SUROWCE METALICZNE - MIEDŹ

Dziś zajmiemy się następnymi złożami surowców metalicznych, tym razem miedź, która jako jeden z nielicznych surowców metalicznych tworzy w Polsce duże, opłacalne w eksploatacji złoża. Są to złoża tzw. polimetaliczne, tzn., że są źródłem nie tylko Cu, ale i podrzędnie innych surowców metalicznych. Zatem tematem naszych zajęć będą złoża polimetaliczne, z dużym naciskiem na występowanie w nich miedzi. Złoża miedzi występują w Polsce na monoklinie przedsudeckiej, peryklinie Żar i niecce północnosudeckiej (cechsztyn), w Miedziance i Miedzanej Górze w Górach Świętokrzyskich oraz Miedziance sudeckiej (formacja miedziowo-pirytowa), w utworach perotriasowych Gór Świętokrzyskich, utworach permokarbońskich zapadliska śródsudeckiego, w utworach wulkaniczno-osadowych strefy Kraków-Myszków (NE obrzeżenie GZW), w formacji zieleńcowo-keratofirowej Gór Kaczawskich, w wendyjskiej formacji osadowo-wulkanicznej Polski wschodniej oraz formacji zasadowej prekambru Polski NE. Podejrzewano o Cu ultramafity Dolnego Śląska, ale jak wskazują moje badania nie ma tam miedzi.

Złoża LGOM

Nazwa łacińska miedzi - cuprum - pochodzi od Cypru, gdzie już od 1500r. p.n.e. eksploatowano wielkie złoża rud miedzi. Rudy te były też surowcem od dawna znanym na ziemiach polskich, początki górnictwa sięgają średniowiecza, a może i wcześniej. Eksploatacja złóż żyłowych (miedziowo-pirytowe złoża hydrotermalne) w Górach Świętokrzyskich w Miedziance koło Chęcin i miedzianej Górze pod Kielcami prowadzona była z przerwami od XIIIw. do 1922r. W Miedzianej Górze występowały największe w Górach Świętokrzyskich złoża miedzi (i największe w Polsce do odkrycia LGOM). Np. stąd pochodziła miedź użyta do pokrycia dachów na Wawelu (1593). Przemysłowe znaczenie miały w Miedziance i Miedzianej Górze rudy położone w obrębie wtórnie wzbogaconej strefy cementacji, sięgającej do głębokości 80-90m. Na niewielka skalę wydobywano też Cu w Tatrach (Ornak) i Karpatach (Monastyrzec, Trepcza, Bezmiechowa, Bykowce). W Sudetach (wydobycie Cu od XIIIw.) okresowo duże znaczenie miało złoże w Miedziance, w osłonie Karkonoszy, na N krańcu Rudaw Janowickich. Eksploatacja była wznawiana kilka razy, zakończono ją w 1925r. (żyły kruszcowe przecinające skały metamorficzne). Po wojnie podjęto tu badania w celu poszukiwania uranu. Inne wystąpienia w Sudetach to: Stara Góra koło Radzimowic, Wieściszowice, Czarnów, Kowary, Stanisławów, Męcinka i Chełmiec). Także one były eksploatowane nie tylko dla omawianych wcześniej surowców (baryt, piryt, fluoryt), ale też dla miedzi (są to tzw. złoża polimetaliczne hydrotermalne).

Jednak największe znaczenie zyskały w Polsce złoża miedzi z cechsztyńskiej serii miedzionośnej na Dolnym Śląsku. Są to obecnie eksploatowane złoża polimetaliczne monokliny przedsudeckiej (tzw. Nowe Zagłębie Miedziowe), odkryte w 1957r. przez doc. Jana Wyrzykowskiego (kopalnie zostały zbudowane w latach 60- i 70-tych) oraz złoża niecki północnosudeckiej (tzw. Stare Zagłębie Miedziowe). W starym zagłębiu, w synklinie złotoryjskiej miedź wydobywano już od XVw. Prace były kilka razy przerywane z powodu wojen i epidemii. Rozkwit nastąpił w XIXw. Ożywienie prac badawczych nastąpiło ponownie przez II wojną światową, kiedy tez zbudowano kopalnię „Lena” w synklinie złotoryjskiej, następnie zaś kopalnie „Lubichów” i „Konrad” w synklinie grodzieckiej. Te kopalnie zostały zatopione pod koniec wojny, nigdy nie dając znaczącej produkcji. Po wojnie uruchomiono jeszcze powtórnie „Lenę” (1950r.), w latach 70-tych przekształcono jednak zakłady górnicze w zakład urządzeń górnych produkujący koronki wiertnicze. W latach 50-tych w rejonie Złotoryi zbudowano też nową kopalnię „Nowy Kościół” (zamknięta w 1968r.). Kopalnie „Konrad” i „Lubichów” też odwodniono i w tej drugiej po kilkudziesięciu latach wydobywania miedzi rozpoczęto eksploatację anhydrytu i gipsu (1984r.). Kopalnię „Konrad” połączono z „Lubichowem” i „Upadową Grodziec” w 1958r. i prowadzono tam wydobycie rudy Cu do 1989r. W starym zagłębiu wydobyto w sumie 56 408 478Mt rudy, z której uzyskano 853 954Mt Cu w koncentracie. Są to niestety niewielkie wyniki.

W 1957r. w skutek szeroko zakrojonych poszukiwań surowców mineralnych w Polsce odkryto i udokumentowano złoża rud Cu monokliny przedsudeckiej w rejonie Lubina-Sieroszowic (LGOM). Nazwano je nowym zagłębiem. Złoża te są bogate, optymistycznie oceniane na 10% światowych zasobów tego surowca.

Złoża monokliny przedsudeckiej oraz niecki północnosudeckiej są to tzw. stratyfikowane (typu stratoidalnego), polimetaliczne złoża rud Cu. są też określane mianem typu „łupków miedzionośnych” (z niemiecka „Kupferschiefer”). Złoża te są usytuowane wzdłuż S brzegu basenu cechsztyńskiego Centralnej Europy, cięgnącego się od E wybrzeży Wielkiej Brytanii, poprzez Holandię, N rejony Niemiec aż do E granicy Polski. Złoża o znaczeniu ekonomicznym występują tuż powyżej granicy pomiędzy strefami saksoturyńską i renohercyńską eksternidów waryscyjskich (na obszarze utworów przedpermskich skonsolidowanych w czasie fałdowań waryscyjskich). W ich podłożu występują utwory powstałe do karbonu górnego, które zostały sfałdowane i skonsolidowane w karbonie górnym. Złoża Cu obejmują maleńki obszar 0,2% (w skali Europy) obszaru występowania utworów cechsztynu, zajmującego około 960 000km². Cechsztyńska seria miedzionośna jest jednym z ważniejszych światowych kolektorów surowców metalicznych, wśród których najważniejsze są Cu i Ag, a jako domieszki pojawia się wiele innych metali, jak np.: Pb, Zn, Co, Ni, Mo, As i Hg. Ważne w złożach tego typu są również metale szlachetne jak: Au i platynowce. W Europie wśród złóż stratoidalnych największe są właśnie Polskie złoża Cu obszaru Lubin-Sieroszowice, występujące na monoklinie przedsudeckiej wśród utworów cechsztynu. Znajdują się one około 75km na NW od Wrocławia (strefa renoherzyńska). Inne z większych złóż występujących w tej strefie to złoża niemieckie Sangerhausen (S), Richelsdorf (R) i Mansfeld (M). Złoża Cu obszaru niecki północnosudeckiej są zlokalizowane w strefie saksoturyńskiej waryscydów (z niemieckich złóż znane tu są złoża: Spessart-Rhön (SR), Spremberg-Weisswasser(SW) - litery w nawiasach odnoszą się do slajdu z basenem cechsztyńskim w Europie). Oprócz Europy złoża stratyfikowane miedzi w skałach osadowych znane są z Afryki (Zair-Zambia Copper Belt), Azji (Dżeskazgan w Kazachstanie), USA (White Pine w Michigan). Złoża tego typu dostarczają 17-20% światowej produkcji Cu. 52% światowej produkcji Cu to złoża porfirowe (Ameryki i Azja E), 8% to siarczki masywne, a 5% likwacyjne.

Obszar złożowy Lubin Sieroszowice ma kształt wieloboku wydłużonego w kierunku NW-SE, długości 40-45km i szerokości 20-25km. Złoże zalega na głębokości od 400 do 1600m pod powierzchnia i głębiej. Na tym obszarze działają w chwili obecnej 3 zakłady górnicze: Polkowice, Lubin i Rudna. Zakład Sieroszowice, który działa jako samodzielny jeszcze klika lat temu, obecnie należy do Polkowic. Pod względem geologicznym złoże LGOM usytuowane jest w S części monokliny przedsudeckiej, oddzielonej od krystalicznego bloku przedsudeckiego strefą uskoków środkowej Odry, o przebiegu NWW-SEE do NW-SE. Monoklina przedsudecka jest zbudowana z utworów permo-mezozoicznych leżących niezgodnie na starszym podłożu i zapadających łagodnie pod kątem 3-6^o na NNE. Wychylenie utworów permu i mezozoiku ze swojego pierwotnego ułożenia poziomego miało miejsce w czasie laramijskich ruchów tektonicznych. Utwory te są przykryte niezgodnie leżącymi osadami kenozoicznymi.

Podłoże monokliny stanowią utwory proterozoiczne i paleozoiczne sfałdowane i wielokrotnie zmienione (zdiagenezowane i zmetamorfizowane). Utwory proterozoiku i starszego paleozoiku występują w wewnętrznych partiach czterech stref antyklinalnych, biegnących równolegle do uskoku środkowej Odry. Składaja się one z granitów, gnejsów, łupków metamorficznych, biotytowo-kwarcowych oraz hornfelsów i wielokrotnie zmienionych fyllitów. Dwie z tych stref: strefę krystaliczna środkowej Odry oraz Wyniesienie Krotoszyn-Wolsztyn uważa się, że w cechsztynie stanowiły paleowzniesienia. Do najbardziej powszechnych skał podłoża przedsudeckiego należą skały dolnego i górnego karbonu, składające się z szarogłazów, arenitów przewarstwionych i zmieszanych z piaskowcami drobnoziarnistymi, łupkami i zlepieńcami. Przecięte są one przez sieć epigenetycznych żyłek, które wiążą się z mikrotektoniką waryscyjską fazy asturyjskiej. Podczas karbonu również powstały intruzje granitowe. Utwory molasowe karbonu były akumulowane w depresjach śródgórskich orogenu herzyńskiego. Uskoki brzeżne tych depresji były póxniej reaktywowane w czasie wczesnopermskiego ryftingu. Ladowa sedymentacja rozpoczęta w późnym karbonie, oraz zmiany klimatu na coraz bardziej suchy, były charakterystyczne dla utworów dolnego P (czerwony spągowiec). Utwory te są szeroko rozprzestrzenione na całym obszarze monokliny przedsudeckiej (złoża ropy wspomnieć) i w rejonie Lubin-Sieroszowice osiągają miąższość 250-300m, niezgodnie zalegając na krystalicznym podłożu. Jest to wyraźnie oddzielna formacja litologiczna złożona przede wszystkim z utworów klastycznych, skał piroklastycznych i wylewnych. Zmienna miąższość utworów klastycznych czerwone spągowca w tym rejonie jest dowodem na zróżnicowaną rzeźbę terenu. Były one deponowane w izolowanych, zamkniętych basenach śródgórskich i przedgórskich, ograniczonych uskokami, w środowisku stożków napływowych, słonych jezior, meandrujących rzek i strumieni. Dolny czerwony spągowiec (autun) wykształcony jest jako alkaliczne ryolity, alkaliczne trachity i trachity, andezyty i ryodacyty oraz podrzędnie, głównie w dolnej części profilu, jako skały klastyczne. Miąższość wulkanitów w S części obszaru złożowego wynosi od kilku do kilkudziesięciu m i wzrasta na N i NW, osiągając miąższość niejednokrotnie większą niż 1000m.

Wyraźna zmiana klimatu z wilgotnego na suchą nastąpiła w górnym czerwonym spągowcu (sakson). Wtedy w polskiej części basenu dominowała sedymentacja eoliczna i fluwialna, będące w stałym związku z systemem depozycyjnym typu playa. Górny czerwony spągowiec: to zlepieńce, piaskowce kwarcowe, arkozowe drobno- i średnioziarniste o czerwonym zabarwieniu z podrzędnymi przeławiceniami czerwonych i szarych mułowców. W stropie czerwonego spągowca występuje warstwa jasnoszarych lub szarych piaskowców (nazywanych białym spągowcem) o miąższości od ok. 1m do ponad 40m. Brak jest ostrej granicy między piaskowcem czerwonym i białym. Zazwyczaj występuje stopniowe, nieregularne przejście przez piaskowiec ciemnoróżowy do białego. Dolna część białego spągowca stanowi odbarwione przez infiltrujące wody morza cechtyńskiego lub nigdy nie zabarwione na czerwono utwory eoliczne czerwonego spągowca. Pomimo niewątpliwego wpływu środowiska morskiego na sedymentację najwyższej części czerwonego spągowca, jego strop ze względu na jednoznaczność i łatwość w ustalaniu na podstawie pomiarów geofizycznych, stawiany jest w spągu poziomu łupków miedzionośnych lub wapienia podstawowego. Transgresja morza cechsztyńskiego nastąpiła od N i dość szybko zalała basen charakteryzujący się zróżnicowana paleogeografią utworzonych paleowzniesień i subbasenów. Morskie osady cechsztynu zalęgające transgresywnie na utworach czerwonego spągowca są utworami płytkiego, ciepłego morza epikontynentalnego, deponowanymi w dość suchym klimacie sprzyjającym ewaporacji. Ich miąższość na obszarze LGOM wynosi około 300m. Składają się one z łupków, dolomitów, anhydrytów i utworów solnych, które osadziły się w czasie 4-ch cyklotemów sedymentacyjnych, z których 3 niższe maja charakter węglanowo-ewaporatowy, natomiast najmłodszy jest klastyczno-ewaporatowy.

Wapień podstawowy (zwany też na terenie zalegania złoża dolomitem granicznym) zalega na piaskowcach białego spągowca tworząc nieciągłą warstwę o miąższości 0-30cm. Są to szare wapienie i dolomity. Łupek cechsztyński pierwszego cyklotemu (zwany też w sensie stratygraficznym łupkiem miedzionośnym, w języku niemieckim: Kupferschiefer) występujący na znaczącej części obszaru LGOM, osadził się bezpośrednio na piaskowcach białego spągowca lub na utworach wapienia podstawowego. Konwencjonalnie przyjmowany jest ze względów praktycznych za najniższy poziom cechsztynu. Na znacznej części obszaru łupek miedzionośny to czarne i szaro-czarne łupki ilaste, ilasto-dolomityczne i dolomityczno-ilaste. Miąższość łupku jest bardzo zmienna, zwykle 30-60cm, w niektórych miejscach przekracza nawet 1m. Głównymi minerałami są w nim: illit, glaukonit, węglany, kwarc detrytyczny i wtórny oraz 0,3-30% materii organicznej. Stanowi on zazwyczaj najsilniej okruszcowany Cu, Ag, Pb, Zn poziom cechsztynu. Obserwuje się w nim równoległą laminację, dość wyraźną oddzielność łupkową oraz niemal zupełny brak fauny bentonicznej. Budowa foliacyjno-pakietowa jest wynikiem naprzemianległego ułożenia warstewek ilastych z domieszka substancji organicznej i warstewek lub soczewek węglanowych, charakterystycznej dla sezonowej rytmiczności sedymentacji. Łupki miedzionośne facji redukcyjnej tworzyły się w spokojnych, najbardziej obniżonych częściach płytkiego morza epikontynentalnego, w środowisku beztlenowym. W niektórych obszarach łupek nie jest obecny i zamiast niego występuje wapień (dolomit) organogeniczny. Uważa się, że te strefy reprezentowały lokalne bariery oddzielające facje basenowe od lagunowych. Wapień (dolomit) formował się na wyniesieniach, w środowisku płytkosublitoralnym lub na obszarach o dość znacznej, epizodycznej zmiennej energii wód. W pewnych obszarach łupek cechsztyński reprezentowany jest przez łupki ilaste i margliste o rytmicznie zmieniającej się barwie od brunatnoszarej do szarozielonkawej, bądź reprezentowany jest przez margle, wapienie margliste i dolomity ilaste z czerwonymi plamami. Utwory te stanowią utleniona odmianę facjalna łupku miedzionośnego i często określane są jako utwory facji „rote Fäule”. Dominującymi minerałami są tu tlenki i wodorotlenki Fe. Cechy facji utlenionej najczęściej wykazują osady białego spągowca, wapienia podstawowego i łupku miedzionośnego, natomiast rzadziej utwory wapienia cechtyńskiego. Oszczepalski i Rydzewski przyjmują model syngenetyczno-wczesnodiagenetyczny tworzenia się tej strefy. Najnowsze prace wskazują na istnienie więcej niż jednej facji „rote Fäule” - oprócz facji synsedymentacyjnej, nie mającej związku z mineralizacja siarczkową, wyróżniane są również utwory z czerwonymi plamami pochodzenia epigenetycznego, które występują ściśle z siarczkami Cu.

Łupek miedzionośny ku górze przechodzi w serię wapienno-dolomityczną pierwszego cyklotemu PZ1 (poziom wapienia cechsztyńskiego), o zmiennej miąższości od 7m w W części obszaru złożowego do ponad 100m w części E. Składa się ona z dolomitów, dolomitów wapnistych i wapieni dolomitycznych, podrzędnie wapieni. Dolna część tej serii reprezentowana jest przez ciemne dolomity, zawierające znaczne domieszki substancji ilastej i materii organicznej. Utwory węglanowe przechodzą ku górze w anhydryty PZ1, które występują na znacznej części obszaru LGOM i osiągają miąższość do 70m. Sól kamienna najstarsza obserwowana jest tylko w NW i NE części obszaru. Dolomit główny drugiego cyklotemu PZ2 występuje tylko lokalnie, stąd po utworach cyklotemu PZ1 następują przede wszystkim anhydryty i sól kamienna kolejnych cyklotemów PZ2, PZ3 i PZ4. Na obszarze LGOM utwory permu przykryte są przez osady pstrego piaskowca o miąższości 250m. Orogeneza alpejska, która towarzyszyła zamykaniu się oceanu Tetydy, spowodowała regionalne wyniesienia między innymi bloku przedsudeckiego, stąd też osady trzeciorzędowe (200-480m) leżą niezgodnie na utworach triasu. Są one wykształcone w postaci iłów, mułowców, piasków, żwirów i węgli brunatnych. Nadkład czwartorzędowy (około 60m) to przeważnie gliny, iły, mułki, piaski, żwiry i torfy.

Spokojnie zapadające serie skalne monokliny przedsudeckiej porozcinane zostały na szereg różnej wielkości bloków w różnym stopniu poprzesuwanych względem siebie w formie rowów albo zrębów. Zasadnicze znaczenie na tym obszarze maja uskoki o przebiegu od NW-SE do NNW-SSE, które skupiają około 70% wszystkich dyslokacji i należą do systemu uskoków środkowej Odry. Dyslokacje te mają duże rozprzestrzenienie i znaczne amplitudy (zrzuty od kilkudziesięciu m do 200m). Uskoki tego systemu biegną do siebie równolegle w odstępach około 0,5-2km i mają charakter kompresyjny. Do nich należą uskoki: główny Lubina, Szklar Górnych, Olszy. Drugi system uskoków reprezentowany jest przez uskoki równoleżnikowe W-E (z odchyleniem na WSW-ENE), które także mają duże rozprzestrzenienie, ale wielkość ich zrzutów jest mniejsza. Wiele z nich ma charakter nożycowy. Te uskoki to między innymi uskoki: Paulinowa i Sieroszowic oraz Biedrzychowej i Kłopotowa. Trzeci system uskoków tworzą uskoki południkowe N-S, o zmiennej wielkości zrzutów i małym zasięgu poziomym (1-3km). Uskoki te pojawiają się zwłaszcza w SE części obszaru złożowego, na granicy monokliny przedsudeckiej i bloku przedsudeckiego.

W strefach dyslokacyjnych często wzrasta intensywność wtórnej mineralizacji. Pojawiają się żyły, brekcje, lustra tektoniczne. Często szczeliny są po prostu zwarte. Bardzo często oprócz uskoków w skałach pojawiają się spękania i szczeliny, których ilość wzrasta wraz z wytrzymałością mechaniczną skał. Najwięcej jest ich w dolomitach i wapieniach. Wszelkie zjawiska tektoniczne na tym obszarze mają związek z ruchami młodoalpejskimi. Część jednak uskoków ma starsze założenia, np. starokimeryjskie, a może nawet waryscyjskie.

Mineralizacja polimetaliczna (głównie Cu, Ag, Zn, Pb) występuje w morskich osadach górnego permu (cechsztyn) tuż na kontakcie z lądowo-wulkanicznymi utworami dolnego permu (czerwony spągowiec). Koncentracja metali ciężkich występuje w piaskowcach białego spągowca (głównie w stropie tych piaskowców), dolomicie granicznym (wapień podstawowy), łupku miedzionośnym oraz w dolnej części serii węglanowej pierwszego cyklotemu werra. Podstawową warstwa rudną (czyli najsilniej zmineralizowaną) są przeważnie czarne lub czarnoszare łupki ilasto-margliste. Zawartość Cu w łupkach wynosi przezwanie 1-3,4%, a niekiedy jest jeszcze większa. Oprócz rudy łupkowej wydobywa się rudę piaskowcową i węglanową. Ruda piaskowcowa ma miąższość od kilkunastu cm do 1,5m, rzadziej jest grubsza. Zawartość Cu wynosi 0,5-1,5%, niekiedy osiąga kilka %. Warstwa rud węglanowych ma miąższość od kilkunastu do kilkudziesięciu cm. Zawartość Cu rzadko przekracza 1,5%.

Ogólnie średnia miąższość horyzontu zmineralizowanego wynosi około 4 m (waha się w zakresie 0,4-26m) i zawiera około 2% Cu, 40ppm Ag, 0,2% Pb i 0,1% Zn. Czyli ekonomiczne nagromadzenie siarczków występuje generalnie w 3-ch głównych typach skał: piaskowcu, łupku i dolomitach, jednak w wielu miejscach obserwuje się odstępstwa od tego modelu. Strefy z mineralizacja o znaczeniu ekonomicznym stanowią tylko 0,2% powierzchni basenu cechtyńskiego. Poza strefę złożową tło metali ciężkich dla ciemnych łupków wynosi zasadniczo 20-200ppm (Cu, Zn, Ni, Cr) lub mniej niż 100ppm (U, Pb, Mo, Co).

Oprócz koncentracji Cu, Pb, Zn i Ag wiele innych ważnych pierwiastków metalicznych wykazuje interesujące koncentracje w tych utworach (Co, Ni, Mo, V, Bi, Sb, Cr, Sn, Re, Se, Au, Pt i Pd). Zawartość tych metali jest niewielka, niemniej jednak niektóre z nich są odzyskiwane przy produkcji Cu, Pb i Ag. Są to Ni i niewielkie ilości Au, Pt, Pd i Re. Rocznie w kopalniach LGOM wydobywa się około 27mln. t. rudy (co daje: około 486 tys. t Cu elektrolitycznej, 12tys. t Pb, 1 tys. t Ag, 280t Ni, 0,5t Au, kilka kg Pt i kilkadziesiąt kg Re i Pd, dane na rok 2000). W kopalni Sieroszowice wydobywa się ponadto sól kamienną o bardzo dużej czystości.

W złożach polimetalicznych monokliny przedsudeckiej stwierdzono dotychczas ponad 110 minerałów kruszcowych: siarczków, siarkosoli, arsenków i faz rodzimych. Głównymi minerałami kruszcowymi są: chalkozyn (Cu₂S) - 90% objętości skały, bornit (Cu₅FeS₄), chalkopiryt (CuFeS₂), digenit (Cu₉S₅), kowelin, piryt (FeS₂), galena (PbS) i sfaleryt (ZnS). Chalkozyn, który dominuje nad bornitem i chalkopirytem skupia znaczą ilość srebra (700-7000ppm). Galena zawiera domieszki Ag, Cu i Hg. Druga grupa minerałów rudnych (akcesoryczna) reprezentowana jest przez markasyt, minerały grupy tennantyt-tetraedryt, enargit, stomeyeryt, srebro rodzime, rammelsbergit, kobaltyn, nikielin, smaltyn, saffloryt, löllingit i inne. Do rzadkości należą bietechtinit, akantyt, miedź rodzima, wittichenit, skutterudyt, vaesyt, bravoit i claushalit. Ponadto opisano kilkanaście minerałów do tej pory nie nazwanych. Generalnie Piestrzyński rozróżnia: minerały systemu Cu-S (chalkozyn, digenit, djurleit, anilit, kowelin), minerały systemu Cu-Fe-S (bornit, chalkopiryt, idait), minerały systemu Cu-As-Sb-S (tennantyt-tetraedryt, enargit, luzonit, famatynit), minerały Pb i Zn (galena, sfaleryt, clausthalit, cerusyt), minerały srebra (srebro rodzime, stromeyeryt, jalpait, siarczki Cu-Fe-Ag, amalgamaty srebra), metale szlachetne (złoto rodzime, złoto ołowiowe, elektrum, arsenki palladu, złoto platynowe), minerały Ni i Co (kobaltyn, gersdorffit, rammelsbergit, nikielin), minerały Mo (castaingit, molibdenit), minerały Fe (piryt, markasyt, thiosiaczany). Rozmieszczenie okruszcowania w obszarze złożowym jest nieregularne. Wyróżnia się tu 6 podstawowych typów okruszcowania: rozproszone, gniazdowe, żyłkowe, soczewkowe, lamin kruszcowych i masywne.

Okruszcowanie rozproszone jest najbardziej rozpowszechnione w złożu. Minerały kruszcowe wypełniają tu wolne przestrzenie we wszystkich typach skał, często zastępują węglanowo-ilaste spoiwo piaskowca. Ze względu na małe rozmiary agregatów mineralnych (wielkość skupień poniżej 50μm) ten typ okruszcowania jest praktycznie niewidoczny w łupku i trudno rozpoznawalny w skałach dolomitowych. Niekiedy spotyka się nieco większe mikrolity kruszcowe i agregaty (powyżej 100μm), które rozmieszczone są smugowo, wykazując tendencje do skupiania się w niektórych warstewkach - szczególnie bogatych w materię organiczną. Mikrolity odznaczają się kształtami kulistymi bądź kulisto-owalnymi lub nieregularnymi, a nawet idiomorficznymi (piryt i piryt framboidalny). Oprócz formy rozproszonej minerały kruszcowe występują w formie gniazdowej. Ten typ okruszcowania występuje głównie w dolomitach, rzadziej w piaskowcu. Typy żyłkowy i soczewkowy są charakterystyczne dla łupków miedzionośnych, rzadziej dolomitów i piaskowców. Soczewki mają grubość do kilku mm i przebiegają zgodnie z foliacją łupków cechsztyńskich, żyłki przecinają w różnym kierunku skały zmineralizowane. Natomiast laminy kruszcowe są obserwowane wyłącznie w piaskowcu. Ich geneza jest przedmiotem licznych dyskusji i polemik naukowych. Rytmiczne i równoległe do siebie laminy przebiegają niezgodnie do pierwotnych struktur sedymentacujnych i zbudowane są z digenitu i chalkozynu, tworzących spoiwo ziaren kwarcu. Okruszcowanie typu masywnego jest spotykane rzadko. Występuje ono wyłącznie w stopie piaskowca (warstwa lub wysięki poniżej dolomitu granicznego) i/lub w otoczeniu nieregularnych struktur piaskowca o spoiwie anhydrytowym. Rzadko obserwuje się go w dolomicie granicznym. Należy wspomnieć jeszcze o innej formie występowania mineralizacji - epigenetycznych żyłach kruszcowych, które nie maja żadnego znaczenia ekonomicznego, a związane są z uskokami i spękaniami tektonicznymi. Spotykane są głównie wśród łupków i dolomitów, rzadziej piaskowców. Tną one serię złożową zwykle pod dużym kątem, często mają budowę brekcjową i nieco odmienny skład mineralny niż otaczająca seria okruszcowana. Stowarzyszone są ze strefami uskoków i towarzyszących im szczelin tektonicznych. Nieliczne z tych żył wykazują podobieństwo do polimetalicznych żył typu Rücken, znanych z obszaru Niemiec. W sąsiedztwie żył głównych spotyka się znacznie cieńsze, biegnące równolegle lub odgałęziające się drobne żyłki miąższości od kilku mm do kilku cm. Rozróżniono następujące typy żył: kalcytowe (kalcytowo-kruszcowe i kalcytowe z podrzędną ilością kruszców), barytowe (barytowo-kruszcowe, barytowe z podrzędną ilością minerałów kruszcowych), kwarcowe, kruszcowe (chalkopirytowe z bornitem, sfalerytem, galeną i minerałami szeregu tetraedryt-tennentyt, tennantytowe oraz nikielinowo-rammelsbergitowe), anhydrytowe (anhydrytowe z minerałami szeregu tetraedryt-tennantyt, anhydrytowe z podrzędną ilością minerałów kruszcowych i kalcytem), gipsowe.

Cechą charakterystyczną mineralizacji siarczkowej złoża LGOM jest istnienie ścisłego związku pomiędzy występowaniem bogatej mineralizacji Cu-Ag-Pb-Zn i występowaniem osadów facji utlenionej (rote Fäule), dla których typowe są pseudomorfozy hematytu po pirycie framboidalnym i automorficznym. Mineralizacja siarczkowa występuje ponad osadami utlenionymi, a koncentracje miedzi maleją w miarę przemieszczania się facji utlenionej w coraz wyższe partie wapienia cechsztyńskiego. Charakterystyczne jest również niezgodne ułożenie granicy strefy redukcyjnej z utlenioną względem jednostek litostratygraficznych. Do istotnych cech mineralizacji kruszcowej należy pionowa i pozioma strefowość rozmieszczenia metali w stosunku do obszarów występowania facji utlenionej. Strefowość pozioma - wokół rejonów zmineralizowanych tlenkami Fe występują siarczki Cu, a następnie siarczki Pb, Zn i Fe (chalkozyn - bornit - chalkopiryt - galena - sfaleryt - piryt). Jeśli chodzi o strefowość pionową to jest ona następująca (od dołu): płony hematyt - rozproszony piryt - siarczki miedzi - galena - sfaleryt - piryt. Strefowość metali jest często interpretowana jako rezultat różnic w rozpuszczalności siarczków. Metale, które brane są tu pod uwagę, mają zwiększającą się rozpuszczalność jako siarczki i aktywności jako jony metali w równowadze z H₂S w porządku Cu-Pb-Zn-Fe.

W utworach cechsztyńskiej serii miedzionośnej znane jest też występowanie Au, Pt, Pd, jednak rozkład ich koncentracji w stosunku do horyzontu miedzionośnego nie został jednoznacznie określony. Do 1993r jedynym znanym obszarem występowania Au był rejon Lubina Zachodniego. Stwierdzono, że Au występuje tam w spągu czarnych odmian litologicznych łupku miedzionośnego, zwanych „łupkami z metalami szlachetnymi”, w postaci faz własnych (Au rodzime, elektrum), jako podstawienia izomorficzne w Ag rodzimym, niektórych siarczkach Cu, siarczkach Ag oraz arsenkach i diarsenkach palladu, a także w postaci związków organometalicznych. Miąższość tego łupku z metalami szlachetnymi wynosi zaledwie 0,01. Znajdował się on ponadto poniżej łupku zawierającego duże zawartości thucholitu (w tym łupku z metalami szlachetnymi zawartości dochodziły do 3000g/t Au, 340g/t Pt i 1000g/t Pd). Niższe koncentracje metali szlachetnych były sygnalizowane z tzw. łupku thucholitowego i łupku zawierającego fosforany. W Polsce złoto jest pozyskiwane ubocznie przy rafinacji Cu z rud LGOM w ilości 200-400kg/rok. W najbardziej rozpowszechnionej odmianie łupków miedzionośnych - łupkach dolomitycznych zawartość wynosi 0,01-0,1g/t, sięgając w łupkach smolistych 1,5g/t, a w pojedynczych próbkach nawet 3000g/t. Występują zarówno minerały własne, jak i podstawienia w innych minerałach oraz prawdopodobnie połączenia organometaliczne. Zawartość uśrednioną w rudzie określa się na 0,0Xg/t, a w koncentratach miedziowych na 0,Xg/t. Zupełny przełom w sprawie rozmieszczenia metali szlachetnych nastąpił z chwilą znalezienia w 1993r Au rodzimego w utworach utlenionych kopalni Polkowice Zachodnie oraz po zasygnalizowaniu obecności podwyższonych koncentracji Au i platynowców w utlenionym łupku miedzionośnym złoża Lubin-Sieroszowice. Wysokie koncentracje Au, Pt i Pd występują wzdłuż kontaktu facji utlenionej z redukcyjną, głównie po stronie utworów utlenionych, potwierdzając wcześniej sformułowaną prawidłowość o przestrzennym i genetycznym związku występowania polimetalicznej mineralizacji cechsztyńskiej z obszarami facji utlenionej. Stwierdzone, że złoto rodzime oraz platynowce występują w wysokich koncentracjach w czerwono zabarwionych odmianach łupka miedzionośnego i stropu białego spągowca. Są to osady typowe dla facji „rote Fäule” (poza obszarami bilansowymi dla rud Cu). Utwory utlenione występują zwykle w spągu cechsztyńskiej serii miedzionośnej, obejmując utwory plamiste o czerwonej lub szarobrunatnej barwie, cechujące się obecnością hematytu i uwodnionych tlenków Fe. Największe koncentracje Au i platynowców stwierdzono w W części rejonu Polkowic, gdzie większość profilów cechuje zawartość Au ponad 1ppm. Największą zawartość Au stwierdzono w kilku próbkach łupku miedzionośnego (zwłaszcza w strefie przejściowej), gdzie sięga 100ppm, lecz najczęściej zawartość Au zawiera się w granicach 0,2-10ppm. Mineralizacja Au-Pt-Pd występuje w formie bardzo cienkiego (20-80cm miąższości) pokładu tnącego granice jednostek litostratygraficznych, obejmującego stropowe partie czerwonych piaskowców oraz czerwono zabarwione odmiany litologiczne łupku miedzionośnego (wraz z utworami przejściowymi do utworów redukcyjnych). Mineralizacja ta na obszarze około 60km² zawiera średnio 1,5ppm Au, 0,3ppm Pt i 0,2ppm Pd, podścielając ubogą mineralizację miedziowo-srebrową.

Podsumowując, wokół obszarów facji utlenionej koncentrycznie występują rejony o przewadze Au, Pt, Pd, a następnie siarczków Cu i kolejno siarczków Pb, Zn i Fe. Z analizy rozkładu utworów w reżimie utlenionym, redukcyjnym i przejściowym między nimi oraz z analizy ich strefowego rozmieszczenia wynika wzajemny związek tych stref tworzących integralny system mineralizacyjny o wspólnej genezie.

Geneza polimetalicznych złóż rud miedzi typu Kupferschiefer Centralnej Europy była przez wiele lat tematem kontrowersyjnym. Przez długi czas uważano te złoża jako prototyp syngenetycznych złóż osadowych. Argumentami, które doprowadziły do takich wniosków były: stratyfikowany charakter głównej zmineralizowanej jednostki, pozytywna korelacja pomiędzy materią organiczną i siarką siarczkową oraz pozioma i pionowa dystrybucja metali ciężkich. Według tego modelu, głównym procesem, który doprowadził do powstania tej mineralizacji (o znaczeniu ekonomicznym) miała być precypitacja siarczków w warunkach euksenicznych za pośrednictwem bakteryjnej redukcji siarczanów. Bardzo lekki skład izotopowy siarki i duże zróżnicowanie w wartościach c siarczków większości próbek złoża uważano za dowód, że siarka była bakteriopochodna i że powstanie złoża było równoczesne z depozycją łupku. Jako źródło metali sugerowano otaczające masy lądowe, bądź aktywne w czasie dolnego cechsztynu podmorskie hydrotermy. Ale ta teoria dostarczenia metali bezpośrednio z otaczających morze cechsztyńskie mas lądowych przez rzeki może być odrzucona, gdyż rekonstrukcja paleogeograficzna, pokazująca warunki klimatyczne oraz ilość słodkiej wody potrzebniej do dostarczenia tak dużej ilości metali do morza cechsztyńskiego czyni tę teorię bardzo mało prawdopodobną. Również nie ma dowodów petrograficznych lub geochemicznych na poparcie teorii syngenetycznej, hydrotermalno-ekshalacyjnej. Intensywne badania mineralogiczne, geochemiczne (między innymi badania geochemiczne materii organicznej i badania izotopów stabilnych) przyczyniły się do nowego spojrzenia na genezę złoża typu Kupferschiefer. Obecnie niemal wszyscy obrońcy teorii syngenetycznej rozpoznali znacząca rolę procesów diagenetycznych w rekrystalizacji lub/i w redystrybucji metali ciężkich. Geneza polimetalicznych rud miedzi Centralnej Europy nie może być wyjaśniona za pomocą tak prostego modelu syngenetycznego: z jednym źródłem metali ciężkich i siarki siarczkowej lub z jednym etapem przekoncentrowania, transportu i precypitacji metali ciężkich (zbyt wiele znaków zapytania - dlaczego mineralizacja o znaczeniu ekonomicznym koncentruje się na tak małym obszarze, dlaczego koncentruje się wokół stref „rote Fäule”, dlaczego w pobliżu uskoków itp.). Jak zaproponowali Speczik, Vaughan, Wodzicki i Piestrzyński mineralizacja polimetaliczna monokliny przedsudeckiej i niecki pólnocnosudeckiej była procesem wielostadialnym z kilkoma źródłami metali ciężkich. Powstanie tych złóż nie wydaje się być prostą funkcją litologii skał otaczających lecz było kontrolowane przez zespół czynników powodujących generowanie siarkowodoru, migrację wychwytywanie i precypitację metali i zmiany diagenetyczne. Przyjmuje się generalnie, że występują tu 2 różniące się genetycznie źródła metali ciężkich: 1 - utwory molasowe i skały magmowe karbonu (w innych obszarach złóż Cu Centralnej Europy są to skały podłoża kaledońsko-waryscyjskiego); 2 - skały osadowo-wulkaniczne czerwonego spągowca, które były głównym źródłem Cu. Skały te jednak nie zawierały wystarczającej ilości Pb i Zn. Źródłem Zn i Pb były najprawdopodobniej utwory karbońskie. Wydaje się też, że są 2 główne procesy, które są odpowiedzialne za powstawanie polimetalicznych złóż miedzi - procesy intraformacyjne, które były stymulowane przez strumień ciepła i stres związane z waryscyjskim ruchem płyt, dotknęły podłoże kaledońsko-waryscyjskie basenu cechsztyńskiego. Diageneza i kompakcja utworów karbońskich, która zaczęła się zaraz po sedymentacji, doprowadziła między innymi do odwodnienia tych utworów, co spowodowało uwolnienie ogromnej ilości solanek formacyjnych bogatych w metale (I źródło metali). Część tych roztworów sukcesywnie była wprowadzana do utworów czerwonego spągowca, gdzie mieszała się z wodami podpowierzchniowymi (czyli metale ze skał podłoża zostają rozproszone w sedymentach dolnopermskich). Podpowierzchniowe wody czerwonego spągowca były słabo kwaśnymi (pH 5-8) solankami typu Na-Ca-Cl (wody pochodzenia meteorycznego). Wody o takim składzie są efektywnym rozpuszczalnikiem i nośnikiem metali ciężkich w postaci kompleksów chlorkowych. Wody ego typu mogły powstać w czasie sedymentacji czerwonego spągowca. Sugeruje się, że wody meteoryczne zawierające rozpuszczone sole przenikały przez sekwencję czerwonego spągowca i w sposób ciągły ługowały metale ciężkie zawarte w materiale detrytycznym i wulkanoklastycznym, osadzanym w nieckach śródgórskich. Efektywność tych procesów była również ułatwiona przez strumień ciepła wynikający a anomalii termicznej związanej z systemem aktywnego w Europie Centralnej ryftu. Koncepcja ta poparta jest niewielka zawartością metali ciężkich w utworach całego dolnopermskiego basenu. Utlenione solanki czerwonego spągowca (typu śródwarstwowego) migrując w dół prawdopodobnie również ługowały najwyższą część utworów karbońskich. Ruch tych solanek ku górze (ciepłych, utlenionych i bogatych w metale) mógł być wywołany subsydencją basenu permskiego kontrolowaną uskokami. Przepływ fluidu był naturalnie kierowany w stronę stref mniejszego ciśnienia, stref aktywnych tektonicznie, paleowzniesień (np. strefa uskokowa środkowej Odry, wyniesienie Szprotawy, wyniesienie Krotoszyn-Wolsztyn) - stref lineamentów rozdzielających obszary wypiętrzone od molasowych depresji. Fluidy w momencie dotarcia do horyzontu łupku miedzionośnego zmieniały kierunek przepływu na lateralny, gdyż w tym czasie łupek reprezentował już relatywnie nieprzepuszczalny horyzont w porównaniu do niżej leżącego horyzontu czerwonego spągowca. Roztwory ascenzyjne były zmuszone do pozostania na granicy pomiędzy utworami czerwonego spągowca i łupkiem miedzionośnym. Łupek zaś spełniał rolę geochemicznego ekranu zasobnego w jony HS^-, zaś ekran ten był miejscem reakcji red-ox, w wyniku których metale ciężkie uległy redukcji (precypitacji), a węglowodory utlenieniu. Za powstanie mineralizacji odpowiada więc ascenzyjna i lateralna wędrówka metalonośnych roztworów formacyjnych pochodzących z utworów czerwonego spągowca. Migracja roztworów przez redukcyjny poziom łupku powodowała utlenienie materii organicznej, pirytu i siarczków miedzi oraz redystrybucję i rekrystalizację złota i platynowców, a także sukcesywną precypitację metali ciężkich. Metale szlachetne mogły być transportowane jako kompleksy chlorkowe.

Mechanizm precypitacji metali ciężkich był prawdopodobnie związany z termochemiczną redukcję siarczanów przez materię organiczną. W najnowszych modelach genetycznych często podaje się właśnie takie źródło siarki. Wcześniej sądzono, że ten abiologiczny proces generowania siarkowodoru potrzebnego do precypitacji metali zachodzi w temperaturze powyżej 250^oC. Obecnie jednak badania sugerują, że ten proces może już zachodzić w temperaturze 90-175^oC, wykorzystując źródło metanu i wodoru (źródłem wodoru jest materia organiczna). Alternatywnie siarka może być wprowadzona przez fluidy złożotwórcze ze źródła zewnętrznego w czasie późnej diagenezy. Jednym z możliwych zewnętrznych źródeł siarki mogą być utwory karbonu. Dodatkowe źródła siarki, które są brane pod uwagę i które mogą dawać podobny szeroki rozrzut wartości δ³⁴S, to zastępowanie pirytu i siarkowe związki organiczne.

Wodzicki i Piestrzyński zaproponowali 5-cio etapowy model powstawania złoża. Etap 0 to wychwytywanie metali przez minerały ilaste w czasie sedymentacji, w czasie etapu 1 powstawały siarczki metali na granicy dwóch roztworów - redukcyjnego, pochodzącego z łupku i roztworu przemieszczającego się z czerwonego spągowca (okruszcowanie wczesnodiagenetyczne). Etap 2 to mieszanie się gorących roztworów utleniających, przemieszczających się z podłoża ku górze z roztworem redukcyjnym obecnym w poziomie łupku cechsztyńskiego (mineralizacja o znaczeniu ekonomicznym). Etap 3 był związany z anhydrytyzacją stropu piaskowca, w miejscach gdzie brak jest łupku, i z przemieszczeniem pionowym wcześniej powstałego okruszcowania. W etapie 4 dochodzi do powstania minerałów kruszcowych w żyłach epigenetycznych. Mineralizacja złotem w skałach strefy utlenionej zaklasyfikowana została na tym tle jako nowy genetyczny typ okruszcowania (tzw. Au-redbed). Czerwone plamy w strefach zawierających metale szlachetne są pochodzenia epigenetycznego. Złoto jako kompleksy thiosiarczanowe, było transportowane przez roztwory utleniające, które penetrowały obszar złożowy już po powstaniu mineralizacji ekonomicznej. Roztwory te rozpuszczały już istniejące siarczki metali i transportowały je razem z Au. Najwyższe wartości Au gromadziły się w strefach utlenionych obejmujących górną część piaskowca i łupek, a rekrystalizacja siarczków metali następowała ponad strefą przejściową. Istniała możliwość dalszej redystrybucji Au przez roztwory redukcyjne zstępujące, mające swoje źródło w leżącej wyżej serii ewaporatów.

W celu zrekonstruowania paleotemperatur serii Kupferschiefer w różnych rejonach basenu cechsztyńskiego Centralnej Europy wykonano szereg badań geochemicznych materii organicznej oraz badania izotopowe i inkluzji fluidalnych. Badania dojrzałości materii organicznej w łupku miedzionośnym były przez dłuższy czas ograniczone do kilku pomiarów refleksyjności witrynitu. W związku z ograniczonym występowaniem witrynitu w serii Kupferschiefer i w związku z masową przeróbką bakteryjna większości liptynitów obie metody, to jest pomiary refleksyjności witrynitu i analizy fluorescencyjne były tu tylko sporadycznie stosowane do pomiarów dojrzałości materii organicznej. Dojrzałość ta była za to najczęściej ustalana z szeroko badanego uwęglenia. Z badań inkluzji fluidalnych (w cementach węglanowych) i geochemicznych materii organicznej i izotopowych otrzymano zakres temperatur 80-120^oC dla serii złożowej.

Żeby rozwiać kontrowersje na temat mechanizmów akumulacji metali i precypitacji siarczków informacja o wieku mineralizacji jest bardzo ważna. Jak dotąd jedyne dostępne dane o środkowotriasowym wieku mineralizacji typu Kupferschiefer (230-240mln. lat) pochodzą z badań paleomagnetycznych bazujących na namagnesowaniu szczątkowym hematytu pochodzącego ze strefy utlenionej SW Polski. Ten wiek zbiega się z wiekiem ryftowania kontynentalnego stowarzyszonego z otwieraniem się oceanu Tetydy na południe. Ostatnio próbę określenia wieku mineralizacji przy pomocy datowania K/Ar illitów podjęli Bechtel i Oszczepalski. Dystrybucja K/Ar wieków illitu w poziomie łupku miedzionośnego, w połączeniu z danymi mineralogicznymi i geochemicznymi, dostarcza dowodów na post sedymentacyjną (diagenetyczną) precypitację siarczków metali ciężkich w polskim basenie cechtyńskim. Pomierzony metodą K/Ar wiek jest interpretowany jako rezultat udziału illitów pochodzenia detrytyczniego (pochodzących z utworów czerwonego spągowca, waryscydów i podłoża kaledońsko-prekambryjskiego) i nowoutworzonych illitów. Wiek illitów pochodzących ze strefy zmineralizowanej wynosi około 190-216mln. lat i przemawia za przyśpieszoną neoformacją lub rekrystalizacją illitu w czasie diagenezy, związaną z migracją ku górze fluidów mineralizujących. Rezultaty te są w zgodzie z wiekiem obliczonym na podstawie namagnesowania szczątkowego hematytu.

Cechsztyńska seria miedzionośna stanowi jeden z największych światowych kolektorów surowców metalicznych. Do obszarów prognostycznych należą: peryklina Żar (w utworach dolnego cechsztynu, w facji redukcyjnej, gdzie na głębokości 600-1500m występuje mineralizacja polimetaliczna Cu, Zn, Pb, Ag, ale dominują tu siarczki Zn i Pb nad siarczkami Cu), niecka północnosudecka (w części starego złoża w dalszym ciągu istnieją obszary prognostyczne, pozostało około 6,5% całości krajowych rud Cu zawierających 3,3% ogólnej krajowej zasobowej bazy tego metalu), monoklina przedsudecka (obszary rezerwowe dla przemysłu miedziowego o zasobach bilansowych to pola Radwanice i Gaworzyce, a także niewielkie fragmenty złóż Głogów, Bytom Odrzański i Retków, obszar Borzęcin-Sulmierzyce), NW obrzeżenie Gór Świętokrzyskich (tu również występują wychodnie zmineralizowanych utworów spągowych cechsztynu facji redukcyjnej, ale przeważa Pb i Zn nad Cu, dlatego też istnieje mała możliwość stwierdzenia zasobów prognostycznych rud Cu).

Także w innych rejonach Polski i utworach innych niż cechsztyn można się spodziewać mineralizacji Cu. Są to przede wszystkim: okruszcowanie Cu-Mo-W w okolicach Myszkowa, w staropaleozoicznych strukturach antyklinalnych (łupkach, piaskowcach, wapieniach, szarogłazy i skały wulkaniczne); mineralizacja Cu towarzysząca rudom Fe Krzemianka, Udryń i Jeleniewo (formacja skał zasadowych prekambru NE Polski); rudy Sn z towarzyszącymi jej kruszcami w pasie Gierczyn-Korbica. Inne formacje miedzionośne, jak permokarbońska niecki śródsudeckiej (Okrzeszyn i Nowa Ruda, złoża pokładowe związane z łupkami antrakozjowymi oraz złoża żyłowe okolic Nowej Rudy: baryt z chalkopirytem w dolomitach ankerytonośnych) lub dewońska Gór Świętokrzyskich są zbyt małe lub ubogie by mieć znaczenie ekonomiczne.

Stare zagłębie

Stare zagłębie obejmuje swoim zasięgiem nieckę północnosudecką, a w niej dwa obszary złożowe: synklinę grodziecką i synklinę złotoryjską. Działały tu 4 zakłady górnicze: „Lena” i „Nowy Kościół” w okolicy Złotoryi oraz „Konrad” i „Lubichów” koło Bolesławca oraz huta miedzi w Legnicy. Do czasu odkrycia LGOM stare zagłębie zaspokajało około 20% polskiego zapotrzebowania na miedź. W synklinie grodzieckiej okruszcowaniem objęte są warstwy marglisto-wapienne dolnego i środkowego cechsztynu. Kruszconośne są osady zawierające powyżej 0,3% Cu, bilansowe są osadu zawierające powyżej 0,5% Cu. Złoże synkliny grodzieckiej nie jest wykształcone jednorodnie, występują spore zaburzenia tektoniczne i wahania mineralizacji. Synklina złotoryjska zawiera złoża Cu w postaci pokładu o zmiennej miąższości zbudowanego z naprzemianległych warstw margli i wapieni o zawartości 0,5-0,6% Cu. Lokalnie występowały wysokie koncentracje miedzi przekraczające 1% Cu.

Spośród jednostek geologicznych Sudetów w przyszłości mogą odegrać znaczenie serie złożowe synkliny grodzieckiej. Niecka północnosudecka, której częścią jest ta synklina stanowi część jednostki kaczawskiej. Niecka jest podłużnym zaklęśnięciem, które poczynając od Złotoryi zanurza się stopniowo w kierunku NW, rozsuwając się jednocześnie na dwa skrzydła. W synklinie grodzieckiej znajduje się nie wyeksploatowane złoże rud Cu Niecka Grodziecka (dawna kopalnia „Konrad”) oraz złoże Wartowice, które można uznać za ważne złoże rezerwowe. Synklina grodziecka jest podrzędną jednostką niecki północnosudeckiej, usytuowana jest na jej NE skrzydle. W części NW granica synkliny przebiega wzdłuż nasunięcia Lubichowej. Granicę NE i E wyznaczają podczwartorzędowe wychodnie dolnego cechsztynu, odsłonięte w Nowym Kościele. Na skutek podnoszących ruchów pionowych bloku przedsudeckiego serie osadowe skrzydła N synkliny są mocno wyruszone z pierwotnego ułożenia. Kąt zapadania warstw na tym skrzydle wynosi do 60^o. Granica S synkliny jest też tektoniczna. Jest nią uskok jerzmanicki. Od SE i E omawiana jednostka ma kształt brachysynkliny, w której na tym odcinku spod osadów czerwonego spągowca odsłaniają się łupki metamorficzne. Ku W synklina jest otwarta i łączy się z centralną częścią synklinorium północnosudeckiego. Oś synkliny ma kierunek WNW-ESE. Głębokość występowania warstw cechsztyńskich w partiach osiowych przekracza 1200m. Synklina grodziecka jest asymetryczna. Jej skrzydło N jest bardziej strome. Typowy profil obejmuje utwory od czerwonego spągowca poprzez cechsztyn, trias, górną kredę, aż po zwartą pokrywę osadów czwartorzędowych. Cechsztyn niecki grodzieckiej dzielony jest według podziału niemieckiego na dolny, środkowy i górny. Propozycje podziału cyklicznego na razie się tu nie przyjęły. Niecka północnosudecka uformowała się jako basen sedymentacyjny pod koniec orogenezy waryscyjskiej. W czasie dolnego permu zarówno waryscydy jak i wcześniejsze wypiętrzenia kaledońskie były silnie erodowane w warunkach suchego klimatu kontynentalnego. Tak powstały lądowe utwory czerwonego spągowca, zdeponowane na formacjach starszego paleozoiku, które opadając stworzyły zagłębienie zalane później płytkim morzem cechsztyńskim. Starszy paleozoik to zmetamorfizowany kompleks łupków krzemionkowych, ilastych, słabo zfyllityzowanych. Czerwony spągowiec leży niezgodnie na krystaliniku, a zbudowany jest głównie ze zlepieńców, piaskowców zlepieńcowatych, piaskowców średnio i drobnoziarnistych o nieuporządkowanej strukturze. Białoszare i szare piaskowce drobnoziarniste w stropie czerwonego spągowca zostały stwierdzone prawie na całym obszarze złoża Wartowice (poniżej 850m). Są one analogiczne do tych z monokliny (miąższość 0,2-7,18m i rośnie od NE do SW). W niektórych otworach w stropie czerwonego spągowca stwierdzono okruszcowanie chalkozynem. Piaskowce mają spoiwo węglanowe i ilasto-węglanowe. Miąższość czerwonego spągowca nie jest dokładnie znana, ale przekracza 500m, a jego strop występuje na głębokościach od 24,1 do 1600m. Morze cechsztyńskie istniało tu przez cały górny perm zmieniając wielokrotnie swój zasięg terytorialny. Występują tu w cechsztynie dolnym: zlepieniec graniczny (piaskowce zlepieńcowate o spoiwie węglanowo-ilastym, pstre - poziom nie jest ciągły, zanika w głębszych częściach synkliny), wapień podstawowy (wapienie ilaste z żyłkami kalcytu, granice tego ogniwa nie są ostre, 0,1-2,95m), margle plamiste (warstewkowany margiel wapnisty, z charakterystycznymi smugami widocznymi też w marglach miedzionośnych i ołowionośnych, 0-3m, najgrubsze w SE części synkliny w okolicy Grodźca), margle miedzionośne (lokalnie leżą na wapieniu podstawowym, wykształcone jako naprzemianległe warstewki wapieni i łupków ilasto-wapnistych oraz margli, udział warstewek jest różny w różnych miejscach synkliny; tu występuje główny poziom okruszcowania siarczkami miedzi, rzadziej Pb i Zn, średnia miąższość 1,6m, w niecce grodzieckiej ten margiel jest czarny i bitumiczny, sporadycznie zawiera warstewki wapienne, w niecce złotoryjskiej jest to pasiak marglisto-wapienny; odpowiada ta seria łupkowi miedzionośnemu z monokliny), margle ołowionośne (zespół warstw marglisto-wapiennych leżących nad marglami miedzionośnymi, na dole przewaga margli, ku górze przeważają wapienie, granica z maglem miedzionośnym jest umowna i zależy od zmniejszenia zawartości Cu, przeważnie poniżej 0,1% Cu i wzrostu zawartości Pb powyżej 0,1%, miąższość średnia to 13,5m, miąższość rośnie na NW tak że jest go 3 razy więcej w niecce grodzieckiej niż w złotoryjskiej, kruszec to galena, czasem zwany jest marglem gerwiliowym z powodu występujących skamieniałości). W cechsztynie środkowym zasięg i głębokość morza wzrosły, co spowodowało powstawanie węglanów (97% cechsztynu środkowego to węglany). Węglany te zalęgają zgodnie na dolnym cechsztynie. Sumaryczna ich miąższość wynosi 30m, środkowa część jest skrasowiała. Cechsztyn górny to są przede wszystkim utwory ilaste, zastąpione częściowo przez piaskowce oraz dolomity i anhydryty. Są tu 3 kompleksy litologiczne: piaskowcowy (najstarszy, 20m, przejściowy od wapieni do piaskowców), iłów dolnych z poziomem ewaporatowo-anhydrytowym (od iłów ciemnobrązowych, dolomitycznych, częściowo piaszczystych z miką i gipsem, nad iłami pojawia się anhydryt o miąższości od kilku do 50m, na górze występują epigenetyczne gipsy z hydratacji, anhydryty pojawiają się tylko w NW części synkliny), iłów górnych (od iłów gipsowych, przez iły szare dolomityczne z warstwą dolomitu kaczawskiego, po iły z wkładkami piaskowców). Cały górny cechsztyn ma średnio 83m. Przykryte jest to przez osady triasu (pstry piaskowiec i wapień muszlowy). Powyżej jest kreda górna (piaskowce wapniste), trzeciorzęd (piaski, żwiry i gliny miocenu i pliocenu z wkładkami węgla brunatnego, oraz lawy bazaltowe i ich tufy) oraz czwartorzęd (utwory fluwioglacjalne zlodowacenia środkowopolskiego).

Tektonika synkliny grodzieckiej jest bardzo złożona. Jest to styl blokowy. Uskoki są kompresyjne, powstały w fazie laramijskiej. Cechsztyn dodatkowo jest nieznacznie pofalowany w spągu. Główny system tektoniczny ma kierunki NW-SE z odchyleniem ku N. Podrzędnie pojawiają się uskoki prostopadłe do poprzedniego kierunku. Uskoki są normalne, rzadziej odwrócone. Maja długości od 3 do 6km i są nachylone od 40 do 80^o. Główne dyslokacje to: uskok Żeliszowa (w SW synkliny) - NW-SE, zrzut 35m, odwrócony; uskok Sędzimirowa - NW-SE, zrzut 300m, odwrócony; uskok Warty II, NW-SE, normalny, zrzut 50-60m; uskok Warty III, NW-SE, o zrzucie 10-75m; uskok Warty I równoległy do poprzedniego, odległy o 1,1-1,2km na NE, zrzut 25m. Na NE od uskoku Warty I tektonika się komplikuje. Pojawia się duża ilość równoległych uskoków odwróconych o biegu NW-SE, zrzucające warstwy na NE, o amplitudach od 100 do 300m. Duże znaczenie w N części synkliny ma nasunięcie Lubichowa. Jest to dyslokacja NW-S. Wzdłuż niej nastąpiło nasunięcie utworów staropaleozoicznych na osady młodsze, budujące synklinę. Uskoki zwykle tną perm i rozładowują się w ilastym cechsztynie, tak że tektonika nadkładu jest mniej skomplikowana. Tak też można tłumaczyć silne strzaskanie anhydrytów i dolomitów górnocechsztyńskich. Współczesny obraz tektoniczny synkliny grodzieckiej i jej otoczenia został uformowany w trzeciorzędzie. Orogeneza alpejska utrwaliła stare naprężenia kaledońskie i waryscyjskie w Górach Kaczawskich oraz umożliwiła intruzje bazaltom.

Złoże wykształcone jest w postaci strefy zmineralizowanej o zmiennej miąższości. Warstwy wykazują rozciągłość NW-SE, przy czy tam gdzie synklina się zamyka, na SE, rozciągłość ta zmienia się na NE-SW, aż do zbliżonej do W-E. Upad w częściach centralnych skierowany jest na SW, w strefie zamykania się synkliny na NW. Upad jest zmienny od 7^o w rejonie Grodźca do 28^o w Lubichowie. W głębszych częściach synkliny upady są łagodniejsze. Tektonika komplikuje nieco ten obraz tnąc złoże na bloki. Złoże występuje w spągowej części dolnego cechsztynu, na różnej głębokości w stosunku do stropu czerwonego spągowca. Do serii złożowej zalicza się stropowe części czerwonego spągowca (piaskowce białoszare), wapień podstawowy, margle miedzionośne i margle wapienne (ołowionośne). Charakterystyczne jest ciągłe przemieszczanie się strefy złożowej w pionie (od margli ołowionośnych do piaskowców czerwonego spągowca) zgodnie z kierunkiem osi synkliny z SE na NW. Podobna sytuacja występuje w niecce złotoryjskiej. Przemieszczanie to ma charakter przekraczający w stosunku do granic litologicznych. Na całym obszarze synkliny grodzieckiej zmienność okruszcowania w pionie związana jest z zasięgiem czerwonych plam w spągu złoża. W części SE synkliny (obszar Grodźca) seria złożowa znajduje się najwyżej w stosunku do stropu czerwonego spągowca. Okruszcowanie obejmuje wapień dolny, pokład dolny, wapień środkowy, pokład górny. Sumaryczna miąższość tych warstw wynosi 1,5-2,0m. W części środkowej złoża (obszar Iwin) okruszcowanie siarczkami miedzi występuje wyłącznie w obrębie poziomu margli miedzionośnych. W tej części synkliny złoże znajduje się około 1-3m niżej niż w obszarze Grodźca. Seria złożowa składa się z 2-ch pakietów marglistych rozdzielonych ciągłą warstewką o miąższości 2,5cm wapienia mikrytowego, zwanego wapieniem średnim. W części SW synkliny (obszar Wartowic) złoże występuje w spągowej części cechszynu, głównie w obrębie tzw. margli miedzionośnych i wapienia podstawowego. W najgłębszej części synkliny stwierdzono przemieszczanie się strefy złożowej ku stropowej części warstw czerwonego spągowca (warstw białych piaskowców) oraz zanikanie w tych skałach czerwonych plam zgodnie z kierunkiem zapadania się osi synkliny. Mineralizacja miedziowa lokalizuje się głównie w warstwach marglisto-wapiennych, a podrzędnie występuje w piaskowcach czerwonego spągowca. W części NW w rejonie Lubichowa złoże ponownie przesuwa się wyżej w obręb warstw margli miedzionośnych aż do wapienia dolnego. Seria złożowa ma tu większa miąższość. Złoże zostało rozpoznane w części SE, między złożami Lubichów i Konrad. Część NW złoża jest rozpoznana słabo, na podstawie otworów niemieckich. Na niektórych blokach następuję redukcja utworów dolnego cechsztynu lub zanika okruszcowanie w strefach uskokowych. Takie obszary nie spełniają żadnych kryteriów bilansowości. Najbardziej zasobna jest środkowa część złoża, do 142,3kg/m².

Ruda miedzi nie jest jednorodna. W profilu pionowym można wyróżnić rudę węglanową z domieszkami ilasto-organicznymi, marglistą, ilasto-marglistą oraz piaskowcową. Minerały kruszcowe w strefie bilansowej tworzą głównie formy rozproszone, ułożone w spągowych częściach złoża zgodnie z laminacją łupkową. Warstwowanie skał podkreślają wydłużone soczewki siarczków. Agregaty i kryształy minerałów kruszcowych wykorzystują poziome rozwarstwienia, ale także pionowe pęknięcia w marglach i węglanach. Minerały kruszcowe występują w rudzie jako drobne, rozproszone ziarna i agregaty w znacznej ilości mniejsze niż 10μm. Obok nich występują zrosty polimineralne o wymiarach około 0,25mm, a także soczewki o dłuższej osi do 1,5mm. Minerały te są w przeważającej ilości widoczne gołym okiem. Najważniejsze pierwiastki w złożu to: Cu, Ag, Pb i Zn. Minerały miedzi i srebro koncentrują się w spągowych utworach dolnego cechsztynu oraz w stropie białego spągowca, a minerały cynku i ołowiu w warstwach wyżej leżących. Ilościowy udział minerałów miedzi w synklinie grodzieckiej jest zależny od analizowanego obszaru. Najwięcej jest jednak chalkozynu (53%), bornitu (20%), oraz pirytu (27%) z chalkopirytem. Czasem (Iwiny) brak jest bornitu, zamiast niego pojawiają się digenit i kowelin w których koncentruje się prawie cała miedź, natomiast bornit i chalkopiryt występują śladowo. Także zawartość Zn i Pb w złożu jest śladowa. Śladowo pojawia się też piryt Ag rodzime i stromeyeryt. Wymieniona wyżej asocjacja jest typowa dla synkliny grodzieckiej. Ilość chalkozynu w rudzie nie zmienia się znacząco z głębokością. Koncentruje się w centralnych i spągowych częściach złoża. Bornit gromadzi się w spągu i stropie złoża. Podrzędnie oprócz wymienionych minerałów spotyka się tetraedryt-tennantyt (czasem z galeną, ten pierwszy), piryt i markasyt oraz sfaleryt i galenę. Dwa ostatnie są pospolite, choć pojawiają się w niewielkich ilościach, a w strefie złożowej spotyka się je sporadycznie. Pojawia się też arsenopiryt. Przy wychodniach złoża pojawiają się minerały utlenione, takie jak azuryt, malachit i tenoryt. Miedzi w złożu jest do 2,32%. Zawartości srebra są podobne jak na monoklinie.

W niecce złotoryjskiej złoże wygląda nieco odmiennie. Są tu naprzemianległe warstwy margliste przeławicone warstwami wapiennymi. Warstwy margliste są ciemniejsze. Ilość margli rośnie ku stropowi i na zachód. Miąższość marglu miedzionośnego średnio wynosi 3,12m i lekko maleje na W. Minerały kruszcowe to głównie chalkozyn, bornit, piryt miedzionośny i chalkopiryt, w mniejszych ilościach pojawiają się kowelin i tetraedryt. Strefa utlenienia jest tu sporo większa niż w niecce grodzieckiej, występują tu malachit, azuryt i tenoryt. W marglu miedzionośnym można tu wyróżnić 2 wyraźne strefy mineralizacyjne, gdzie ilość minerałów miedzionośnych i miedzi wykazuje znaczne różnice. Strefy utlenienia są czasami strefami wtórnego wzbogacenia. Jedna z nich występuje w E części niecki złotoryjskiej i była po wojnie eksploatowana. Średni udział minerałów Cu w strefie wzbogacenia przedstawia się następująco: chalkozyn (51%), bornit (10%), piryt miedzionośny (39%). O wtórnym wzbogaceniu świadczy duża ilość chalkozynu, miedzi w tej strefie jest 2 razy więcej niż w strefie położonej głębiej oraz obecne są tlenki, które są wskaźnikami wtórnego wzbogacenia. W strefie pierwotnego okruszcowania chalkozynu jest 19%, bornitu 12%, chalkopirytu 15% i pirytu miedzionośnego 54%. W złożu ponadto widoczna jest selekcja minerałów miedzionośnych. Chalkozyn pojawia się przeważnie przy wychodniach złoża i jego ilość spada po upadzie na N i W. Bornit czasem pojawia się w większych ilościach, generalnie jego ilość rośnie po upadzie. Podobnie z upadem wyraźnie rośnie zawartość pirytu miedzionośnego. W głębszych partiach złoża pojawia się chalkopiryt jako samodzielny minerał. Zawartość miedzi waha się od 0,1 do 2% Cu w złożu, z upadem się zmniejsza, przy wychodniach jest największa. W przekroju pionowym najwięcej miedzi jest na środku złoża. W warstewkach marglistych miedzi jest więcej niż w wapiennych. Okruszcowanie przesuwa się ku górze z E na W, od marglu plamistego, poprzez margiel miedzionośny do dolnych warstw marglu ołowionośnego. Oprócz minerałów miedzi pojawiają się tu sfaleryt, galena, arsenopiryt i srebro rodzime.

Geneza złoża jest zapewne podobna jak w LGOM.

Sudety

W Sudetach występują polimetaliczne złoża miedzi w niecce śródsudeckiej i w otoczeniu Karkonoszy. W niecce śródsudeckiej mamy do czynienia ze złożami pokładowymi rejonu Okrzeszyna i Nowej Rudy związanymi z dolnopermskimi łupkami antrakozjowymi (nieregularne okruszcowanie chalkozynem, malachitem, azurytem, kowelinem i chalkopirytem - 3 ostatnie - sporadycznie). W okolicy Nowej Rudy stwierdzono też złoża żyłowe wzdłuż SW obrzeżenia Gór Sowich, związane ze strefą okruszcowanego dolomitu ankerytonośnego. Te dolomity to silnie zmienione dawne żylne masy kalcytowe, zmylonityzowane i okruszcowane w czasie wulkanizmu młodowaryscyjskiego. W dolomitach tych występuje gniazdowo chalkopiryt, chryzokola oraz malachit, rzadziej błyszcz ołowiu, piryt i magnetyt. Spotyka się miejscami ślady niklu i kobaltu.

Właściwe złoża polimetaliczne występują w E osłonie masywu granitoidowego Karkonoszy i Górach Kaczawskich. W Karkonoszach, wokół ich S (Czechy) i E brzegu, w ich osłonie zbudowanej z łupków krystalicznych, spotyka się szereg przejawów okruszcowania i drobnych złóż polimetalicznych (slajd z niebieskimi Karkonoszami). Spośród nich eksploatowano arsenopiryt w Czarnowie i ze względu na miedź złoże w Miedziance. Wspomniany obszar od W ograniczony jest młodopaleozoicznym granitem masywu Karkonoszy o teksturze porfirowej. Od E do granitu przylega kompleks łupków krystaliczych mikowych, o rozciągłości NNE-SSW i stromym nachyleniu ku E, złożony z serii gnejsów, łupków mikowych, amfibolitowych, diopsydowych, kwarcowo-chlorytowych, warstwowanych łupków chlorytowo-serycytowych i staropaleozoicznych łupków zieleńcowych. W łupkach mikowych występują soczewki wapieni dolomitycznych i wkładki łupku grafitowego. Dochodząc do kontaktu z granitem łupki mikowe i amfibolity są zmienione w rogowce, a granit na kontakcie jest mocno skruszony i pocięty licznymi żyłkami kwacowo-kalcytowymi. Zwłaszcza w okolicy Miedzianki kompleks łupków krystalicznych i masyw granitowy tną liczne apofizy porforowe dochodzące nieraz do 20m miąższości. Powierzchnia kontaktu granitu z osłoną zapada pod kątem około 25^o na E. Od serię krystaliczna pokrywa zlepieniec kulmu, a od N kontaktuje ona tektonicznie z fyllitami i zieleńcowymi łupkami kry kaczawskiej.

W Sudetach znane jest złoże rud Cu Miedzianka, poza tym między Miedzianką a Ciechanowicami stwierdzono 3 pola rudne. Złoże Miedzianka jest położone na N krańcach Rudaw Janowickich. W okolicy miejscowości Miedziaka bieg SSW-NNE serii krystalicznej ulega zmianie na SE-NW, dopasowując się do uskoku wewnątrzsudeckiego. Teren złożowy pocięty jest uskokami o kierunku SE-NW i SSW-NNE. Pierwszy kierunek odpowiadający uskokowi wewnątrzsudeckiemu uważany jest za starszy od drugiego. Złoże Miedzianki składa się z 3-ch oddzielnych pól: zachodniego, środkowego i wschodniego. W polu W znanych jest 11 żył, w środkowym 4, w E - 9. Oprócz tych dużych żył występuje duża ilość małych niezbadanych żyłek miedzionośnych, które sporadycznie eksploatowano (ogółem wszystkich żył jest 46). Najlepiej poznano pole W złoża. Żyły rudne występują tu przeważnie wśród amfibolitów. Skała otaczająca zwykle nie wykazuje żadnych przejawów mineralizacji w najbliższym sąsiedztwie żył. Oprócz amfibolitów napotyka się tu łupki kwarcowo-mikowe, hornfelsy, skały wapienno-krzemionkowe silnie zmetamorfizowane regionalnie i kontaktowo. Skały są silnie pocięte przez uskoki (regionalne znaczenie ma tu uskok wewnątrzsudecki NW-SE, od E obcinający masyw granitowy wraz z osłoną). Wśród żył można wydzielić 4 systemy o rozciągłości (od najstarszych do najmłodszych systemów): 120-135^o, 180-30^o, 150-165^o i 75-98^o. Żyły leżące na skraju każdego systemu były płone, a kruszconośne żyły pojawiały się wewnątrz obszaru. Na polu E żyły o kierunku E-W przecinają amfibolity tremolitowo-hornblendowe i stromo zapadają na N, w polu środkowym system żył ma podobny kierunek, ale zapadają one na S też przecinając amfibolity hornblendowo-tremolitowe. W polu E sieć żył jest rozwinięta wzdłuż spękań o kierunku NW-SE, zapadajacych na S. System żył o rozciągłości 120-135^o jest starszy od apofiz granitowych. wszystkie inne systemy nie są cięte przez te apofizy, mogą być zatem młodsze. Wszystkie żyły są natomiast starsze od porfirów kwarcowych, gdyż nawet najmłodsze żyły o rozciągłości 75-98^o są przez apofizy porfirowe przecięte. Żyły kruszcowe maja zmienną miąższość 0,01-3m. Masa żylna, będąca przedmiotem eksploatacji, miała miąższość 2-35cm. Długość żył wynosi kilkanaście do kilkudziesięciu metrów, a tylko niektóre z nich prześledzono na długości 300m, a po upadzie do 40-80m. Tylko żyła Julianna z pola E została zbadana robotami górniczymi do głębokości 300m. Jedynie część centralna żył była okruszcowana. Po rozciągłości niektóre odcinki żył wykazują zanik mineralizacji.

Z minerałów rudnych w żyłach występują: chalkopiryt, chalkozyn, bornit, kowelin, tetraedryt, burnonit, arsenopiryt, sfaleryt, galena, piryt, pirotyn, magnetyt. Głównym kruszcem jest chalkopiryt występujący z kwarcem i chlorytem. Chalkopiryt tworzy zrosty z pirytem lub występuje samodzielnie. W sfalerycie chalkopiryt tworzy typowe struktury odmieszania. Chalkopiryt jest minerałem pierwotnym, natomiast chalkozyn, kowelin i bornit są minerałami wtórnymi powstałymi z chalkopirytu. Wszystkie żyły poza jednym przypadkiem są miedzionośne. Zawartość poszczególnych składników ulega silnym wahaniom: Cu - 0-35%, Zn - 0,3-2,5%, Fe - 16-28%, SiO₂ - 20,2-50,4%, CaO - 0,4-1,8%, MgO - 0,77-3,5%, Al₂O₃ - 1,5-10,8%, ponadto rudy zawierają: Pb, Mn, Ag, Co, Sn, Ni, Cr, As, V (ślady), Ga (ślady) i Cd (ślady). Masę płoną żył stanowi głównie kwarc, diopsyd, aktynolitowa hornblenda, epidot i sporadycznie kalcyt. W polu W została stwierdzona żyła magnetytu z pirotynem leżąca wśród łupków mikowych. Miąższość żyły wynosi 0,5-3m, a znana jest na odcinku o rozciągłości 300m. Wypełnieniem żyły są agregaty magnetytu z pirotynem, pirytem i chlorytem, podrzędnie występuje czarna bleda cynkowa, arsenopiryt, chalkopiryt, kalcyt ilwait i hedenbergit. Zawartość żelaza waha się w granicach 19-54% Fe, a innych składników jest następująca: SiO₂ - 29%, CaO - 2%, MgO - 1,14%, Zn - 2%.

Na podstawie badań mikroskopowych wyróżniono kilka etapów mineralizacji. Najstarszy był etap przeobrażeń kontaktowo-metasomatycznych skał krystalicznych pod wpływem intruzji granitu. Powstały wtedy: magnetyt, pirotyn, piryt, kwarc oraz rozwinęła się silna chlorytyzacja (oraz powstały magnezyt i kasyteryt). W etapie środkowym, hydrotermalnym (główny etap żyłowy), w żyłach krystalizowały kolejno: arsenopiryt, piryt, sfaleryt, chalkopiryt, bornit, luzonit, chalkozyn, tetraedryt, remmelsbergit, safloryt i galena. Temperatury roztworów były różne w systemach różnokierunkowych spękań. W ostatnim, hipergenicznym, stadium utworzyły się: chalkozyn, kowelin, malachit, chryzokola i wodorotlenki Fe. Głównymi minerałami wydobywanymi w kopalni Miedzianka były siarczki i siarkosole Cu zawierające do mieszki As, Co, Bi, Sn, Ag i U. Źródłem roztworów były procesy związane z aktywizacją tektoniczno-magmową głębszych stref skorupy ziemskiej w okresie permsko-triasowym. Złoża są postwaryscyjskie.

Góry Świętokrzyskie

W Polsce centralnej poważniejsze przejawy mineralizacji Cu znane są wyłącznie z Gór Świętokrzyskich. Były tu czynnej dwie kopalnie w Miedziance koło Chęcin i w Miedzianej Górze koło Kielc. Oprócz tych złóż znane są w tym regionie liczne, jednak drobne, przejawy mineralizacji miedziowej i ołowiowo-barytowej. Mineralizacja Cu występuje w najbardziej zachodniej części paleozoiku świętokrzyskiego i pozostaje w ścisłym związku z tektoniką tego obszaru, charakteryzująca się licznymi nasunięciami i gęstą siecią uskoków poprzecznych i podłużnych. Charakterystyczny jest też związek okruszcowania z wychodniami wapieni i dolomitów środkowo- i górnodewońskich (żywet-fran).

Kopalnia Miedzianka leży w NW części Gór Świętokrzyskich, na W krańcu Pasma Chęcińskiego, 10km na W od Chęcin. Wzgórze Miedzianka (353,9m n.p.m.) stanowi najwyższe wzniesienie Pasma Chęcińskiego o charakterystycznej poszczerbionej grani. Sama kopalnia, ulokowana jest w obniżeniu między Miedzianką a sąsiadującym od E pasmem wzgórz Gajasowa Sowa, Mała Sowa i Wielka Sowa. Miedzianka należy do dużej jednostki geologicznej, antykliny chęcińskiej, oraz tworzy fragment jej S skrzydła w pobliżu W zamknięcia antykliny. Od N masyw Miedzianki otaczają skały kambru dolnego, który tworzy jądro wspomnianej antykliny. Są to oliwkowożółto wietrzejące łupki z wkładkami piaskowców szarogłazowych, silnie sfałdowane i zmięte. Sam masyw Miedzianki zbudowany jest z gruboławicowych wapieni rafowych żywetu i franu, zawierających liczna faunę koralową. W N części wzgórza mają one upady 24-44^o na N. W kopalni napotyka się wśród zaburzonych wapieni wkładki wyciśniętych tektonicznie margli i krzemionkowych łupków zaliczanych do famenu. W W części wzgórza na wapieniu leży niezgodnie niewielka wyciśnięta soczewka zlepieńca dolnocechsztyńskiego, złożonego z okruchów wapieni dewońskich zlepionych spoiwem kalcytowo-żelazistym. Od E i SE wapienny masyw otoczony jest utworami pstrego piaskowca, nasuniętymi od SW na dewońskie skrzydło antykliny. Są to ciemnowiśniowe i różowe piaskowce z wkładkami ilastymi i zlepieńcowatymi, barwiące charakterystycznie glebę na kolor wiśniowy. Z kolei na piaskowce nasunięte są silnie zaburzone i powyciskane iły i margle wapniste retu. Tworzą one obniżenie terenu, które zajmują zabudowania wsi Miedzianka. Niewielkie wzgórza na SW od wsi są zbudowane już z nasuniętego od SW na utwory retu i pstrego piaskowca fałdu jurajskiego, utworzonego z białych płytowych wapieni keloweju i oksfordu. Osady plejstoceńskie w postaci zwietrzeliny morenowej i przewianych piasków fluwioglacjalnych pokrywają w znacznej części utwory kambru, pstrego piaskowca i retu. Osady te, tworząc niewielkie wydmy i płaty piasków lotnych na N zboczach wzgórz wapiennych osiągają do 20m miąższości. W część antykliny chęcińskiej wykazuje niezwykle skomplikowaną budowę będącą wynikiem kilku faz tektonicznych działających w różnych okresach na tym obszarze.

Ślady po starych wyrobiskach skupiają się przede wszystkim na W i SW części góry Miedzianka. Nowsze leżą na przełęczy między Miedzianką i Gajasową Sową. Najgłębiej dokopano się na 75m od powierzchni. Wyrobisk było ogółem około 4000m. Odsłaniały one przeważnie serie wapiennych utworów dewońskich i dochodziły do S kontaktu z pstrym piaskowcem. Wapienie D są na ogół masywne i nie wykazują uławicenia. Silne ruchy tektoniczne spowodowały zaburzenia w wapieniach przejawiające się jako strefy poślizgów, druzgot tektoniczny i złupkowacenia skały. W takich strefach zwykle wapień jest silniej zażelaziony. Wystepuja tu 3 strefy uskoków podłużnych (WNW-ESE) i kilka poprzecznych (NNE-SSW) tnących Miedziankę stromymi szczelinami o upadach 60-90^o na S i W. W uskokach poprzecznych brak jest mineralizacji pierwotnej, która objawia się jedynie w uskokach podłużnych. Kontakt wapiennego skrzydła dewońskiego z pstrym piaskowcem jest krasowy w obrębie głównego pola kopalni, w W części kopalni kontakt ten jest tektoniczny. Silnie sfałdowane i wyciśnięte cienko warstwowane piaskowce wiśniowe pozostają tu w bezpośrednim kontakcie z wapieniami. Bardzo ważną rolę w dzisiejszej formie złoża odegrały jednak silnie rozwinięte w całym masywie wapiennym zjawiska krasowe. Na powierzchni wapiennego masywu (SW zbocze Miedzianki) formy krasowe odsłonięte przez roboty górnicze miały formę licznych szczelin, kieszeni, kotłów i rozżarć powierzchni wapieni. Wypełnione są one glinami rezydualnymi, piaskami i blokami pstrego piaskowca. Systemy jaskiń krasowych rozwinęły się przeważnie do poziomu 60m od powierzchni i są przyporządkowane głównym kierunkom dyslokacji. Bezpośrednio na kontakcie krasowym wapieni z pstrym piaskowcem obserwuje się silne rozżarcie i rozczłonkowanie masywu wapiennego systemem jaskiń, wielkich komór i kieszeni, co powoduje wielką jego nieregularność. Komory krasowe wypełnione są przeważnie masą piaszczysto-gliniastą, często z rumoszem piaskowcowym. Zawierają one lokalne skupienia wypreparowanych fragmentów żył kruszcowych nagromadzonych na wtórnym złożu w postaci „ogniłych” bloków rudy tkwiących w gliniastej masie. Ten typ rudy stanowił główne, wyeksploatowane już dawniej zasoby złoża. Miejscami takie nagromadzenia dochodziły do 60t rudy w jednej komorze. Drugim eksploatowanym typem rudy była tzw. ruda kontaktowa w postaci pstrych, ziemistych glin zawierających węglany miedzi. Występują one w pewnych odcinkach kontaktu wapieni i piaskowca na wyższych poziomach kopalni. Ostatnim, najmniej regularnym, typem rudy są żyły kruszcowe przecinające masyw wapienny w 3-ch równoległych do uskoku podłużnego strefach. Nabrzmiewały one lokalnie do grubości kilkunastu cm, osiągając w niektórych wypadkach ponad 100m długości.

Eksploatacja (do 60m) objęła strefę wtórnych zmian złoża. Jednakże w partiach litych wapieni pozostały zachowane fragmenty nie utlenionych żył kruszcowych, przedstawiających pierwotne stosunki złożowe. Występowały tu 4 pionowe żyły kruszcowe długości 40-100m i biegu 300-320^o. Żyły były przemieszczone przez młodsze uskoki poprzeczne. W tych żyłach najczęściej spotyka się chalkopiryt, w postaci nieregularnie wykształconych ziarnistych skupień w żyłach białego lub kremowego kalcytu oraz drobno rozsianych wpryśnięć w skalcyfikowanej brekcji wapiennej. W preparatach mikroskopowych widoczne są przerosty chalkopirytu z miedziankitem i galeną, a także rzadziej z błyszczem żelaza. Nierozłożony chalkopiryt spotyka się w rudach Miedzianki dosyć rzadko, przeważnie jego ziarna są zastąpione w różnym stopniu przez chalkozyn. Drugim, spotykanym rzadziej siarczkiem pierwotnym jest miedziankit, minerał typowy dla tego złoża, o składzie tetraedrytu arsenowego (2Cu₃AsS₃xZnS). Miedziankit jest synonimem sandbergerytu opisanego przez Breithaupta. Występuje w paragenezie z chalkopirytem i galeną, która w żyłach Miedzianki występuje najmniej obficie. W żyłach kalcytowych Miedzianki odkryto też nowy minerał - gersdorfit kobaltonośny (NiAsS - 24% Ni, 35% As, 19% S i 8% Co). Siarczek ten występuje w wymienionej paragenezie kruszcowej w bardzo niewielkich ilościach, w formie drobnokrystalicznych skupień wpryśniętych w kalcycie. Minerałom kruszcowym towarzyszy kalcyt, rzadziej baryt i kwarc w postaci mikrokrystalicznej. Charakterystyczne jest, ze niektóre siarczki pierwotne wykazują kataklastyczną deformację poszczególnych ziarn. Szczególnie wyraźnie widać to na większych ziarnach galeny i chalkopirytu, których szczeliny łupliwości są sfałdowane, zmięte a kryształy popękane. Fakt ten świadczy o naruszeniu górotworu już po krystalizacji minerałów kruszcowych.

Wśród kruszców wtórnych najczęściej występuje chalkozyn. Wraz z węglanami, złożonymi arsenianami i tlenkami Cu tworzy on główną masę rudną w jej krasowych i żyłowych nagromadzeniach. W preparatach mikroskopowych często spotyka się ziarna chalkopirytu częściowo zastąpione przez chalkozyn z zachowaniem ich pierwotnej struktury. Wskazuje to, że chalkozyn jest minerałem wtórnym złoża Miedzianki. Rzadziej występuje kowelin i ślady kuprytu. Poza tym pospolicie spotyka się malachit w postaci ziemistych, barwnych nagromadzeń lub w formie drobnokrystalicznych szczotek i koloidalnych nacieków w szczelinach ciosowych, spękaniach skały i w blokach utlenionych rud. Z innych minerałów wtórnych występują azuryt, tenoryt, liczna grupa tlenków Mn, gips, rzadziej Ag rodzime, cerusyt, anglezyt, siarczany Cu i limonit. Z ciekowostek mineralogicznych spotyka się tu słabo jeszcze poznane uwodnione tlenki i złożone arseniany, powstałe głównie wskutek rozkładu miedziankitu w specyficznych warunkach utleniających krasowego złoża. Są to między innymi: staszycyt (uwodniony zasadowy ortoarsenian Ca, Cu i Zn) oraz lubeckit (uwodniony złożony tlenek Cu-Mn). W przybliżeniu można określić następujące stadia przemian siarczków pierwotnych złoża Miedzianki: 1) chalkopiryt chalkozyn (azuryt, malachit, limonit) kowelin azuryt, malachit, limonit; 2) miedziankit kowelin, chalkozyn, złożone arseniany (rudy pstre, ziemiste, tlenki Cu, Mn, Sb, Co), limonit, malachit, azuryt; 3) galena (anglezyt), cerusyt.

Zawartość Cu w blokach typu krasowego wynosiła 44-72% Cu, 8-20% S, 0,8-13% As, 0,2-1% Pb, 0,203,5% Zn i Ag do 100g/t rudy (chalkozyn, węglany, złożone tlenki i arseniany), w rudzie ziemistej 10-15% Cu (głównie węglany i tlenki). Wapienie eksploatowane na powierzchni w kamieniołomie zawierały około 0,2% Cu (węglany) i można było z nich wysortować rude o zawartości około 1% Cu.

Parageneza pierwotnych minerałów żył kruszcowych Miedzianki wskazuje na pochodzenie ascenzyjno-hydrotermalne. Jest to złoże na pograniczu faz mezo- i epitermalnej (na podstawie obecności gersdorfitu), o temperaturach roztworu poniżej 300^oC. Złoże pierwotne jest wielostadialne. Stadium wczesne stanowią kalcyty zwane Różanką Zelejowską, z rozproszonym pigmentem hematytowym. Stadium główne (kruszcowe) skałda się z chalkopirytu z domieszkami gersdorfitu, miedziankitu, galeny, spekularytu (grubokrystaliczny błyszcz żelaza), oraz pirytu z kalcytem, barytem i kwarcem. W stadium końcowym pojawia się kalcyt ze śladami galeny i barytu. Wiek pierwotnej mineralizacji w Miedziance jest trudny do określenia: na pewno złoże pierwotne jest młodsze od osadów pstrego piaskowca (brak w nich siarczków pierwotnych) i od zlepieńców dolnego cechsztynu. Mineralizacja jest związana z herzyńskimi kierunkami spękań masywu (uskoki podłużne oraz poprzeczne wynurzenie osi antykliny chęcińskiej), a młodsze dyslokacje nie wykazują nigdzie śladów mineralizacji pierwotnej. Podobnie kataklastyczna struktura rud pierwotnych świadczy o ich starszym wieku. Zatem Przejawy mineralizacji można by odnieść do fazy herzyńskiej, wieku zapewne dolnopermskiego. Stan złoża eksploatowanego wytworzony został przez procesy utleniania i cementacji, wzmożone silną działalnością wód krasowych (procesy egzogeniczne). Pierwotne żyły siarczkowe po utlenieniu łatwo były ługowane i przemieszczane w obrębie systemu jaskiń krasowych, powstających w ich sąsiedztwie pod wpływem wydzielonych przy tym kwasów. Procesy krasowe objęły spękane i zmineralizowane wapienie dewońskie do głębokości 80m. W produktach wietrzenia krasowego pozostały skupienia okruchowe rud. Równocześnie migracja jonów metali ku peryferiom wapiennego masywu i adsorpcja ich przez koloidalne środowisko rezydualnych glin krasowych przyczyniła się do powstania specyficznego typu rudy ziemistej. W efekcie tych procesów powstało z drobnych pierwotnych żyłek niewielkie złoże miedzi typu krasowego, jako wynik wtórnego wzbogacenia w rudę na drodze cementacji oraz podziemnego mechanicznego i chemicznego transportu wodnego. Powstała ruda zawierająca chalkozyn, digenit, kowelin, tenoryt, azuryt, malachit i złożone arseniany, tlenki i wodorotlenki Cu, Mn, Fe i As.

Podobne okruszcowanie żyłowe zostało odkryte w okolicy Daleszyc, gdzie jest związane z hydrotermalnym przeobrażeniem intruzji lamprofirów.

Złoże Miedziana Góra jest położone w NW części paleozoiku świętokrzyskiego w odległości 9km na NW od Kielc. Złoże to wykształcone jest w strefie nasunięcia czoła fałdu miedzianogórskiego na synklinę kostomłocką (W część regionalnej dyslokacji świętokrzyskiej). Stare zroby eksploatacyjne obejmują tylko niewielka część nasunięcia, na odcinku około 800m, miedzy drogą do Tumlina (E kraniec wsi Miedziana Góra), a ostatnim ku W szybem Staszic. W W części nasunięcia złoże miedzi wyklinowuje się, a w jego miejsce pojawiają się rudy Fe, eksploatowane dawniej w Ławecznie i Porzeczu pod Oblęgorkiem. Ku E mineralizacja stopniowo słabnie i wygasa (w Kostomłotach). Złoże jest wyraźnie związane z odwróconym kontaktem tektonicznym (uskok świętokrzyski) kwarcytów i łupków dolnego dewonu (serii barczańskiej) na N z serią dolomityczno-marglisto-wapienną dewonu środkowego i górnego, permu oraz triasu na S. Czyli odwrócone skrzydło antykliny miedzianogórskiej na N i synklina kostomłocka na S. Cała ta seria jest bardzo silnie zaburzona, sprasowana i wyciśnięta. Seria utworów syluru i dewonu antykliny miedzianogórskiej jest ułożona stromo. Równolegle do nasunięcia (uskoku świętokrzyskiego), w obrębie N skrzydła synkliny kostomłockiej zaznaczają się dwa uskoki, z którymi zapewne wiąże się złoże miedzi leżące w ich sąsiedztwie. Złoże Cu stanowi pokład utworów ilasto-mułowcowych zwanych iłami miedzionośnymi lub rudonośnymi zapadający pod kątem 30-45^o na NE, zgodnie z upadem serii nasuniętej. Z głębokością upad serii iłów rudonośnych maleje do około 20^o (na głębokości około 70m od powierzchni). Iły rudonośne wypełniają strefę dyslokacyjną, tworząc nieregularny pokład o rozciągłości 280-290^o. Seria jest silnie zaangażowana tektonicznie. Nieregularna miąższość serii złożowej waha się średnio od 4 do 6,5m (od kilku cm do 10m). Ruda w postaci ciemnopopielatego lub czarnego iłu impregnowanego węglanami i tlenkami miedzi zawierała około 8,5% Cu. W stropie iłów rudonośnych wyróżniono (profil stratygraficzny odwrócony) mułowce z wkładkami piaskowców kwarcytowych (zlepieńce miedzianogórskie) dewonu dolnego (zigen górny - ems). Od N kontaktują one tektonicznie z sylurskimi łupkami i szarogłazami jądra antykliny miedzianogórskiej. Pod iłami leżą sfałdowane wapienie dewonu górnego (fran i famen), a niekiedy w spągu tych iłów pojawiają się w formie porwaków tektonicznych dolomity dewonu środkowego. Budowę geologiczna komplikują młodsze uskoki poprzeczne (N-S, NNE-SSW), przemieszczające blokowo sąsiadujące ze sobą kompleksy skalne. Od S do strefy złożowej przylegają utwory pokrywy permsko-triasowej, też zdyslokowane. Ponad warstwą iłów rudonośnych wyróżniano kolejno (wg Krajewskiego): pokład czerwonobrunatnego wapienia marglistego z żyłkami kalcytu, zawierającego wpryśnięcia węglanów Cu; wkładki iłu czarnego lub czerwonego z przerostami żelaziaka brunatnego; wreszcie tzw. popielicę - warstwę o zmiennej miąższości, złożoną z ochry żelazistej i węglanu wapnia, o jaskrawożółtej lub czerwonej barwie, z paroprocentową (do 4%) zawartością Cu. Całą wymieniona serię ilasto-wapienną uważano za złoże miedzi. Piaskowcowe warstwy stropowe nie zawierały rud Cu.

Iły rudonośne są czarne i plastyczne. Zawierają kwarc, illit i substancje organiczną. W stropie napotyka się okruchy piaskowców kwarcytowych, a w spągu okruchy dolomitów i wapieni. Pozycja stratygraficzna iłów nie jest jasna, gdyż nie zawierają szczątków ani fauny, ani flory. W złożu występowały tak siarczki jak i tlenki Cu w postaci impregnacji, smug, soczewek lub ostrokrawędzistych okruchów. Głównym siarczkiem była odmiana tetraedrytu z domieszką As i Zn. Przypomina to z opisu skład chemiczny miedziankitu, a ruda też była określana pospolicie jako chalkozyn. ponadto w złożu spotykano niewielkie skupienia chalkopirytu, pirytu, a także dość licznie występującą żółtą blendę cynkową. Według innych źródeł (zapewne chodzi o rudy zupełnie niezmienione stwierdzone wierceniami) przeważał piryt i markasyt, a lokalnie powstawały koncentracje małych kryształków chalkopirytu, sfalerytu i galeny oraz bipiramidalnie wykształconych kryształków kwarcu. Wśród rud utlenionych pospolicie występowały chalkozyn i czerń miedzi (zbita odmiana tenorytu zasobna w domieszki Mn i Co) w postaci ziemistych wpryśnięć, ziemisty i krystaliczny malachit oraz azuryt. Z minerałów rzadkich miała tam występować galena (zawierająca Sb) oraz baryt i kalcyt. Rudzie towarzyszyły: tetraedryt żelazisty, bornit, kupryt, Cu rodzima, azuryt, malachit, chryzokola, galman. Poziomy niższe złoża zawierały przede wszystkim chalkozyn, wyższe zaś czerń miedzi i węglany. Oprócz tego w całej strefie złożowej napotyka się śladową mineralizację siarczkami Cu i Fe w formie impregnacji i drobnych użyleń, w towarzystwie kalcytu, barytu i kwarcu, zwłaszcza w spągu złoża i w dolomitach oraz wapieniach dewońskich.

W niezmienionych iłach rudonośnych z wierceń stwierdzono do 1,7% Cu, do 0,8% Zn, do 0,08% Pb i do 6,5% pirytu. Ponadto w iłach stwierdzono podwyższone zawartości Co, Ni, Mo, V, Ag, U. W rudach wtórnie wzbogaconych zawartość Cu wynosiła 3-45% Cu.

Wyraźny związek mineralizacji z tektoniką oraz ogólne podobieństwo inwentarza mineralogicznego do złoża w Miedziance, odległej od Miedzianej Góry o 17km na S, pozwalają wnioskować o podobnym hydrotermalnym pochodzeniu złoża Miedzianej Góry (najnowsze badania pochodzą z połowy XXw.). Wytworzyła się tu jednak w porównaniu ze złożem Miedzianki znacznie wyraźniejsza strefa zmian wtórnych, w obrębie której lokowały się roboty górnicze kopalni Zygmunt (do głębokości 80-90m występowała wtórnie wzbogacona bogatsza strefa cementacji objeta robotami górniczymi). Za pierwotne kruszce pochodzenia hydrotermalnego można by uznać relikty chalkopirytu, pirytu, miedziankitu (?) i galeny. Inne związki Cu, a także i blendę cynkową, można uważać za wtórne. Ze względu na sąsiedztwo skał wapiennych szybko neutralizujących utwory termalne strefa zmian wtórnych sprowadzałaby się do strefy utlenienia i byłaby wyrażona przede wszystkim przez partie ciemnych wapnistych iłów z tlenkami i węglanami Cu oraz przez czapę żelazną złoża, zawierającą ochrowe rudy Fe i Mn. Nieznaczne tylko procesy typu cementacyjnego mogły doprowadzić do utworzenia się w czarnych kruszconośnych iłach wtórnego chalkozynu na koszt pierwotnych siarczków miedzi. Do głębokości około 100m nie dotarto jeszcze do strefy pierwotnej złoża.

Porfirowe złoże Cu-Mo w rejonie Myszkowa

Rejon Myszkowa zlokalizowany jest w strefie Kraków-Lubliniec (NE granica GZW). Rejon ten rozpościera się od Lublińca na NW, poprzez Żarki, Myszków, Zawiercie, Pilicę i Olkusz aż do Krakowa na NE. Jest to fragment Wyżyny Śląsko-Krakowskiej. Rejon zawierający mineralizację znajduje się blisko SW przedmieść Myszkowa. Obszar ten jest częścią struktury geologicznej zwanej strefą Kraków-Lubliniec. Skały czwartorzędowe i mezozoiczne będące częścią monokliny Śląsko-Krakowskiej odsłaniają się w okolicy Myszkowa. Skały paleozoiczne (dewońskie, karbońskie i permskie) występują na powierzchni tylko w nielicznych miejscach w pobliżu Myszkowa. W strefie Kraków-Lubliniec z wierceń znane są skały począwszy od prekambryjskich (prawdopodobnie wend), przez kambryjskie do permskich. Ich miąższości są zmienne, od kilku metrów do setek metrów. Strefa została dobrze rozpoznana wierceniami w czasie poszukiwań złóż Zn-Pb oraz mineralizacji polimetalicznej znajdującej się pod obszarami Myszkowa, Mrzygłodu, Zawiercia, Pilicy i Doliny Będkowskiej.

Rejon Krakowa-Lublińca przecięty jest przez wąską strefę tektoniczną (około 0,5km) Kraków-Lubliniec. Jest ona prawdopodobnie częścią większej, transkontynentalnej, strefy tektonicznej Kraków-Hamburg. Strefa Kraków-Lubliniec powstała zapewne w prekambrze i następnie kilka razy była reaktywowana, a czas największej aktywności przypada na czas pomiędzy kambrem i permem. Przecinanie uskokami grało w czasie formowania się strefy niepoślednia rolę. Wzdłuż omawianej strefy kontaktują ze sobą dwie ważne jednostki tektoniczne: blok małopolski i blok górnośląski. Sedymentacja skał osadowych prekambryjskich i paleozoicznych (zwłaszcza wczesnopaleozoicznych) na obu tych blokach oraz ewolucja strukturalna obu bloków przebiegały w obecności powtarzających się ruchów tektonicznych wzdłuż strefy Kraków-Lubliniec. Aktywności tektonicznej tej strefy towarzyszył intensywny magmatyzm, działający wzdłuż granic obu bloków. Otwory wiertnicze odwiercone w rejonie Myszkowa napotkały jedynie skały wendyjskie do wczesnokambryjskich. Skały te zbudowane są ze zmetamorfizowanych skał ilasto-mułowcowych i piaskowcowych. W takie skały osadowe intrudowały lokalnie ciała granitoidowe, datowane na późny karbon oraz występuje w nich związana z tymi intruzjami mineralizacja polimetaliczna typu porphyry copper (jest to jedyny tego typu masyw w karbonie Europie). Skały triasowe i lokalnie występujące czwartorzędowe leżą płasko i przykrywają starsze formacje pokrywą miąższości do 170m.

Skały prekambryjskie bloku górnośląskiego są silnie zmetamorfizowane i zostały napotkane tylko w kilku miejscach. Skały wczesnego kambru tego regionu występują płatami i nie został jak do tej pory poznany cały profil wczesnego paleozoiku. Kambr to skały klastyczne ilasto-mułowcowe i piaskowcowe, miąższości do kilkuset metrów, leżące miejscami (w rejonie Olkusza do 2500m). Osady ordowiku mają miąższość do 80m i są to skały węglanowe i klastyczne. Skały wczesnego i środkowego kambru oraz ordowiku są na N granicy bloku górnośląskiego przykryte przez skały dewonu. Pokrywa dewonu również nie jest ciągła i czasem trias leży bezpośrednio na skałach przeddewońskich. Skały dewońskie z niewielką niezgodnością na starszych osadach (widoczne jest to zwłaszcza w rejonie Olkusza). Ta niezgodność jest związana z ruchami tektonicznymi, które zaszły na NE krawędzi bloku pomiędzy kambrem i dewonem. Zasięg tych ruchów jest zatarty przez zaburzenia związane z orogenezą waryscyjską. Na bloku małopolskim najstarsze skały reprezentowane są przez skały osadowe prekambryjskie i wczesnokambryjskie. Są to skały ilaste, mułowcowe i piaskowcowe zawierające wkładki otoczaków skał piaszczystych i drobnoziarnistych zlepieńców. Formacja ta charakteryzuje się różnorodnością barw od zielonych do czerwonych. Skały te są lekko sfałdowane, lokalnie wykazują kliważ, oraz zostały zmetamorfizowane w różnym stopniu do maksymalnie facji zieleńcowej, tak że obecnie są to fyllity (w rejonie Myszkowa są to jedyne osadowe skały przedmezozoiczne, opisywane jako zmetamorfizowane piętro kaledońskie, skały miałyby powstawać w zbiorniku oceanicznym). Na nich, z niezgodnością kątową, pojawia się 100m ordowicko-sylurska sekwencja (arenig-landower-wenlok) węglanowa zwana formacją zawierciańską. Powyżej zgodnie występuje formacja Mrzygłodu zbudowana ze skał mułowcowych (1500m), zawierająca graptolity i acritarchy. Powyżej znajduje się najmłodsza sylurska formacja Łapczywy (300m). Są to zlepieńce, piaskowce i mułowce. W rejonie Myszkowa występuje ponadto granitoidowa intruzja powstała w późnym karbonie, która zmetamorfizowała kontaktowo skały wendyjsko-wczesnokambryjskie, a następnie spowodowała powstanie w skałach otaczających mineralizacji i przemian hydrotermalnych.

Na krawędziach obu bloków występują następnie już bardzo podobne skały dewonu i karbonu. Są to klastyki i skały węglanowo-klastyczne wczesnego dewonu, węglany dewonu środkowego i górnego oraz wczesnego karbonu oraz kulm nie związany z morzem wieku wileńskiego i namurskiego (A). Wspomniane skały obu bloków jednak różnią się tektoniką: w bloku górnośląskim są one lekko sfałdowane w obrębie struktur blokowych, w bloku małopolskim skały te znajdowane są tylko na dużych strukturach blokowych i nie są zafałdowane. Osadu permskie leżą tylko płatami w obu blokach, zwykle w obrębie struktur rowowych. W rejonie Myszkowa nie występują żadne osadowe skały młodopaleozoiczne, jedynie pojawia się granitoid tego wieku. Intruzja jest wydłużona w kierunku NW-SE i leży od Mrzygłodu, przez Myszków do Nowej Wsi. Lokalnie intruzja została odsłonięta w czasie erozji przedmezozoicznej. Intruzja formowała się w kilku fazach i jest scharakteryzowana przez skomplikowane struktury i zmienny skład mineralny. Liczne apofizy odrywają się od głównej masy intruzji. Intruzja ponadto jest poprzecinana przez liczne uskoki. Najwyższa część intruzji zawiera prawdopodobnie duże koncentracje mineralizacji Cu-Mo-W, późniejsze ruchy tektoniczne spowodowały wfałdowanie tej części intruzji do depresji tektonicznej. Również wielostadialne intruzje porfirowe są bardzo ważne w geologicznej ewolucji strefy Myszkowa. Powstawały one zapewne w czasie powstawanie uskoków, które cięły intruzję granitoidową na bloki. Zostały tu zidentyfikowane dwa typy skał porfirowych: riolity i dacyty. Intruzja porfiru kwarcowego w rejonie Myszkowa ma kształt przypominający loppolit, osiąga maksymalną miąższość 848m. Czasem, w niektórych miejscach, intruzja ma kształt dajki, o miąższości rzeczywistej około 400m. Intruzja porfirowa jest umiejscowiona ponad intruzją granitoidową i rozciąga się na 3,5km. Porfiry dacytowe w badanym rejonie są bardzo rozpowszechnione i formują cienkie dajki (zwykle nie grubsze niż 20m), zwykle nachylone pod kątem około 70^o. Dacyty są zapewne starsze niż riolity, jednak ich relacja do granitoidów nie została do tej pory określona. Kontakt staropaleozicznych zmetamorfizowanych skał osadowych i skał magmowych z nadległymi skałami mezozoiczno-kenozoicznymi jest kontaktem erozyjnym. Powierzchnia kontaktu jest lekko nachylona, zwykle na NE, zbliżając się też miejscami do współczesnej powierzchni w obszarach gdzie riolity zostały odsłonięte w czasie erozji przedmezozoicznej.

W rejonie Myszkowa w skałach paleozoicznych i wendyjskich zarejestrowano 4 odrębne fazy deformacji tektonicznych, które spowodowały powstanie deformacji fałdowych, każda z nich zakończona została małym epizodem ekstensji. Pierwszy epizod - D₁ - pojawia się w skałach wendu i wczesnego kambru bloku małopolskiego. Skały zostały wtedy sfałdowane i lekko zmetamorfizowane. Deformacje zanikają w kierunku kontaktu z blokiem górnośląskim. Epizod D₂ zaznaczył się w skałach kambru i ordowiku w bloku górnośląskim w pobliżu granicy oraz w skałach wendu, wczesnego kambru, ordowiku i syluru w strefie granicznej bloku małopolskiego. Ruchy te trwały w kilku fazach od późnego syluru do karbonu dolnego. W karbonie faza końcowa spowodowała ekstensję oraz prawdopodobnie powstanie intruzji diabazów i starszych porfirów. Epizod D₃ działał po namurze A i spowodował deformacje diabazów, niektórych porfirów, skał D i C oraz skał starszych. Na początku powstawały uskoki odwrócone, potem trwała transpresja i lokalnie przesuwanie. Ten epizod najsilniej zaangażował skały paleozoiczne leżące na granicy obu bloków i dominuje we współczesnej tektonice obszaru. Epizod zachodził po westfalu B, kiedy nastąpiło pionowe przemieszczenie bloków oraz powstały intruzja granitoidowa i towarzyszące jej intruzje porfirowe (ale tylko powstały w bloku małopolskim). Ostatni epizod - D₄ - działał na granicy obu bloków i zaangażował ich skały oraz skały magmowe. Działo się to na granicy westfalu i stefanu oraz prawdopodobnie w czasie stefanu, na pewno przed powstaniem pokrywy permo-mezozoicznej.

W strefie kontaktowej obu bloków zidentyfikowano ponadto kilka (10) stadiów ewolucji strukturalnej. W stadium 1-szym powstawały i były lekko deformowane skały wendu i wczesnego kambru o charakterze przypominającym flisz. Stadium 2-gie jest związane z deformacjami epizodu D₁. Powstawały fałdy i kliważ w skałach wend-wczesny kambr bloku małopolskiego. Potem nastąpiła ich denudacja w kambrze późnym i wczesnym ordowiku. W stadium 3-cim trwała sedymentacja skał kambr-ordowik na bloku górnośląskim i powstawały ich lekkie deformacje (prawdopodobnie synchronicznie ze stadiami 1 i 2 na bloku małopolskim). Skały bloku górnośląskiego zostały zafałdowane i zmetamorfizowane w epizodzie D₁. Stadium 4-te odpowiada deformacjom D₂ na obu blokach (od tej pory oba bloki zachowują się podobnie). Ścina nie S/D, bez metamorfizmu. W stadium 5-tym zaszła sedymentacja i diageneza skał D na granicy obu bloków, oraz małe ruchy pionowe związane z fazą bretońską. W tym czasie powstały pierwsze intruzje porfirowe (D/C) powodując jedynie słaby metamorfizm kontaktowy, oraz powstały brekcje i mylonity wzdłuż uskoków, którymi intrudowały później porfity. W stadium 6-tym zaszła sedymentacja i diageneza skał wczesnego C na granicy obu bloków. Stadium 7-me (przedintruzywne) nastąpiło po namurze A w czasie epizodu D₃. W tym czasie zostały sfałdowane i zuskokowane skały paleozoiczne, ale nie towarzyszył temu wydarzeniu metamorfizm. Na końcu stadium rozpoczęła się silna erozja. Stadium 8-me (intruzyjne) działało po westfalu B. Zanikały powoli ruchy przesuwcze poprzednich stadiów, zastępowane powolną rotacją bloków. Powoli rozpoczynała się w dolnych częściach bloku małopolskiego intruzja granitodów uformowanych może w poprzednim stadium. Głęboko powstały kwarcowe żyły stockwerkowe, towarzyszyły temu liczne fazy mineralizacji. Na końcu stadium 8-go granitowy wintrudowały w aktywne strefy ścięciowe i dotarły do wyższych poziomów. Procesy te spowodowały powstanie szeroko rozpowszechnionych stref metasomatycznych i termalnie zmienionych. Następnie skały osadowe otoczenia, granitoidy i diabazy były cięte przez żyły formowane w czasie kilku faz. Stadium 9-te (postintruzywne) działało na granicy westfal/stefan i w stefanie. Następowały wtedy deformacje śmieciowe i rotacja związana z epizodem D₄. Powstały wtedy deformacje w granitach i niewielkie zaburzenia (fałdy i niewielkie nasunięcia) w otoczeniu. Stadium 10-te trwało od późnego karbonu do wczesnego triasu. Zaszła sedymentacja i diageneza skał permu i wczesnego triasu w warunkach ekstensji. Powstały uskoki normalne i lokalnie trochę deformacji podatnych. Powstało wtedy wiele uskoków, część z nich były to reaktywowane starsze uskoki. Deformacjom towarzyszyły fazy magmowe, które uformowały porfiry kwarcowe, lamprofiry, diabazy i mineralizację rudną.

Skały z rejonu Myszkowa podlegały zatem w czasie swojej historii regionalnemu, wielostadialnemu stresowi o różnym typie i orientacji. Najczęstszymi tektonicznymi strukturami są spękania (otwarte i zamknięte, mineralizowane i płone), żyły typu wypełnionego, metasomatycznego i brekcjowego (te formy są to: typowe żyły osiągające miąższości większe niż 10cm, żyłki od 1mm do 10cm i mikrożyłki, cieńsze niż 1mm), brekcje i kakiryty (tektoniczne, hydrauliczne i magmowe), materiał skruszony, często stowarzyszony z iłami tektonicznymi oraz struktury poślizgowe. Główny system mineralizacyjny jest typu stockwerkowego i składa się s siatki przecinających się żył, żyłek i mikrożyłek, zorientowanych w różnych kierunkach. Takie struktury żyłowe zlokalizowane są głównie w skałach magmowych (głównie granitoidach) oraz w skałach otaczających. Struktury te przeważnie wypełnia kwarc, ale może też pojawiać się skaleń i rzadziej chlotyt, serycyt, węglany i minerały rudne. Analizy statystyczne dowodzą, że wśród tych struktur dominują żyłki grubości 2mm (70%) nad grubszymi żyłami kwarcowymi i kwarcowo-skaleniowymi (sztokwerkowymi). Większość żył zapada pod kątem 60-90^o. Są tu dwa niezależne systemy żyłowe. Pierwszy zawiera upady od 50 do 75^o, a drugi od 75-90^o. Żyły wtórne leżą stosunkowo płasko, 0-50^o, ale one mają stosunkowo małe znaczenie. Żyłek jest przeważnie od 10-50/m. W skałach otaczających gęstość żyłek rośnie w kierunku kontaktu z granitoidem. Cały granitoid, a zwłaszcza jego endo- i egzo kontakty zawierają najwięcej żyłek. Najsłabiej mineralizowane i zupełnie płone struktury powstały w czasie najmłodszego, postorogenicznego stadium. Struktury te to kataklazyty, brekcje tektoniczne, kliważ i uskoki. Tak zmienione strefy (spękane) osiągają czasem znaczne miąższości.

Skały w złożu to skały metamorficzne (facja zieleńcowa: fyllity i łupki, metapsammity zawierające kwarc, albit, muskowit, serycyt, biotyt, chloryt, epidot i amfibol), skały zmienione termicznie (hornfelsy, skarny - produkty zmian skał węglanowych i metasomatyty - skały epidotem, amfibolem i pirooksenem, podrzędnie z kwarcem, serycytem, chlorytem, biotytem i plagioklazem) oraz skały magmowe. Skały te to granitoidy (intruzja), dacyty i riolity (w formie dajek) oraz trachyandezyty i lamprofiry.

Granitoidy reprezentują bardzo zróżnicowaną grupę jeśli chodzi o kolor i tekstury. Są średnioziarniste, porfirowate, zawierają przeważnie kwarc, skaleń i biotyt, rzadziej skalenie potasowe. Blisko kontaktów stają się bardziej drobnoziarniste. Często są zmienione przez procesy hydrotermalne, które spowodowały serycytyzację, karbonatyzację i saussurytyzację.

Głównymi minerałami kruszcowymi mineralizacji są: piryt, chalkopiryt, molibdenit, magnetyt, sfaleryt i scheelit. Chalkozyn, kowelin, malachit znajdowane są wyłącznie w górnej części intruzji i powstały w wyniku przemian hipergenicznych. Minerały kruszcowe występują w formie żył i impregnacji. Mineralizacja jest bezpośrednio związana z intruzja granitoidową. Mineralizacja ma też bezpośredni związek z postintruzyjną tektoniką, której najwcześniejsze fazy związane były ze stygnięciem ciała granitoidowego. Mineralizacja jest przede wszystkim scharakteryzowana przez lokalnie rozwiniętą gęstą sieć żył w formie stockwerkowej. Późniejsze stadia mineralizacji rozwinęły się w warunkach bliskich powierzchni. Złoże rejonu Myszkowa powstawało na skutek kilku wydarzeń mineralizujących. Większość głównych minerałów rudnych (piryt, chalkopiryt i molibdenit) powstało w kilku różnych fazach. Fazy te rozwijały się w różnym czasie, były kontrolowane przez różne czynniki fizyczno-chemiczne i są scharakteryzowane przez różne paragenezy. Procesy mineralizacji były skomplikowane i długotrwałe. Żyły różnych stadiów wzajemnie się nakładają i przecinają. Powszechnie obserwowane jest metasomatyczne zastępowanie jednych minerałów przez inne. Paragenezy mineralne wykazują duży rozrzut temperatur powstawania. Kompletna asocjacja mineralna obejmuje (od najliczniejszego do najrzadszego): piryt, chalkopiryt, magnetyt, sfaleryt, galenę, scheelit i rutyl spotykane we wszystkich stadiach mineralizacji. Bornit, hematyt, pirotyn, markasyt, ilmenit, wolframit i ferberyt występują rzadziej. Znajdowane są ślady bizmutynitu, Bi rodzimego, pirotynu miedziowego, Kubaniu, emplektytu, aikinitu, hessytu, tetradymitu, cosalitu, wittichenitu, tetraedrytu, tennantytu, valeryiitu i chalkozynu. Chalkozyn, kowelin i gett są znajdowane też w strefie wietrzenia. Minerały płone mineralizacji w Myszkowie to kwarc, skalenie (ortoklaz, mikroklin, adular i albit), chloryny, epidot, serycyt, muskowit, biotyn, kalcyt, ankeryt, dolomit, baryt, fluoryt i gips. Mineralizacja rudna została uformowana w 2-ch głównych procesach: metamorfizmu kontaktowego (etap I - wczesny, skarnowy) i postmagmowej aktywności hydrotermalnej, reprezentowany przez drobnorozproszoną i żyłkową mineralizację Cu (typ porphyry copper), wielostadialną żyłową mineralizację Cu-Mo (etap II - główny, hydrotermalny) oraz przez niskotemperaturowe, słabozmineralizowane żyły (etap III - późny, postmineralizacyjny).

Etap I (wczesny, skarnowy) jest reprezentowany przez paragenezę magnetyt-chalkopiryt obecną w hornfelsach, skarnach i metasomatytach.Skały te napotyka się przy kontakcie z granitoidem oraz w bardziej odległych miejscach, gdzie miąższość metasomatytów może sięgać do 60m. W skarnach andradytowych i piroksenowo-amfibolowych miąższość stref zmineralizowanych waha się od kilku do kilkudziesięciu cm. Czasami agregaty masywnego magnetytu zajmują do 30% objętości, a chalkopirytu do 10%. Molibdenie w skarnach występuje sporadycznie w formie cienkich płatków. Scheelit jest częstszy niż molibdenie i tworzy agregaty średnicy kilku mm, zwłaszcza w skarnach piroksenowo-amfibolowych. Chalkopiryt i piryt wypełniają miejsca pomiędzy ziarnami magnetytu. Chalkopiryt występuje też samodzielnie zastępując minerały z grupy amfiboli. Słaba mineralizacja magnetytowo-chalkopirytowa pojawia się też w hornfelsach. Występuje jako rozproszone ziarna lub jako krótkie żyłki (kilka mm) chlorynowo-epidotowo-kwarcowe, które mogą zawierać magnetyt, piryt i chalkopiryt lub przerosty chalkopirytowe ze sfalerytem, galeną i bornitem. Lokalnie pojawiają się małe agregaty wolframitu z różnymi siarczkami. Najbardziej w strefie Myszkowa rozprzestrzenione są metasomatyty. Najczęściej występują metasomatyty skaleniowo-epidotowe, które są znajdowane w strefach miąższości do kilkudziesięciu m. Pojawiają się one jako całkowicie zmienione masy skalne lub 10 cm aureole na żyłach kwarcowych, Najczęściej w obu rodzajach metasomatytów występują magnetyt, piryt, hematyt i sfaleryt. Rzadziej spotykane są scheelit, pirotyn, galena, ilmenit, markasyt, kubanit, bizmutynit, Bi rodzimy i Siarkopole bizmutowe. Kolejność krystalizacji jest podobna we wszystkich typach skał. Siarczki (piryt i chalkopiryt) powstają po magnetycie. Tlenkowa mineralizacja powstawała prawdopodobnie w końcowym stadium przemian skarnowych i w takich właśnie temperaturach krystalizowały tlenki. Siarczki, młodsze od tlenków tworzyły się później, w wyniku ewolucji roztworów hydrotermalnych od alkalicznych do kwaśnych. Facje piroksenowo-granatowe powstawały w temperaturach 550-500^oC, natomiast facje piroksenowo-epidotowe formowały się w temperaturach 350-400^oC. Magnetyt i chalkopiryt lokalnie zawierają inkluzje sfalerytu i czasem Kubaniu i pirotynu, co również sugeruje wysokie temperatury powstawania. Obecność wolframitu i scheelitu wzdłuż siarczków podkreśla znaczenie zmian warunków fizyko-chemicznych w tym stadium mineralizacji. Roztwory były oczywiście wzbogacone w Fe, Cu, SiO₂ i CO₂.

Etap II (główny, hydrotermalny) spowodował powstanie głównej mineralizacji Cu-Mo-W rejonu Myszkowa. Jest to przede wszystkim mineralizacja typu porphyry copper, która występuje w postaci rozproszonej i kilku systemach żył typu stockwerkowego. Mineralizacja rozproszona znajdowana jest na całym obszarze Myszkowa zarówno w porfirach jak i granitoidach. Siarczków jest tu zwykle od 0,5 do 3%, rzadko do 10%. Głównymi minerałami są piryt i chalkopiryt. Czasem zamiast pirytu pojawia się pirotyn. Lokalnie spotyka się magnetyt, bornit, sfaleryt i galenę. Piryt tworzy pojedyncze, automorficzne ziarna, często zrekrystalizowane lub skorodowane. Często występują w nim inkluzje minerałów płonych, magnetytu, chalkopirytu, Kubaniu i galeny. Często chalkopiryt z wrostkami bornitu zastępuje piryt. Pirotyn tworzy ziarna pojedyncze z wrostkami minerałów płonych. Czasem występują agregaty pirotynu z markasytem i chalkopirytem lub pojedyncze żyłki markasytowe. Chalkopiryt to pojedyncze, kseromorficzne ziarna i agregaty monomineralne, czasem wypełnia szczeliny w agregatach pirytowych i magnetytowe. W chalkopirycie występują wrostki kwarcu, sfalerytu i bornitu. Tworzy on też przerosty ze sfalerytem, bornitem i galeną, czasem z chalkozynem. Charakterystyczną formą mineralizacji tego etapu są rozproszone siarczki w obrębie małych pierzastych chlorynowych żyłek. Rozproszone ziarna siarczków (głównie chalkopirytu i pirytu) są obecne zarówno w masie skały jak i w fenokryształach biotytowych. Mineralizacja Cu-Mo i stowarzyszona z nią mineralizacja wolframowa jest najsilniej rozwiniętą fazą mineralizacji tego obszaru i zawiera większość minerałów siarczkowych. Ten typ mineralizacji znajdowany jest zarówno w porfirach i granitach jak i hornfelsach. Mineralizacja tego typu jest związana ze zmianami hydrotermalnymi różnego typu i o różnym natężeniu. Mineralizacja Cu-Mo-W powstawała w kilku stadiach, wyraźnie oddzielonych w czasie. Każde stadium jest związane z innym typem żył i scharakteryzowane przez różny zespół mineralny, co z kolei wiąże się z inną temperaturą krystalizacji i innymi warunkami fizyko-chemicznymi. Kolejność stadiów została określona na podstawie przecinania się żył. Dwa główne minerały to piryt i chalkopiryt są obecne we wszystkich typach żył, molibdenit występuje w 4-ch stadiach, a scheelit tylko w 3-ch. Rozróżniono 5 stadiów: 1) żyły skaleniowo-molibdenitowe z biotytem; 2) pegmatytowe żyły kwarcowo-skaleniowe; 3) żyły kwarcowe z molibdenitem i szelitem; 4) czarne żyły kwarcowe z molibdenitem i 5) żyły kwarcowo-polimetaliczne.

Żyły stadium 1) (żyły skaleniowo-molibdenitowe z biotytem) występują w granitoidach centralnej części intruzji, w bliskim związku ze strefami metasomatyzmu potasowego, bez związku z jakimikolwiek spękaniami. 90% żyły budują skalenie potasowe, reszta to zserycytowane plagioklazy, kwarc i miki. W żyłach pojawia się rozproszony hydrotermalny biotyn. Biotyn busuje też drobne agregaty z kwarcem i siarczkami (chalkopiryt i molibdenit). Oddzielne koncentracje tworzą też molibdenit, chalkopiryt, piryt i scheelit. Charakterystyczną cechą skały jest struktura porowata powstała w czasie częściowego rozpuszczania fenokryształów. Pustki są otwarte lub wypełnione siarczkami lub scheelitem Minerały rudne stanowią 2-20% masy skały. Molibdenit czasem buduje drobneżyłki. Inne minerały rudne pojaiwjące się tu to: zmartytyzowany magnetyt, sfaleryt, galena, rutyl, ilmenie i tytanit.

Żyły systemu 2) (pegmatytowe żyły kwarcowo-skaleniowe) są grube (10-100cm) i występują głównie w granitoidach, na kontakcie ze skałami otaczającymi. Zbudowane są z kwarcu mlecznego, warstw skaleniowych, chlorynów i minerałów rudnych. Czasem między kwarcami pojawiał się kalcyt. Z minerałów kruszcowych występuje tu głównie molibdenit i piryt. Scheelit i chalkopiryt są bezładnie rozproszone w masie żyły.

Żyły stadium 3) (żyły kwarcowe z molibdenitem i scheelitem) są najpopularniejszą asocjacją tej mineralizacji. Zawierają najwyższe koncentracje Mo i W. Znajdowane są w granitach, porfirach i zmetamorfizowanych skałach otoczenia. Często są bardzo strome (pionowe) i rozgałęzione. Tworzą klasyczny stockwork, mają od 1 do 20mm grubości. Są bardzo gęste i towarzyszą im metasomatyczne zmiany w otoczeniu.. Często są deformowane poprzez młodsze żyłki kwarcowo-siarczkowe. Żyły wypełnia drobnokrystaliczny kwarc, z którym współwystępują minerały rudne. Oprócz tego spośród minerałów płonych pojawiają się skalenie, chloryty i rzadziej epidot oraz kalcyt. Minerały rudne to: molibdenit, scheelit, chalkopiryt, piryt, sfaleryt, galena, hematyt, magnetyt, rutyl i ferberyt. Molibdenit występuje tu w 2-ch generacjach.

Żyły stadium 4) (czarny kwarc z molibdenitem) też są stosunkowo liczne. Stanowią one finalne stadium mineralizacji molibdenitowej i nie zawierają scheelitu. Od stadium 3-go różni je większe zróżnicowanie minerałów oraz związane z mineralizacją rudną fazy przemian (serycytyzacja i feldszpatyzacja). Skały magmowe są zmienione przez serycytyzację skaleni, rzadziej występują w nich pseudomorfozy hydromuskowitowe po skaleniach, minerały rudne i rzadko epidot. Spoiwo zawiera hydromiki i węglany oraz kwarc i skalenie. Żyły czarnego kwarcu mają miąższość od kilku mm do 10cm, a w skałach otaczających tego typu żyłki pojawiają się w strefach zbrekcjonowanych. Głównym minerałem żył jest czarny kwarc, zawierający mikrokrystaliczne siarczki (piryt, chalkopiryt, molibdenit). Piryt jest tu głównym minerałem rudnym. Piryt często jest skataklazowany, a spękania wypełniają chalkopiryt, sfaleryt i galena. Molibdenit tworzy agregaty z chalkopirytem, sfalerytem i galeną. Chalkopiryt często przerasta się z minerałami bizmutowymi (bizmutynit, Bi rodzimy, wittichenit i hessyt). Spotyka się też w nim wrostki bornitu, Kubaniu, galeny, tennantytu i tetraedrytu. W pirycie dodatkowo pojawiają się wrostki magnetytu. Sfaleryt zawiera wrostki chalkopirytu, a galena wrostki minerałów bizmutowych.

Żyły stadium 5) (żyły kwarcowo-polimetaliczne) powstawały w końcowym stadium mineralizacji etapu II. Żyły te nie zawierają molibdenitu. Najbardziej charakterystyczne są chalkopiryt, piryt, sfaleryt i galena. Żyłą towarzyszy serycytyzacja i muskowityzacja w postaci symetrycznych aureol. Żyły tego typu występują jedynie w skałach magmowych. Charakterystyczne są tu tekstury masywne siarczków i kwarcu. Kwarc jest zwykle mleczny, czasem przezroczysty, w środku żył może występować kalcyt. Miąższość żyłek waha się pomiędzy 2 a 10cm. Siarczków w żyłkach jest do 10% masy żyły. Są to głównie piryt i chalkopiryt. Inne minerałe rudne tych żył to bornit, magnetyt, rutyl i minerały Bi.

W głównym etapie hydrotermalnym rozróżniono jeszcze 2 typy mineralizacji molibdenitem. Pojawiają się one sporadycznie i nie tną innych systemów żył, zatem nie można określić ich względnego wieku. Pierwszy typ to monomineralne żyły molibdenitowe, grubości kilku mm, zbudowane z drobnych kryształów. Drugi typ mineralizacji molibdenitowej został odkryty w granitoidowej pseudobrekcji. Spoiwo brekcji składa się z kwarcu, drobnoziarnistego molibdenitu, chlorynu, kalcytu i lokalnie chalkopirytu.

Etap III (późny, postmineralizacyjny) jest to ostatni etap w rejonie Myszkowa. Zostały tu rozróżnione 2 systemy żył: ankerytonośny i barytowo-fluorytowy. Oba typy są mineralizowane pirytem, chalkopirytem i sfalerytem oraz galeną. Dodatkowo żyły z barytem i fluorytem mogą zawierać markasyt. Ankeryt pojawia się tylko w silnie rozgałęzionych żyłach, a aureola ankerytowa sięga do kilkudziesięciu cm wokół żył. Lokalnie są obecne kwarc, drobne agregaty pirytu, sfalerytu, galeny i rzadziej chalkopirytu. Żyły zawierające baryt i fluoryt są rozprzestrzenione szerzej i zostały znalezione nawet poza zasięgiem jakiejkolwiek mineralizacji porfirowej. Żyły te nie wykazują związku z jakimikolwiek zmianami w skałach otaczających. Żyły mają typowe struktury krustyfikacyjne. Lokalnie baryt i inne minerały w tych późnych żyłach tworzą spoiwo brekcji tektonicznej. W żyłach barytowo-fluorytowych głównym minerałem jest baryt. Kwarc i kalcyt przewarstwiają się z kryształami barytu lub tworzą w warstwach barytowych druzy. Sporadycznie pojawia się celestyn. Warstewki bezbarwnego lub ziemistego fluorytu wydają się być starsze od barytu. Minerały rudne występują głównie w barycie. Lokalnie występują drobne ziarenka chalkopirytu, sfalerytu, galeny i markasytu oraz mniejsze ilości pirytu.

Jeśli wykonamy przekroje przez złoże myszkowskie to przekonamy się, że Mo koncentruje się głównie w granitoidzie. Pojawia się Mo też w skałach otaczających granitoid, w przedziale 50-150m od kontaktu, ale już w mniejszym stężeniu. Zawartości do 500ppm koncentrują się w obrębie granitoidu. Maksymalne zawartości Mo dochodzą do 1250-1300ppm. Mineralizacja W jest bardzo podobna do Mo, z tym, że W jest jeszcze bardziej związany z samym granitoidem, w zasadzie nie ma go w skałach otaczających. Linia oznaczająca zawartość 500ppm dla W jeszcze bardziej jest ograniczona do wewnętrznych części granitoidu. Maksymalne zawartości W nie przekraczają 1000-1250ppm, są zatem niższe niż Mo. Mineralizacja Cu jest znacznie bardziej skomplikowana niż dwu pozostałych głównych pierwiastków. Na przekroju widać 3 główne pozytywne anomalie dla Cu. Jedna z nich zlokalizowana jest w górnej części granitoidu. Dwie pozostałe zlokalizowane są w partiach bliższych powierzchni, w zmetamorfizowanych skałach otaczających oraz w żyłach dacytoidowych, tnących skały otaczające po obu stronach intruzji. Najwyższe koncentracje Cu dochodzą do 0,4-0,5% Cu.

Wszystkie złoża endogeniczne Mo można podzielić na następujące typy: Cu-Mo, Mo, lub Mo-W. Złoże myszkowskie należy do ostatniego z nich. Taki typ złóż jest generalnie związany z mobilizacją tektoniczną starszych skał. Taka mobilizacja powoduje powstanie głębokich spękań, które dzielą skały skorupy na duże bloki, które są dźwigane lub zapadają się. Złoża molibdenowe generowane są zwłaszcza w blokach wyniesionych, które dodatkowo związane są z powstającymi w czasie dźwigania intruzjami granitoidowymi. Czasami takie tektonicznie aktywne rejony interpretowane są jako strefy subdukcji wzdłuż aktywnych krawędzi kontynentalnych. Złoża typu Mo-W związane są z plutonami leukokratycznych granitoidów, a zwłaszcza z małymi ciałami, często powstającymi daleko od swoich pierwotnych batolitów. Niektóre złoża W-Mo rozwijają się wzdłuż endokontaktów pomiędzy plutonami. Plutony te zazwyczaj wykazują wokół siebie aureole metasomatyczne zawierające hornfelsy (do 100m od granitoidu). Tak najprawdopodobniej wygląda też złoże myszkowskie, choć jak do tej pory nie znaleziono jego głównego, leukokratycznego batolitu. Być może znajduje się on w pobliżu Kotowic, gdzie odkryto dużą negatywną anomalię grawimetryczną. Inne ciała: Myszków-Mrzygłód, Zawiercie, Pilica i Dolina Będkowska są zapewne małymi ciałami intruzyjnymi związanymi z dużym batolitem. W każdym ciele występuje strefa zmian z hornfelsami, zwykle wąska, ale strefy rekrystalizacji sięgają setek metrów w skały otaczające. Nie zaobserwowano stref szerokiej feldszpatyzacji typowej dla tych złóż, natomiast jest typowa biotytyzacja. Cechy teksturalne granitoidów oraz andaluzyt i kordieryt w skałach otaczających wskazują na krystalizację płytko pod powierzchnią (2-10km, temperatura 550-700^oC). Granitoidy krystalizowały raczej szybko z przesyconych krzemionką magm granodiorytowych i dacytowych lub jak chcą inni badacze z magm toleitowych, z których miały też krystalizować porfiry i skały diabazowo-lamprofirowe. Mineralizacja rudna, która spowodowała powstanie złoża myszkowskiego miał bardzo skomplikowany charakter. Dominujące siarczki, tlenki, ale i siarkosole, tellurki i Bi rodzimy powstawały w wielu zróżnicowanych paragenezach, w wielu stadiach mineralizacyjnych. Minerały te krystalizowały w bardzo zróżnicowanych temperaturach (typ paragenez, rozpady roztworów stałych, martytyzacja magnetytu i wrostki Bi rodzimego w minerałach Bi). Badania geochemiczne wskazują jednak na to samo źródło metali zarówno dla mineralizacji w skarnach jak i granitoidach. Mineralizacja rozproszona i stockwerkowa jest typowa dla złóż Cu typu porfirowego, może tylko z wyjątkiem wysokiej koncentracji W. Złoże myszkowskie zostało uformowane przez roztwory mineralizujące, które są typowym przykładem przesyconych solanek chlorkowych, które były wzbogacone w metale i zubożone we fluor i CO₂. Złoże powstawało w wyniku ewolucji tych solanek. Można to złoże opisać jako złoże typu porfirowego wpadające w klasyfikacji gdzieś pomiędzy złożami porfirowymi W i Cu. Na świecie tego typu złoża o zawartościach ekonomicznych znane są w okresach od T-J i paleogen-neogen. Nasze złoże tworzyło się w późnym karbonie (na biotynie: 312±17Ma; 305-290Ma na Ar/Ar; pluton zapewne 298Ma, mineralizacja około 290Ma), co jest zupełnie nietypowe w Europie. Znajdowane są otoczaki złoża w zlepieńcu dolnopermskim. Szacuje się, że erozja usunęła 1,5-2km skał paleozoicznych, co może wyjaśniać brak szerokich stref skarnowych, i hydrotermalnej zonacji charakterystycznej dla typowych złóż porfirowych. To co obecnie obserwujemy w złożu to tylko resztka właściwego złoża, które zostało pogrzebane dopiero przez osady triasowe.

FORMACJE ZŁOžOWE POLSKI

wykład 9

21

---