Złoża magmowe intruzywne (Cr,Fe,Ti,Ni-Cu,PGM,skalne)

Związane są z utworami magmowymi, głównie ultrazasadowymi, zasadowymi i alkalicznymi. Stosownie do warunków powstania różnicowane są one na złoża likwacyjne i krystalizacyjne.
Złoża likwacyjne formowały się w następstwie oddzielenia się magmy siarczkowej od krzemianowej. Dzieli się je na: likwacyjne właściwe i iniekcyjne. Pierwsze z nich występują w skałach magmowych powstały zapewne ze wspólnej pierwotnie magmy siarczkowo-krzemianowej, natomiast złoża iniekcyjne występują poza skałami macierzystymi, najczęściej w otaczających utworach metamorficznych.

Złoża krystalizacyjne tworzyły się w wyniku krystalizacji magmy. W zależności od ich stosunku do skał otaczających dzieli się je na krystalizacyjne wczesne i krystalizacyjne późne. Pierwsze powstają w początkowych stadiach krystalizacji magmy. Ich minerały cechuje idiomorfizm, minerały krzemianowe są substancją cementującą. Złoża krystalizacyjne późne powstały po utworzeniu się skał otaczających. Wskazuje na to epigenetyczny charakter i ksenomorficzne wykształcenie minerałów kruszconośnych.

Geologiczne warunki występowania.

Złoża magmowe związane są z obszarami geosynklinalno-fałdowymi o magmatyzmie zasadowym i ultrazasadowym. W głównym stadium formowania się utworów geosynklinalnych powstają kwaśne skały magmowe a w końcowym zróżnicowane skały magmowe, stopniowo coraz bardziej zasadowe. Masywy magmowe zawierające złoża tworzą przeważnie lakolity, lopolity rzadziej dajki i kominy. Skały będące utworami macierzystymi i towarzyszącymi złożom są zazwyczaj zserpentynizowane, zamfibolityzowane, otalkowane, schlorytyzowane lub skarbonatyzowane. Wiek bywa różny. Złoża rud tytanomagnetytowych oraz magnetytu z apatytem związane są głównie z orogenami proterozoicznymi i ryfejskimi. Częstotliwość występowania złóż maleje w orogenach coraz to młodszych. Złoża chromitu natomiast częściej znajdują się w młodszych orogenach. Z orogenem kaledońskim związane są złoża Norwegii, południowej Afryki, z hercyńskim Uralu, Bałkanów, częściowo Turcji a z alpejskim złoża Filipin, Kuby oraz Nowej Kaledonii.

Złoża siarczków, miedzi i niklu są wieku proterozoicznego, niektóre kaledońskiego i hercyńskiego. Złoża apatytu związane są z hercyńskim magmatyzmem platformowym. Ich unikalnym przykładem są złoża Półwyspu Kola.

Forma i budowa

Złoża magmowe tworzą formy soczewowe, szlirowe, żyłowe oraz pnie, sztoki, gniazda i kominy. Dla złóż likwacyjnych charakterystyczne są formy soczewowe, płytowe, szlirowe i nieregularne o wykształceniu masywnym. Złoża krystalizacyjne tworzą złoża pseudopokładowe, niekiedy znacznych wymiarów, soczewowe pojedyncze lub zespołowe, gniazdowe, szlirowe, czasem nieregularne.

Skład mineralny

Skład mineralny zależy od rodzaju złoża oraz skał otaczających. Do minerałów głównych należą w przypadku złóż:

- Siarczkowych Cu, Ni- pirotyn, pentlandyt, chalkopiryt, magnetyt

- Tytanomagnetytowych - tytanomagnetyt, ilmenit, rutyl

- Magnetyt z apatytem - magnetyt, apatyt

- Chromitów - chromit

Jako domieszki występują: złoto, hematyt, minerały kobaltu, pirotyn, piryt, markasyt, molibdenit, chalkopiryt, bornit, kowelin, sfaleryt, galena, baryt, celestyn.

Jako minerały towarzyszące najczęściej występują: w skałach ultrazasadowych i zasadowych - oliwin, zasadowe plagioklazy, hornblenda, enstatyt, bronzyt, hipersten, augit, biotyt, spinel, perowskit, rutyl, pirop, tytanit

- w skałach alkalicznych - nefelin, egiryn, sodalit, apatyt, tytanit, mikroklin, albit

Złoża magmowe intruzywne są źródłami rud miedzi, niklu, żelaza, chromu, tytanu a także znacznej liczby pierwiastków ziem rzadkich. Ubocznie pozyskuje się wanad, kobalt, platynę, pallad, ruten, osm, iryd, złoto.

Inna wersja

Złoża magmowe powstają w procesie dyferencjacji metalonośnej magmy bezpośrednio ze stopu, w wyniku czego powstają następujące typy złóż:

• likwacyjne, gdzie magma siarczkowo- krzemianowa przy ochładzaniu rozdziela się na dwie nie mieszające się ze sobą fazy ciekłe (rudna, siarczkowa)

• wczesnomagmowe (segregacyjne, akumulacyjne), gdzie w magmach krzemianowych metale mogą wejść w skład minerałów wczesnej krystalizacji, skoncentrować się w nich jeszcze przed całkowitym zastygnięciem pozostałej części stopu

• późnomagmowe (histeromagmowe, fuzywne), gdzie w magmach krzemianowych o podwyższonej zawartości składników lotnych, metale i ich tlenki krystalizują w niższych temperaturach ze stopów resztkowych, po zastygnięciu głównej masy krzemianów skałotwórczych

WARUNKI FIZYKO-CHEMICZNE POWSTAWANIA ZŁÓŻ

Głównymi czynnikami geochemicznymi wpływającymi na likwację stopu siarczkowego magmy są:

• koncentracja siarki

• ogólny skład magmy krzemianowej, gdzie główną rolę odgrywa zawartość Fe, Mg, Si

• zawartość pierwiastków chalkofilnych w krzemianowej fazie ciekłej

Obecność żelaza w stopie krzemianowym podwyższa rozpuszczalność siarczków. W magmach o niskiej zawartości siarki tworzy się stop siarczku miedzi, natomiast żelazo pozostaje w stopie, podnosząc rozpuszczalność siarczku miedzi, hamując w ten sposób powstawanie dużych złóż. W magmach o podwyższonej zawartości siarki tworzy się stop żelazowy, w skład którego wchodzą w postaci rozpuszczonych składników siarczki Cu, Ni tworzących duże złoża rud miedziowo- niklowych. Impulsem do likwacji stopu krzemianowego i siarczkowego może być asymilacja przez magmę skał osłony powodujących zaburzenie równowagi chemicznej. W czasie likwacji siarczkowa część stopu wyodrębnia się w postaci kropel, które w wyniku większej gęstości zaczynają opadać w stopie. W zależności od szybkości zastygania stopu krzemianowego, wydziela się następujące typy lokalizacji siarczkowych ciał rudnych:

1. Przy szybkim zastyganiu na niewielkiej głębokości wydzielone krople siarczków mogą nie dotrzeć do dna intruzji i krystalizując tworzą złoża zawieszone rud impregnacyjnych

2. Przy powolniejszym stygnięciu stop siarczkowy może się skoncentrować w dolnej części intruzji, tworząc złoża denne rud impregnacyjnych i masywnych.

3. Podczas normalnej krystalizacji intruzji, przed zastygnięciem stopu siarczkowego, część tego stopu może być tektonicznie wyciśnięta z dennej i centralnej części masywu wzdłuż szczelin i powierzchni uławicenia skał otaczających, tworząc siarczkowe żyły i pseudopokłady.

4. W intruzji mogą się wyodrębniać resztkowe skupienia siarczków, które zastygają powoli, w spokojnych warunkach tworząc grubokrystaliczne pegmatoidowe sztoki siarczkowo- krzemianowe.

5. Podczas likwacji magmy na większych głębokościach może dojść do jednoczesnego wyciśnięcia stopu krzemianowego i siarczkowego w górne części skorupy i utworzenie złóż rozwarstwionych.

6. Podczas likwacji magmy rudonośnej na dużej głębokości, przy bardzo powolnym przebiegu procesu dochodzi do iniekowania stopu krzemionowego, a po jego wykrystalizowaniu może docierać z głębi rudonośny stop siarczkowo- krzemianowy tworząc niezgodne epigenetyczne ciała rudne.

Oddzielenie stopu rudnego odbywa się wskutek frakcyjnej krystalizacji, lub częściowej likwacji. W procesie frakcyjnej krystalizacji w dolnej części ogniska magmowego gromadzą się minerały żelazowo- magnezowe. Stopniowo powstający resztkowy stop rudny również się pogrąża w dół, skupia się nad minerałami żelazowo- magnezowymi, natomiast lżejsze skalenie i inne krzemiany unoszą się do góry tworząc pokrywę poziomu rudnego. W ten sposób powstają zgodne złoża rud w intruzjach rozwarstwionych (automagmowe). Jeśli przed krystalizacją stop rudy zostanie pod wpływem nacisków tektonicznych wyciśnięty wzdłuż rozłamów, powstają niezgodne złoża rudne iniekcji późnomagmowych (heteromagmowe). Większość złóż magmowych występuje w rozwarstwionych masywach zdyferencjowanych skał intruzywnych o budowie pasowej. Stopień tej dyferencjacji uwarunkowany może być stopniowym przejściem stref o różnym składzie. Mogą się tworzyć wyraźnie różnicowane i rozwarstwione intruzje tzw. stratyfikowane. Pasmowe różnicowanie skał magmowych, jest związane z procesem dyferencjacji magmy przed (dyferencjacja likwacyjna) i w czasie jej intrudowania (dyferencjacja krystalizacyjna). W obu przypadkach pod wpływem różnic gęstości ciekłych i stałych faz stopu następuje ich grawitacyjna dyferencjacja, na który mają wpływ:

• reakcje wymiany między wydzielonymi fazami

• prądy konwekcyjne

• niejednorodny ruch dyferencjatów w zbiorniku magmowym

• oddziaływanie naprężeń tektonicznych

• obecność składników gazowych

• procesy asymilacji

Dyferencjacja magmowa może być pierwotna (wgłębna), oraz wtórna czyli zachodząca na miejscu zastygania stopów. W wyniku czego wyróżnia się następujące hipotezy tworzenia się rozwarstwionych intruzji zawierających złoża magmowe:

• likwacyjne rozwarstwienie magmy w głębi i późniejsza iniekcja poszczególnych warstw o różnym składzie w górne części skorupy

• likwacyjna lub krystalizacyjna dyferencjacja magmy w głębi i jednorazowe intrudowanie heterogenicznych stopów w górne części skorupy

• likwacyjna dyferencjacja magmy rudonośnej w miejscu zastygania masywów i różnicowane przemieszczenie się cząstek lub tworzących się minerałów w zbiorniku magmowym

• metasomatyczne pochodzenie rozwarstwionych masywów rudonośnych

OPIS ZŁÓŻ

Złoża chromitów

1. Bushveld

2. Turcja

3. Tąpadła

4. Great Dyke

Great Dyke

• Dajkę tworzą 4 łączące się ciała magmowe o jednakowej strukturze i odmianach skalnych, ale różniące się ilością warstw, ich miąższością i rozmieszczeniem.

• Od północy wyróżnia się kolejno Musengezi, Hartley, Selukwe, Wedza.

• Skały budujące Great Dyke wykazują pseudostratyfikację, a w przekroju tworzą płaską synklinę.

• Przypuszcza się, że na początku utworzyła się wielka szczelina, w którą magma wtargnęła licznymi kanałami. W głębszych partiach utwory zasadowe tworzą klin. Intruzja ta u góry kończy się strukturą w kształcie grzyba utworzonych na granitach. Został on następnie zerodowany. W otoczeniu szczeliny podłoże zapadło się tak, że powstała strefa synklinalna.

• W najgłębszych partiach intruzja składa się z dunitów oraz serpentynitu o charakterze harzburgitu. W serpentynicie wykształciły się pokłady chromitu, tworzące płaskie formy synklinalne. Ponad serpentynitem występują piroksenity z poziomem platyno i niklonośnym, oraz skaleniowe noryty.

• Pokłady chromitowe rozdzielone są zmiennej miąższości pakietami dunitowego serpentynitu. zapadają one ku centrum Great Dyke i tworzą nieckę, której oś jest zgodna z osią intruzji.

• Zaburzenia tektoniczne prostopadłe do biegu pokadów, spękania wypełnione kwarcem i magnezytem. Miąższość pokładów od 1-2 cm do 3,5 m.

• Ogólnie pokłady rozmieszczone są w serpentynicie lub nie zmienionym webserycie. Składają się z chromitów współwystępujących z enstatytem. Występują również żyły dolerytowe, towarzyszące spągowi pokładów chromitowych.

• W stropie nad właściwym pokładem występuje strefa z serpentynitem i chromitem, podczas gdy skała spągowa ostro graniczy z rudą. Zawartość Cr rośnie ku dołowi, a Fe, Mg, Al ku górze.

• Uważa się że skały budujące Great Dyke itrudowały impulsami po których następowała krystalizacja i dyferencjacja grawitacyjna, część Cr gromadziła się przy stropie i ścianach intruzji, a następnie opadała na dno w późniejszych stadiach. Ta stopniowość uwarunkowana jest od temperatury w wewnątrz intruzji i aktywności.

• Intruzje z nieregularnymi soczewowymi ciałami rudnymi poza strefą Great Dyke związane są ze starszymi poziomami tzw. kompleksu podstawowego. Skadają się z serpentynitów częściowo skrzemionkowanych oraz łupków chlorytowych i talkowych częściowo skarbonatyzowanych, należaą tutaj 4 obszary: Selukwe, Mashaba, Belingwe, Gwanda.

• Obszar Selukwe budują zmienione serpentynity w których występują łupki talkowe, skały talkowo- węglanowe i horfelsy. Ciała rudne występują w grupach i stromo zapadają.

Kemi

• Złoże związane z sillem ultrabazytowym znajdującym się pomiędzy granitami migmatycznymi i łupkami, silnie zmetamorfizowanymi

• W serii łupkowej najniżej znajdują się:

1. ultrabazyty

2. zieleńce

3. kwarcyty

• Wyróżnia się 8-m horyzontów chromitowych

Złoża rud tytanomagnetytu

1. Bushveld

2. Krzemionka

3. Kaczkanar

4. Otanmäki

Krzemionka

• Złoże zbudowane jest z wielu ciał rudnych, których grubość waha się od kilku do 100 m, pomiędzy którymi występują noryty i anortozyty ze szlirami lub żyłkami rudnymi.

• W obrębie norytów i rud ilmenitowo- magnetytowych kontakty są dość wyraźne i prostoliniowe. Kontakty rud z anortozytami są postrzępione lub faliste, z licznymi zazębieniami rud z anortozytami.

• Kontakty ciał rudnych ze skałami otaczającymi oraz kontakty między różnymi gatunkami rud są nachylone pod kątem 45^o. Takie samo nachylenie ma większość szlir i żyłek.

• Noryty i rudy wykazują makrostrukturę kierunkową. Ciała rudne rozciągają się z południa ku północy i zapadają ku zachodowi pod kątem 45^o.

• Złoże składa się z dwóch części: południowo- zachodniej i północno- wschodniej. Zbudowane są z ciał rudnych mających formę soczewek, pseudopokładów i żył. Długość ciał rudnych po rozciągłości wynosi 2 km, szerokość złoża w kierunku upadu wynosi 1,5 km.

• W przekroju pionowym ciała rudne mają charakter pakietów złożonych z szlirów rudnych różnej miąższości, przedzielonych norytami i anortozytami. W wyniku ruchów dysjunktywnych doszło do przerwania ciągłości ciał rudnych.

• Głównymi minerałami kruszcowymi są magnetyt tytanonośny i ilmenit.

• W skałach płonnych występuje równowaga między magnetytem i ilmenitem, w anortozytach zaznacza się przewaga ilmenitu, w rudach wraz ze wzrostem składników rudnych rośnie przewaga magnetytu tytanonośnego nad ilmenitem.

• W skałach płonnych mamy do czynienia z hemo- ilmenitem, tj. zawiera odmieszany hematyt, a magnetyt charakteryzuje się małą zawartością TiO₂. W bogatych rudach ilmenit nie zawiera magnetytu.

• Magnetyt zawiera ulvöspinel stając się w ten sposób nośnikiem Ti, zawierającc spinel szeregu hercynit- pleonasyt jest źródłem V.

• Minerałami towarzyszącymi są: pirotyn, piryt, chalkopiryt, pentlandyt, mackinawit, kubanit, markasyt, bravoit, bornit, chalkozyn, sfaleryt. W skałach płonnych jest mniej siarczków zaś więcej jest pirytu.

• Hipotezy dotyczące powstania złoża rud ilmenitowo- magnetytowych Suwalszczyzny:

1. Wg Zawarickiego (1937) materiał rudny oddzielił się od krzemianowego podczas upłynnienia magmy, a minerały rudne utworzyły się w wyniku krystalizacji resztek magmy rudnej wzbogaconej w składniki lotne, powstałe przy stygnięciu skał macierzystych (złoża fuzywne), a następnie oddzielają się od krzemianów.

2. Wg Kratza (1957) krzemiany i minerały kruszcowe krystalizowały jednocześnie, te ostatnie ze względu na duży ciężar opadały i gromadziły się w dolnej części intruzji. Czynnikiem decydującym w utworzeniu okruszcowania tj. segregacyjnego lub fuzywnego miało ciśnienie zewnętrzne, przy którym zachodzi krystalizacja i dyferencjacja magmy.

3. Wg Schneiderhöhna (1962) złoże tego typu należą do złóż magmowo- likwacyjnych, przy czym podstawowym procesem koncentracji rud była dyferencjacja krystalizacyjna.

4. Wg Uspienskiego (1971) złoża powstały przez metasomatozę skał zasadowych lub ultrazasadowych. Pod wpływem naprężeń tektonicznych w masywie tych skał utworzyły się strefy zluźnień, którymi dochodziły roztwory o dużej alkaliczności. Na skutek procesów metasomatycznych powstały pegmatyty anortozytowei inne skały. Temperatura roztworów ulegała obniżeniu, a wzrastał w nich potecjał żelaza, a następnie rozpoczęła się precypitacja rudy.

5. Wg Juskowiaka (1971) magma zasadowa intrudowała podczas ruchów orogenicznych, przy czym jej krystalizacja rozpoczęła się w głębszych partiach skorupy, a proces dyferencjacji był związany z likwacją, asymilacją i selekcją grawitacyjną. Starsze skały uległy asymilacji i zmianie składu, a pod wpływem nacisków spowodowanych ruchami orogenicznymi następowało selektywne przetapianie skał. Wskutek tego mogły powstać noryty oraz skupienia magmy plagioklazowej, z której wykrystalizowały anortozyty.

6. Wg Kubickiego i Siemiątkowskiego (1979) mineralizacja złożowa nie pochodzi bezpośrednio ze skał otaczających, aczkolwiek pochodzi z tej samej magmy macierzystej, a więc musiała być doprowadzona z głębszych partii intruzji. Procesami które ukształtowały skład mineralny skał i rud były procesy deuteryczne tj. autometamorficzne, metasomatyczne i hydrotermalne.

Kaczkanar

• Złoże związane z lakolitem gabrowo- piroksenowym poprzecinanym licznymi dajkami

• Rudy tytanomagnetytu w postaci impregnacji, skupień, form masywnych

• Minerały typomorficzne: tytanomagnetyt, piryt, chalkopiryt, pirotyn

Otanmäki

• Złoże związane z amfibolitami, gabrami i anortozytami prekambryjskimi

• W N części złoża występują granity, granitognejsy

• W S części złoża występują skały typu zasadowego

• Złoże zaburzone tektonicznie

Złoża rudy magnetytowej z apatytem

1. Kirunavaara

2. Grangesberg

Kirunavaara

• Złoża obszaru Kiruna występują wśród prekambryjskich granitów, syenitów, gabra, zasadowych wulkanitów, łupków fylitowych i kwarcytów z konglomeratami, tworzących serię Vakko.

• Główne cialo rudne leży między pokładowymi intruzywami porfirów kwarcowych a porfirami syenitowymi. Formy o charakterze pokładowym.

• Ciało rudne występuje w strefach tektonicznie osłabionych, granice ciała ostre.

• Rudy głównego poziomu uległy metamorfizmowi.

• W sąsiedztwie brekcje, dajki wnikające w złoże co wskazuje na wulkanizm równowiekowy.

• Minerałami rudnymi są: magnetyt, hematyt, magnetyt V- nośny, apatyt fluorowy.Minerały płonne: aktynolit, diopsyd, kalcyt, biotyt , kwarc, hbl, tytanit, talk, albit, cyrkon, monacyt, REE. Nie widać genetycznego związku pomiędzy intruzjami a złożem.

1. Koncepcja sedex

• kontakty ciala rudnego ze skałami otaczającymi: spąg złoża leżący na keratofirach jest zerodowany

• w spągowej części skały osadowej przykrywającej rudy występuje detrytus, jest to skała o charakterze piaskowca z przekątnym warstwowaniem hematytu i magnetytu.

• odgałęzienia ciała rudnego są wywołane tektoniką lub działalnością młodszych dajek

• keratofiry kwarcowe przykrywające złoże zawierają ostrokrawędziaste okruchy rudy

• brak śladów metasomatozy na kontakcie, płaszczyzn poślizgu, brekcji przy widzwignięciu ciała

• obecność skał o charakterze zlepieńców

• ciągłe przejścia od rud apatytowo-hematytowych do kwarcowo- hematytowych

• brekcje rudne są remobilizacją procesów złożowych

• brekcje zawierają konglomeraty tylko w spągu

1. Koncepcja magmowa

• konglomeraty słabo rozpowszechnione i mogą być brekcją intruzywną

• skonsolidowany detrytus- jest to pierwotnie kwaśna lawa typu porfiru zmetasomatyzowana z warstwowaniem przekątnym są przejawem struktur fluidowych

• występowanie w ciałach rudnych skarnów aktynolitowych równoczesne z powstaniem rud. Ich obecność związana z przejściem magnetytu w hematyt.

• skład chemiczny magnetytu z brekcji i centrum rud wykazują identyczny skład

• rudy kwarcowe są pierwotnie rudami w których doszło podczas metasomatozy do zastąpienia krzemionką

Grangesberg

• Formacja swekofenidów rozpoczyna się od utworów swekowulkanicznych- leptytów, helflindów. Podstawową skałą otaczającą są leptyty od typów bogatych w sód po bogate w potas. Pierwsze z nich są barwy szarej, drugie czerwonej. Oba typy są bogate w aglomeraty co wskazuje na silny wulkanizm. Występują również leptyty o składzie pośrednim z fenokryształami oligoklazu lub andezynu. Są one przeławicone wapieniami i dolomitami.

• Złoża Fe i Mn zawsze są związane ze skałami wulkanicznymi.

• Dalej występują łupki, szarogłazy, bazalty zmienione w zieleńce, dacyty, andezyty. Kompleks ulega sfałdowaniu i złupkowaniu, równocześnie z ruchami fałdowymi dochodzi do wzmożonej aktywności magmatycznej i utworzenia najstarszych granitów, które ulegają zgnejsowieniu. Wtedy tworzy się wyraźne brekcjowanie. Wokół intruzji granitowej tworzą się skarny. Dochodzi do zapadania i przetapiania, tworzą się pegmatyty oraz granity późnosfekofeńskie. Tworzą się również gnejsy pegmatytowe i skarny.

• Apatytowe rudy żelaza tworzą horyzonty o kształtach soczewkowatych zakończonych apofizami w leptytach. Występują formy w kształcie małych dajek występujących w skałach otaczających. Mineralizacja kruszcowa to magnetyt, hematyt, apatyt.

• Jest to złoże śródwulkaniczne nie będące produktem normalnej dyferencjacji magmowej.

Formacja miedziowo-niklowa

1. Bushveld

2. Sudbery

Bushveld

• Jest to fragment większej intruzji, który oparł się erozji, przebijając górną część prekambryjskiej serii Pretoria.

• W geologicznej historii masywu można wyróżnić kilka etapów:

1. w pierwszym z nich sille diabazowe intrudowały w utwory serii Pretoria, głównie poniżej stropu kwarcytów Magaliesburg, tworzących spąg masywu

2. w drugim etapie nastąpiła intruzja sillu norytowego, który przybrał formę lopolitu. Obecnie jest to pas wychodni o szerokości od 8-32 km zapadający łagodnie ku centrum.

3. trzecim etapem było powstanie intruzji czerwonych granitów, które wdarły się pomiędzy strefę Upper i nadległą serię Rooiberg

Wypiętrzenie serii Pretoria felzyt Rooiberg kwarcyt, łupek, wapień
Kompleks Transwaalu kwarcyty Magaliesburg tufy dolomity	granit Bushveldu	Sn, F, Au, Zn, Pb
	Strefa Upper- Górna dioryty gabro Strefa Main- Główna noryty piroksenity Strefa Critical- Skrajna budują naprzemianległe perydotyty, piroksenity, chromity, anortozyt, noryty Strefa Basal- Dolna bronzytyt harzburgity Strefa Chill harzburgity	Pozim magnetytowy       Meresky Reef UG-2 UG-1 Główny Poziom Chromitowy
zlepińce serii Wittwatersrand		Au, U

Kompleks dzieli się na dwie części: zasadową i kwaśną.

1. Zasadowa część kompleksu

• Część zasadowa charakteryzuje się swą znaczną dyferencjacją i warstwowaniem, tak ciągłym, że można mówić o stratygrafii.

• Kompleks wydaje się mieć formę arkuszowych intruzji, bardziej lub mniej podobnych, co daje w wyniku wzór z zatokami.

• Poniżej podstawy sekwencji zasadowych znajdują się osady grupy Pretoria intrudowne przez wiele silli i dajek diorytowych.

• Ciągła część kompleksu rozpoczyna się sekwencją warstwowaną (Basal Zone) składającą się z piroksenitów i perydotytów z przewarstwieniami norytu. Przy stropie znajdują się serie warstwowanych skał, które zwykle zawierają wstęgi chromitytów czego kulminacją jest tak zwany główny szew chromitowy, brany jako granica pomiędzy strefą bazalną a strefą krytyczną.

• Strefą krytyczna jest to bardziej regularnie warstwowana sekwencja, w której każda wstęga jest bogata w pirokseny przy podstawie, a przy szczycie bogata w skalenie, ale ze znacznymi odmianami teksturalnymi.

• Merensky Reef jest grubo ziarnistą wstęgą i jest z grubsza traktowny jako szczyt tej strefy.

• Ta znacząca jednostka skalna jest gruboziarnistym skaleniowym piroksenitem o znacznej jednorodności i ciągłości. Wydaje się być transgresywny względem podścielających go warstwowanych anortozytów i piroksenitów, a jego podstawa jest zaznaczona przez cienką warstwę kryształów chromitów. Ponad chromitem występuje gruboziarnisty piroksenit, bogatszy w skalenie przy stropie, gdzie dalsze, lecz mniej ciągłe warstwy chromitowe znaczą początek nadległej warstwy.

• W pobliżu podstawy poziomu występuje znaczna różnorodność metalicznych i siarczkowych minerałów w tym pirotyn, pentlandyt, chalkopiryt, roztwory żelazo- platynowe, sperrylit wiele innych. Razem te minerały dają zawrtość w poziomie w pewnych obszarach 6 g/t szlachetnych metali 0.3% Ni i Cu razem wziętych.

• Poziom naśladuje strukturę warstwowanej sekwencji zapadającą w stronę centrum kompleksu pod kątem zmieniającym się od 5° do 30° .

• Poziom zmienia swą grubość, ale zawartość metali pozostaje względnie stała.

• Na wychodniach poziom wietrzeje do brązowawej gleby, i w szczytowych kilku metrach od odsłonięcia zawartość Pt jest niewiele większa niż normalna, a większość siarczków utleniona.

• Merensky Reef był śledzony na wychodni przez 250 km, miejscami zanurzał się do głębokości 2 km; jego miąższość jest zmienna ale rzadko przekracza 0.3m .

• Strefa główna, jako następna jest znów wstęgowna i zawiera wstęgi bardziej równo teksturownego norytu i niemal czysty anortozyt, który służy jako horyzont przewodni w sekwencji. Następna strefa górna jest nieco odmienna. Odznacza się ponownym pojawieniem się oliwinu, choć znacznie bogatszego w Fe od tych znajdownych w perydotytach srefy bazalnej, wzrost w zawrtości alkaliów w skaleniach, i pojawienie się wstęg i ciał wanadonośnego magnetytu.

1. Kwaśna część kompleksu

• Powyżej leżą granofiry i skały granitowe, które nie występują jako regularnie warstwowana sekwencja. Znaczne partie wewnętrznego kompleksu składają się z czerwonawo zabarwionego granitu. Granity zawierają pegmatoidowe kominy turmalino- i kasytertyto-nośne. Granity kompleksu mają wiek radiometryczny 1.96 Ga

• Wskroś sekwencji regularne warstwowanie jest przerwane przez facje gróboziarniste lub pegmatoidowe w formie kominów i nieregularnych ciał.

• Kominy dunitowe występują w strefie krytycznej, kominy bronzytytowe powiązane z siarczkami w strefie bazalnej, a magnetytonośne ciała pegmatoidowe w strefie głównej i górnej.

• Bogactwo minerałów występuje w i wokół kompleksu. Chromit i wanadonośny magnetyt występują w części zasadowej, w dodatku w poziomie Merenskyego znajduje się platyna, złoto, nikiel i miedź. Występuje dodatkowy nikiel i miedź związane z bronzytytami strefy bazalnej, a pegmatoidowe rury czerwonego granitu zawierają cynę.

• Andaluzyt był wydobywany ze złóż aluwialnych pochodzących ze strefy metamorfizmu kontaktowego wokół kompleksu.

• Uważa się, że kompleks był intrudowany z magmy, która przechodziła pewną dyferencjację, ale była intrudowana w nieciągłych fazach. Warstwowanie pojedynczych jednostek skalnych jest związane z osadzaniem się kryształów w zależności od gęstości i prądów konwekcyjnych w magmie.

• Temperatura pomiędzy nowym pulsem magmy, a zalaną komorą wynosi około 100- 50° C.

• W tych warunkach magma mogłaby się wznieść w postaci turbulentnych pióropuszy na krótki dystans powyżej dna komory. Ochłodzenie w-wy hybrydowej spowodowałoby w likwacji cieczy siarczkowej tworzenie krzemianów i ewentualnie koncentracyjny odwrót, który mógłby przenieść hybrydowy stop do spągu komory magmowej.

• Merensky Reef wydaje się leżeć w podstawie jednostki, która reprezentowała nowe wstrzyknięcie magmy. Również lotne składniki magmy mogły odgrywać rolę w formowaniu różnych tnących ciał pegmatoidowych. Jest niemal pewne, że lotne składniki odgrywały znaczącą rolę w przypadku formowania się Sn-nośnych kominów w czerwonym granicie.

Sudbury

• Sudbury leży na granicy pomiędzy obszarem archaicznych granitognejsów i młodszymi skałami Apheb pasa fałdowego Penok należących do supergrupy Huron.

• Po północnej stronie kompleksu skały te są przecięte przez serię granitów przecięty brekcją Sudbury.

• W centrum obszaru Sudbury znajduje się grupa Whitewater, rozpoczynająca się od brekcji kwarcytowej przykrytej przez kilka warstw ignimbrytów, tufów i pumitytów, które z kolei przykryte są przez węglanowe argilty, łupki i piaskowce.

• Zasadowy i kwaśny kompleks magmowy, z którymi zasocjowane są złoża mineralne całkowicie oddziela grupę Whitewater od powierzchni skał archaicznych i afebiańskich

• Intruzja o formie lopolitu tworzy nieckę. Zewnętrzna część składa się z gabra hiperstenowego (norytu) z koncentracjami oliwinonośnymi przy podstawie. Wewnętrzna część składa się z granofiru (mikropegmatyt).

• Oddzielone od siebie strefą przejściową składającą się z diorytu kwarcowego i podobnych skał znajdowanych jako dajki wybiegające od głównego ciała.

• Spąg intruzji zapada ku centrum pod kątem 35-50° , lokalnie na SW i NE pod innymi kątami.

• Uskoki mają rozciągłość równoleżnikową lub równoległą do osi intruzji, są stromo nachylone, rzadziej pionowe.

• Na południe od Sudbury znajduje się duża strefa tektoniczna o kierunku NW, ograniczająca ją od jednostki Grenville.

• Złoża okręgu Sudbury mają formy pochylonych, wydłużonych soczew, warstwowe lub nieregularne.

• Zawierają rudy siarczkowe o teksturach masywnych, rozproszonych, brekcjowych lub drobnożyłkowych.

• Odmiany masywne obecne są głównie w spągu ciał rudnych, przechodząc ku górze w warstwowe skupienia rud rozproszonych. Rudy siarczkowe występują również w skałach podścielających intruzję (złoże Creighton). Związane są ze strefami tektonicznymina granicy norytu (złoże Falconbridge). Rudy masywne złożone z ziarn 1-50 mm, przechodzą w rudy rozproszone lub brekcjowe.

• Rudy rozproszone związane są z diorytem kwarcowym, stanowiącym dolną granicę strefy norytowej lub budującym dajki off- sets. Większość ciał rudnych posiada pokrywy gossanowe.

• Większość złóż siarczków Ni-Cu występuje wzdłuż spągowego kontaktu intruzji w norytach lub granicznych diorytach kwarcytowych bądź w skałach podścielających intruzję.

• Głównymi minerałami rud są pirotyn, chalkopiryt, pentlandyt, sporadycznie kubanit. Ni występuje w pentlandycie, rzadziej w pirotynie, gdy tworzy on rudy rozproszone.

• Rudy zawierają Pt, Pd w ilości 0,855g Pt/t. Pt obecna jest w sperrylicie, a Pd w michnerycie lub froodycie. Część platynowców tworzy domieszkę w siarczkach. Występują związki Au, Ag, Co, Pb, Zn, Bi, As, Sb, Se, Te.

• Geneza złoża

1. Łagodnie sfadowany arkusz lub sill.

2. Lopolit z głęboko usytuowanymi partiami korzeniowymi

3. Astroblem, związany z występowaniem stożków uderzeniowych w skałach otaczających oraz brekcji sudbury. Do wywołania podobnego zjawiska potrzebny byłby kamienny meteoryt o średnicy 4 km

4. Hydrotermalne i zasocjowane z granitami

5. Wynik odmieszania stopu siarczkowego w czasie chłodzenia norytu, przy czym pewne ilości tego stopu pozostały jako kropelki w skale dając w ten sposób rudę rozproszoną, inne skupiały się w większe masy w brekcjach wzdłuż kontaktów lub depresji w podłożu. Przy czym bogaty w siarczki stop zawierający Fe, Ni i Cu pozostaje ciągle stopiony jeszcze długo po tym jak większość krzemianów zdążyła wykrystalizować. Stopione zaś siarczki migrują poza intruzję do korzystnych zbiorników takich jak strefy brekcji lub obrzeża dajek.

Złoża karbonatytowe (Nb,Ta,P,F,Ba,wapno)

Karbonatytami nazywa się skały węglanowe współwystępujące z ultrazasadowymi skałami alkalicznymi. Ich przestrzenny związek z tymi skałami sugeruje ich magmowe pochodzenie a znaczenie surowcowe wyraża się w możliwości pozyskania z nich rud niobu, tantalu, pierwiastków ziem rzadkich, apatytu, fluorytu, celestynu, barytu, cyrkonu, tytanu, miedzi.

Geologiczne warunki występowania

Złoża karbonatytów z reguły wiążą się z utworami magmowymi ultrazasadowo-alkalicznymi obszarów platformowych. Karbonatyty występują najczęściej w skałach ultrazasadowych takich jak perydotyty, dunity, piroksenity oraz w ich odmianach alkaliczno-ultrazasadowych. Karbonatyty często spotyka się w kraterach stożków wulkanicznych. Wiek jest różny.

Forma i budowa

Złoża tworzą pnie, sztoki i dajki. Wymiary poprzeczne wahają się w granicach ode setek metrów do 7-9 km a dajki dochodzą do 10m grubości przy długości od kilkuset do 1-2 km.

Często otaczają one pnie pierścieniowato zajmując centralne części masywu. Budowa jest wówczas cylindryczna a ich kontakty ze skałami otaczającymi są z reguły ostre.

Skład mineralny

Karbonatyty składają się głównie z węglanów: przede wszystkim z kalcytu, rzadziej dolomitu. Zawartość minerałów węglanowych wacha się od 80% do 99%. Pozostałe minerały mają charakter akcesoryczny. Skład chemiczny jest zróżnicowany, obecna jest duża ilość domieszek metali z których największe znaczenie mają: niob, tantal, tytan, pierwiastki ziem rzadkich, cyrkon, miedź, ołów, żelazo, bar, fluor, stront.

Kimberlit (diamenty)

ultrazasadowa głębinowa skała pochodzenia magmowego z rodziny perydotytów flogopitowych o teksturze porfirowej, nie zawierająca w swym składzie mineralnym wolnej

krzemionki (SiO2), a jedynie krzemionkę związaną w innych minerałach, której zawartość jest niższa od 45% wagowych.Zasobna w żelazo, a uboga w alkalia: sód i potas.Zbudowana jest głównie z oliwinu przeobrażonego w serpentyn), rzadko z piroksenu i granatu oraz flogopitu (zmienionego najczęściej w chloryt). Zawiera też chromit, ilmenit,

magnetyt, diament i inne minerały. Skała o niebiesko-zielonkawym zabarwieniu,

strukturze ziarnistej. Wypełnia kominy wulkaniczne w postaci brekcji wulkanicznych. Skała ma duże znaczenie ze względu na zawartość w niej diamentów.Petrograficznie w zależności od składników dominujących rozróżnia się:

* Kimberlit oliwinowy

* Kimberlit łyszczykowy

* Kimberlit wapniowy właściwy

Występowanie Afryka:

RPA — okolice Kimberleyi Transwal, Rodezja, Demokratyczna Republika Konga oraz na Syberii -Jakucja.

Ciekawostka: nazwa skały pochodzi od

miejscowości Kimberley w RPA

Złoża pneumalitowe

Złoża albitowe (Nb,Ta,Zr,Th,Li,Be)

Zawierają one rudy takich pierwiastków jak niobu,tantalu,cyrkonu,toru,litu,berylu i pierwiastków ziem rzadkich. Nazwę swoją wzięły od skał albitowych, w których występują minerały wymienionych pierwiastków. Albityty są skałami leukokratycznymi, złożonymi głównie z albitu, mikroklinu i kwarcu, podrzędnie mik lub alkalicznych amfiboli, rzadziej występują większe ziarna mikroklinu i kwarcu.

Geologiczne warunki występowania

Złoża albitowe związane są z magmatyzmem głównego i końcowego stadium rozwoju geosynkliny, a także z procesami magmowymi aktywizowanych platform. Albityty stadium głównego związane są z granitami normalnymi i skrajnie kwaśnymi, występującymi w centralnych częściach obszarów geosynklinalno-fałdowych, a stadium końcowego - z granitami o podwyższonej alkaliczności, tworzącymi małe intruzje rozmieszczone wzdłuż głębokich stref rozłamów i pęknięć. Na platformach złoża te są związane ze skałami alkalicznymi rozmieszczonych wzdłuż rozłamów regionalnych. Tworzą one formy wydłużone i linijne. Najczęściej występują one w granitach normalnych, biotytowych i dwumikowych.

Forma i budowa złoża

Występują zazwyczaj w kopulastych częściach skał magmowych lub apofizach, rzadziej w utworach nadkładu. Tworzą tam przeważnie sztokwerki, żyły i zwarte nieregularne masy. Są one zależne od warunków powstawania samych skał magmowych i własności utworów nadkładu.

Skład mineralny i chemiczny

Zależy on głównie od rodzaju skał otaczających i ich alkaliczności. Różne odmiany albitytów zawierają właściwe sobie minerały główne, którymi z reguły są albit, kwarc oraz różne odmiany skalenia potasowego.

Złoża grejzenowe (Sn,W,Mo,Bi,Be)
Złoża zawierają rudy: cyny, wolframu i molibdenu, a także kopalin niemetalicznych takich jak topaz, turmalin, beryl. Występują w bezpośrednim sąsiedztwie głębinowych skał magmowych, Tworzą formy przejściowe do złóż pegmatytowych lub hydrotermalnych.

Geologiczne warunki występowania

Występują z reguły w obszarach geosynklinalno-fałdowych. Sięgają do 1km. W głąb skał magmowych. Współwystępują z pegmatytami. Skały okruszcowane oraz otaczające są zazwyczaj przeobrażone w skały kwarcowo-łyszczykowe, topazowo-turmalinowe a także cynonośne. Określane są nazwą grejzen lub zwitter a proces ich powstania grejzenizacją. Grejzenizacja rozwijała się w warunkach wysokich temperatur. Polegała ona na przekształceniu skał magmowych w drobnoziarnisty agregat kwarcu, muskowitu, biotytu, rzadziej topazu, turmalinu, fluorytu, barytu i chlorytu. Minerały te powstają wskutek przetworzenia niektórych składników skał pierwotnych lub doprowadzonych z zewnątrz. Grejzenizacją objęte bywają zazwyczaj szczytowe części intruzji granitowych, współwystępujące z nimi utwory żyłowe np. pegmatyty, kwaśne skały wylewne oraz otaczające utwory metamorficzne. Grejzeny zawierają 40-70% kwarcu, do 40% muskowitu, biotytu do 20% turmalinu, topazu, berylu, fluorytu, niekiedy chlorytu oraz do 10% minerałów kruszcowych głównie kasyterytu, wolframitu, molibdenitu, lepidolitu, pirytu, sfalerytu, chalkopirytu. Skałami pierwotnymi mogą być: granity, pegmatyty, spility, granitoporfiry, porfiry kwarcowe oraz zmetamorfizowane skały osadowe.

OPIS ZŁÓŻ

Złoża grejzenowych rud kasyterytu

1. Kornwalia (W. Brytania)

2. Cynoviec (Czechy)

3. Gierczyn

Kornwalia

• Złoża Sn w Wielkiej Brytanii związane są z obszarem Korwalii i części Devonshire

• Dolny żywet- przyłączenie ofiolitu Lizar

• Fran/famen- 3-y nasunięcia, utworzenie killas

• Górny perm- ryfting, mineralizacja hydrotermalna

• Perm/trias- uskoki przesuwcze

• Mezozoik- roztwory reliktowe będące źródłem U, Ni, Co, Ag, Bi, Zn, Cu, Pb

• Orogeneza alpejska- wyniesienie, erozja

• Skały otaczające to łupki kambryjskie i dewońskie

• Złoże związane z grubokrystalicznym granitem turmalinowym, od którego odchodzą apofizy do120 m długości

• Wyróżnia się 6-ć odmian granitu kornwaldzkiego

• W obrębie granitów łupki są zmetamorfizowane

• Pod wpływem działalności postorogenicznych, roztworów pochodzących z górnego płaszcza, stref anatektycznych powstał batolit, górna jego część ma kształt pni, kopuł

• Batolit powstał wzdłuż strefy nasunięcia

• Występują ksenolity skał osadowych

• Żyły mają budowę brekcjową

• W sąsiedztwie żył występuje siatka drobnych żyłek, które tworzą formy sztokwerke

• Żyły zawierają: kasyteryt z domieszką stanninu, chalkopiryt, bornit, chalkozyn, arsenopiryt, wolframit, scheelit, tetraedryt, srebro rodzime, sfaleryt

• W żyłach występujących w górnych częściach łupków przeważa Cu, poniżej występują rudy mieszane, a głębiej w granitach Sn

• Poniżej czapy żelaznej występowała również strefa cementacji wzbogacona w Cu

• Mineralizacja wieloetapowa, typu pneumatolityczno- hydrotermalnej

1. Okruszcowanie związane z pegmatytami, aplitami z roztworów resztkowych pochodzących z horfelsów, skarnów

1. Występują skały kwarcowo-skaleniowe z wolframitem, arsenopirytem, antymonitem, bizmutem rodzimym

1. Mineralizacja grejzenowa- 420-300^oC, zlokalizowana w górnej części kopuł

2. Główna mineralizacja pneumatolityczna

1. Wysokotemperaturowa- 430^oC, kwarc, skalenie, wolframit, arsenopiryt, turmalin, kasyteryt

2. Średniotemperaturowa- 350- 200^oC, chalkopiryt, chalkozyn, sfaleryt, chloryt, fluoryt

3. Niskotemperaturowa- galena, stilbit, syderyt, baryt

• Fazy mineralizacji

1. Czarnego turmalinu- pegmatyty, żyły kwarcowe z kasyterytem i cienkimi żyłami turmalinu, żyły kwarcowe z wolframitem

2. Niebieskiego grejzenu- żyły kwarcowe z kasyterytem i niebieskim turmalinem

3. Zielonego gerjzenu- żyły kwarcowe z kasyterytem i chlorytem

4. Mezo i epitermalna faza związana z systemem uskoków E-W- uboga w Sn, zawiera chloryt, hematyt, siarczki

5. Faza uskoków przesuwczych- mineralizacja chalcedonem, siarczkami Cu i Bi

Złoża pegmatytowe (SiO₂,skaleń)

Pegmatyty należą do utworów późnomagmowych, powstałych w końcowych etapach zastygania masywów intruzywnych i zlokalizowanych w ich partiach szczytowych. Mają taki sam skład jak skały macierzyste, lecz odróżniają się od nich formą żyłową i gniazdową, strefową budową wewnętrzną, nierównomiernymi rozmiarami ziarn, dużymi kryształami oraz produktami metasomatycznego przeobrażenia pierwotnych asocjacji mineralnych pochodzenia magmowego.

1. Pegmatyty granitowe

Wśród form pegmatytów przeważają żyły proste i złożone, soczewki

• Linii czystej występują w granitach lub skałach zbliżonych, a ich skład nie ulega zmianą podczas powstawania. Zbudowane są z ortoklazu, mikroklinu, kwarcu, albitu, oligoklazu, biotytu. W różnej ilości występuje: spudomen, muskowit, turmalin, granat, topaz, beryl, lepidolit, fluoryt, apatyt, minerały ziem rzadkich i promieniotwórczych.

• Linii hybrytyzacji powstają wśród innych formacji, co powoduje zmianę ich składu. Wyróżnia się pegmatyty hybrydalne, asymilujące materiał skał otaczających i pegmatyty odkrzemionkowane, oddające część krzemionki skałom otaczającym. Pegmatyty hybrydalne, powstające przy asymilacji łupków ilastych wzbogacają się w: andaluzyt, sillimanit, cyanit. Pegmatyty wzbogacone w węglan wapnia, magnezu i żelaza zawierają hornblendę, pirokseny, tytanit, skapiolit. Pegmatyty odkrzemionkowane zawiarają plagioklazy.

• Pegmatyty metamorficzne tworzące się w różnych stadiach przeobrażeń metamorficznych

2. Pegmatyty alkaliczne

Zbudowane są z mikroklinu-ortoklazu, nefelinu, sodalitu, egirynu, natronitu, arfwedsonitu, analcymu, minerałów ziem rzadkich, Zr, Ti, Nb.

3.Pegmatyty magm zasadowych i ultrazasadowych

Zbudowane są plagioklazów, bronzytu, oliwinu, amfibolu, biotytu,apatytu, granatu,sfenu, cyrkonu, tytanomagnetytu, pirotynu, pentlantydytu, chalkopirytu.

Według składu i cech budowy wewnętrznej pegmatyty dzielą się na:

• Proste pegmatyty granitowe zbudowane głównie ze skalenia potasowego i kwarcu

• Złożone pegmatyty o zróżnicowanym składzie i budowie strefowej. W strefowych pegmatytach granitowych wyróżnia się osłonkę, część wewnętrzną i nieregularne metasomatyczne skupienia.

1. Zewnętrzną strefę tworzy drobnoziarnista otoczka złożona z muskowitu, kwarcu i skalenia.

2. Drugą strefę tworzy masa kwarcowo-skaleniowa o strukturze pismowej i granitowej.

3. Trzecia strefa składa się z mikroklinu w postaci monomineralnej masy lub bloków.

4. Czwarta strefa to kwarcowe jądro żył pegmatytowych.

5. Piąta strefa to nieregularne skupienia kwarcu, albitu, muskowitu, spudomenu, minerałów ziem rzadkich, głównie w strefie kontaktu jądra kwarcowego ze strefą mikroklinową, występujące też dalej od kontaktu w strefie mikroklinowej.

Ze względu na stopień zdyferencjowania, wyróżnia się podział na teksturalno-paragenetyczne typy pegmatytów:

1. Równoziarnisty lub pismowy należą tutaj pegmatyty proste.

2. Blokowy składający się ze strefy bloków mikroklinowych otoczonej pasmem struktury pismowej.

3. Całkowicie zdyferencjonowany, odznacza się rozwojem jądra kwarcowego strefy mikroklinowej i pismowej

4. Całkowicie zdyferencjonowany, odznacza się obecnością minerałów rzadkich

5. Pegmatyty albitowo-spudomenowe, charakteryzujące się wyższym stopniem dyferencjacji

W miarę przechodzenia od niższych do wyższych typów pegmatytów zwiększa się liczba stref, wzrasta rola metasomatycznych skupień z towarzyszącą mineralizacją metali rzadkich, zwiększają się rozmiary minerałów oraz ich różnorodność, zmniejszają się strefy struktury granitowej i pismowej.

Złoża porfirowe

Złoża hydrotermalne

Źródła wody

1. 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.

1. 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.

2. 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:

1. 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.

2. 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.

3. Filtracyjna pozamagmowa

• Częściowe przyswajanie substancji ze skał otaczających dotyczy głównie pierwiastków petrogenicznych, w mniejszym stopniu pierwiastków pośrednich i metalicznych.

1. 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.

2. Pierwiastki przejściowe złóż hydrotermalnych do których należy Fe i Mn, pochodzą również ze skał otaczających.

3. Pierwiastki metalogeniczne w złożach hydrotermalnych mogą pochodzić ze skał otaczających. Świadczą o tym strefy skał zubożałe w pierwiastki wchodzące w skład rud.

Temperatura i ciśnienie

Początkowa temperatura okruszcowania hydrotermalnego to 700-600^oC i obniża się do 50-25 ^oC. Największa ilość rud hydrotermalnych powstaje w zakresie 400-100 ^oC.

• Złoża wysokotemperaturowe (hipotermalne), tworzące się na dużych głębokościach (ponad 1 km), w warunkach bardzo dużego ciśnienia i temperatury 500-300 ^oC Au,Cu,Pb,Zn,U

• Złoża średniotemperaturowe (mezotermalne), tworzące się na średnich głębokościach (do 1 km), w warunkach dużego ciśnienia i w średniej temperaturze 300-200 ^oC Cu,Pb,Zn,Ag,Au,Bi

• Złoża niskotemperaturowe (epitermalne), tworzące się na małych głębokościach (do 1 km), w warunkach umiarkowanego ciśnienia i w niskiej temperaturze 200-50 ^oC Cu,Zn,Pb,Au,Ag

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:

1. Źle rozpuszczalne w stopach siarczku sodowego (Fe, Mo)

2. Dobrze rozpuszczalne w stopach siarczku sodowego, lecz źle rozpuszczalne w jego roztworach (Zn, Pb, Cu, Ag, Bi, Cd)

3. 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

1. Reakcje wymiany, mogą zachodzić między stałymi fazami mineralnymi, wytrącanymi we wszystkich stadiach okruszcowania, a roztworami następnych stadiów.

2. Wykładnik wodorowy, pH

3. Koagulacja koloidów z zoli hydrotermalnych następuje w wyniku

Nagłego przesycenia, pochłaniania roztworów

• Reakcji wymiennej połączonej z rozkładem

• Rozpadu jonów kompleksowych

• Działania elektrolitów

1. Efekt filtracyjny, przejawia się we wzroście stężenia substancji rozpuszczonych w roztworach hydrotermalnych przy przesączaniu się ich przez skały półprzepuszczalne

2. Sorpcja podczas procesów hydrotermalnych powstawania rud przejawia się w adsorpcji, absorpcji i chemisorpcji.

3. Naturalne pola elektryczne

4. 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.

5. Zmiana ciśnienia może doprowadzić do wrzenia roztworu hydrotermalnego, wzrostu koncentracji rozpuszczonej substancji.

Złoża metasomatyczne (Zn,Pb,Cu,magnetyt)

Metasomatoza polega na zastąpieniu w wyniku reakcji chemicznych jednych minerałów lub ich zespołów innymi. Zachowują się często przy tym cechy pierwotnych utworów. Proces ten przebiega w wyniku kapilarnego rozpuszczenia starej i równoczesnego wytrącenia się nowej substancji mineralnej. Oznakami metasomatozy są:

- kryształy, powstałe w wyniku metasomatozy, odznaczające się jednakowym rozwojem we

wszystkich kierunkach

- pseudomorfozy minerałów

- relikty pierwotnych minerałów w agregacie nowo powstałych

- zachowanie struktur i tekstur pierwotnych utworów

- brak tekstur typowych dla złóż powstałych w pustkach

- zawieszone, izolowane, luźno tkwiące fragmenty pierwotnej skały wśród nowo powstałych

utworów metasomatycznych

- nieregularna i różnorodna forma skupień mineralnych z nierównymi powierzchniami

ograniczającymi, z licznymi wypukłościami i wklęsłościami, zmieniającymi się na małych

odległościach

- produkty rezydualne, którymi mogą być minerały odporne na metasomatozę lub składniki

nie biorące udziału w chemicznej wymianie np. składniki ilaste.

Procesy te w niektórych złożach hydrotermalnych zaznaczają się szczególnie silnie. Rozwijają się one według prawa równych objętości, przy czym nie są wykluczone pewne zmiany objętości substancji mineralnej wyrażające się jej zmniejszeniem lub zwiększeniem. Wyróżnia się dwa ich typy, różniące się sposobem oddziaływania roztworów na skały otaczające:

- dyfuzyjny, rozwijający się wokół szczelin, właściwy dla niskich temperatur

- filtracyjny, powstający za pośrednictwem porów i szczelin bez udziału dyfuzji,

charakterystyczny dla temperatur wysokich.

Podstawowe znaczenie dla przeobrażenia skał ma metasomatoza filtracyjna podczas gdy metasomatoza dyfuzyjna tylko lokalnie wyrównuje koncentracje składników roztworów. Skały wykazują różną podatność na działanie procesów metasomatycznych. Najłatwiej ulegają im skały węglanowe, a następnie tufy zasadowe, tufy kwaśne, zasadowe skały wylewne, kwaśne skały wylewne, zasadowe skały głębinowe, kwaśne skały głębinowe, skały metamorficzne i arkozy. Niepodatne są kwarcyty, piaskowce oraz łupki ilaste. Metasomatoza prowadzi niekiedy do strefowego zróżnicowania utworów: od zupełnie zmetasomatyzowanych, poprzez strefy przejściowe do pierwotnych nie zmetasomatyzowanych. Strefowość ta bywa najczęściej charakterystyczna dla złóż pneumatolitycznych oraz hydrotermalnych wysokich temperatur.

Metasomatoza hydrotermalna przejawia się powstaniem rud, ich przeobrażeniem lub zmianami skał otaczających. Rudy mogą powstawać jako zwarte zespoły minerałów kruszcowych lub też wykształcenia impregnacyjne. Metasomatyczny charakter przypisuje się niektórym złożom rud cynku, ołowiu, miedzi, pirytu, występujących w skałach węglanowych, ilastych i łupkach. Często widoczne są oznaki metasomatycznego oddziaływania młodszej fazy mineralnej na starsze wcześniej powstałe zespoły mineralne np. w złożach barytu obserwuje się wypieranie barytu przez kwarc.

Złoża ekshalacyjno-osadowe

SHMS (Cu,Zn,Pb,Sn,Au,Ag)

VHMS (Cu,Zn,Pb,Au,Ag)

Złoża Skarnowe (Fe,Cu,W,Sn,Mo,Zn,Au)

• Skarny, skały o składzie wapniowo- krzemianowym, powstałe w wyniku procesów metasomatycznych, w przykontaktowej strefie intruzji, głównie w skałach węglanowych i w mniejszym stopniu krzemianowych. Złoża skarnowe nazywane są: kontaktowymi, kontaktowo- metasomatycznymi, kontaktowo- pneumatolitycznymi, pirometasomatycznymi.

• Skarnoidy, skały podobne do skarnów, powstałe ze skał o składzie odbiegającym od czysto węglanowego (margle, tufy wapniste), bez większego doprowadzenia pierwiastków niezbędnych do powstania minerałów skarnowych.

• Skały przyskarnowe, skały zbudowane głównie ze skaleni, kwarcu, skapolitu, epidotu, przylegające do skarnów od strony skał magmowych.

• Skały skarnopodobne, skały o składzie mineralnym podobnym do skarnów, ale o nieokreślonym pochodzeniu.

• Skarny wapniowe, powstały na skutek przeobrażania wapieni. Jest to najpospolitsza odmiana skarnów. Do głównych minerałów skarnowych, należą tu: granat (grossular- andradyt), i piroksen (diopsyd- hedenbergit). Często znaczną rolę odgrywają wezuwian, wollastonit, skapolit, amfibol, epidot, magnetyt, węglany i kwarc.

• Skarny magnezowe, powstały w procesie przeobrażania dolomitów lub zdolomityzowanych wapieni. Są rzadsze niż skarny wapniowe. Minerały typomorficzne to diopsyd, forsteryt, spinel, flogopit, humit, serpentyn, pargasyt, ludwigit, magnetyt, dolomit, kalcyt.

• Skarny krzemianowe, powstały ze skał o składzie krzemianowym. Dość częste, mogą powstać z granodiorytów, adamellitów, syenitów, porfirytów, porfirów. Najbardziej charakterystyczny dla nich jest skapolit, poza tym, składem mineralnym przypominają skarny wapienne.

• Skarny autoakrecyjne, skały powstałe z ultrabazytów, ultrabazytów alkalicznych i gabroidów przeobrażonych w procesie metasomatozy wapniowej.

WARUNKI FIZYKO-CHEMICZNE POWSTAWANIA ZŁÓŻ

Złoża skarnowe powstają pod wpływem połączonego działania ciepła intruzji i gorących zmineralizowanych roztworów wodno-gazowych. Tworzą się w skałach przylegających do intruzji, jak również wewnątrz intruzji, zastępując peryferyczne strefy skał magmowych. Zależności między produktami metamorfizmu termicznego a metasomatycznego w aureolach intruzji:

1. Skały zmetamorfizowane termicznie powstają głównie przy rekrystalizacji skał otaczających bez znacznego doprowadzenia nowych substancji

• Skarny powstają w wyniku oddziaływania na skały otaczające doprowadzanych związków chemicznych.

1. Skały zmetamorfizowane termicznie powstają we wczesnych stadiach intrudowania i zastygania magmy tworząc aureolę ciągłą

• Skarny na ogół powstają póżniej w postaci ciał lokalnych.

1. Skały zmetamorfizowane termicznie powstają przy zastyganiu intruzji na dowolnej głębokości i przy dowolnym ciśnieniu.

• Skarny natomiast mogą tworzyć się na stosunkowo małej głębokości, gdzie ciśnienie wewnętrzne, wytwarzane przez lotne związki ze stygnącej intruzji, jest w stanie przezwyciężyć zewnętrzne ciśnienie nadległych skał.

Skarny związane są głównie z intruzjami hipabysalnymi, brak ich natomiast w pobliżu abysalnych skał magmowych. Skarny mogą się tworzyć w szerokim zakresie temperatur, gdzie górna granice przyjmuje się 1200- 900^oC, a dolną 250- 50^oC.

GEOLOGICZNE WARUNKI POWSTAWANIA ZŁÓŻ

etap	stadium	formacja skał magmowych	występowanie	typ złoża
Geosynklinalny	wczesne	wulkanicza ultrazasadowa i zasadowa plagiogranitowo-syenitowa	ni występują rzadkie występują	żelaza, miedzi, kobaltu
		środkowe	granodiorytowa granitowa	występują rzadkie	wolframu
		późne	małe intruzje	sa znane	rud kompleksowych
platformowy		perydotytowa gabrowa (trapy) granitoidowa	nie występują są znane ?	żelaza ?

OPIS ZŁÓŻ

Złoża skarnowych rud platyny

• Występują na kontakcie norytów z dolomitami

Bushveld

Złoża skarnowych rud miedzi

1. Clifton Morenci

2. Bisbee

Clifton Morenci

• Na kambryjskie, dewońskie i karbońskie skały osadowe wdarły się monzonity kwarcowe.

• W strefach kontaktu powstały skarny zawierające granaty, diopsyd, plagioklaz zasadowy epidot.

• Występują skupienia chalkopirytu w asocjacji z magnetytem, magnetytem zhematyzowanym i blendą cynkową.

• Peryferyczna część intruzji jest okwarcowiona, zserycytozowana i zawiera impregnacje pirytu, chalkopirytu i sfalerytu.

Złóż skarnowych rud cyny

Pikäranta

Pikäranta

• Złoże związane z proterozoicznymi granitami rapakiwi, wnikającymi w skały archaiku i proterozoiku (granitognejsy, łupki mikowe, łupki hornblendowe, amfiblity)

• Żyły tworzą pseudopokłady,soczewki, sztokwerki

• Trzy generacje minerałów:

1. Grupa wapniowo-krzemianowa: diopsyd, granat, wezuwiam, hondrodyt

2. Grupa metasomatozy hydratacyjnej: łyszczyki, amfibole, chloryt, serpentyn, fluoryt, kalcyt, epidot

3. Asocjacji siarczków: piryt, pirotyn, chalkopiryt, molibdenit, arsenopiryt, sfaleryt, galena, bizmutyn, srebro, hematyt, szelit, fluoryt, kalcyt, kwarc

• Okruszcowanie cynowe związane ze skarnami występującymi w obrębie dużych rozłamów

Złoża skarnowych rud cynkowo-ołowiowych

1. Franklin Furnece

2. Broken Hill

Franklin Furnece

• Złoże występuje w wapieniach zmarmuryzowanych silnie zmetamorfizowanej i zaburzonej serii prekambru.

• Żyły tworzą pseudopokłady

• Minerały typomorficzne to: franklinit, willemit, cynkit, sfaleryt

Złoża skarnowych rud arsenowo-złotonośnych

• Rudy zawierają Au, złotonośne siarczki Fe, Cu, Bi

Złoty Stok

Złoty Stok

• Obszar Złotego Stoku należy do północnej części Gór Złotych. Pod względem geologicznym obszar Gór Złotych stanowi północno- wschodnią część jednostki orlicko- śnieżnickiej (kopuła orlicko- śnieżnicka). W skład której wchodzą mniejsze jednostki niższego rzędu.

• Granicą południową i południowo-wschodnią strefy tektonicznej Złoty Stok- Skrzynka jest nasunięcie Orłowca, które ciągnie się od okolic Trzebieszowic na południu, poprzez Radochów, aż do Orłowca. Strefę nasunięcia Orłowca od strony północnej ogranicza uskok sudecki brzeżny. Natomiast granicę północno-zachodnią stanowi granitoidowy masyw kłodzko? złotostocki.

• Złoże zanurza się w kierunku SW

• W obrębie skał stref kontaktu marmurów można wyróżnić odmiany różniące się strukturą i składem mineralnym:

1. Skały o charakterze przejściowym między łupkami krystalicznymi a skałami diopsydowo-tremolitowymi

2. Skały diopsydowo- tremolitowe z flogopitem i chondrodytem (skarn magnezowy)

3. Serpentynity

Złoża skarnowych rud żelaza

• Związane z kontaktem granitoidów z utworami węglanowymi.

• Głównymi składnikami mineralnymi jest hematyt, magnetyt, piryt, sfaleryt.

1. Magnitnaja

2. Wysokaja

3. Błagodat

4. Banat

5. Kletno

Magnitnaja

• Złoże egzokontaktowe, usytuowane w strefie kontaktu intruzji granitowej, która wdarła się w dolnokarboński kompleks skał osadowych i wylewnych (wapienie, porfiryty, tufy).

• Złoże zbudowane z pseudopokładów

• Najwcześniej intrudowały porfiryty, dioryty, mikrogranity, dioryty kwarcowe

• Wszystkie skały magmowe pocięte dajkami

• Dajki diabazowe

• Skarny granatowo-piroksenowe

Kletno

• Złoże związane z kontaktem gnejsów śnieżnickich z marmurami stanowiącymi soczewkę w łupkach łyszczykowych serii strońskiej.

• Skupienia kruszców w Kletnie występują w sąsiedztwie skarnów magnetytowych, amfibolitów i gnejsów łyszczykowych.

• Koncentracje magnetytu spotyka się w strefie kontaktowej wapienia i gnejsu Śnieżnika w stropie. Przechodzą one w część kwarcowo-fluorytową, a następnie w partię wapienną.

• Czasem brak strefy kwarcowo-fluorytowej i skała magnetytowa występuje bezpośrednio na wapieniach krystalicznych

• Magnetyt występuje w kontakcie łupków krystalicznych i wapieni, w kontakcie gnejsów i łupków krystalicznych i w przygnejsowej strefie kwarcytowej.

• Strefa magnetytowa bywa lokalnie tektonicznie poprzesuwana

• Minerałami typomorficznymi są: magnetyt, martyt, sfaleryt, chalkopiryt, cosalit, piryt, arsenopiryt, pirotyn, kasyteryt, kowelin, hematyt

Złoża wietrzeniowe (Au,Ag,PGM,W,Sn)

Koncentracja kopalin użytecznych w pokrywie wietrzeniowej zachodzi w wyniku:

1. Rozpuszczania i wynoszenia przez wody przypowierzchniowe bezużytecznej masy mineralnej oraz koncentracji kopaliny użytecznej w resztkach utworów wietrzeniowych (rezydualne)

2. Rozpuszczania przez wody przypowierzchniowe składników użytecznych, ich infiltracji i wtórnego osadzania w dolnej części pokrywy wietrzeniowej (infiltracyjne)

• Złoża powierzchniowej pokrywy wietrzeniowej przykrywają płaszczem skały pierwotne, złoża te stopniowo przechodzą w skały nieprzeobrażone. Wewnątrz złóż występują ciała skał nieprzeobrażonych.

• Złoża liniowej pokrywy wietrzeniowej mają formę podobną do żył przenikających w głąb skał pierwotnych wzdłuż systemu szczelin.

• Przykontaktowe złoża wietrzeniowe występują wzdłuż powierzchni kontaktu skały wietrzejącej.

• Złoża redeponowane powstają w wyniku przemieszczania zwietrzałej masy mineralnej pod wpływem siły ciężkości lub energii wody.

• Złoża przeobrażone pokrywy wietrzeniowej powstają wskutek infiltracji związków nie wchodzących w skład pierwotnych produktów rozkładu.

WARUNKI FIZYKO-CHEMICZNE POWSTAWANIA ZŁÓŻ

Powstawanie złóż wietrzeniowych polega na przegrupowaniu masy mineralnej skał głębinowych, chemicznie nietrwałych w warunkach strefy przypowierzchniowej.

Czynniki wietrzenia

• Woda, jej działanie polega na:

1. Rozpuszczaniu, transportowaniu i odkładaniu naturalnych związków chemicznych w pokrywie wietrzeniowej

2. Rozpuszczaniu stałych, ciekłych i gazowych składników aktywnych i przenoszenie na obszar wietrzenia skał

3. Rozkładanie minerałów skałotwórczych skał macierzystych podczas hydratacji i hydrolizy

4. Ustalanie warunków fizyczno-chemicznych w pokrywie wietrzeniowej w zależności od pH, Eh i składu chemicznego rozpuszczonych w niej substancji.

Głównym źródłem wody, działającej w pokrywie wietrzeniowej są opady atmosferyczne przesączające się w głąb. Podczas podziemnej cyrkulacji woda przechodzi przez strefę:

1. Aeracji, przesiąkania

2. Pełnego nasycenia z czynną wymianą wód

3. Pełnego nasycenia z bierną wymianą wód

• Tlen, odgrywa główną rolę w reakcjach utlenienia. W reakcjach tych uczestniczy:

1. Tlen atmosferyczny

2. Tlen wchodzący w skład powietrza rozpuszczonego w wodzie

3. Tlen związków mineralnych przy reakcjach redoks

• Dwutlenek węgla, uczestniczy aktywnie w utlenianiu i przeobrażeniu krzemianów w związki węglanowe.

• Kwasy, przyspieszają proces rozkładu skał w pokrywie wietrzeniowej i nakładają mu określone chemiczne ukierunkowanie.

• Organizmy, intensyfikują proces przeobrażeń skał podczas wietrzenia i nakładają mu określone biochemiczne ukierunkowanie.

1. Regenerują tlen i dwutlenek węgla, dostarczając czynników przeobrażenia skał w pokrywie wietrzeniowej

2. Wymieniają jony H na kationy związków skałotwórczych, zachowując kwaśne warunki rozkładu skał

3. Gromadzą niektóre pierwiastki z gleb i sprzyja ich skupianiu w produktach rozkładu

4. Rozkładają krzemiany skałotwórcze

• Temperatura, waha się w granicach +20 do ?20^oC

Rozkład skał macierzystych

• Utlenianie, uwarunkowane jest wysokim potencjałem utleniającym przypowierzchniowej części skorupy ziemskiej, zmniejszającym się wraz z głębokością. Pod wpływem utleniaczy pokrywy wietrzeniowej przechodzą w tlenki o wysokiej wartościowości.

• Hydratacja, związana z reakcjami wymiennymi między kationami minerałów skał macierzystych a jonami wodorowymi elektrolitycznie zdysocjowanej części wody. Intensywność tego procesu zależy od pH, obecności dwutlenku węgla, kwasów mineralnych i temperatury wody. Podczas hydrolizy krzemiany rozkładają się, na ich miejscu powstają minerały ilaste, a wskutek wypierania kationów wolne tlenki i wodorotlenki Al, Si, Fe, Mn przechodzące w określonych warunkach do roztworu i ulegające wyługowaniu lub wytrącaniu w postaci tlenków, wodorotlenków, soli zasadowych i kwaśnych.

• Dializa, polega na dyfuzyjnym usunięciu kationów metali z ilastych produktów wietrzenia i ich przekształcenie w czyste iły.

• Stadialność, w początkowym etapie w środowisku alkalicznym ze skał wyługowywane są siarczany i chlorki K, Na, Ca, Mg, węglany metali alkalicznych i ziem alkalicznych oraz krzemionka. Jednocześnie następuje hydroliza krzemianów i glinokrzemianów i koncentracja Al, Fe, Mn. W późniejszym stadium rozpoczyna się wietrzenie w środowisku kwaśnym polegające na przegrupowaniu i ługowaniu wodorotlenków Al, Fe, Mn.

• Szybkość rozkładu minerałów skałotwórczych, odmiany zasadowe i magnezowe rozkładają się szybciej od minerałów kwaśnych zawierających żelazo (szereg Godllicha).

Migracja pierwiastków

Produktów rozkładu mogą być przenoszone w postaci zawiesiny, roztworów koloidalnych i rzeczywistych. Podczas rozkładu łatwiej odprowadzane są pierwiastki niemetaliczne, a metale skupiają się w pokrywie wietrzeniowej.

Profile i sterfowość pokrywy wietrzeniowej

• W wyniku rozkładu masy mineralnej skały macierzystej i selektywnej migracji pierwiastków powstają pokrywy wietrzeniowe.

• Profil pokrywy wietrzeniowej, określa się według stopnia rozkładu krzemianów skałotwórczych na podstawie stosunku Si i Al. W masie mineralnej pokrywy wietrzeniowej.

1. Nasycony profil sialtowy, hydromikowy, charakteryzuje się przeobrażeniem krzemianów pierwotnych pod wpływem hydratacji i hydrolizy bez znacznej migracji krzemionki (hydromiki, hydrochloryty, montmorillonit)

2. Nienasycony profil sialitowy, ilasty, charakteryzuje się pewnym deficytem krzemionki, wyniesionej w znacznym stopniu z pokrywy wietrzeniowej (kaolinit, haloizyt, notronit, kwarc)

3. Profil alitowy, laterytowy, charakteryzuje się całkowitym lub częściowym zniszczeniem połączeń między dwutlenkiem glinu a krzemionką i intensywną jej migracją (metahaloizyt, wodorotlenki Al, tlenki i wodorotlenki Fe)

Złoża osadowe

Stadium sedymentogenezy

1. Mobilizacja substancji w strefie wietrzenia, zachodzi wskutek denudacji mechanicznej i chemicznej.

2. Transport osadów ze zlewiska odbywa się w postaci:

• Roztworów rzeczywistych

• Roztworów koloidalnych

• Zawiesiny mechanicznej

• Materiału wleczonego po dnie

W stanie roztworów rzeczywistych nienasyconych migrują sole łatwo rozpuszczalne i częściowo substancje organiczne w postaci kwasów huminowych. W roztworach nasyconych rzeki stref klimatu gorącego przenoszą część węglanów (Ca, Mg, Na) i krzemionki. W postaci koloidów przenoszone są związki żelaza, manganu, fosforu, pierwiastki śladowe (U, Cr, Ni, Co, Cu).

1. Osady w zbiornikach wodnych powstają w wyniku procesów:

• Mechaniczne przenoszenie i osadzanie materiału zawiesinowego odbywa się pod wpływem współdziałania ruchów wody. Najlepsze wysortowanie mechaniczne materiału okruchowego następuje w zbiorniku o płaskim dnie i brzegach nie ulegających aktywnym ruchom tektonicznym. Skalne,Au,Pt,Sn,W

• Biochemiczne osadzanie z roztworu następuje w wyniku selektywnego przyswajania przez organizmy pierwiastków i ich akumlację po obumarciu organizmu. Kaustobiolity,S

• Chemiczne osadzanie przy koagulacji roztworów koloidalnych jest typowe dla Fe, Mn, Al, a w wyniku sorpcji na koloidach dla pierwiastków śladowych. P,sól,Mn,Fe

Kolejność osadzania się pierwiastków w strefie przybrzeżnej zbiorników zależy od pH i Eh wody. O kombinacji czynników pH i Eh zależy ruchliwość geochemiczna związków mineralnych decydująca o zróżnicowaniu substancji mineralnej w miarę oddalania się od brzegu morskiego.

Stadium diagenezy

Odpowiada przeobrażeniu silnie uwodnionego mułu z dużą ilością bakterii w skonsolidowaną skałę. Diageneza sprowadza się do osiągnięcia równowagi przez nietrwały i zróżnicowany osad w termodynamicznych warunkach strefy przydennej. Wyróżnia się następujące stadia:

W górnej części osadu kosztem zaangażowania tlenu z wód zawartych w osadzie powstają konkrecje wodorotlenków Fe i Mn.

Wskutek wzmożonego pochłaniania wolnego tlenu przez organizmy, a następnie redukcji wodorotlenków Fe i Mn oraz siarczanów środowisko osadów zmienia się z utleniającego na redukcyjne. Zawarte w osadzie fazy stałe ulegają rozpuszczaniu w wodzie osiągając stadium roztworu nasyconego. Między kationami znajdującymi się w stanie adsorbowanym zachodzi wymiana między minerałami ilastymi a wodą, zmieniając skład jej skład jak i pochłoniętych zasad. Równocześnie rozkłada się substancja organiczna, przechodząc w CO₂, H₂S, H, N₂, NH₃ i związki rozpuszczalne gromadzące się w fazie stałego osadu. W wyniku tych procesów zmienia się chemizm wód nasycających, osad głównie ilasty. Zmniejsza się w niej ilość siarczanów, rośnie zawartość alkaliów, Fe²⁺, Mn²⁺, SiO₂, substancji organicznej, fosforu, pierwiastków śladowych, znika O₂, którego miejsce zastępują CH₄, CO₂, H₂S, H, NH₃. Towarzyszy temu wymiana substancji między wodą nad osadem a wodą w osadzie. Znikające z osadu podczas diagenezy tlen, siarczany, Mn, Fe przenikają z wody naddennej do wody w osadzie i z niej są pochłaniane przez muł, natomiast zgromadzone w osadzie gazy oraz zawarte w wodach osadu Mn, P, Fe, SiO₂, CaCO₃ dyfundują do wód nad dnem. Spada Eh, do 0,15-0,30 a pH siega 6,8-8,5. Dochodzi do rozpuszcania substancji zdolnych do reakcji, nasycenie nimi wody w osadzie i ich redepozycja w postaci autigenicznych skupień mineralnych, stabilnych w środowisku redukcyjnym.

Dochodzi do ponownego rozkładu materiału autigenicznego i jego koncentracja w postaci konkrecji i pseudometasomatycznych skupień o budowie ażurowej.

Stadium katagenezy

Przeobrażenie osadów związane jest z pogrążeniem, wzrostem ciśnienia do 80-90 MPa i temperatury do 90-100^oC. Dochodzi do lityfikacji osadu z nieznacznymi zmianami mineralogicznymi. Dużą rolę odgrywają substancje dostarczane do basenów sedymentacyjnych w czasie działalności wulkanicznej w postaci ekshalacji, roztworów hydrotermalnych, w wyniku adsorbowania jonów na powierzchni materiału piroklastycznego, rozkładu produktów wulkanicznych przez wodę morską, ługowanie przez roztwory postwulkaniczne produktów wulkanicznych w przybrzeżnej i dennej części zbiornika.

OPIS ZŁÓŻ

Złoża facji tlenkowej

Złoża rud manganu

Cziaturia (Gruzja)

Cziaturia

Oligoceńska pokładowa manganowa seria rudna 2,5-5 m gruba, spoczywa na wapieniach kredowych

W spągu złoża obecny jest zlepieniec i piaski kwarcowo-arkozowe, w stropie piaskowce ilaste i spongiolitowe, tufy oraz iły.

Złoże tworzy pokład złożony z licznych przeławiceń płaskich soczew rudy z piaskami, iłami i tufami.

Rudy wykazują strefowe zmiany składu mineralnego od piroluzytowo-psylomelanowych na zachodzie, przez manganitowe do węglanowych na północnym zachodzie

Ruda jest budowy oolitowej lub bobowej ma ziemisty charakter

Ruda węglanowa złożona jest z manganokalcytu, Ca-rodochrozytu, kalcytu, opalu, barytu, pirytu

Złoża rud żelaza

1. Obszar kielecko-radomski

2. Obszar częstochowski

3. Obszar śląsko-olkuski

4. Obszar fliszu karpackiego

Dąbrowa

• Rudy żelaza w utworach dewońskich

• Przy powierzchni są to rudy tlenkowe, głębiej syderytowe

Końskie-Starachowice-Przysucha

• Wyróżnia się trzy pokłady rud, które występują w odstępie 17-25 m, składających się z dwóch lub kilku warstw syderytów ilastych o grubości 5-22 cm

• Łączna grubość warstw syderytów ilastych w pokładzie wynosi 0,2-0,9 m

Żarki-Częstochowa-Kłobuck

• Rudy występują w dolnej części doggeru (kujaw)

• Złoże zapada pod kątem 1-2^o ku NE

• W serii rudonośnej występują trzy pokłady rud

1. Dolny pokład spągowej części kujawu

• Zawiera kilkanaście warstw syderytów ilastych o łącznej grubości 0,55 m

1. Środkowy pokład w górnej części kujawu

2. Górny pokład w górnej części batonu

• Seria rudonośna wraz z utworami otaczającymi pocięta jest uskokami, o poprzecznym przebiegu do złoża

• Ruda składa się z syderytu, szamozytu z domieszką minerałów ilastych

Łęczyca

• Złoże zlokalizowane w utworach doggeru

• Seria rudonośna o miąższości 5-9 m zawiera trzy pokłady

1. Pokład dolny występuje w spągu serii i składa się z kilku warstw muszlowców syderytowych o łącznej grubości 1,2 m

2. Pokład środkowy wykształcony podobnie

3. Pokład górny osiąga miąższość 0,32 m, zawiera syderyt ilasty oraz do 38% Fe

• Wkładki między pokładami rud tworzą łupki ilaste lub mułowce

• Złoże utworzone w warunkach stale wznoszącego się dna, na skutek rozmywania i wtórnej akumlacji skorup fauny i związków żelaza utworzyły się muszlowce syderytowe

Złoża facji siarczkowej

1. Mansfeld (Niemcy)

2. LGOM

Mansfeld

• Pokład marglistych łupków bitumicznych miąższości 20-40 cm występujący wśród permskich zlepieńców, piaskowców i łupków ilastych

• Okruszcowanie łupków tworzą: bornit, sfaleryt, chalkozyn, galena, piryt, tetraedryt, tenantyt

LGOM

• Monoklina przedsudecka od południowego-zachodu graniczy z blokiem przedsudeckim, a od północnego-wschodu z synklinorium szczecińsko-łódzkim

• Na zachodzie łączy się z perykliną Żar, na wschodzie przechodzi w monoklinę śląsko-krakowską

• W obszarze przedsudeckim istnieją cztery jednostki strukturalne:

1. Blok przedsudecki

1. Krystaliczne podłoże monokliny przedsudeckiej. Najstarszy kompleks skał krystalicznych, tworzący podłoże monokliny (proterozoik, starszy paleozoik)

2. Monoklina przedsudecka. Kompleks młodszy zbudowany ze skał osadowych budujących samą monoklinę (perm, trias)

1. Okrywa kenozoiczna. Kompleks najmłodszy będący pokrywą monokliny (neogen-pleistocen)

• Poszczególne utwory zalegają na sobie niezgodnie i są podzielone długimi lukami stratygraficznymi

• Złoża o charakterze pokładowym, soczewkowym lub gniazdowym

• Kruszce tworzą impregnacje, drobne żyłki śródwarswtowe i przecinające niezgodne warstwy rudonośne, jak i większe skupienia w kształcie nodul i krótkich żyłek

• Minerałami pierwotnymi są: chalkozyn, bornit, chalkopiryt, kowelin, domeykit

• Minerałami wtórnymi są: malachit, azuryt, chryzokola, kupryt, enargit, minerały U

• Z mineralizacją miedziową współwystępują: Au, Ag, Pt, ZnS, PbS, siarczki i tlenki Fe

• Składnikami towarzyszącymi są: kwarc, minerały ilaste, substancja organiczna, gips, anhydryt

• Rozmieszczenie minerałów kruszcowych jest strefowe:

1. Brzeg morza- chalkozyn, bornit, chalkopiryt, piryt- otwarte morze

2. Spąg- chalkozyn, bornit, chalkopiryt, piryt- strop

• Przy wysokim potencjale redoks pojawiają się osady czerwone, przy niskim szare i zielone

• Okruszcowanie Cu związane z osadami zielonymi

• Najkorzystniejsze warunki dla okruszcowania to strefy przejściowe od utworów czerwonych do szarych

• Złoża powstałe w trakcie transgresji charakteryzują się obecnością U w spągu, chakozyn, bornit, chalkopiryt, piryt (strop)

• Złoża powstałe w trakcie regresji charakteryzują się obecnością pirytu w spągu, w kierunku stropu dochodzi do koncentracji związków Cu

• Koncentracje Au-Pt-Pd związane są z zewnętrznymi partiami obszarów utlenionych i występują poza obszarami bilansowymi

• Największe koncentracje mineralizacji Au, Pt i Pd obserwuje się w zachodnich rejonach Polkowic

• Mineralizacja Au-Pt-Pd występuje w postaci cienkiego pokładu tnącego granice jednostek litostratygraficznych, obejmujące stropowe partie czerwonych piaskowców oraz czerwono zabarwione odmiany łupka miedzionośnego

Złoża rozsypiskowe

Pod względem warunków występowania wyróżnia się złoża odsłonięte lub pogrzebane pod serią osadów powstałych po utworzeniu się utworów zawierających rozsypiska.

• Rozsypiska eluwialne, powstają w miejscu wietrzenia skał macierzystych

• Rozsypiska deluiwalne, powstają w wyniku przemieszczenia po zboczu zwietrzałego materiału

• Rozsypiska proluwialne, powstają w wyniku gromadzenia się materiału zwietrzałego u podnóża zboczy

• Rozsypiska aluwialne, rzeczne, powstają w wyniku przenoszenia przez rzeki materiału wietrzeniowego (aluwialno-mierzejowe, korytowe, dolinne, deltowe, tarasowe)

• Rozsypiska lateralne, przybrzeżne, powstają wzdłuż brzegów jezior, mórz, oceanów

• Rozsypiska eoliczne, wydmowe, powstałe w wyniku działalności wiatru

• Rozsypiska glacjalne, lodowcowe (morenowe, fluwioglacjalne)

WARUNKI POWSTAWANIA ZŁÓŻ

Proces polega na sortowaniu materiału okruchowego według wielkości, gęstości i formy okruchów, ścieraniu, obtaczaniu i zróżnicowaniu okruchów według stopnia twardości mechanicznej i odporności chemicznej podczas transportu na powierzchni. Złoża okruchowe powstają pod wpływem siły ciężkości i są związane z działalnością wód podziemnych.

Mechanizm powstawania rozsypisk aluwialnych i deluwialnych

• Wśród utworów aluwialnych wyróżnia się:

1. Rozsypiska niewzbogacone, stanowią nagromadzenie okruchów kopaliny użytecznej w masie okruchowej skał macierzystych

2. Rozsypiska wzbogacone, powstają wskutek częściowego usunięcia skał płonnych przez wody deszczowe, zarówno w wyniku ich rozpuszczenia, jak i wymycia mechanicznego.

• W powstawaniu złóż deluwialnych znaczną rolę odgrywa sortowanie materiału okruchowego podczas jego spełzania po zboczu. Sortowanie jest nierównomierne w różnych częściach zbocza.

• Zazwyczaj wyróżnia się górną strefę intensywnego wietrzenia skał, zasilająca rozsypiska materiałem okruchowym, pod nią występuje strefa zasadniczego przemieszczania materiału po zboczu, a najniżej strefa powolnego przemieszczania i gromadzenia materiału okruchowego.

• Przemieszczanie materiału okruchowego po zboczu odbywa się pod wpływem siły ciężkości i zależy od kąta nachylenia zbocza, grubości osypiska, wilgotności, kształtu i gęstości okruchów, współczynnika tarcia, wahań temperatury powodujących zamarzanie i rozmarzanie zbocza, kurczenie się i rozszerzanie okruchów pod wpływem temperatury, wpływ przemieszczeń śniegu i lodu oraz wpływ soliflukcji.

Transport materiału okruchowego w rzece

• Materiał skalny transportowany jest w rzece w postaci rozpuszczonej, w stanie zawiesiny, przemieszczaniem po dnie.

• Główne znaczenie dla powstania aluwialnych złóż okruchowych ma przemieszczanie po dnie. Przy stosunkowo małych prędkościach prądu rzeki, okruchy denne pozostają w spoczynku. Maksymalna prędkość, przy której nie zachodzi przemieszczanie okruchów po dnie nazywa się

prędkością nieprzesuwającą. Przy jej przekraczaniu rozpoczyna się wibracja okruchów na dnie rzeki i odrywanie ich od osadów, zachodzi to przy krytycznej prędkości odrywania. Przy dalszym wzroście prędkości potok osiąga prędkość przesuwającą, przy której odbywa się przemieszczanie osadów dennych z prądem rzeki.

• Prędkość przepływu rzeki zmienia się okresowo co powoduje stałe uruchamianie materiału aluwialnego. Prędkość przepływu rzeki nie jest jednakowa na poszczególnych odcinkach rzeki, dlatego wyróżnia się:

1. Bystrza

2. Plosa

3. Brzegi wklęsłe

4. Brzegi wypukłe

• Transport okruchów aluwialnych po dnie rzeki w wyniku saltacji jest zaburzony falowym lub grzędowym przemieszczeniem osadów dennych, powodujących skośne warstwowanie osadów rzecznych. Ruch podwodnych grzęd odbywa się w wyniku przetaczania okruchów z łagodnego stoku wału na stromy. Przemieszczanie grzędowe osadów po dnie odbywa się po osiągnięciu określonej prędkości przepływu, ma charakter masowy i wpływa na zróżnicowanie i formowanie rozsypisk.

Obróbka okruchów

• Podczas tworzenia się rozsypisk zachodzi wysortowanie okruchów według ich wielkości, gęstości, oraz wytrzymałości mechanicznej.

• Okruchy przemieszczane po dnie rzeki zderzając się ze sobą ścierają się i ulegają obtoczeniu.

• Przy spływie deluwialnym okruchy ulegają wietrzeniu chemicznemu.

• W produktach końcowych transportu rzecznego gromadzą się minerały odporne mechanicznie i chemicznie. Istotny wpływ ma współczynnik zwilżności minerałów. Ziarna minerałów o słabej zwilżności (monacyt, diament, niektóre siarczki) nie mają ochronnej powłoki wodnej, lub jest bardzo cienka i nietrwała, w wyniku czego ziarna tych minerałów są szybciej ścierane od innych.

• Ze względu na zdolności migracyjne minerały dzieli się na:

1. O niskiej zdolności migracyjnej: cynober, wolframit, szelit, baryt

2. O średniej zdolności migracyjnej: magnetyt, granaty, złoto, monacyt, kasyteryt

3. O wysokiej zdolności migracyjnej: spinele chromowe, ilmenit, platyna, rutyl, cyrkon, korund, diament

Mechanizm powstawania przybrzeżnych złóż rozsypiskowych

• Rozsypiska przybrzeżne powstają pod wpływem przepływów i odpływów fal i prądów przybrzeżnych. Ich działanie sumaryczne polega na abrazji strefy przybrzeżnej dążącej do osiągnięcia profilu równowagi skłonów wybrzeża.

• Pod względem stopnia rozwoju profilu równowagi wyróżnia się brzegi:

1. Abrazyjne

2. Stabilne

3. Akumlacyjne

• Pas od skłonu do klifu jest strefą aktywnego współdziałania morza i lądu, dzielącą się na podstrefę falowania i pływów. Złoża rozsypiskowe minerałów ciężkich koncentrują się na plażach, co spowodowane jest tym, że prędkość przyboju zawsze jest większa niż prędkość fali powrotnej. W wyniku tego fala przyboju podnosi i wyrzuca na brzeg cząstki lekkie i ciężkie, a fala powrotna unosi tylko cząstki lekkie.

Złoża diagenetyczne

Złoża metamorfogeniczne

• Złoża zmetamorfizowane, to złoża które wraz z otaczającymi skałami uległy zmianom. Fe,Mn,Cu,Zn,Pb,Au

• Złoża metamorficzne, powstały w procesie metamorfizmu wskutek przegrupowania substancji mineralnej metamorfizowanych skał. Marmur, kwarcyty

• Metamorfizm prosty, progregresywny to metamorfizm regionalny wywołany podwyższeniem temperatury i ciśnienia.

• Metamorfizm wsteczny, regresywny, diaforeza, to metamorfizm w którym przeważa niskotemperaturowa asocjacja mineralna sprzyjająca pochłanianiu wody i CO₂.

Dolną granicą rozwoju procesów metamorfizmu regionalnego jest temperatura 450-500^oC, przejście do metamorfizmu średnich temperatur następuje w 600 ^oC, do wysokich temperatur w 700-750 ^oC, górną granicą metamorfizmu jest 900-950 ^oC.

• Skały metamorfizmu kontaktowego powstają w wysokiej temperaturze, przy małych naciskach i zmiennym ciśnieniu fazy gazowej

1. Facja albitowo-epidotowo-horfelsowa

2. Facja hornblendowo-horfelsowa

3. Facja piroksenowo-hornfelsowa

4. Facja sanidynowa

• Skały metamorfizmu regionalnego powstają w wysokiej temperaturze, przy wysokim ciśnieniu litostatycznym i ciśnieniu fazy gazowej

1. Facja zeolitowa

2. Facja łupków zielonych, zieleńcowa

3. Facja glaukofanowa

4. Facja amfibolitowa

5. Facja granulitowa

6. Facja eklogitowa

OPIS ZŁÓŻ

Złoża zmetamorfizowane regionalnie

1. Krzywy Róg (Ukraina)

2. Boken Hill (Australia)

3. Witwaters Rand (RPA)

Krzywy Róg

dolny proterozoik i górny archaik	górna seria krzyworoska (2500 m)	górny poziom	łupki ochrowe, kwarcowe, serycytowe, grafitowe, hitytowe
				dolny poziom	piaskowce, kwarcyty z wkładkami rud o grubości do 20 m
				poziom kontaktowy	rudy magnetytowo-chlorytowe, brekcje i zlepieńce oraz łupki chlorytowe z magnetytami
		Środkowa seria krzyworoska rudna (1300m)	VII łupki żelaziste z magnetytem VI rogowce martytowe z rudami martytowo-hematytowymi V jaspility martytowo-hematytowe (poziom najbogatszy) IV magnetyty III rogowce słabożelaziste II rogowce hematytowo-martytowe I rogowce hematytowo-martytowe
		Seria graniczna (120m)	łupki talkowo-chlorytowo-węglanowe powstałe z podwodnych eruptywów
		Dolna seria krzyworoska (100-250m)	łupki fyllitowe i grafitowe, piaskowce arkozowe, zlepieńce, kwarcyty
		seria zieleńcowa (1500m)	amfibolity z magnetytem
archaik	granity, migmatyty, gnejsy, granity mikroklinowe

Broken Hill

• Złoże występuje w zmetamorfizowanych i zdyslokowanych utworach archaicznych serii Wiliama, złożonych z parametamorficznych gnejsów sillimanitowo-biotytowo-granatowych i łupków serycytowych, andaluzytowych i staurolitowych

• Wśród utworów serii występują sztoki granitowe, żyły dolerytowe, aplity, pegmatyty

• Granitognejsy, aplity i amfibolity przewarstwiają się zgodnie ze skałami parametamorficznymi

• Przypuszcza się, że ich część powstała w wyniku metasomatycznej granityzacji skał osadowych

• Utwory serii są silnie zdyslokowane i sfałdowane, o kierunkach SW-NE

• Ciała rudne mają kształt siodłowy i zlokalizowane są w przegubach antyklin

• Rudy Zn-Pb zawierają galenę i markasyt z kalcytem, kwarcem, granatem, skaleniem, marmatyt i galenę z kwarcem, rodonitem, fluorytem

• W części centralnej na powierzchni występuje czapa manganowo-żelazowa

• Strefa utlenienia sięga 120 m

• Zawiera cerusyt, hemimorfit, limonit, rodochrozyt

Witwaters Rand

• Złoże związane ze zlepieńcami złotonośnymi zawierające uran

• Obszar złożowy zbudowany z trzech pięter

1. Piętro dolne składa się z silnie zdyslokowanych, archaicznych granitognejsów i łupków krystalicznych

2. Piętro środkowe zbudowane jest ze sfałdowanych łupków, kwarcytów, zlepieńców i efuzywów późnoprekambryjskich systemów Witwaters Rand, Ventersdrop, Transwal

3. Górne piętro tworzą płasko zalegające osady palezoiku górnego

• Ciała rudne składają się z pakietów zlepieńcow poprzedzielanych warstwami kwarcytu, tworzących tzw. reefy, bankety

• Miąższość przewarstwień zlepieńców wynosi od kilku centymetrów do 3 m

• Miąższość reefów osiąga 50 m

• Zlepieńce złotonośne są mono-, oligomiktyczne zbudowane z otoczaków jasnego kwarcu, kwarcytu i łupku.

• Ciemne spoiwo łupków składa się z kwarcu, serycytu, chlorytu, węglanów, substancji węglistej i siarczków

• Złoto pierwotne związane jest w siarczkach oraz w spoiwie w postaci drobnych ziarn

• Złoto wtórne przecina cienkimi żyłkami otoczaki jak i spoiwo

• Z minerałów uranowych występuje thucholit, uraninit, branneryt

---