Charakterystyka rudy:

ż

yły, soczewy, gniazda. Wtórne zmiany: okwarcowanie, fluorytyzacja,

argilityzacja. Minerały współwyst

ę

puj

ą

ce: kwarc, baryt, piryt, galena.

ZŁO

ś

A CHIN S I SW

zło

ż

a zlokalizowane w 3 pasach. Najbogatszy jest pas w N cz

ęś

ci prowincji Hunan (90% zasobów

Chin). Zło

ż

a w skałach osadowych (łupki, piaskowce, kwarcyty) i zmetasomatyzowanych

wapieniach i dolomitach. 2 typy złó

ż

: **

ż

yły antymonowo-kwarcowe, **metasomatyczne ciała z

antymonem, galen

ą

i arsenopirytem. Mineralizacja:

ż

yłowa, sztokwerkowa, impregnacyjna.

Minerały: płony kwarc, podrz

ę

dnie cynober i piryt. Zawarto

ść

Sb w

ż

yłach 6-25%, z metasomatach

w

ę

glanowych 20-57%.

2.ANTYMONOWO-WOLFRAMOWE

na obszarach młodej działalno

ś

ci wulkanicznej, alpejskie pasy fałdowa

ń

, w

ś

ród łupków, w formie

ż

ył, słupów i kominów. Skomplikowane formy mineralizacji. Minerały: złoto, arsenopiryt, antymonit,

ferberyt, schelit, tetraedryt, siarczki Cu, Zn, Pb. Zło

ż

a: Kaukaz, Japonia, Boliwia, USA

ZŁO

ś

A RT

Ę

CI (Hg)

Rt

ęć

tworzy około 20 minerałów, główne znaczenie przemysłowe ma cynober - HgS, rzadko rt

ęć

rodzima i kalomel. Metal zwi

ą

zany z etapem hydrotermalnym niskich temperatur. Tylko zło

ż

a

pomagmowe nie wykazuj

ą

ce cz

ę

sto bezpo

ś

redniego zwi

ą

zku z intruzjami. Z uwagi na charakter

geochemiczny nagromadzenia rt

ę

ci ze starszych okresów nie miały mo

ż

liwo

ś

ci do zachowania si

ę

,

dlatego zło

ż

a rt

ę

ci s

ą

zwi

ą

zane z najmłodszymi przejawami działalno

ś

ci wulkanicznej. Orogeneza

alpejska i kimeryjska. Rudy bogate zawieraj

ą

od 2 do 4% Hg, rudy ubogie od 0,2 do 2% Hg.

Koncentraty Hg zawieraj

ą

> 30% Hg.

1. ZŁO

ś

A Hg NIE ZWI

Ą

ZANE Z DZIAŁALNO

Ś

CI

Ą

WULKANICZN

Ą

Geneza złó

ż

najcz

ęś

ciej jest zwi

ą

zana z wyst

ę

puj

ą

cymi w s

ą

siedztwie masywami granitoidowymi

jednak

ż

e nie mo

ż

na tego jednoznacznie udowodni

ć

. Zło

ż

a lokuj

ą

si

ę

w skałach osadowych,

mylonitach

i

egzokontaktach

intruzji.

Typowe

s

ą

niskotemperaturowe zmiany wtórne jak: argilityzacja, okwarcowanie, barytyzacja, dolomityzacja i
listwenityzacja. Rudy w formie pokładów,

ż

ył lub gniazd o mi

ąż

szo

ś

ci do 20m i długo

ś

ci kilkuset

metrów. Zawarto

ść

Hg dochodzi do 2%.

Z uwagi na paragenezy mineralne mo

ż

na wyró

ż

ni

ć

formacje: **rt

ę

ciowe, najwi

ę

ksze znaczenie,

**antymonowo-rt

ę

ciowe, **arsenowo-rt

ę

ciowe, **antymonowo-arsenowo-rt

ę

ciowe. Główny minerał

to cynober w paragenezach z antymonitem, realgarem i aurypigmentem. Podrz

ę

dnie piryt,

markasyt, tetraedryt oraz płon

ę

: kwarc, kalcyt, dolomit a w listwenitach breunneryt. Mineralizacja

typu rozproszonego. Zło

ż

a: Almaden w Hiszpanii, New Almaden w USA, Idria w Jugosławii, zło

ż

a

w Rosji i Chinach. ALMADEN

2. ZŁO

ś

A Hg ZWI

Ą

ZANE Z DZIAŁALNO

Ś

CI

Ą

WULKANICZN

Ą

.

Zło

ż

a: Monte Amiata we Włoszech, Zlata Bania w Czechach i zło

ż

a w Rosji.

ALMADEN

- Zło

ż

e zwi

ą

zane z działalno

ś

ci

ą

wulkaniczn

ą

, najbogatsze zło

ż

e rt

ę

ci na

ś

wiecie.

Zło

ż

e znajduje si

ę

w Hiszpanii. Obszar zbudowany jest z staropaleozoicznych skał klastycznych,

s

ą

to ordowickie kwarcyty, piaskowce, łupki ilaste. Skały zalegaj

ą

pionowo lub stromo w kierunku

S. Zło

ż

e zalega w brekcjach, które utworzone s

ą

z kwarcytów, łupków, porfirów, wapieni i tufów

bazaltowych wyst

ę

puj

ą

cych w kwarcytach. Bogate rudy znajduj

ą

si

ę

w

ś

rodkowej cz

ęś

ci zło

ż

a, a

zawarto

ść

rt

ę

ci stopniowo zmniejsza si

ę

w kierunku kontaktu ze skalami otaczaj

ą

cymi.

24

background image

Mineralizacja. Główne minerały: cynober, rt

ęć

rodzima i piryt. Płonne minerały: kwarc, kalcyt,

dolomit i baryt. Cynober w rudzie wyst

ę

puje w postaci rozproszonej.

ZŁO

ś

A MIEDZI (Cu)

Znanych jest ponad 240 minerałów. Cu rodzima, chalkopiryt, bornit, kowelin, chalkozyn, tenantyt,
tetraedryt, enargit, domeykit, kupryt, tenoryt, azuryt, maliachit i inne. Mied

ź

tworzy znaczn

ą

ilo

ść

samodzielnych złó

ż

, najwa

ż

niejsze to:

MAGMOWE. Zwi

ą

zane ze skałami zasadowymi i ultrazasadowymi (gabra, noryty, perydotyty).

Typowe dla aktywizowanych obszarów stabilnych- platform. Najcz

ęś

ciej wiek prekambryjski.

Minerały rudne: pentlandyt miedziono

ś

ny, niklono

ś

ny i kobaltono

ś

ny, pirotyn, chalkopiryt, milleryt,

kubanit, magnetyt, arsenki Ni i Co, minerały platyny, złoto. Zło

ż

a: Sudbury i Linn Lak

ę

w Kanadzie,

Norylsk, Peczenga, Dolniegorsk, Finlandia, Norwegia, RPA (Bushveld).

SKARNOWE. Zwi

ą

zane z granitoidami w w

ę

glanach rzadziej krzeminach. Cz

ę

ste zło

ż

a, ale małe

zasoby. Mineralizacja w egzoskarnach. Zawarto

ść

Cu 2-8%. Geneza złó

ż

kontaktowo-

metasomatycznaz oznakami hydroterm. Zło

ż

a: Tury

ń

skie (Ural), Bisbee, Clifton, Marenci (USA),

Banat (Jugosławia)m Szwecja, Finlandia, Japonia, Boliwia.

HYDROTERMALNE. Mied

ź

tworzy zło

ż

a w szerokim interwale temperatur

A) Wysokotemperaturowe: Typowe dla płytkich intruzji, ich cech

ą

wska

ź

nikow

ą

jest wyst

ę

powanie

minerałów miedzi (chalkopirytu, bomitu, enargitu i tenantytu w asocjacji z turmalinami,
molibdenitem i kasyterytem. Zło

ż

e te nie posiadaj

ą

du

ż

ych zasobów Cu. Zło

ż

a: Braden w Chile,

Telemarken w Norwegii, Akenobe w Japonii.

B)

Ś

redniotemperaturowe: Najwa

ż

niejszy typ złó

ż

hydrotermalnych pod wzgl

ę

dem zasobów,

zró

ż

nicowania mineralizacji i liczebno

ś

ci złó

ż

. Wyró

ż

nia si

ę

zło

ż

a:

**Typu porfirowego (miedziowo-porfirowego) - najwi

ę

ksze zasoby Cu. Zło

ż

a te s

ą

zwi

ą

zane z

kwa

ś

nymi skałami typu granitów porfirowych, porfirów, granodiorytów, syenitów i monzonitów.

Zło

ż

a wyst

ę

puj

ą

w apikalnych cz

ęś

ciach intruzji. Najwi

ę

cej złó

ż

miedziowo-porfirowych jest

zwi

ą

zane z młodym wulkanizmem alpejskim (laramijskim) charakterystycznym dla stref mobilnych

(andyjska, kordylierów). Przeobra

ż

enia skał otaczaj

ą

cych: okwarcowanie, serycytyzacja,

chlorytyzacja i kaolinityzacja. Zło

ż

a: Chuqulcamata, El Salvador (Chile), Bingham, Marenci (USA),

Kazachstan. CHUQUICAMATA

**Pirytów miedziono

ś

nych - Wyst

ę

puj

ą

w skalach podobnych jak zło

ż

a miedziowo-porfirowe

(porfiryty, andezyty oraz spility, keratofiry, rufy i funty). W zale

ż

no

ś

ci od stosunku zawarto

ś

ci

głównych metali Cu, Zn, Pb i S wydziela si

ę

zło

ż

a: **pirytowo-miedziowe (1:1:25) Cu:Zn:S,

**pirytowo-polimetaliczne (pojawia si

ę

Pb w stosunku 1:1 z cynkiem, mniej Cu, pirytowe głównie

siarka i

ż

elazo, podrz

ę

dnie Cu,Zn, Pb. Minaralizacja zwi

ą

zana ze strefami rozłamowymi i w

ę

złami

tektonicznymi. Minerały: piryt, chalkopiryt, sfaleryt, pirotyn, galena, podrz

ę

dnie: molibdenit,

arsenopiryt, chalkozyn. Zło

ż

a: S Ural, Hiszpania, Jugosławia, Kanada.

OSADOWE Najwi

ę

ksze znaczenie gospodarcze i zasoby. Zachowane s

ą

podstawowe cechy dla

złó

ż

osadowych; stratyfikowalno

ść

, zwi

ą

zek z wydzieleniami stratygraficznymi, redukcyjne

ś

rodowisko osadów- du

ż

o C organicznego, prosty skład mineralny, brak zwi

ą

zku ze skalami

magmowymi. Forma złó

ż

*pokładowa, mi

ąż

szo

ść

o d 2-5m. Znaczna rozci

ą

gło

ść

do 50km.

Granice pionowe zmienne oznaczane w oparciu o analizy chemiczne. Zło

ż

a: z proterozoiku

(Zambia, Zair, Rosja), górnego paleozoiku (Polska, Niemcy. Rosja), trzeciorz

ę

du (Boliwia).

Litologia: piaskowce, margle, łupki, zlepie

ń

ce, dolomity, kwarcyty. Minerały: chalkozyn, bomit,

chalkopiryt, kowelin, tetraedryt, kupryt, Cu rodzima, podrz

ę

dnie sfaleryt, galena, piryt. Strefowo

ść

pionowa i pozioma rozmieszczenia minerałów miedzi oraz innych metali. Zło

ż

a: Zambii i Zairu,

D

ż

ezkazgan (Kazachstan), Mansweld (Niemcy), Corocoro (Boliwia), Polska. ZAMBII I ZAIRU

CHQUICAMATA - Mezotermalne zło

ż

e miedzi. Zwi

ą

zane z trzeciorz

ę

dowym masywem

diorytowym i granodiorytowym, które intudowały w osadowo-wulkaniczne skały mezozoiku. Strefy
zmineralizowane maj

ą

intensywn

ą

tektonik

ę

. Minerały rudne wyst

ę

puj

ą

pod postaci

ą

ż

yłek i

wpry

ś

ni

ęć

w zmienionych skatach. Mineralizacja pierwotna to kwarc, serycyt, hematyt, piryt.

25

background image

Główny minerał miedzi to enargit. Tetraedryt, lialkopiryt, bomit, sfaleryt, molibdenit, arsenopiryt
wyst

ę

puj

ą

w enargicie i pirycie. Bogate rudy reprezentowane s

ą

przez chalkozyn i kowelin.

Ś

rednia

zawarto

ść

Cu wynosi 2,2%, a Mo do 0,012%. Zło

ż

e szacowane na ponad 100 min ton Cu. zło

ż

u

jest odkrywkowa. Strefa utlenienia si

ę

ga 130m.

ZAMBII I ZAIRU

- Osadowe zło

ż

e Cu-Co. Zło

ż

a wyst

ę

puj

ą

wzdłu

ż

N granicy Zambii i Zairu

prowincja Shaba, w obszarze tym jest skoncentrowane około 22%

ś

wiatowych zasobów, z

eksploatacji otrzymuje si

ę

prawie 14%

ś

wiatowej produkcji Cu. Znanych jest tu 150 złó

ż

. Pod

wzgl

ę

dem strukturalnym obszar ten to synklinorium zbudowane z utworów archaicznych

wypełnionych utworami serii Katanga nale

żą

cymi do proterozoiku. Mineralizacja zwi

ą

zana jest z

piaskowcami, kwarcytami, dolomitami oraz łupkami. Zło

ż

e zalega w postaci soczewek, pokładów i

psudopokladów. Ciała rudne maj

ą

mi

ąż

szo

ść

2-35m., dl do 3 km. Zmineralizowane utwory s

ą

silnie

przefałdowane, zuskokowane czasami zbrekcjonowane. Minerały miedzi wyst

ę

puj

ą

ce w zło

ż

u to

chalkopiryt, bornit, chalkozyn, kupryt, malachit, azuryt, mied

ź

rodzima, a inne to piryt, sfaleryt,

galena i linneit. Wyst

ę

puje te

ż

Ag, Au i Pt. Kruszce wyst

ę

puj

ą

w postaci wpry

ś

ni

ęć

i drobnych

ż

yłek. Zawarto

ść

Cu 3-7% rudy siarczkowe i 8-12% rudy utlenione. Co O, l -0,5% rudy siarczkowe i

1-3% rudy utlenione. Zawarto

ść

Zn i Pb czasami dochodzi do 2%. Pochodzenie złó

ż

nie jest w

pełni wyja

ś

nione, zazwyczaj uwa

ż

a si

ę

,

ż

e s

ą

pochodzenia osadowego. Zasoby oceniane na 116

min ton Cu.

CYNK I OŁÓW Zn-Pb

Zło

ż

a rozmieszczone nierównomiernie, wyst

ę

puj

ą

w wielu prowincjach. Najwi

ę

ksze wydobycie:

Kanada, Rosja, USA, Australia, Peru, Meksyk, Japonia. Mniejsze wydobycie: Polska, Chiny,
Niemcy, Irlandia, Bułgaria, Szwecja, Hiszpania, Jugosławia. Typy złó

ż

: skarnowe, hydrotermalne,

hydrotermalne

ż

yłowe, wulkaniczno-osadowe, osadowe, stratoidalne, wietrzeniowe,

zmetamorfizowane.

EUROPEJSKIE: Jugosławia, Polska, Bułgaria, Irlandia, Hiszpania, Szwecja, Niemcy, Czechy,
Finlandia

HYDROTERMALNE: mo

ż

na podzieli

ć

na: 1. katatermalne, 2. mezotermalne, 3. teletermalne.

1. Katatermalne: - Zło

ż

a hydrotermalne metasomatyczne s

ą

zwi

ą

zane z poorogenicznymi

intuzjami kwa

ś

nymi lub

ś

redniokwa

ś

nymi wyst

ę

puj

ą

w wapieniach i dolomitach rzadko skał

magmowych. W peryferiach obszarów geosynklinalnych rzadko na obszarach platformowych.
Formy ciał rudnych skomplikowane, sfałdowane i stektonizowane w postaci słupów,

ż

ył, soczew,

pokładów. Minerały: galena, sfaleryt. Zło

ż

a: USA, Zambia, Namibia, Rosja, Jugosławia, Hiszpania.

2. Teletermalne: - nie maj

ą

wyra

ź

nego zwi

ą

zku ze skałami magmowymi, nazywane zło

ż

ami

stratyfikowanymi.

a) zło

ż

a „stratyfikowane” – ujawniaj

ą

warstwowanie, uwa

ż

ane za zło

ż

a osadowo-diagenetyczne.

Wyst

ę

puj

ą

w wapieniach, dolomitach, łupkach. Minerały: galena, sfaleryt, piryt, markasyt Zło

ż

a

„stratiform

”:

koncentracja Zn i Pb w cechszty

ń

skich łupkach miedziono

ś

nych monokliny

przedsudeckiej, NW Idoho, Ne Washington,

ś

rodkowy Kazachstan, Niemcy.

b) zło

ż

a „przywi

ą

zane do warstw” – jednego lub kilku poziomów stratygraficznych. Wyst

ę

puje

głównie w: wapieniach i dolomitach, pokrywach platformowych i obszarach geosynklinalnych.
Minerały: sfaleryt, galena, piryt, markasyt, chalkopiryt. Zło

ż

a „stratabound” : SE Missouri, dolina

górnej Missisipi, Pensylwania, Kanada, Szwecja, Górny

Ś

l

ą

sk, Maroko, Hiszpania, Belgia, Austria,

Włochy, Tunezja.

WIETRZENIOWE Tworzyły si

ę

w wyniku utlenienia siarczków w miejscu złó

ż

pierwotnych Zn-Pb.

Procesy zast

ą

pienia (metasomatozy wietrzeniowej) wapieni i dolomitów przez smitsonit,

monheimit, rzadziej hemimorfit. Nast

ę

puje tak

ż

e krasowa (w kieszeniach, pustkach i szczelinach)

akumulacja utlenionego materiału. Galmany s

ą

podobne do utworów typu "terra rosa" zasobnych

w Al lub

ż

elazistych laterytów powstałych w wyniku wietrzenia. Przej

ś

cia do złó

ż

rud pierwotnych

26

background image

s

ą

stopniowe, ale tak

ż

e nieregularne i skomplikowane. Składniki mineralne: smitsonit, hydrocynkit,

cerusyt, monheimit, goethyt. Zło

ż

a: USA, Afryka, Niemcy, Polska

ZMETAMORFIZOWANE. Wyst

ę

puj

ą

w prekambryjskich, metamorficznych kompleksach skał.

Obecno

ść

tekstur łupkowatych, kataklazytów, oznak przekrystalizowania, wyprasowania itp. Skład

mineralny: agregaty pirotynu, pirytu, sfalerytu, galena, chalkopiryt. Zło

ż

a: Australia, Kanada, Rosja,

USA.

ZŁO

ś

A GLINU (Al)

Al jest oksyfilny. Znaczenie przemysłowe maj

ą

: boehmit, diasper, gibbsyt, nefelin. Nagromadzenia

zło

ż

owe s

ą

zwi

ą

zane z formacjami wietrzeniowymi. Najwa

ż

niejsze s

ą

boksyty, ale znaczenie maj

ą

tak

ż

e pierwotne skały nefelinowe i leucytowe oraz powstałe w warunkach hydrotermalnych ałunity.

MAGMOWE. Nefelinity (zawieraj

ą

do 35% Al

2

O

3

) zwi

ą

zane ze syenitami nefelinowymi oraz

ijolitami i urtytami (do 85% nefelinu). Skały nefelinowe s

ą

zwi

ą

zane z intruzjami alkaliczno-

ultrazasadowymi i znane s

ą

z obszarów platformowych i tarcz. Nefelin w zło

ż

ach tego typu

wyst

ę

puje w asocjacji z apatytami, pierwiastkami ziem rzadkich i minerałami tytanu. Do tego typu

nale

ż

y zło

ż

e Chibi

ń

skie na półwyspie Kola.

HYDROTERMALNE Rudy ałunitowe powstaj

ą

w wyniku oddziaływania na kwa

ś

ne skały efuzywne

i tufowo wulkaniczne roztworów wzbogaconych kwasem siarkowym.. Skały ałunitowe powstaj

ą

w

ś

ród niskotemperaturowych złó

ż

np. ołowiowo-barytowych. Zwi

ą

zane s

ą

z młodym wulkanizmem.

Zło

ż

a: Ukraina, Chiny.

WIETRZENIOWE Najwa

ż

niejsze s

ą

laterytowe zło

ż

a boksytów na które przypada 50% zasobów.

Lateryty s

ą

ko

ń

cowym produktem wietrzenia kwa

ś

nych i zasadowych skał glinokrzemianowych

oraz metamorficznych. Najlepsze boksyty s

ą

zwi

ą

zane ze skałami zasadowymi i alkalicznymi.

Formy zło

ż

owe boksytów: pokłady, soczewki. Zło

ż

a: USA, Indie, Brazylia, Gwinea, Jamajka.

JAMAJKI

OSADOWE Du

ż

e znaczenie gospodarcze. Powstały w wyniku redepozycji w

ś

rodowisku wodnym

produktów wietrzenia laterytowego. Morza, jeziora, laguny

a) geosynklinalne: brze

ż

ne cz

ęś

ci zbiornika, wyst

ę

puj

ą

w wapieniach i dolomitach. Forma zło

ż

a:

pokład. Zło

ż

a: N Ural, W Syberia, Hiszpania, Francja, Dalmacja, Wegry

b) platformowe: obrze

ż

enia synekliz, eksponowane cz

ęś

ci platform. Powstały w lagunach i

jeziorach. Współwyst

ę

powanie osadów w

ę

glowych-fitogenicznych. Zło

ż

a: Rosja (Tychwi

ń

skie),

USA, CHINY, Australia. TYCHWI

Ń

SKI

T

YCHWI

Ń

SKiE

- Zło

ż

e platformowe glinu. Podło

ż

e zbudowane jest z górno dewo

ń

skich

piaskowców pstrych, iłów szaroniebieskich w których wyst

ę

puj

ą

wkładki piaskowców. W strefie

ilastych spotykane s

ą

margle, wapienie, dolomity zalegaj

ą

ce w

ś

ród iłów nale

żą

cych do turnieju.

Boksyty zalegaj

ą

w

ś

ród warstw ilastych karbonu dolnego. Pod wzgl

ę

dem morfologicznym podło

ż

e

zło

ż

a stanowi szeroki garb o rozci

ą

gło

ś

ci N-S przeci

ę

ty dolinami rzek i rowami, w

ś

ród których

zalegaj

ą

boksyty. Od rozmiaru i form dolin uzale

ż

niona jest wielko

ść

i morfologia zło

ż

a. Ciała

rudne maj

ą

w

ą

sk

ą

soczewkowat

ą

form

ę

z lekko nierówn

ą

powierzchni

ą

i wygi

ę

tym w dół sp

ą

giem.

ę

boko

ść

boksytów dochodzi do 150 m

ś

rednio do 40. W przekroju poprzecznym zło

ż

e ma

budow

ę

koncentryczn

ą

, w centralnej cz

ęś

ci zalegaj

ą

bilansowe boksyty. W zło

ż

ach stopniowo

zwi

ę

ksza si

ę

zawarto

ść

SiO2, a zmniejsza si

ę

zawarto

ść

Al2O3 i Fe2O3. Boksyty charakteryzuj

ą

si

ę

barw

ą

czerwono-br

ą

zow

ą

, brakiem warstwowania, słabym wysortowaniem materiału

okruchowego, znaczn

ą

ilo

ś

ci

ą

substancji ro

ś

linnej i wi

ę

ksz

ą

ilo

ś

ci

ą

wtórnego kalcytu. W zło

ż

u

wydziela si

ę

boksyty skaliste, lu

ź

ne i ilaste. Pod wzgl

ę

dem strukturalnym wyró

ż

nia si

ę

boksyty

okruchowe, penisowe, oolitowo-bobowe. Materiałem wyj

ś

ciowym dla powstania boksytów była

strefa wietrzenia iłów dewo

ń

skich. Pod wzgl

ę

dem składu mineralnego boksyty nale

ż

do typu

gibbsytowo-boehnitowo-kaolinitowego. Boksyty szare zalegaj

ą

bez wyra

ź

nej granicy na boksytach

czerwonych. W porównaniu do boksytów czerwonych szare maj

ą

podwy

ż

szon

ą

zawarto

ść

SiO2

CaCO3 FeCO3 , S.

27

background image

JAMAJKI - Zło

ż

e wietrzeniowe glinu. Wyst

ę

puj

ą

trzeciorz

ę

dowe skrasowiałe wapienie, pod

spodem andezyty, tufity i tufitowe iły wieku kredowego. W obr

ę

bie złó

ż

spotyka si

ę

ż

ne typy skat

od wysoko krzemionkowych (terrarosa) do boksytów o bardzo niskiej zawarto

ś

ci SiOz. Na

wysokich poziomach o dobrym drena

ż

u powstały boksyty wysokiej jako

ś

ci, głównie gibbsytowe. Na

obszarach obni

ż

onych okresowo zalewanych wodami gruntowymi tworzyła si

ę

terrarosa. Boksyty

gibbsytowe zawieraj

ą

Al2O3 zawarto

ść

od 47-52%, SiO2 od 0,5-5%, Fe2O3 do 30%, TiO2, P2O5

do 2,8%.

Ś

ladowe obecne s

ą

V, Cr, Zn. Zło

ż

a wyst

ę

puj

ą

w okolicy miast Rios i Mandeville. Zasoby

boksytów Jamajki oceniane s

ą

na 1600 mln ton.

ZŁO

ś

A BERYLu (Be)

Oksyfilny, powstaje w ko

ń

cowym etapie dyferencjacji magm granitowych, sjenitowych. Koncentruje

si

ę

w pegmatytach oraz szerokim zakresie temperaturowym hydroterm. Minerały: beryl, fenakit,

chryzoberyl, bertrandyt. Znaczenie przemysłowe ma prawie wył

ą

cznie beryl. Zło

ż

a: pegmatytowe,

skarnowe, pneumatolityczne i hydrotermalne.

PEGMATYTOWE. (paragenezy mineralne, skaty typy rud oraz miejsca wyst

ę

powania)

HYDROTERMALNE. (paragenezy mineralne, skały typy rud oraz miejsca wyst

ę

powania). SPOR

MOUNTAINS

S

POR MOUNTAINS

- Jest to zło

ż

e hydrotermalne berylu. Poło

ż

one w stanie Utah w USA-

zbudowane jest z trzeciorz

ę

dowych. riolitowych tufów w których w sp

ą

gowych partiach wyst

ę

puj

ą

otoczaki skał w

ę

glanowych. głównie dolomitów. Cz

ęść

stropowa jest hydrotermalnie zmieniona.

Rejon zło

ż

a poci

ę

ły jest licznymi uskokami z którymi zwi

ą

zane s

ą

najbardziej mi

ąż

sze tufy.

Berylowe zło

ż

a wyst

ę

puj

ą

na peryferiach gór Spor Mountain i reprezentowane s

ą

przez du

ż

e

płytopodobne ciała które zalegaj

ą

prawic zgodnie z tufami Ciała rudne maj

ą

mi

ąż

szo

ść

15m i

długo

ść

4 km. Minerały główne to bertrandyt. który wyst

ę

puje w postaci wrostków w masie

ż

ylnej.

ujawnia si

ę

on równie

ż

jako ziarna we wtórnych minerałach i s

ą

to plagioklaz, chloryt. biotyt.

amfibol, augit, topaz. cyrkon, turmalin, rutyl, granat i kasyteryt. Do hipogenicznych minerałów

ż

yłowych

nale

żą

montmorylonit,

kalcyt,

ankeryt,

opal,

fluor,

chalcedon. Wyst

ę

puj

ą

tak

ż

e: Li, Cu, Ga, La, Sn, Sr. V. W. Y. Yb. Zło

ż

e uwa

ż

ane jest za

hydrotermalne. Za rud

ę

w zło

ż

u uwa

ż

a si

ę

skal

ę

w której zawarto

ść

BeO wynosi co najmniej

0.28%. Zasoby rudne ocenia si

ę

na kilkadziesi

ą

t mln ton. Eksploatacja prowadzona metod

ą

odkrywkowa.

ZŁO

ś

a LITu (Li)

Ogólnie geochemia, minerały litono

ś

ne. Spo

ś

ród 30 minerałów (litu znaczenie maj

ą

jedynie:

spodumen, lepidolit, zinnwaldyt, polilitionit, amblygonit. Wyst

ę

puj

ą

w pegmatytach, pneumatolitach

oraz w iłach solono

ś

nych i słonych jeziorach (amblygonit).

PEGMATYTOWE. USA, Kanada-Winipeg Manitoba (Chemalloy Minerals), Rodezja (Bikita),
Brazyli

ą

, RPA, Namibia BIKUTA W RODEZJI

BIKITA W RODZEZJI - Jest to pegmatytowe zło

ż

e litu. Rejon zbudowany z prekambryjskiej serii

ziele

ń

cowej z wkładkami kwarcytów systemu Gulavai. W utwory te intrudowały granitoidy. Zło

ż

a

pegmatytowe zwi

ą

zane s

ą

z granitoidami i tworz

ą

stref

ę

o długo

ś

ci 3 km i szeroko

ś

ci od 100 do

200 m. Głównym ciałem rudnym wyst

ę

puj

ą

cym w lej strefie jest dajka pegmatytowa o dł 1700 m i

mi

ąż

szo

ś

ci 270m., jest to pegmatyt mikroklinowo-albitowy o asymetrycznej budowie wewn

ę

trznej.

Wyst

ę

puj

ą

w nim minerały litu. z którymi współwyst

ę

puj

ą

beryl, tanialit, mikrolit. pollucyt. Minerały

litu koncentruj

ą

si

ę

w j

ą

drze ciał pegmatytowych. Głównie wyst

ę

puje petalit i lepidolit. obecne s

ą

le

ż

spodument, ambligonit. cukryptyt, bikitait. Zasoby zło

ż

a oceniane s

ą

na 6 mln ton rudy o

zawarto

ś

ci 2,9% Li2O.

28

background image

ZŁO

ś

A MAGNEZU (Mg)

Najwi

ę

kszym potencjalnym

ź

ródłem magnezu s

ą

dolomity z których mo

ż

na uzyskiwa

ć

magnez

oraz woda morska i solanki naturalne zawieraj

ą

ce do 3% MgCl

2

. Znaczenie przemysłowe ma

magnezyt, dolomit, karnalit, hishofit, woda morska. Magnezyty wykorzystuje si

ę

głównie do

produkcji materiałów ogniotrwałych

ZŁO

ś

A ZŁOTA (Au)

Złoto gromadzi si

ę

w etapie pó

ź

nomagmowym resztkowych produktów kwa

ś

nych magm.

Najwi

ę

ksze nasilenie jego wyst

ę

powania przypada na etap niskotemperaturowy ok. 200 C. W

roztworach wst

ę

puje w formie skomplikowanych zwi

ą

zków kompleksowych wydziela si

ę

z nich

najcz

ęś

ciej jako złoto rodzime lub w postaci selenków, halogenków, telurków i stopów mieszanych

z innymi metalami. Najcz

ęś

ciej obserwuje si

ę

zespoły paragenetyczne złota z siarczkami Cu,

arsenkami. W etapie hipergenezy gromadzi si

ę

w aluwiach tub piaskach morskich. Minerały: złoto

rodzime, stały stop ze srebrem nazywa si

ę

elektrum. Minerały: calaveryt, sylvanit, nagyugit W

zło

ż

ach pierwotnych przyjmuje si

ę

brze

ż

n

ą

zawarto

ść

Au na 2-3g/t, dla złó

ż

okruchowych od 0,5 g/

t piasku.

HYDROTERMALNE Szeroki zakres temperatur.

Wysokotemperaturowe

maj

ą

charakter

ż

ył. Znane ze starych (prekambryjskich i

staropaleozoicznych) utworów granitoidowych. Zło

ż

a: Kolar (Indie), Koczkar (Ural), Brazylia.

KOLAR

Ś

redniotemperaturowe:

ż

yły w utworach paleozoicznych i mezozoiczno-kenozoicznych. Złoto w

postaci rodzimej oraz w siarczkach. Minerały współwyst

ę

puj

ą

ce: baryt, piryt, chalkopiryt, sfaleryt,

galena. Zło

ż

a: Berezowskie (Ural), USA, Australia. BEREZOWSKIE

Niskotemperaturowe: zło

ż

a typowe dla alpejskiego wulkanizmu, posta

ć

ż

ył, ZMIENNA

MINERALIZACJA. Kwarc, kalcyt, rodochrozyt, baryt, siarczki. Zło

ż

a: Cripple Creek (USA), Meksyk,

Zabajkale. CRIPPLE CREEK

OKRUCHOWE Aluwialne (zwi

ą

zane z poziomami terasowymi, zło

ż

a zalegaj

ą

płytko. Utwory

złotono

ś

ny maj

ą

charakter

ż

wirowy, piaszczysty) Eluwialne (Australia) Deluwialne (Rosja, Ałdan,

rejon Ochocki) Morskie (Alaska) .

METAMORFOGENICZNE zmetamorfizowane utwory piasków lub zlepie

ń

ców złotono

ś

nych. Zło

ż

e:

Witwatersland (RPA) WITWATERSLAND

WITWATERSLAND - Jest to zło

ż

e melamorfogeniczne złota. Poło

ż

one jest koło Johanesburga i

Pretorii (RPA). Podło

ż

e obszaru zło

ż

owego stanowi

ą

prekambryjskie łupki krystaliczne i granitoidy.

Powy

ż

ej wyst

ę

puje seria Dominion, Reff w postaci zlepie

ń

ców i rafo malej mi

ąż

szo

ś

ci. Na niej

zalega niezgodnie seria Witwatersland, który dzieli si

ę

na dwa poziomy górny i dolny. Poziom

dolny zbudowany jest z łupków ilastych, kwarcytów i zlepie

ń

ców, piaskowców. Jeden poziom ma

charakter przemysłowy. Poziom górny reprezentowany jest przez kwarcyty i zlepie

ń

ce. Zlepie

ń

ce

złotono

ś

ne wyst

ę

puj

ą

przewa

ż

nie w górnym poziomie a najbardziej produktywny ich horyzont

wyst

ę

puje w ich sp

ą

gu. Seria Wilwatersland tworzy ogromne synklinorium, dł. 400km i szeroko

ś

ci

150km. Lepiszcze w którym wyst

ę

puje zioło i mineralizacja uranowa ma do

ść

skomplikowany skład

.ró

ż

ny w poszczególnych warstwach zlepie

ń

ców. Złoto jest obecne w postaci drobnoziarnistych

wpry

ś

ni

ęć

,a rzadko jako łuseczki w zlepic

ń

cach. Poziomy rodono

ś

ne nazywane s

ą

rifami Jest ich

6. Rify złotono

ś

ne wyst

ę

puj

ą

przewa

ż

nie w

ś

ród kwarcytów i zlepie

ń

ców w poziomie górnym. W

odległo

ś

ci 40-80 km na SW od Johennsburga znajduje si

ę

pokład zlepie

ń

ców o bogatym

okruszcowanie złotem i uranem. Najbardziej bogate rudy złotono

ś

ne zal

ę

gaj

ą

głównie w sp

ą

gu

zlepie

ń

ców.

Ś

rednia zawarto

ść

Au w rudach waha si

ę

6-9 g/t rudy. Ruda złota zawiera równie

ż

srebro Im wi

ę

ksza jest zawarto

ść

zioła w rifie , tym mniejsza procentowa zawarto

ść

srebra w

złocie. W lepiszczu zlepie

ń

ców wi

ę

cej jest pirytu ni

ż

pirotynu. Inne siarczki obecne to: markasyt,

galena, sfaleryt

29

background image

KOLAR - Jest to zło

ż

hydrotermalne złota. Wyst

ę

puje w stanie Maisur w Indiach. Zwi

ą

zane jest z

w

ą

skim pasem wychodni skał amfibolitowych w

ś

ród gnejsów. Strefa rudna znajduje si

ę

w

centralnej cz

ęś

ci pasa i znana jest na długo

ś

ci pasa 25 km . Zło

ż

e wyst

ę

puje w postaci

wyci

ą

gni

ę

tych ciał rudnych lub stref. Wypełnienie zło

ż

a stanowi kwarc oraz siarczki. Ciała i strefy

rudne składaj

ą

si

ę

z szeregu równoległych małych

ż

ył. soczewek i wpry

ś

ni

ęć

kwarcu lub kwarcu z

siarczkami znajduj

ą

cych si

ę

w

ś

ród skal intensywnie złupkowaconych i zmienionych. Mi

ąż

szo

ść

stref zmineralizowanych waha si

ę

do 15 m. Oddzielne

ż

v

ż

y maj

ą

mi

ąż

szo

ść

l do l,2m. Wyró

ż

nia

si

ę

zmineralizowane ciała i

ż

yły kwarcowe lub kwarcowo-siarczkowe. W

ż

yłach kwarcowych

minerały kruszcowe to; złoto rodzime .zawarto

ść

którego waha si

ę

od 10 dol5g/t rudy. .sheelit

magnetyt i ilmenit. sporadycznie spotyka si

ę

galen

ę

. pirotyn. chalkopiryt, arsenopiryt i piryt. Złoto

wyst

ę

puje w siarczkach i w kwarcu. Zawarto

ść

waha si

ę

8-l0 g/t. Zmiany skał otaczaj

ą

cych zło

ż

e

s

ą

nietypowe jak dla złó

ż

złota. Wynika to z du

ż

ej gł

ę

boko

ś

ci powstawania okruszcowania.

Najpowszechniej wyst

ę

puje biotytyzacja amfibolilów.

BEREZOWSKIE

- Jest to zło

ż

e złota hydrotermalne

ś

rednich temperatur. Znajduje si

ę

na Uralu.

Rejon zło

ż

owy zbudowany jest z skał wylewnych kwa

ś

nych i zasadowych i z dewo

ń

skich łupków

krystalicznych. Utwory te poci

ę

te s

ą

du

żą

ilo

ś

ci

ą

dajek o mi

ąż

szo

ś

ci 2- 40 i dl 8 m. Dajki

poprzecinane s

ą

ż

yłami kwarcowymi o mi

ąż

szo

ś

ci 5-10 cm wypełniaj

ą

cymi szczeliny i sp

ę

kania

tektoniczne tworz

ą

ż

yły drabinkowe. Wyst

ę

puj

ą

ż

yły kwarcowo turmalinowe i kwarcowo-

siarczkowe, te drugie s

ą

przewa

ż

nie złoto no

ś

ne i młodsze od kwarcowo-turmalinowych. W

ż

yłach

złotono

ś

nych obserwuje si

ę

nast

ę

puj

ą

ca kolejno

ść

tworzenia si

ę

minerałów; l) kwarc, ankeryt, 2)

siarczki, złoto rodzime 3) bardzo drobno ziarnisty piryt bogaty w złoto drobnoziarnisty kwarc ,
tetraedryt, galena i chalkopiryt. Złoto wyst

ę

puje 'pod postaci

ą

rodzim

ą

lub zwi

ą

zane jest z pirytem i

tetraedrytem. Zawarto

ść

złota w

ż

yłach jest nierównomierna i waha si

ę

od kilku do 150g/t rudy.

CRIPPLE CREEK - Stan Colorado w USA. W obr

ę

bie prekambryjskiego batolitu granitoidowego

45 x 110 km. W centralnej cz

ęś

ci batolitu obecne s

ą

trzeciorz

ę

dowe wulkanity w obszarze 6 x 3km

stanowi

ą

ce wła

ś

ciwe utwory zło

ż

owe. Cz

ę

sto zło

ż

e to jest uwa

ż

ane za krater wulkaniczny

wypełniony drobnoziarnistymi okruchowymi utworami wulkanogenicznymi. Niekiedy dopatruj

ą

si

ę

geolodzy tektonicznej genezy zło

ż

a w formie rowu lub zagł

ę

bienia. Utwory wypełniaj

ą

ce rów (lub

krater) s

ą

warstwowane i maj

ą

mi

ąż

szo

ść

ok. 900m. S

ą

to zlepie

ń

ce, piaskowce, arkozy w stropie

s

ą

utwory wulkaniczne wysortowane typu fonolitów i tufów. Cały kompleks jest poci

ę

ty dajkami

latytowymi, fonolitowymi, syenitowymi i bazaltowymi. Wydziela si

ę

3 fazy mineralizacji. Rudy

wyst

ę

puj

ą

w

ż

yłach o mi

ąż

szo

ś

ci do max. kilku metrów.

Ś

rednio złoto stanowiło od 10-12g/t. W

strefie utlenienia zawarto

ść

Au dochodzi do 100g/t. Wydobyto z tego zło

ż

a ponad 600t Au.

30


Wyszukiwarka

Podobne podstrony:
EGZAMIN z-oza, Studia, Geologia i ekonomika złóż, złoża- wykład
EKONOMIA EGZAMIN pomoc naukowa Nieznany
konta egzaminacyjne id 246765 Nieznany
polski egzamin probny podstawow Nieznany
algetra EGZAMINY id 57432 Nieznany
Ekonomika-grupa-H-ściąga, Studia, Geologia i ekonomika złóż
egzamin - matma, Ekonomia, Ekonomia stacjonarna I stopień, I rok
ephl egzamin id 162318 Nieznany
materialy bezpieczenstwo ekonom Nieznany
egzamin decydowanie polityczne Nieznany
Pisma Janowe egzamin id 359103 Nieznany
egzamin 2 id 153541 Nieznany
Notatki na egzamin genetyka id Nieznany
Bankowa obsługa przedsiębiorstw- egzamin, Studia ekonomiczne, bankowość i bankowa obsługa przedsiębi

więcej podobnych podstron