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
•
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
ył
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
ró
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
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
ró
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
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
ró
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
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
Ró
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)
GŁ
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
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
ró
ż
ne zło
ż
a.
Zło
ż
a mog
ą
mie
ć
ró
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
pó
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
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
pó
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
gł
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
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.
**Pó
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.
**Pó
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
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
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
gł
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
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
gł
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
ró
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
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
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
gł
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
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
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
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
**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
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
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
pó
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
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
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
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
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
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
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
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
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.
Gł
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
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
ró
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
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
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