ZŁOŻA HYDROTERMALNE
Źródła wody
Woda pomagmowa, juwenilna, oddziela się od stopów w procesie ich krzepnięcia i powstawania skał magmowych.
Woda może się wydzielać z magmy, przy pochłanianiu jej przez magmę w głębszych i oddawaniu w górnych częściach słupa magmowego na zasadzie pompy magmowej
Woda może się wydzielać z magmy, przy wyciskaniu magmy ku górze, aż do jej krystalizacji w wyniku spadku ciśnienia i temperatury.
Woda może się wydzielać z magmy, w procesie krystalizacji wskutek narastania jej stężenia oraz ciśnienia parcjalnego.
Woda pometamorficzna, wydziela się w wyniku metamorfizmu skał w głębokich strefach skorupy ziemskiej wskutek zwiększającego się ciśnienia i temperatury. Pochodzenie jej związane jest z uruchomieniem wód zamkniętych w przestrzeniach porowych oraz z dehydratacją substancji mineralnych, zawierających grupę hydroksylową. Oddawanie wody przez skały nasila się wraz ze wzrostem temperatury. Wody hydrotermalne powstające wskutek regionalnego metamorfizmu progresywnego i ultrametamorfizmu wędrują przed ogólnym frontem metamorfizmu tworząc wyprzedzającą strefę procesów hydrotermalnych.
Woda meteoryczna, wadyczna,
Źródła substancji mineralnej
Wody termalne w trakcie krążenia w spękaniach i porach osadzają związki mineralne i powodują hydrotermalne przeobrażenie skał otaczających.
W strefach wpływu wysokotemperaturowych wód zmineralizowanych rozwija się intensywne parowanie, odgazowanie, powstają strumienie gazowo-parowe oraz wtórne o kwaśnym charakterze, powierzchniowe roztwory termalne powodujące hydrotermalne przeobrażenie skał otaczających.
Skład chemiczny wód termalnych ulega zmianom, co powoduje wytrącanie się zróżnicowanych związków mineralnych.
Substancja mineralna w roztworach hydrotermalnych może być:
Juwenilna magmowa, są to pochodne pierwotnej podskorupowej magmy bazaltoidowej, które oddzielają się przy podnoszeniu się tej magmy ku górze i jej ochładzaniu w górnych strefach skorupy ziemskiej. Do typomorficznych metali grupy perydotytów i gabroidów należą: Fe, Mn, Ti, V, Cr, Ni, Cu, Pt.
Asymilacyjna magmowa, związane są z magmą granitoidową powstającą w procesie przetopienia dolnej części osadowej skorupy, intrudującą w górne piętra, które nie uległy silnemu metamorfizmowi i granityzacji. Do typomorficznych metali grupy granitów należą: Sn, W, Be, Li, Nb, Ta.
Filtracyjna pozamagmowa
Częściowe przyswajanie substancji ze skał otaczających dotyczy głównie pierwiastków petrogenicznych, w mniejszym stopniu pierwiastków pośrednich i metalicznych.
Pierwiastki petrogeniczne, wchodzące w skład złóż hydrotermalnych (Si, Ca, Mg, K, Cl) wychwytywane są ze skał przez które przedostawały się roztwory hydrotermalne. Redepozycja pierwiastków petrogenicznych odbywa się w sposób zróżnicowany i jest zależna od ciśnienia, temperatury procesu i ciśnienia parcjalnego tlenu. W miarę spadku ciśnienia i temperatury oraz wzrostu ciśnienia parcjalnego tlenu zahamowuje się proces ługowania ze skał i przenoszenia najpierw składników biernych, następnie bardziej ruchliwych, przy niskim ciśnieniu i temperaturze oraz przy wysokim ciśnieniu parcjalnym tlenu, co jest charakterystyczne dla warunków przypowierzchniowych powstawania minerałów, w strefie zanikającej działalności powulkanicznej- składników najbardziej ruchliwych. Ustalono szereg względnej ruchliwości i kolejności redepozycji składników (od bezwładnych do bardziej ruchliwych): Al2O3, SiO2, MgO, FeO, Fe2O3, K2O, CaO, Na2O, Pb, Cu, Zn, As, An, Hg, H2O, SO3. Związki pierwiastków petrogenicznych, uwalniane ze skał otaczających w procesie powstawania złóż metasomatycznych, często ponownie osadzają się z roztworów hydrotermalnych tworząc się nad ciałami rudnymi.
Pierwiastki przejściowe złóż hydrotermalnych do których należy Fe i Mn, pochodzą również ze skał otaczających.
Pierwiastki metalogeniczne w złożach hydrotermalnych mogą pochodzić ze skał otaczających. Świadczą o tym strefy skał zubożałe w pierwiastki wchodzące w skład rud.
Hipoteza o złożach regenerowanych
Formowanie złóż regenerowanych przebiegało różnie w zależności od warunków geotektonicznych. W obrębie platform przegrupowanie substancji mineralnych mogło być spowodowane roztworami hydrotermalnymi, które wzdłuż głębokich rozłamów wynosiły pierwiastki metaliczne ze złóż dolnego piętra strukturalnego do słabo zaburzonych utworów piętra górnego. W przypadku ponownego zaangażowania obszaru kruszconośnego w młodszej orogenezie pozbawionej plutonizmu synorogenicznego redepozycja pierwiastków rudnych przebiegała ponadto pod wpływem procesów tektonicznych i metamorfizmu. W obecności magmatyzmu synorogenicznego substancja rudna była uruchamiana też pod wpływem procesów magmowych oraz pseudomagmatyzmu palingenicznego.
Wady hipotezy o złożach regenerowanych
Nie uwzględnia niezależnej roli metalogenezy kaledońskiej
Brak wyjaśnienia regeneracji rudy, zbudowanej z niepodatnych na rozpuszczanie i redepozycję krzemianów, tlenków, siarczków i innych związków.
Hipoteza magmowa
Głównym źródłem substancji mineralnej złóż hydrotermalnych jest stop magmowy. Koncentracja pierwiastków w końcowych produktach krystalizacji magmy odbywa się w wyniku:
Nagromadzenia pierwiastków znajdujących się w nadmiarze po krystalizacji krzemianów skałotwórczych (krzem, alkalia)
Łatwej topliwości powodującej powstawanie pierwiastków w fazie ciekłaj podczas stygnięcia stopu
Lotności uwarunkowanej niską temperaturą wrzenia pierwiastków wchodzących w związki ze składnikami lotnymi (Cl, F, B)
Niskiej chłonności cieplnej podczas procesu wytrącania się związków
Odchyleń w wymiarach atomów od pierwiastków o podobnej wartościowości, które uniemożliwiają izomorficzne wchodzenie do sieci krzemianów skałotwórczych
Właściwości polaryzacyjnych jonów
Częste przejścia od pegmatytów przez albito-grejzeny czy skarny do aureoli utworów hydrotermalnych wokół masywów skał magmowych, świadczy o związku genetycznym produktów działalności hydrotermalnej z tymi masywami lub ich ogniskami głębinowymi.
Rola asymilacji magmowej
Magma może wzbogacać się w pierwiastki wskutek asymilacji ze skał otaczających po ich stopieniu. Następnie podczas krystalizacji tego stopu pierwiastki te mogą tworzyć związki lotne i wytrącać się w złożach hydrotelmalnych.
Temperatura i ciśnienie
Początkowa temperatura okruszcowania hydrotermalnego to 700-600oC i obniża się do 50-25 oC. Największa ilość rud hydrotermalnych powstaje w zakresie 400-100 oC.
Złoża hipotermalne, tworzące się na dużych głębokościach (ponad 1 km), w warunkach bardzo dużego ciśnienia i temperatury 500-300 oC
Złoża mezotermalne, tworzące się na średnich głębokościach (do 1 km), w warunkach dużego ciśnienia i w średniej temperaturze 300-200 oC
Złoża epitermalne, tworzące się na małych głębokościach (do 1 km), w warunkach umiarkowanego ciśnienia i w niskiej temperaturze 200-50 oC
Formy transportu związków mineralnych w roztworach hydrotermalnych
Transport substancji mineralnych w rzeczywistych roztworach minerałów budujących kruszce hydrotermalne zakłada możliwość krystalizacji minerałów z roztworów w miarę spadku temperatury i wzrostu stężenia. Większość minerałów hydrotermalnych (siarczki) cechuje się jednak niską rozpuszczalnością. Transport metali może odbywać się w postaci rozpuszczalnych podwójnych związków siarczkowych HgS
x 2Na2S. Według rozpuszczalności siarczków metali ciężkich w siarczku sodowym wyróżnia się:
Źle rozpuszczalne w stopach siarczku sodowego (Fe, Mo)
Dobrze rozpuszczalne w stopach siarczku sodowego, lecz źle rozpuszczalne w jego roztworach (Zn, Pb, Cu, Ag, Bi, Cd)
Dobrze rozpuszczalne w roztworach i stopach siarczku sodowego (Hg, As, Sb)
Transport substancji mineralnych w koloidalnych roztworach minerałów rud hydrotermalnych
Transport substancji mineralnych w łatwo rozpuszczalnych związkach prostych roztworów jonowych z wytrącaniem trudno rozpuszczalnych minerałów siarczkowych złóż hydrotermalnych. Transport metali odbywa się w postaci zdysocjowanych związków na jony proste (Cl-, F-, kationy metali). W roztworze oprócz halogenków występuje H2S który jest bierny w temperaturze 400 oC i znajduje się w stanie niezdysocjowanych cząsteczek. W miarę ostygania bierny H2S ulega zdysocjowaniu, reagując z halogenkami powodując wytrącanie się metali w postaci siarczków.
Transport substancji mineralnych w łatwo rozpuszczalnych związkach kompleksowych roztworów jonowo-molekularnych, która polega na transporcie substancji mineralnych ulegających dysocjacji elektrolitycznej na etapach cząsteczki zespolonej
a jonów kompleksowych a jonów prostych.
Przyczyny krążenia roztworów hydrotermalnych
Ascenzyjny ruch roztworów hydrotermalnych spowodowany jest ciśnieniem hydrostatycznym, powstającym w basenach wód hydrotelmalnych typu artezyjskiego
Roztwory hydrotermalne wydzielające się z ogniska magmowego w fazie ciekłej są transportowane przy udziale ciśnienia litostatycznego
Krążenie roztworów hydrotermalnych wiąże się z powstawaniem próżni w rozwierających się w szczelinach, powodujących wsysanie roztworów hydrotermalnych.
Ascenzyjne krążenie roztworów wiąże się z ciśnieniem fazy gazowej gromadzącej się podczas krystalizacji magmy, związanej hydraulicznie ze słupem skondensowanego roztworu.
Przyczyny i sposoby wytrącania się substancji z roztworów hydrotermalnych
Reakcje wymiany, mogą zachodzić między stałymi fazami mineralnymi, wytrącanymi we wszystkich stadiach okruszcowania, a roztworami następnych stadiów.
Wykładnik wodorowy, pH
Koagulacja koloidów z zoli hydrotermalnych następuje w wyniku
Nagłego przesycenia, pochłaniania roztworów
Reakcji wymiennej połączonej z rozkładem
Rozpadu jonów kompleksowych
Działania elektrolitów
Efekt filtracyjny, przejawia się we wzroście stężenia substancji rozpuszczonych w roztworach hydrotermalnych przy przesączaniu się ich przez skały półprzepuszczalne
Sorpcja podczas procesów hydrotermalnych powstawania rud przejawia się w adsorpcji, absorpcji i chemisorpcji.
Naturalne pola elektryczne
Zmiana temperatury polega na bezpośrednim obniżeniu się stałych rozpuszczalności związków w miarę ochładzania się roztworów, co powoduje ich nasycenie i strącanie w osad. Wpływ pośredni polega na zróżnicowanej zmianie aktywności chemicznej jonów prostych i kompleksowych w roztworach hydrotermalnych wraz ze zmianą temperatury roztworów. Powoduje to zastąpienie jednych reakcji wymiany przez inne, związanych ze zmianą ciśnienia i stopnia dysocjacji roztworu.
Zmiana ciśnienia może doprowadzić do wrzenia roztworu hydrotermalnego, wzrostu koncentracji rozpuszczonej substancji.
METASOMATOZA
Metasomatoza odznacza się tym, iż substancja mineralna złóż hydrotermalnych może gromadzić się w wyniku wypełniania pustych przestrzeni lub zastępowania skał otaczających.
Metasomatoza alkaliczna zachodzi pod wpływem sodu lub potasu. W warunkach wysokich temperatur prowadzi domikroklinizacji lub albityzacji skał krzemianowych. W trakcie spadku temperatury wzrasta kwasowość, powodując zastępowanie wczesnej mikroklinizacji, przez albityzację, związaną ze słabymi własnościami zasadowymi sodu. W obniżonych temperaturach metasomatoza potasowa prowadzi do powstania muskowitu, serycytu, które zastępują plagioklazy i biotyt. W niższych temperaturach glinokrzemiany zastępowane są w środowisku kwaśnym przez dickit i kaolinit, a w środowisku alkalicznym przez smektyt.
Metasomatoza kwarcowa prowadzi do powstania stref okwarcowania, początkowo rozwijającego się po skaleniach i węglanach. Powstają horfelsy, kwarcyty, jaspility.
Metasomatoza węglanowa jest typowa dla środowiska alkalicznego średnich i niskich temperatur. Skały macierzyste ulegają zastąpieniu przez węglany wapnia, żelaza, manganu, magnezu.
Metasomatoza magnezowa w wysokich i średnich temperaturach powoduje powstawanie chryzotylu w skałach zasasadowych, w temperaturach średnich i niskich w skałach zasadowych i w wapieniach- magnezytu, lub powoduje dolomityzację wapieni.
Metasomatoza żelazowo-magnezowa rozwija się w środowisku alkalicznym w temperaturach niskich i średnich, w środowisku kwaśnym w znacznie wyższych powodując chlorytyzację biotytu, piroksenów, amfiboli.
Metasomatoza siarczkowa związana z oddziaływaniem siarkowodoru powodując pirytyzację.
Metasomatoza hydracyjna uzależnia pojawienie się minerałów uwodnionych. W warunkach wysokiego ciśnienia i temperatury w procesie hydratacji tworzy się biotyt i hornblenda. W warunkach średnich powstaje muskowit, tremolit, epidot. Przy niskim ciśnieniu w warunkach subwulkanicznych roztwory te mogą ulec wyparowaniu, więc metasomatoza hydratacyjna może odbywać się przy niskiej temperaturze dając strefy propilityzacji i zeolityzacji.
Złoża metasomatyczne różnią się od złóż wypełnienia następującymi cechami:
Nieregularną formą kontaktów
Obecnością reliktów skał nie zastąpionych
Śladami tekstur skał zastąpionych w utworach hydrotermalnych
Brakiem tekstur grzebieniastych i krustafikacyjnych typowych dla utworów powstałych w pustkach
Swoistymi kształtami kryształów rozwijającymi się w procesie metasomatozy we wszystkich kierunkach
Podstawowe znaczenie w procesie metasomatozy ma infiltracyjne dostarczenie składników zastępujących, natomiast rola dyfuzji sprowadza się do wyrównania koncentracji składników w roztworze w strefach przeobrażenia.
W procesie matasomatozy tworzy się seria kolejnych stref mineralnych których skład i rozmieszczenie zależą od zdolności migracyjnej składników oraz od ogólnych warunków fizyko-chemicznych.
Skały otaczające złoża hydrotermalne i ich przeobrażenia
Okwarcowanie, zależy od składu wyjściowego skały, charakteru okruszcowania hydrotelmalnego, oraz jego związku z okruszcowaniem (horfelsy kwarcyty wtórne, jasperoidy)
Serycytyzacja obejmuje skały o składzie kwaśnym i średnim, w którym plagioklazy ulegają zastąpieniu przez serycyt)
Berezytyzacja, odmiana serycytyzacji polegająca na przeobrażeniu hydrotermalnym skały z serycytem i pirytem
Chlorytyzacja
Propilityzacja jest charakterystyczna dla niskotemperaturowych utworów hydrotermalnych związanych z wulkanizmem zasadowym
OPIS ZŁÓŻ
Katatermalne złoża hydrotermalne
Złoża pirytów
Rio Tinto (Hiszpania)
Wieściszowice
Rudki
Rio Tinto
Złoże tworzą trzy ciała rudne, związane z drugorzędną formą antyklinalną
Masywne rudy pirytu występują na kontakcie kwaśnych piroklastyków formacji wulkaniczno-osadowej i łupków
Ruda masywna, tworzy ciągłe pokłady, występuje w tufach przykrywających utwory wulkaniczne
Ruda zawiera piryt ze sfalerytem, galeną i arsenopirytem, pirotynem, bournonitem, tetraedrytem, z minerałów płonnych: kwarc, baryt, węglany.
Rudy sztokwerkowe znajdują się na wychodniach oraz pod rudą pokładową, wśród zmienionych kwaśnych efuzywów
Składają się one z silnie okwarcowionych, schlorytyzowanych i zserycytyzowanych ryolitów, zawierających żyłki i impregnacje pirytu i chalkopirytu.
Pod wpływem czynników hipogenicznych w złożach sztokwerkowych wykształciła się wtórna zonalność ze strefami utlenienia, ługowania, cementacji oraz rud pierwotnych
Złoże typu sedex
Wieściszowice
Złoże związane z pirytonośnymi łupkami serycytowo-chlorytowo-kwarcowymi
Minerałem rudnym jest piryt, ze śladowymi ilościami arsenopirytu, galeny, sfalerytu
Złoże typu sedex
Rudki
W spągu występuje ruda markasytowo-pirytowa, o charakterze brekcjowym
W stropie występuje ruda syderytowa
Centrum złoża zbudowane z śmietany hematytowej
Złoża rud kwarcowo- molibdenitowych
Climax Mine (USA)
Climax Mine
Na obszar złożowy składa się kompleks zsylifikowanych, zmineralizowanych granitów, łupków łyszczykowych od prekambru do karbonu
Na kompleksie leży sztok zbudowany ze skał o składzie od monzonitu kwarcowego do granitu, wieku środkowo trzeciorzędowego
Powyższy sztok tworzy batolit Climax
W górnym trzeciorzędzie doszło do przesuniecia batolitu wzdłuż strefy uskokowej Mosquito
Strefa uskokowa Mosquito ma swoje założenia w prekambrze
z formowaniem się batolitu wiąże się mineralizacja molibdenowo-wolframowo-cynowa
Ciała rudne układają się koncentrycznie wokół batolitu
W centralnej części złoża znajduje się jądro kwarcowe
W złożu wydziela się 4-y nakładające się na siebie strefy rudne
Dolna strefa rud molibdenu
Dolna strefa rud wolframu
Górna strefa rud molibdenu i wolframu
Strefa rudna Ceresco
Silnie zsylifikowane jądro kwarcowe zawiera nieznaczną ilość molibdenu
Wokół jądra układa się strefa rud o zawartości 0,3-0,4% Mo, miąższości 100-300 m
Okruszcowanie jest wprost proporcjonalne do stopnia spękania skał
W skałach jądra batolitu doszło do metasomatycznej sylifikacji pęknięć
Głównymi minerałem kruszcowym jest: molibdenit, towarzyszą: kwarc, piryt, fluoryt, topaz, minerały V, Sc, Sn, Ti
Złoża rud kwarcowo- enargitowych
Butte (USA)
Butte
Złoże związane jest z monzonitem kwarcowym
Skałami otaczającymi są zmetamorfizowane osady prekambru i sfałdowane osady fanerozoiku
Złoże o charakterze żyłowym
Żyły zmieniają kierunek w zależności od zmian naprężeń
Występują sztoki, żyły o długości 2-3 m, schodzących do głębokości 600 m
Dwa systemy żył głównych
Anakonda
5 głównych i 15 mniejszych żył o kierunku E-W
Żyły o długości 8 km, miąższości 9 m, sięgających 1,5 km głębokości
Ich upad maleje z głębokością
Przy zmianie kierunku brak mineralizacji
Blue
30- 40 żył prostopadłych do systemu Anakonda
Żyły o długości 1 km, miąższości od 1 do 3 m, schodzących do głębokości 600 m
Okruszcowanie trójetapowe
1. Etap wczesny- paragenezy kwarc- molibdenit,piryt, chalkopiryt, węglany, fluoryt, magnetyt, hematyt
2. Etap główny
a. Anakonda- chalkopiryt
b. Blue- chalkozyn, enargit, sfaleryt, rodochrozyt, Ag
3. Etap późny- bornit, tenantyt, chalkopiryt, hematyt, Ag
Występują zmainy okołorudne
Etap wczesny- seryctytyzacja
Etap główny- serycytyzacja, argilityzacja
Złoża rud galenowo-kwarcowo-pirytowych
Freiberg (Niemcy)
Freiberg
Złoże związane z kopułą zbudowaną z granitów i gnejsów czerwonych, oraz synklinorium pomiędzy nimi
Źródłem rudy jest pluton Fraibergu, będący granitoidem wydłużonym w kierunku NW-NE
Dwa systemy żył:
N-S o miąższości nie przekraczającej 30 cm
W-E o miąższości 1 m
Systemy żył zbudowane są z dwóch elementów:
Głównej strefy tektonicznej.
Szczelin opierzających
Istnieją dwa cykle okruszcowania: waryscyjski i postwaryscyjski
Okruszcowanie syderytem, pirytem, sfalerytem, tetraedrytem, galeną bogatą w Bi, Ag
Złoża metasomatycznych rud Pb-Zn bogatych w Ag
Trepcza (b. Jugosławia)
Leadville
Trepcza
Zmetasomatyzowana została partia zmarmuryzowanych wapieni, przylegających do komina eruptywnego zbudowanego z trachitów
Ruda masywna zawierająca galenę, piryt, sfaleryt Fe, pirotyn, chalkopiryt, węglany
W fragmentach złoża mineralizacja skarnowa przejawiająca się obecnością aktynolitu, granatów, hedenbergitu,magnetytu
Leadville
Na kontakcie wapień/porfir okruszcowanie magnetytem, pirytem, hematytem
Złoże typu wysoko- i niskotemperaturowego
Mezotermalne złoża hydrotermalne
Złoża paragenezy Co- Ni- Bi- Ag- U (5-ciometalicznej)
Jachymów (Czechy)
Kowary
Kletno
Radoniów
Rudki
Przybram (Czechy)
Kowary- ?Wolność?
Złoże ustytuowane jest w S-E części metamorficznej osłony Karkonoszy, na kontakcie z granitem lub w jego pobliżu.
Skałami otaczającymi jest zespół skał metamorficznych tworzących 2 km soczewę przylegającą częściowo do granitu, określaną jako formacji rudonośnej.
W skład formacji rudonośnej wchodzą marmury, łupki łyszczykowe, erlany, skarny
Skały te pocięte są apofizami granitowymi, zgodnie z nimi zalega złoże magnetytu
Formację rudonośną przecinają poprzeczne uskoki, z których największy tzw. uskok główny
Złoże magnetytu wykształcone jest w postaci soczew o miąższości 1m
Ruda składa się z magnetytu, maghemitu, pirotynu, pirytu, arsenopirytu, ilmenitu
Mineralizacja polimetaliczna z uranem wykształcona jest w postaci nieregularnych gniazd, wypełnień żył lub stref pociętych drobnymi żyłkami.
Wśród minerałów kruszcowych dominuje nasturan, zespoły minerałów Cu, Ag, Co, Ni, Bi, As, Se, Hg
Złoże magnetytowe powstało w wyniku metamorfizmu regionalnego, na skutek przekształcenia pierwotnego osadu żelazistego.
Efektem termicznego oddziaływania graniu karkonoskiego było utworzenie skarnów, co powodowało rekrystalizację skupień magnetytu
Kowary- ?Podgórze?
Strefy uranonośne związane z gnejsami i łupkami krystalicznymi
Okruszcowanie związane z uskokami
Kletno
Największe skupienia mineralizacji polimetalicznej stwierdzono w partiach udostępnionych wyrobiskami sztolni 9 i 12, 15.
Nasilenie okruszcowania polimetalicznego malało wraz z głębokością.
Skupienia polimetaliczne towarzyszą strefie mineralizacji fluorytowej.
Skupienia rud polimetalicznych znajdują się w przyskarnowej, strzaskanej tektonicznie części kwarcowo- fluorytowej.
Ciała rudne mają formy krótkich żył typu sztokwerkowego przechodzących w gniazda.
Są to żyły kwarcowe, fluorytowe, kalcytowe przebiegające w sąsiedztwie skarnu magnetytowego, o miąższości do 40 cm.
Pomagmowe mineralizacje uranowe z polimetalami zwykle nie występują w dużych uskokach.
Spotyka się je w drugorzędowych strefach tektonicznych, równoległych lub ukośnie odchodzących od głównego kierunku. Korzystne dla tych mineralizacji są części strzaskane, zawarte między dużymi dyslokacjami lub w ich sąsiedztwie, miejsca skrzyżowań, przecięć, łączenia się i rozczłonkowania szczelin, brekcje tektoniczne, zwłaszcza w środowisku skalnym sprzyjającym wydzielaniu się związków uranu.
Pierwotnym minerałem uranu w Kletnie jest blenda smolista, która krystalizuje w formach kolomorficznych, kulistych, nerkowatych lub skorupowatych. W Kletnie występuje kilka odmian nasturanu zróżnicowanych pod względem stopnia utlenienia U. Występuje również czerń uranowa, gummit, uranofan, torbernit, autunit i sharpit.
W formacji polimetalicznej stwierdzono: U, Fe, Au, Ag, As, Sb, Cu, Bi, Hg, Pb, Zn, Se. Wszystkie te pierwiastki tworzą własne fazy mineralne, reprezentowane przez zespoły: metali rodzimych, siarczków, selenków, tlenków, wodorotlenków, siarczków, krzemianów, węglanów i fosforanów
Fluoryt współwystępujący z mineralizacją uranową jest czarny, spękany. Konsystencja fluorytu jest luźna, przy rozkruszeniu wydziela zapach fluoru. W miarę oddalania się od skupień minerałów uranu barwa fluorytu staje się ciemnofioletowa, fioletowa przechodząc do barw pastelowych.
Kalcyt i uranonośny wapień krystaliczny zabarwione są na różowo. Kwarc jest słabo zadymiony, makroskopowo jest widoczna w nim obecność hematytu.
Wg Polańskiego mamy do czynienia ze złożami średnich temperatur- złożami blendy smolistej w towarzystwie pirytu i galeny, a zazwyczaj sfalerytu.
Wg Banasia można wydzielić tu dwie zróżnicowane w czasie fazy mineralizacji. Starszą, skarnowo-magnetytową i młodszą, hydrotermalną, polimetaliczno- fluorytową. Genezę mineralizacji polimetalicznej można przyjąć za hydrotermalną, przy czym roztwory mineralizujące były pochodzenia magmowego i nie wykluczone, że również metamorficznego.
Radoniów
Złoże związane z gnejsami i granitognejsami
Okruszcowanie nasturanem z fluorytem, galeną, pirytem
Przybram (Pb, Zn, Ag, Cu, Sb)
Vrancice (Pb, Zn, Ag, Cu)
Złoże występuje w synklinorium Berradian
Skałami budującymi synklinorium są proterozoiczne utwory nasunięte na kambryjskie osady podczas orogenezy waryscyjskiej
Rudy koncentrują się w obrębie 3-ch zon:
Strefa rud w obrębie Clay Fault
Strefa rud w obrębie Dedov i Dubenec-Druholice Fault
Strefa rud w obrębie plutonu właściwego (Centar Bohemian Pluton)
Okręg Brezove-Hory
Związany z Clay Fault
Główną rolę odgrywają kambryjskie dajki diabazowe
Skały otaczające silnie potrzaskane
1. Faza starsza dürrerz
Syderyt, kwarc, arsenopiryt, sfaleryt (Fe, Cd, Mn, Ge. Ga), galena (Ag)
2. Faza Dürrerz
Syderyt zastępowany jest kwarcem, syderytem
W otwartych szczelinach syderyt zastępowany jest kwarcem, syderytem II, chalkopirytem
3. Ankeryt
4. Kalcyt
Okręg Buhotin
Główną role odgrywa dioryt
Skały otaczające to diabazy, skały kwarcowo- diabazowe, osady kambryjskie
Żyły polimetaliczne
Żyły kwarcowe zawierają Au
Okręg Vranice
Główną rolę odgrywają granodioryty biotytowe, aplity granitowe, lamprofiry
Żyły różnorodnie rozwinięte i potrzaskane
Kierunek zapadania N-S
We Vranicach żyły o długości 2-3 km, grubości 20-30 cm
Zawierają chalkozyn, bornit, sfaleryt (Fe, Mn, Sn, Ga, Ge, In), galenę
Złoża metasomatycznych syderytów
Erzberg (Austria)
Bilboa (Hiszpania)
Erzberg
Soczewa wapieni dewońskich zmetasomatyzowana prawie całkowicie w syderyt
Przejściowe partie ogniwa stanowią partie ankerytu i dolomitu
Bilboa
Metasomatozie uległy wapienie kredowe
Górne partie złoża uległy utlenieniu do hydrohematytu i limonitu
Epitermalne złoża hydrotermalne
Złoża rud Zn-Pb typu Missisipi Valley
Śląsko-krakowski obszar złożowy Zn-Pb
Śląsko-krakowski obszar złożowy Zn-Pb
Występują w brzeżnych częściach permo-mezozoicznej pokrywy platformowej, zbudowanej z utworów permu, triasu, jury.
W podłożu platformy występują sfałdowane utwory syluru, dewonu, oraz karbonu dolnego zawierające intruzje magmowe i przejawy mineralizacji kruszcowej, odmiennej od triasowej
Na kontaktach z nimi skał węglanowych dewonu, rzadziej karbonu stwierdzono występowanie analogicznej mineralizacji jak w utworach triasowych
Na utworach podłoża leżą niezgodnie, prawie poziomie, w formie nieciągłej zlepieńcowate utwory permu.
Utwory triasu wykształcone są w facji germańskiej
Piaskowiec pstry dolny i środkowy budują piaskowce z wkładkami ilastymi
Górny piaskowiec pstry (ret) zawiera dolomity, margle dolomityczne, podrzędnie łupki ilaste, w obszarach zachodnich również wapienie
Dolny wapień muszlowy na obszarze zagłębia kruszcowego wykształcony jest w jego spągowej części jako wapienie gogolińskie, stopniowo zastępowane w obszarach wschodnich (Chrzanów, Olkusz, Bolesław) przez dolomity
Powyżej nich znajdują się dolomity kruszconośne (olkuskie)
Utwory te przykrywają przekraczająco skały środkowego wapienia muszlowego, które poza granicami zagłębia przechodzą w wapienie diploporowe
Utwory triasowe budują nieckowate płaskie jednostki tektoniczne w okolicy Tarnowskich Gór, Bytomia i Chrzanowa, w okolicy Olkusza i Zawiercia zapadają monoklinalnie na N i NE.
Złoża rud Zn-Pb związane są z dolomitami, głównie z górnymi częściami dolnego wapienia muszlowego, częściowo z dolomitami retu, podrzędnie z dolomitami diploporowymi
Kruszce występują w dolomitach, zwłaszcza przyległych do utworów wapiennych lub tworzących wkładki w wapieniach.
Złoża tworzą formy pokładowe, pseudopokładowe, soczewowe i gniazdowe o charakterze wielopoziomowym
Minerałami kruszcowymi są: sfaleryt, wurcyt, galena, bolesławit, piryt, markasyt, baryt
W strefie utlenienia występuje smitsonit, goethyt, hemimorfit tworzące rudy galmanowe
Rozmieszczenie kruszców jest strefowe
Najbardziej zewnętrzne strefy zagłębia mają charakter ołowiowy, wewnętrzne cynkowy
Złoża obszaru śląsko-krakowskiego zaliczane są do złóż stratoidalnych, o charakterze poligenicznym
2