typy z³ó¿

Geologia i ekonomika złó

metali

__________________________________________________________

ZARYS HISTORYCZNY

W staro

ytno

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

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

a rud oraz stworzył

pogl

d i

yły kruszcowe s

młodsze od skał otaczaj

cych, a kruszce powstaj

z roztworów.

W XIX i na pocz

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

li podstawy naukowe poznania złó

;

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

cych o powstaniu złó

), niem

(mineralogia), franc (regionalna analiza metalono

ci), japo

ska (badania rud pochodzenia

wulkanogenicznego), radziecka (przyr-genet. zwi

zki powstawania złó

)

POJ

CIA PODSTAWOWE

ZŁO

E – o tym czy mamy do czynienia ze zło

owym nagromadzeniem kopaliny decyduj

czynniki

przyrodnicze (ogólnogeologiczne) oraz ekonomiczno-techniczne (dost

pno

ść

górnicza,

infrastruktura, warunki wodne, technologie przeróbki itp.)

KOPALINA – minerał, skała, ciekła lub gazowa stanowi

ca przedmiot eksploatacji górniczej

•

kopaliny główne – samodzielnie eksploatowane

•

kopaliny towarzysz

ce – wyst

puj

wspólnie z kopalina główn

, jedynie przy okazji jej

eksploatacji mog

uzyskiwane

•

kopaliny współwyst

puj

ce – posiadaj

odmienne własno

ci technologiczne i u

ytkowe dlatego

trzeba oddzielnie je eksploatowa

i przetwarza

PROWINCJE (metalogeniczne) obejmuj

Ŝą

ęść

skorupy w obr

bie platformy, strefy

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

OKR

GI kopalin obejmuj

ęść

prowincji o podobnym składzie i poło

eniu zło

a zwi

zanymi z

jednostkami tektonicznymi pierwszego rz

du (antyklina, synklina) dlatego okr

gi cz

sto s

wydłu

one liniowo.

REJONY stanowi

ęść

okr

gu, miejscowe skupienie złó

. W

zły rudne i w

zły w

glono

ne;

setki lub tysi

ce km

POLE KOPALI U

YTECZNYCH obejmuje grup

złó

o wspólnej genezie zwi

zana z jedn

struktur

geologiczn

. Pola kopalin składaj

ze złó

a one z ciał zło

owych.

Okr

gi, rejony i pola mog

odsłania

na powierzchni (odkryte) lub cz

ęś

ciowo albo całkowicie

zakryte (

lepe)

ród zakrytych wyró

niamy: **nie odsłoni

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

**pogrzebane (powstaj

ce na powierzchni lub zostały odsłoni

te, a potem były przykryte osadami

młodszymi)

CIAŁO LUB ZŁO

E KOPALINY U

YTECZNEJ – lokalne nagromadzenie naturalnego surowca

min. Zwi

zane z elementami strukturalno-geologicznymi.

FORMY CIAŁ KOPALIN

1. ciała izometryczne,

•

sztok

- du

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

metasomatyczne zło

a rud

•

sztokwerki

– fragment skał poprzecinany drobnymi

yłkami lub impregnacjami minerałów

ytecznych np. zło

a miezi, molibdenu, cyny, azbestu.

•

gniazda

– niewielkie lokalne nagromadzenie kopaliny u

ytecznej np. zło

a złota, Zn-Pb, chromu,

ci.

2. ciała płaskie

•

pokłady

– osadowe zło

a rud, w

gli, kopalin nierudnych. Pokłady proste i zło

one (z

przewarstwieniami). Formy pseudopokładowe. Długo

ść

, rozci

gło

ść

, kierunek upadu, mi

ąŜ

szo

ść

itp.

•

yły

– szczeliny w skałach wypełnione substancj

mineraln

kopaliny u

ytecznej.

proste, zło

one, paciorkowe, komorowe, siodłowe, drabinkowe, pierzaste

apofizy – odgał

zienia

yły głównej

słupy rudne – lokalnie wzbogacone fragmenty

ył

zgodne (sille), niezgodne (dajki)

yły pokładowe (równoległe do uławicenia)

Długo

ść

ył jest ró

na od kilku cm do wielu km np. 200km

yła złotono

na Mother Lade w Kaliforni.

yły najcz

ęś

ciej posiadaj

stosunkowo stromy upad i po upadzie si

wyklinowuj

lub tez

kontynuuj

na znaczne gł

boko

ci np.

yła sado

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

3. soczewki – po

rednie mi

dzy ciałami izometrycznymi i płaskimi

szliry – zbli

one do

ył posiadaj

ce jednak stopniowe przej

cia do skał otaczaj

cych (np. zło

magmowe- chromity)

PODZIAŁ ZŁÓ

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

ach mo

emy podzieli

na:

**minerały główne – stanowi

podstawow

mas

kopaliny lub główny składnik u

yteczny w zło

**minerały towarzysz

ce – obecne w zło

u w mniejszych ilo

ciach lub bez znaczenia

praktycznego, **minerały podrz

dne – wyst

puj

w małych ilo

ciach

MINERAŁY RUDNE ( KRUSZCOWE) - s

ródłem metali. Nieliczne wyst

puj

w stanie

rodzimym : złoto, platyna, srebro, rt

ęć

, mied

. Termin rudy najcz

ęś

ciej odnosimy do kopalin

zawieraj

cych minerały z których uzyskuje si

metale s

to tzw. kruszce (siarczki, arsenki,

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

zaledwie 0,15% wag. skorupy

ziemskiej i najobficiej reprezentowane s

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

MINERAŁY PIERWOTNE - wynik wła

ciwego procesu zło

owego np. pirotyn, sfaleryt, galena,

chalkopiryt, powstały w wyniku oddziaływania czynników hydrotermalnych (pierwotnych)

MINERAŁY WTÓRNE - s

produktami przeobra

enia min. pierwotnych w wyniku wietrzenia

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

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

owego

Naturalne zbiory min. w zło

ach nazywane s

zespołami paragenetycznymi

Znajomo

ść

paragenez ma du

e znaczenie dla poszukiwania złó

np: **wyst

powanie w skałach

ultrazasadowych chromitów wskazuje na mo

liwo

ść

wyst

powania platynowców, **pentlandyt

wyst

puje z chalkopirytem i pirotynem najcz

ęś

ciej w gabrach, **pegmatyty spodumenowi mog

wskazywa

na przypowierzchniowe wyst

powanie kasyterytu, **w zło

ach z siarczkami cynku i

ołowiu mo

na spotka

greenockit i srebro, **schelitowi cz

sto towarzyszy wolframit i molibdenit,

szczególnie w pegmatytach i granitach, **ren gromadzi si

w zło

ach molibdenu, **kobalt

wyst

puje razem z minerałami miedzi

Kolejno

ść

powstawania minerałów w zespołach paragenetycznych okre

la si

na podstawie:

**dokładno

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

minerałów, **pseudomorfoz, **

yłek i ich przecinania si

przestrzennego nast

pstwa

wyst

powania min.

W okresach powstawania złó

mog

tworzy

kolejne generacje tego samego min. ró

ce si

cechami chemicznymi i zespołami paragenetycznymi . Np. w jednym zło

u barytu stwierdzono trzy

generacje barytu i dwie generacje kwarcu. Wielokrotne pojawianie si

w kolejnych generacjach

tego samego min. nazywa si

rekurencj

ETAP MINERALIZACJI – okres kiedy nast

piło nagromadzenie substancji mineralnej w

nast

pstwie jednego procesu genetycznego (magmowego, pegmatytowego, pneumatolitycznego,

osadowego, wietrzeniowego, metamorficznego itp.). Zło

e mo

e powsta

w wyniku nało

enia si

ró

nych etapów mineralizacji ró

nych genetycznie. Etapy mineralizacji dziel

na stadia, s

one

poprzedzielane np. okresami brekcjonowania zawałowego, tektonicznej aktywno

ci. Niektóre typy

złó

np. skarnowe cechuj

szczególnie zło

onym charakterem mineralizacji, licznymi

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

du na charakter min. u

ytecznych wyró

nia si

typy kopalin: 1*krzemionkowe – typowe

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

arsenki, antymonki,

tellurki, selenki, nale

Ŝą

tu rudy metali kolorowych (cynk, mied

, ołów), 3*w

glanowe –

charakterystyczne dla niektórych złó

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

wodorotlenki, zło

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

a baru, strontu, innych

pierwiastków, 6*fosforanowe – zło

a fosforu i zawi

zanych z nim zwi

zków, 7*halogenkowe –

zło

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

Podobnie ze wzgl

du na skład mineralny wyró

nia si

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

**w

glanowe, **siarczanowe, **organogeniczne (w

gle, bituminy, fosforyty, bursztyn)

Wykorzystywanie minerałów mo

e mie

ró

ny charakter, najcz

ęś

ciej uzyskuje si

z nich metale lub

surowce chemiczne, mog

mie

tak

e znaczenie w jubilerstwie np. hematyt, bursztyn

SKŁAD PIERWIASTKOWY ZŁÓ

Pierwiastki główne, poboczne, towarzysz

ce, współwyst

puj

ce, pierwiastki

ladowe (najcz

ęś

ciej

< 0,05% )
Klasyfikacja pierwiastków ze wzgl

du na ich powinowactwo wzgl

dem tlenu i siarki :

Syderofilne maja mniejsze, a chalkofilne wi

ksze od

elaza powinowactwo wzgl

dem tlenu i

siarki. Pierwiastki litofilne maja wi

ksz

elaza zdolno

ść

zania tlenu, a mniejsz

z siark

Atmofilne cechuj

słabym powinowactwem wzgl

dem

elaza, tlenu i siarki , wyst

puj

głównie

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

Pierwiastki oksyfilne – wi

ąŜą

z tlenem, tworz

wodorotlenki, krzemiany, w

glany, fosforany

Pierwiastki sulfofilne – zwi

zane z siark

Ze wzgl

du na sposób wyst

powania w skorupie rozró

nia si

pierwiastki: **metalogeniczne,

**petrogeniczne

WYST

POWANIE PIERWIASTKÓW W SKORUPIE ZIEMSKIEJ

Skorupa ziemska obejmuje cz

ęść

litosfery i si

ga do nieci

gło

ci Moho (pod kontynentami 30-50,

pod oceanem 6-7). Skorupa dzieli si

na kontynentaln

i oceaniczn

. Zewn

trzna cz

ęść

litosfery

zbli

ona jest do granodiorytów (SIAL)

Stopie

koncentracji pierwiastków i cz

ęść

ich wyst

powania w skorupie ziemskiej jest istotnym

zagadnieniem w badaniach geochemicznych i zło

owych. 21 pierwiastków nazwano umownie

głównymi (0,01%) i stanowi

one 99,81% wag litosfery.

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

pierwiastkami pospolitymi. Takie pierwiastki jak w

giel, siarka,

chlor, które uchodz

za powszechne, nie wyst

puj

licznie w skorupie ziemskiej. Odnosz

wielko

ci koncentracji do klarku obliczonego dla danego

rodowiska mo

na okre

jego zmiany i

wskaza

czy mamy do czynienia z migracj

prowadz

do nagromadzenia czy zubo

enia.

W poszczególnych strefach kuli ziemskiej udział głównych pierwiastków jest ró

ny: **w j

drze

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

trznej cz

ęś

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

udziałem Al., Ca, Na, Mg, Ti, P,

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

-2

, 10

-7

do 10

-16

) rzadziej towarzysz

, zło

a s

trudniejsze do

odkrycia. W zło

ach posiadaj

cych wysokie współczynniki koncentracji do setek tysi

cy w

stosunku do klarków.
Cr, Ni => najcz

ęś

ciej w skałach ultrazasadowych

Skały zasadowe w Polsce s

tylko w rozłamie Niemczy

MIGRACJA PIERWIASTKÓW W SKORUPIE

Na drodze migracji mo

na doj

ść

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

ęć

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

ró

zdolno

ść

migracji uzale

nion

rodowiska i warunków w nim panuj

cych. Pierwiastki aktywne migruj

w szerokim zakresie

warunków termodynamicznych np. alkaliczne metale. Pierwiastki nieaktywne migruj

w w

skim

przedziale warunków termodynamicznych np. platyna. Wiele pierwiastków rzadkich i

ladowych

posiada atomy i jony o zbli

onych wła

ciwo

ciach, wymiarach dlatego bior

udział w budowie

strukturalnej ró

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

pospolitych odmian ankerytowych. Niektóre pierwiastki rzadkie i

ladowe wbudowane s

w sieci

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

w pó

niejszych etapach własnych faz

mineralnych i ulegaj

rozproszeniu, a ich droga geochemiczna oraz ewentualne nagromadzenie

jest

le zwi

zane z wietrzeniem lub przeobra

eniem min. głównych – skałotwórczych.

Pierwiastki pospolite tworz

zło

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

Zawieraj

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

a tych pierwiastków wyst

puj

sto, a w

zło

ach znaczenie ma głównie jako

ść

kopaliny. Wyj

tek stanowi

zło

a rud

elaza i glinu, które

musz

spełnia

wymagania jako

ciowe dzisiejszych technologii przeróbki. Podobnie fosfor i tytan

pomimo wysokich klarków w skorupie ziemskiej rzadko tworz

przemysłowe koncentracje.

Pierwiastki rzadkie nie wykazuj

podobie

stwa krystalochemicznego do pospolitych pierwiastków

buduj

cych litosfer, mog

tworzy

własne fazy mineralne (koncentracje), poniewa

nie s

przechwytywane w sie

krystaliczn

pierwiastków pospolitych i głównych. W sprzyjaj

cych

warunkach mog

tworzy

nawet zło

owe nagromadzenia: du

e znaczenie maja tu np. chalkofilne

Cu, Zn, Pb, Ag. Brak podobie

stwa krystalochemicznego do pierwiastków pospolitych jest

głównym czynnikiem umo

liwiaj

cym powstawanie złó

danego pierwiastka. Minerały s

trwałe

tylko w okre

lonych warunkach fizykochemicznych w etapie magmowym, pomagmowym,

hydrotermalnym oraz hipergenicznym. Procesy zło

otwórcze polegaj

na ci

głym przeobra

aniu

minerałów oraz skał otaczaj

cych ich nagromadzenia. Rola procesów tektonicznych,

epejrogenezy, wulkanizmu. Pierwiastki koncentruj

w ró

nych etapach trwania procesów

magmowych i pomagmowych a tak

e hipergenezy

KLASYFIKACJA TECHNOLOGICZNA

**zło

a kopalin metalicznych => rudy Fe, **zło

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

Co, Zr, **zło

a rud metali nie

elaznych => Cu, Zn, Pb, Sn, **zło

a metali kruchych => As, Sb, Bi,

Hg, **zło

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

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

innych metali => Nb, Ta, **zło

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

KLASYFIKACJA GEOTEKTONICZNA

Dzieli zło

a na : geosynklinalno-fałdowe i platformowe

(geosynklinalno-fałdowe powstaj

w etapie przedfałdowym)

KLASYFIKACJA GEOLOGICZNA

Jakie jest poło

enie wzgl

dem intruzji: **wewn

trzintruzywne, **okołointruzywne (np. skarny),

**nadintruzywne (

yłowe), **efuzywne (ekstruzje kwa

nych law)

Rysunek Fersmana => zró

nicowanie strefowe mineralizacji kruszcono

nej wokół intruzji

granitowej. Klasyfikacja ta u

ywana jest do poszukiwania i oceny warto

ci złó

KLASYFIKACJA MORFOLOGICZNA

Dzieli zło

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

##płytowe np. pokładowe, soczewkowe,

yłowe, pokrywowe (cz

sto skał osadowych),

##kominowe np. wydłu

one, cygara, ##nieregularne (kombinacje ró

nych typów)

KLASYFIKACJA MINERALOGICZNA

Opiera si

o główny składnik u

yteczny lub charakterystyczny minerał towarzysz

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

Bimineralne (chalkozynowo-bornitowe, kasyterytowo-turmalinowe)

Wielomineralne (sfalerytowo-galenowo-bornitowe)

KLASYFIKACJA FORMACYJNA

Podział na podstawie zwi

zku okre

lonego zło

a z charakterystycznymi formacjami skalnymi lub

zło

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

powstaj

w podobnych warunkach i dlatego ich zło

a mo

na zaklasyfikowa

do okre

lonych

formacji

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

zło

a Zn-Pb wyst

puj

ce w skałach w

glanowych.

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

la w oparciu o paragenezy

mineralne warunki powstania złó

Routhier => podział złó

w gł

bi litosfery na zwi

zane z: granitami, skarnami, pegmatytami,

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

KLASYFIKACJA GENETYCZNA ZŁÓ

Ró

nicuje według procesów geologicznych. Najwa

niejsze parametry to: **temperatura,

**ci

nienie, **

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

dzieli zło

a na kategorie, klasy, typy i formacje. Podstaw

podziału s

procesy odpowiedzialne za

powstanie zło

Zło

a endogeniczne (procesy w gł

bi Ziemi), zło

a egzogeniczne (na powierzchni Ziemi), zło

metamorfogeniczne (inne produkty ani

eli w endogenicznych)

GŁ

BOKO

ŚĆ

POWSTAWANIA ZŁÓ

Zło

a powstawały na ró

nych gł

boko

ciach dlatego warunki temp. i ci

nienia te

były ró

ne.

Wyró

nia si

strefy gł

boko

ci powstawania kopalin u

ytecznych, Smirnow wyró

nił 4 takie strefy:

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

powania skał efuzywnych i ekstruywnych.

Tworz

zło

a egzogeniczne. Dla ka

dej ze stref mo

na wskaza

szczególnie

charakterystyczne zło

a. Np. dla strefy abisalnej typowe SA granity wewn

trznych stref

geosynklinalnych z którymi mog

zwi

zane zło

a pegmatytowe, grejzenowi-kwarcowe (metale

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

boko

ść

wyst

powania złó

tak

e okre

lana w odniesieniu do ich poło

enia w stosunku do batolitu (podział Emmonsa i

Schneiderhohna). Pi

tra złó

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

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

ci od

ródła magmy macierzystej mo

na wyró

zło

a: **Intra-

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

ZŁO

A OBSZARÓW GEOSYNKLINALNE

Etapy rozwoju geosynklin :
1. Stadium pocz

tkowe (przedfałdowe) - gł

bokie rozłamy którym towarzyszy magmatyzm

bazaltowy. W grube serie osadowe intruduj

skały zasadowe i ultrazasadowe. Dla tego okresu

charakterystyczne s

nast

puj

ce formacje skał i zwi

zanych z nimi kopalin: **Formacje

podmorskich skał porfirowych i splitowo-keratofirowych (siarczkowe zło

a Cu, Zn, Pb), **Formacje

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

a skarnowe Cu, Fe)

Skały osadowe wczesnego stadium geosynklinalnego tak

e tworz

kilka formacji z którymi s

zwi

zane zło

a : pokładowe, zło

a limonitów, rud manganu, boksytów, fosforytów, krzemianowe

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

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

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

rednio kwa

granitoidy: zło

a rud wolframu (skarnowe), hydrotermalne zło

a miedzi i molibdenu **skrajnie

kwa

ne granitoidy: pegmatyty, grejzeny (zło

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

surowce skalne, **formacje kaustobiolitowe: w

gle, bituminy

3. Stadium pó

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

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

a wulkaniczno hydrotermalne. Powstaj

w nast

pstwie

aktywno

ci wulkanicznej, wybuchy wulkanów i procesów z nimi zwi

zanych. Na zasadzie

aktualizmu geologicznego mo

na do nich zaliczy

obecnie aktywne solfatary, mofety, fumarole.

Serie osadowe: molasowa, pstra, solono

na, piaskowcowo-ilasta z w

glowodorami. O metalogenii

strefy decyduje nasilenie magnetyzmu i jego charakter bazaltowy lub kwa

ny.

ZŁO

A OBSZARÓW PLATFORMOWYCH

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

ska, południowoameryka

ska, afryka

ska, indyjska, chi

ska,

australijska.
W ka

dej z platform istniej

3 kompleksy skał wraz z odpowiednimi im grupami złó

1)Podło

e, dolne pi

tro metamorficzne (tarcza o charakterze ateklizy, skały archaiczne,

proterozoiczne). Metamorfogeniczne zło

a Fe, Mn

2)Pokrywa, górne pi

tro osadowe. Boksyty, w

gle, fosforyty, rudy Fe, Mn

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

ci od stopnia zaktywizowania

platform pojawiaj

ró

ne zło

Zło

a mog

mie

ró

ny stopie

aktywno

ci tektonicznej:

•

Platformy silnie zaktywizowane - wyst

puj

rzadko; E cz

ęść

platformy chi

skiej, W i S cz

ęść

platformy afryka

skiej (zło

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

•

Platformy zaktywizowane - cz

stsze; tarcza bałtycka, platforma syberyjska, afryka

ska. Po ryfeju

w gł

bokie rozłamy intrudowały zró

nicowane magmy: **magmy gabroidowe – zło

a siarczkowe

Cu-Ni, skarnowe Fe,
**magmowe kwa

ne – zło

a fosforu, niobu, tantalu, ziem rzadkich, zło

a Zn-Pb,

**magmy perydotytowe – kimberlity diamentono

ne, ultrazasadowe kompleksy karbonatytowe

W historii tworzenia si

skorupy ziemskiej wydziel si

9 etapów (orogenezy) rozwoju

geosynklinalnego i odpowiadaj

cych im epok metalogenicznych.

Cykl metalogeniczny = etap geosynklinalny + etap platformowy

ZŁO

A STREF OCEANICZNYCH

Ocean

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

obr

bie wydziela si

płyty oceaniczne (stabilne), grzbiety

ródoceaniczne (mobilne) – ryftowe,

poprzeczne rozłamy przesówcze (mobilne), łuki wyspowe. Przewa

bazaltowe formacje

magmowe etapu alpejskiego bez złó

kopalin. Perspektywiczne zło

a s

łuki wyspowe – formacja

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

wiatowym (1370 mln km

), Au – 5,5 mln t. przy zawarto

ci 0,000004

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

elaza i manganu w konkrecjach na dnie oceanów s

olbrzymie i najbli

sze do wykorzystania. Zawarto

ść

Mn w konkrecjach jest wysoka 8-10% , Fe

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

ZŁO

A W FORMACJACH MAGMOWYCH

Zło

a magmowe najcz

ęś

ciej powstaj

w wyniku dyferencjacji magmy o składzie

ultrazasadowym, zasadowym, rzadko alkalicznym. Istniej

3 drogi konwekcji minerałów rudnych ze

stygn

cego stopu.

likwacja –magma pierwotna rozdziela si

w trakcie ochładzania na nie mieszcz

ce si

ze sob

ciekłe fazy: rudn

i krzemianow

, których krystalizacja prowadzi do powstawania złó

likwacyjnych

wczesnomagmowa-segregacyjna - W magmach krzemianowych metale wchodz

w skład

minerały wczesnej krystalizacji, koncentruj

w nich daj

c wczesnomagmowe zło

segregacyjno-akumulacyjne

pó

nomagmowe – krystalizacja metalicznych zwi

zków ze stopów resztkowych po zastygni

ciu

krzemianów, skałotwórczych, zło

a pó

nomagmowe.

Najwa

niejsze zło

a magmowe to: **zło

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

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

ZŁO

A LIKWACYJNE

Siarczkowe zło

a miedziowo-niklowe w skałach zasadowych i ultrazasadowych Np.

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

zwi

zane z hipabysalnymi zdyferencjowanymi magmami

gabrowymi. Intruzje maja miejsce wzdłu

rozłamów w brze

nych lub wewn

trznych cz

ęś

ciach

synklin co sprzyja tworzeniu si

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

wgł

bna np. zastygni

cie intruzji krzemianowej ; pó

niejsza iniekcja stopu siarczkowego (Sudbury,

Peczenga). Skład mineralny rud likwacyjnych złó

siarczkowych jest stabilny we wszystkich

zło

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

im zró

nicowane minerały:

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

ny, arsenki,

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

gowe, brekcjowe, impregnacyjne Zawarto

ść

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

LIKWACJA STOPU MAGMOWEGO

Zło

a likwacyjne powstaj

w ró

nych warunkach, gł

boko

ść

od 150 do 1 km, temperatura od 1500

do 200 stopni C; siarczki przechodz

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

puje

znacznie wcze

niej ni

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

niona od

składu magmy. Siarczki krystalizuj

w temperaturze 700 do 200 stopni C. Oddzielanie si

stopu

wzbogaconego w siarczki nast

puje przy zawarto

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

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

ść

niklu zmniejsza si

poniewa

wchodzi w struktur

minerałów

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

siarczki, krzemiany i tlenki. Fe Na likwacj

stopu wpływa

chemizm stopu np. obecno

ść

elaza w stopie krzemianowym podwy

sza rozpuszczalno

ść

siarczków dziesi

tki razy. St

d je

elazo nie wchodzi w skład minerałów skałotwórczych np.

oliwinów to jego ilo

ść

w stopie siarczkowym ro

nie uniemo

liwiaj

c tym samym wydzieleni i

pó

niejszy krystalizacj

stopu siarczkowego – nie powstaj

zło

a. Wej

cie

elaza w skład oliwinów

poci

ga za sob

obni

enie rozpuszczalno

ci siarczków i zachodzi intensywna likwacja – powstaj

e zło

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

powinowactwo siarki wzgl

dem metali).

elazo zostaje w stopie powoduj

c powstanie du

ych złó

W magmach z du

Ŝą

ilo

siarki powstaje stop

elazowy z siarczkami Cu, Ni i innych metali –

powstaj

e zło

a miedziowo-niklowe (Sudbury) Skład złó

magmowych w pewnym stopniu

zale

y od składu skał macierzystych np. chromity s

zwi

zane z dunitami (wzbogacone w Mg), a

tytanomagnetyty z piroksenitami (wzbogacone w Fe, antracyt)

ZŁO

A WCZESNOMAGMOWE

ęś

ciej spotykane. Typowe s

zło

a chromitów, tytanomagnetytów, grafitu oraz diamentów.

Ze wzgl

du na rozproszony charakter okruszcowania i niskie zawarto

ci składników u

ytecznych

maja małe znaczenie gospodarcze. Praktyczne znaczenie maja zło

a diamentów.

ZŁO

A DIAMENTÓW

Zwi

zane z ultrazasadow

formacj

kimberlitów, wyst

puj

w tektonicznie zaktywizowanych

starych platformach.
*Syberyjskiej - Jakucja (pó

ny paleozoik), Syberia (mezozoik)

*Afryka

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

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

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

nie s

zbyt perspektywiczne, wyst

puj

w obszarze tarczy prekambryjskiej (najstarsze-zło

skie w kimberlitach i podobnych skałach)

Petrograficznie jest to ultrazasadowa, porfirowata skala cz

sto o teksturze brekcji scementowanej

kimberlitem. Typowe s

ksenolity skał otaczaj

cych. Obecne s

wrostki diamentów w oliwinach,

diopsydzie, granatach; i odwrotnie, co

wiadczy o równoczesnej krystalizacji. Krystalizacja miała

miejsce na gł

boko

ci >100 km pod wpływem du

ych ci

nie

. Natomiast ich rzadkie

wyst

powanie jest zwi

zane z faktem,

e tego typu lawy rzadko z górnych stref płaszcza

przedostawały si

na powierzchni

(najcz

ęś

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

kominów kimberlitowych, jednak przemysłowe koncentracje diamentów dotycz

1-3% kominów.

rednio z 1m

skały kimberlitowej uzyskuje si

0,5 karata diamentów. Zło

a okruchowe: aluwialne,

morskie. Kominy kimberlitowe w przekroju maj

od kilku do kilkuset metrów i s

rozpoznane do

gł

boko

ci 2-3 km. Najwi

ksze zło

a diamentów wyst

puj

w RPA. Kraj ten jest dopiero na 4

miejscu w wydobyciu tych kamieni, za Australi

, Zairem, Botswan

i Rosj

ZŁO

A PÓ

NOMAGMOWE

Zwi

zane z formacja perydotytow

=> magmowe zło

a chromitów i platynowców

Zwi

zane z formacja gabrowo-piroksenowo-dunitow

=> magmowe zło

a tytanomagnetytów

Zwi

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

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

e rozmiary

złó

i bogate koncentracje.

**Pó

nomagmowe zło

a chromitów s

najbardziej typowe, zwi

zane z hipabysalnymi skałami

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

a platynowców – zło

a kompleksowe platynowców powstaj

w wyniku likwacji. Platynowce

tworz

tak

e samodzielne pó

nomagmowe zło

a którym towarzysz

spinele chromitowe. Platyna i

pallad s

zwi

zane z dunitami, b

cymi dyferancjatami magm gabrowych , osm i iryd ze skałami

perydotytowymi.
**Pó

nomagmowe zło

a tytanomagnetytów – genetycznie zwi

zane z formacja gabrowo-

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

skie: Afryka Pdł., Norwegia, Ural. Skały

hercy

skie: Ural

**Zło

a apatytowe – unikalny jest alkaliczny masyw chi

ski na Płw. Kola, powstały w orogenezie

hercy

skiej na prekambryjskiej tarczy bałtyckiej. Posiada form

sto

kowego lopolitu. Skały typu

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

ZŁO

PEGMATYTOWE

Zło

a pegmatytowe – zwi

zane z apikalnymi strefami intruzji najcz

ęś

ciej granitowych. Wyró

nia si

pegmatyty proste (kwarc, ortoklaz, mika) i zło

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

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

zró

nicowane, do kilku km.

Tworzyły si

na gł

boko

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

temperatur 250 do 700

C. Geneza pegmatytów jest skomplikowana, ogólnie resztkowe stopy

pomagmowe – metamorficzne oddziaływały na skały krzemionkowe. Pegmatyty zalegaj

ce na

rednich gł

boko

ciach s

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

stosunkowo płytko s

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

zwi

zek stref pegmatytowych ze skrajnie kwa

nymi intruzjami granitowymi

rodkowego stadium

geosynklinalnego. Poniewa

pasy geosynklinalne i towarzysz

ce im intruzje posiadaj

liniowy

przebieg, to strefy pegmatytowe równie

posiadaja pasmowe rozprzestrzenienie. Długo

ci pasm

znaczne np. północnoameryka

skie 4000 km, brze

ne syberyjskie 4500 km.

Starsze pasma (przedpaleozoiczne) odznaczaj

wyst

powaniem pegmatytów muskiwitowych

Pegmatyty młodsze zawieraj

ęś

ciej metale rzadkie. Wyst

puj

w nich grejzenowi, kwarcowo-

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

skie)

Pegmatyty przekrystalizowane i strefowe s

jedynym

ródłem muskowitu i wa

nym

ródłem

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

praktycznie jedynym

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

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

ZŁO

A KARBONATYTOWE

Karbonatyty to skały w

glanowe współwyst

puj

ce z ultrazasadowymi skałami (perydotyty, dunity,

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

zane s

z ultrazasadowymi i alkalicznymi magmowymi obszarów platformowych. Obecnie s

ksenolity skał

otaczaj

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

zane

z gł

bokimi strefami rozłamowymi szczególnie brze

nych stref platformowych. Istnieje tak

hydrotermalna teza o pochodzeniu karbonatytów. Karbonatyty tworzyły si

w warunkach

przypowierzchniowych w górnym zakresie temp. 550-350

C okre

lonej na podstawie rozpadu

roztworów stałych magnetyt-spinel , dolna granica 100

C okre

lona jest w oparciu o obecno

ść

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

skich

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

procesy autometamorfizmu : serpentynizacja, biotytyzacja, flogopityzacja,

karbonatyzacja, egirynacja, zeolityzacja. Z tymi procesami zwi

zane jest powstanie : perowskitu,

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

puj

zło

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

miedzi,

elaza, strontu. Charakterystyczna jest obecno

ść

magnezytu, flogopitu, wermikulitu. Ich

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

młodsze w stosunku do skał ultrazasadowych i alkalicznych ,

sto o budowie koncentryczno – tonalnej. Cz

sto w kraterach sto

ków wulkanicznych. Tworz

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

ci i długo

ci do 2 km.

Rozmieszczenie mineralizacji wskazuje na wielosadialnu proces formowania złó

. Podstawowymi

składnikami s

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

ny syderyt.

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

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

Z prekambryjskimi karbonatytami zwi

zane s

niektóre zło

a Afryki i Ameryki Płn. Z kaledonitami –

zło

a Sajanów i Skandynawii. Hercy

skie s

karbonatyty Płw. Kola. Kimeryjskie – syberyjskie,

brazylijskie i kanadyjskie. Najmłodsze – alpejskie s

w wi

kszo

ci zło

a Afryki i Azji Formacje złó

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

ZŁO

A SKARNOWE

Skarny powstaj

na kontakcie skał magmowych i otaczaj

cych je utworów w

glanowych,

przeobra

onych w skały skarnowe. Nazywa si

te zło

a tak

e kontaktowo-metasomatyczne,

kontaktowo-metamorficznymi. S

to skały wapienno krzemionkowe w skład których wchodz

granaty, pirokseny. Domieszki stanowi

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

wezuwian, i inne. Skarny znane s

z obszarów geosynklinalno-fałdowych, rzadko w pokrywach

platform. S

sto zbrekcjowane przeobra

one z wtórnymi zmianami : chlorytyzacja,

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

bie skał magmowych – endoskarny.

Skarny najcz

ęś

ciej zwi

zane s

z granitoidami, granodiorytami, cz

sto zasadowymi i alkalicznymi.

Powstały płytko i na

rednich gł

boko

ciach – Magmatyzm hipabysalny. Zło

a powstaj

współcze

nie ze skarnami lub nieco pó

niej. Zło

a egzoskarnowe wyst

puj

bezpo

rednio na

kontakcie ze skarnami 200-400 m, wyj

tkowo 1-2 km od kontaktu. Znane s

z ró

nych orogenów,

ste w utworach paleozoicznych s

zło

a skarnowe

elaza i miedzi; metale nie

elazne i

pierwiastki ziem rzadkich cz

ęś

ciej wyst

puj

w orogenach waryscyjskich, kimeryjskich i alpejskich.

Formy ciał : pokłady, soczewy,

yły, gniazda, słupy i inne Zło

a skarnowe zasadniczo ró

złó

magmowych i pomagmowych s

jednak zbli

one pod pewnymi wzgl

dami do złó

pneumatolitycznych i hydrotermalnych. W

ród skarnów wyró

nia si

kilka formacji: *skarnowe

rudy

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

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

sakrnowych (2 teorie)

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

lenie genezy niektórych złó

wiadczy wyst

powanie skarnów w skałach

magmowych bez zwi

zku ze skałami w

glanowymi, a tak

e wyst

powania skarnów nie mo

wyja

adn

dotychczas przedstawiona teori

. Niewyja

nione jest wyst

powanie skarnów w

skałach metamorficznych – nazwano je pseudoskarnami.
Zło

a skarnowe powstaj

w temperaturze ok. 800

C a nawet 1200

C do 50-100

Górna granic

wyznacza obecno

ść

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

przechodzi w mulit.
Tak

e termometrem mineralogicznym s

anizotropowe granaty które w temp. > 850

C przechodz

w izotropowe. Badania wrostków gazowo ciekłych wskazuj

na temperatur

homogenizacji

70-510

ZŁO

A PNEUMATOLITYCZNE

Do tej grupy złó

zalicza si

te zło

a które powstały w wyniku oddziaływania gazów pomagmowych

sto w wysokich temperaturach. Charakterystyczne SA zmiany skał otaczaj

cych.

Gazowa geneza złó

jest potwierdzona charakterem wrostków gazowo ciekłych i chemizmem

minerałów tych złó

Do najwa

niejszych dwóch typów złó

pneumatolitycznych nale

Ŝą

1) zło

a albitowe (wcze

niejsze, wysokotemperaturowe z roztworów alkalicznych w utworach

zmetasomatyzowanych)

2)zło

a grejzenowi (pó

niejsze, ni

sze temperatury z roztworów kwa

nych)

ZŁO

A ALBITOWE

Zło

a niektórych pierwiastków wyst

puj

ęś

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

ziemie rzadkie. Nazwa jest zwi

zana z albitami w których wyst

puj

zło

a wymienionych

pierwiastków. S

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

alkalicznych amfiboli. Zwi

zane s

z magnetyzmem głównego i ko

cowego etapu rozwoju

geosynklin oraz magmatyzmem aktywnych platform. Powstaj

w wyniku metasomatozy skał

magmowych w wyniku oddziaływania gor

cych gazowych roztworów pomagmowych. Typowy jest

proces metasomatozy sodowej (fenityzacja). Doprowadzenie Na

O do skał pierwotnych (granitów,

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

tkowym metasomatozy

maj

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

zwi

zane s

z normalnymi i skrajnie kwa

nymi granitami. W stadium ko

cowym rozwoju

geosynklin zwi

zane s

z alkalicznymi granitami wyst

puj

cymi w gł

bokich strefach

rozłamowych. Obszary wyst

powania złó

albitowych s

wydłu

one linijnie, podobnie jak rozłamy i

kni

cia. Przeobra

one skały alkaliczne nazywane s

sto fenitami od norweskiego okr

Fen gdzie zostały po raz pierwszy opisane. Udział złó

albitowych ro

nie od orogenez

prekambryjskich do kimeryjskich i nast

pnie w młodszych maleje. Zło

a tego typu wyst

puj

górnych cz

ęś

ciach skał magmowych lub apofiz i w ich nadkładzie. Zło

a nie s

szczególnie du

(do kilku km

), grubo

ci kilkuset m. Mineralizacja cz

sto jest strefowa w pionie: **w sp

gu granity

biotytowe z mikroklinem, plagioklazem, kwarcem, **wy

ej granity dwumilowe z mikroklinem,

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

ZŁO

A GREJZENOWE

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

z łatwo

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

cych im kruszców. Tworzyły si

w alkalicznych cz

ęś

ciach masywów

granitowych w utworach glinokrzemianowych.
Stadium grejzenizacji jest zwi

zane z narastaniem działania kwasów na skały, a

do momentu

kredy powstaj

metasomaty monomineralne ; nast

puje redepozycja nadmiaru składników

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

glanach: **Marmury i skarny=>miki z

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

grejzenowych nale

Ŝą

zło

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

wolframowe) zwi

zane z górnopaleozoicznymi granitami. W wyniku grejzenizacji kwarc został

zast

piony przez cynwaldyt, topaz, kasyteryt, wolframit ; ko

cowe stadium – siarczki i beryl,

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

puj

ce w grejzenach

Temperatura powstawania złó

grejzenowych , na podstawie homogenizacji wrostków gazowo-

ciekłych, jest okre

lana na 500-600

C . Przegrzana para wodna oraz lotne składniki magmy

mineralizatory oddziaływaj

na skały magmowe. Do mineralizatorów zalicza si

: zwi

zki boru,

fluoru, litu, chloru, siarki i metali ci

ęŜ

kich.

W pierwszej kolejno

ci skalenie potasowe s

zmieniane, zast

powane agregatami kwarcowo-

topazowymi. Kosztem wyługowanego potasu powstaje muskowit. Odprowadzane s

tlenki glinu,

magnezu, wapnia a doprowadzane metale rzadkie.
Kasyteryt tworzy si

w wyniku reakcji SnF

+ 2H

SnO

+ 2HF

Zło

a grejzenowi tworz

w zalbityzowanych i zmikroklinowanych cz

ęś

ciach masywów.

ZŁO

A HYDROTERMALNE

Genetyczna klasyfikacja złó

hydrotermalnych:

katatermalne

- zło

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

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

boko

ci. Procesy

wypierania i zast

powania. Brak wyra

nych wtórnych zmian z uwagi na małe ró

nice temperatur

Ŝą

gł

boko

ść

. Stopniowe przej

cia od rud do skał otaczaj

cych. Wyst

puj

w kompleksach

metamorficznych i krystalicznych.

mezotermalne

- 200-300

C , zło

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

chalkopiryt, enargit.

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

epitermalne

- 100-200

C, zło

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

ci,

tellurki złota, srebra. Typowe s

procesy metasomatozy, holomorficzne struktury kruszców co

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

zek ze

skałami magmowymi; cz

sto zwi

zane z trzeciorz

dowym wulkanizmem. Wyst

puj

płytko w

stosunkowo młodych skałach.

teletermalne

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

rodzima,

markasyt, piryt; temp. 50-150

C, w znacznej odległo

ci od o

rodka magmowego mog

ródłem metali. Cz

sto brak widocznego zwi

zku ze skałami intruzyjnymi.Postaja w ko

cowych

etapach rozwoju procesów hydrotermalnych.

ksenotermalne

- w pobli

u powierzchni ziemi, szeroki interwał temperatur,

wysokotemperaturowe roztwory w warunkach niskiego ci

nienia. Zmienna mineralizacja, zło

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

wyst

powa

niskotemperaturowe z uwagi na szybkie spadki temperatur i ci

nienia.

Ogólnie zło

a hydrotermalne zwi

zane ze skałami magmowymi (plutogeniczne) obejmuj

zło

mezotermalne, katatermalne, a tak

e zło

a niskich temperatur. Powstały na ró

nych

gł

boko

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

nicowanym re

imie temp. Kruszce

powstały w fazie ciekłej.
Dla usystematyzowania złó

istotne jest okre

lenie paragenez w jakich zło

a powstały. Wobec

ró

norodno

ci form i genezy złó

hydrotermalnych celowe jest ich omówienie wg. form i

paragenez.

ZŁO

A PARAGENEZ KWARCOWYCH

1** kwarcowo–złota: zło

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

a na platformach

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

ęść

zło

a Climax, 6**kwarcowo-

chalkopirytowe: Kounrad w Kazachstanie, zło

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

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

ksze znaczenie w zło

ach formacji kwarcowych maja zło

a złota, molibdenitu, miedzi,

ęś

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

to zło

yłowe,

sztokwerkowe (miedziowo-porfirowo)

ZŁO

A PARAGENEZ SIARCZKOWYCH

Najwa

niejsze formacje:

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

a Sado

skie na Kaukazie, Frieberg w

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

ciu metali (Co-Ni-Bi-Ag-

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

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

a ałta

skie i saja

skie,

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

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

ęś

ciowo molibdemu,

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

yłowa, masywna,

impregnacje, procesy metasomatozy

ZŁO

A GÓR KRUSZCOWYCH

Zaliczane do formacji pi

ciu metali ; typowe dla formacji –

yłowe. Wi

zki

ył pierzastych

zwi

zanych z rozłamem głównym.

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

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

ZŁO

A PARAGENEZ W

GLANOWYCH

Obejmuj

zło

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

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

a rud

elaza i magnezu oraz małe zło

a rud manganu i talku. S

to zło

metasomatyczne. Pokładowe, pseudopokładowe.

ZŁO

A WULKANOGENICZNE (HYDROTERMALNE)

Wulkanizm andezytowo – dacytowy pó

nego stadium rozwoju geosynklin oraz zwi

zane w

wulkanizmie alkalicznym aktywizowanych platform
Formacje złó

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

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

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

a berylu typu Thomow w USA),

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

WTÓRNE ZMIANY W SKAŁACH ZŁÓ

OWYCH

BEREZYTYZACJA – zast

pienie skaleni kwarcem i serycytem. Kosztem

elaza z minerałów

femicznych tworzy si

piryt. Proces ten jest spotykany w skałach magmowych kwa

nych i

oboj

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

złota w

okolicach Berezowska. Zmiany te znane s

równie

ze złó

wolframu, s

nym wska

nikiem

przy poszukiwaniu kwarcowych

ył złota.

SERYCYTYZACJA – przeobra

enie skaleni w serycyt. W serycyt mog

przej

ść

inne miki,

andaluzyt lub chloryty. Powstaj

zserycytowane kwarcyty lub łupki serycytowo-kwarcowe i

serycytowo-biotytowe. W utworach zserycytowanych wyst

puj

: epidoty, w

glany, rutyl, turmalin,

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

ść

mineralizacji. Tego

typu zmiany wyst

puj

głównie w zło

ach metali nie

elaznych.

LISTWENITYZACJA – przeobra

enie skał ultrazasadowych i zasadowych w nast

pstwie

oddziaływania gor

cych roztworów bogatych w CO

. Rozkład minerałów femicznych prowadzi do

powstania w

glanów magnezowo-

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

minerałów wyst

puj

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

wyst

puj

w złozach:

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

ciowo-

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

pienie pierwotnych minerałów chlorytem. Kwa

ne i zasadowe skały.

cznie z turmalinizacj

, okwarcowaniem i serycytyzacj

. W zło

ach hydrotermalnych i

skarnowych; pirytowo-miedziowych, siarczkowo-kasyterytowych (chloryty

elaziste – turyngity),

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

elazisto-magnezowe)

DOLOMITYZACJA – proces chemiczny w trakcie którego wap

jest wypierany przez magnez –

przeobra

enie wapieni w dolomity.

SERPENTYNIZACJA – hydrotermalny proces pomagmowy polegaj

cy na przeobra

eniu

ultrazasadowych skał magmowych np: piroksenów, perydotów obfituj

cych w oliwin.

Przeobra

enia zachodz

w temperaturze około 200-400 stopni C powstaje serpentyn.

KARBONATYZACJA – uw

glanowienie, ogólna nazwa procesów prowadz

cych do utworzenia

skał w

glanowych. Wyró

nia si

kalcytyzacj

, dolomityzacj

i syderytyzacj

TURMALINIZACJA – proces hydrotermalny i pneumatolityczny zwi

zany głównie z

metasomatycznym dopływem boru w brze

nych i aplikacyjnych cz

ęś

ciach intruzji granitowych,

prowadzi do cz

ęś

ciowego lub całkowitego zast

pienia poprzednio istniej

cych minerałów przez

turmalin
BARYTYZACJA – proces hydrotermalno-metasomatycznego tworzenia si

barytu w skałach

magmowych i osadowych, zachodzi przy niskiej temperaturze i podwy

szonym parcjalnym p tlenu.

SKAPOLITYZACJA – proces metasomatycznego tworzenia si

skapolitu w ró

nych skałach

wskutek hydrotermalnych i pneumatolitycznych przeobra

głównie plagioklazu. Przeobra

enia

zachodz

w wyniku dopływu chloru i dwutlenku w

gla.

OKWARCOWANIE – wyst

puje najpowszechniej pry tworzeniu si

złó

hydrotermalnych i

obejmuje ró

ne skały. Tworz

hornfelsy, wtórne kwarcyty. Ze skałami okwarcowanymi wi

ąŜą

zło

a miedzi, molibdenu, cynku, antymonu, rt

ci i ołowiu.

ZŁÓ

A WIETRZENIOWE

Zło

a pierwotne w sytuacji gdy znajduj

w strefie oddziaływania czynników hipergenicznych

ulegaj

wietrzeniu fizycznemu i chemicznemu. Oddziaływanie wód dotlenionych, CO

, powietrza,

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

tym przemianom, inne natomiast szybko przechodz

w nowe poł

czenia mineralne z

O, S, Si daj

c wtórne minerały. Szczególn

role odgrywa woda, wyró

nia si

3 strefy: **górna

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

cych przepływu i nie zawieraj

cych O. W strefie aeracji

wyst

puje strefa utleniania rud siarczkowych w której mo

na wydzieli

4 podstrefy: 1. warstwa

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

bie górnej cz

ęś

ci rud pierwotnych wyst

puje strefa

wtórnego wzbogacenia w siarczki, wyługowanie z wy

ej ległej strefy utleniania. Podstrefa

wyługowania lokuje si

w interwale sezonowych waha

poziomu wód gruntowych. Dolna granica

strefy utleniania jest bardzo zró

nicowana i uzale

niona od wielu czynników: sp

tektonicznych, makroporowato

ci, kawernisto

ci oraz wodoprzepuszczalno

ci skał. Zasadniczymi

czynnikami kształtuj

cymi rozwój stref utleniania s

: **klimat (ciepły-wilgotny, równomierne

opady), **szybko

ść

erozji (szybko

ść

powstawania stref musi by

ksza ani

eli erozji),

**chemizm wód (zawarto

ść

, wody kwa

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

odporno

ść

asocjacji mineralnych na wietrzenie), **rodzaj skał otaczaj

cych zło

a (zoboj

tniaj

rola wapieni zapobiega wynoszeniu metali poza zło

e, reakcje skał otaczaj

cych z roztworami

strefy), **struktura zło

a (okre

la drogi cyrkulacji wód). Strefa utleniania mo

e si

na znaczne

gł

boko

ci do 100m (rejon olkuski złó

ZN-Pb, 200-300m, zło

e Tsumeb w Namibii – 300m, zło

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

boko

ść

zasi

gu strefy

utleniania do 800m notowane s

w zło

u Tintic w USA oraz w zło

ach miedzi w Zambii i Rodezji.

CHEMIZM STREF UTLENIENIA

Pod wpływem wód zasobnych w tlen i CO

oraz kwasy siarkowe i siarczany

elaza oraz miedzi.

Siarczki przechodz

w siarczany. Łatwo rozpuszczalne zwi

zki s

wynoszone przez wody i ulegaj

rozproszeniu lub tworz

wtórne aureole rozproszenia. Trudno rozpuszczalne zwi

zki pozostaj

miejscu. Nietrwałe siarczany utleniaj

dalej i ko

cowym produktem ich utleniania s

tlenki,

wodorotlenki lub w

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

uraniany czy krzemiany.
Modele rozwoju strefy utlenienia rud wskazuj

na podstawowe znaczenie oddziaływania

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

zane z wietrzeniem chemicznym i fizycznym.

2)Zwi

zane z tektonizacj

, wtórn

rekrystalizacj

minerałów

CHEMICZNE

- utlenianie; pierwiastki wyst

puj

ce pierwotnie w poł

czeniach siarczkowych) przechodz

szy stopie

utlenienia tworz

c nowe fazy mineralne zgodnie z reakcj

: RCO

+ZnSO

ZnCO

+RSO

(R=Ca. Mg)

- redukcja, reakcje redukcji nieodł

cznie towarzysz

utlenianiu i odgrywaj

znacz

rol

okresie powstawania stref utlenienia złó

. siarczkowych. Powstałe w reakcjach utleniania zwi

zki

np. siarczan

elaza

- rozpuszczanie; procesy zwi

zane z rozpuszczaniem kalcytu i dolomitu przez wody zawieraj

kwas w

glowy maj

udział w rozwoju zjawisk krasowych,

- uwodnienie; udział substancji ilastych, wodorotlenków

elaza, glinu oraz łatwo rozpuszczalnych

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

pieszaj

cych procesy utlenienia i wietrzenia.

- hydroliza; rozwój tych reakcji jest uzale

niony od st

ęŜ

enia jonów wodorowych (oznaczanego

jako pH). W trakcie hydrolizy kationy w minerałach s

zast

powane przez jony wodorowe

pochodz

ce z wody, natomiast jony wodorotlenowe tworz

z kationami zwi

zki rozpuszczalne,

−

procesy biochemiczne

; reakcje redukcji, utlenienia, chelatyzacji s

stymulowane b

przy

pieszane przez oddziaływanie bakterii, ro

lin i innych mikroorganizmów szczególnie

aktywnych w kieszeniach krasowych.

FIZYCZNIE

- sufozja - porowe i szczelinowo-krasowe wody descenzyjne transportuj

i redeponuj

stki

ilaste, substancj

glist

, ziarna kwarcu,

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

kaniach jest jedn

przyczyn dezintegracji dolomitów kruszcono

nych

- tektoniczne – (powstaj

: uskoki, sp

kania, szczeliny, brekcje tektoniczne i zwałowe) –

rekrystalizacji, sekrecji lateralnej (kalcytu, dolomitu)

GALMANY - Powstaj

w wyniku oddziaływania siarczanów na skały w

glanowe. Nagromadzenia

smitsonitu, monheimitu, limonitów cz

sto powstaj

w miejscu swoich pierwotnych poprzedników

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

lenia charakteru tych

procesów zaproponowano termin metasomatoza wietrzeniowa opisuj

cy charakterystyczne

zast

pienie siarczków przez minerały wtórne (najcz

ęś

ciej w

glany). Cz

ęść

galmanów z uwagi na

swoje cechy strukturalne nie mogła powsta

w wyniku procesów metasomatozy wietrzeniowej,

wobec czego nale

y przyj

ąć

e mechanizmy ich powstawania były inne- uzale

nione od lokalnych

warunków geologicznych.

ZŁO

A ROZSYPISKOWE

Koncentracje minerałów u

ytecznych powstałe w utworach okruchowych w nast

pstwie

redepozycji materiału z wietrzenia fizycznego, chemicznego skał i kopalin u

ytecznych. Zaliczane

sto do złó

osadowych, ró

tym jednak od nich,

e nie powstaj

wyniku sedymentacji w

rodowisku wodnym. Powstaj

w wyniku transportu

rzecznego, morskiego, jeziornego itp.
W zale

ci od miejsca powstania i rodzaju transportu wyró

niamy rozsypiska:

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

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

ne – lateralne (brzegi jezior,

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

ach rozsypiskowych koncentruj

tylko te minerały które posiadaj

nast

puj

ce cechy: *du

a g

sto

ść

, odporno

ść

na wietrzenie chemiczne (w strefach utlenienia),

odporno

ść

na wietrzenie fizyczne.

Do minerałów u

ytecznych koncentruj

cych si

we wtórnych zło

ach rozsypiskowych nale

Ŝą

: złoto

(l 5-19 g/cm

), platyna (14-19 g/cm

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

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

), wolframit

(7,7-7,2 g/cm

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

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

), monacyt- CePO

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

magnetyt (5,2 g/cm

), ilmenit (4-5 g/cm

), cyrkon (4,7 g/cm

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

), rutyl (4,2-4,3

g/cm

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

Najwi

ksze znaczenie zło

owe i gospodarcze maj

rozsypiskowe zfo

a diamentów (ok. 50%

produkcji). Wi

cej ani

eli 50% produkcji cyny - kasyterytu pochodzi ze złó

rozsypiskowych. Du

znaczenie maj

tak

e zło

a tytanu, wolframu. Kilkadziesi

t lat temu du

e znaczenie miały tak

zło

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

wydobywa si

tak

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

(F,OH)

, monacyt - CePO

, magnetyt,

cynober i korund

ZŁO

A OSADOWE

Powstawały w procesie sedymentacji na dnie zbiornika wodnego. Wyró

nia si

rzeczne, bagienne,

jeziorne i morskie. Skały i zło

a osadowe składaj

z minerałów trzech grup:

1. Minerały odporne na wietrzenie, przyniesione z l

du (kwarc, rutyl, amfibole, łyszczyki itp.

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

3. Nowo powstałe minerały osadowe: w

glany, sole, fosforany, kruszce, krzemionka, w

glowodory

- najwi

ksze znaczenie gospodarcze. Zło

a surowców budowlanych, kaustobiolitów, fosforytów,

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

w postaci:

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

, MgCl

, CaSO

, CaCl

, kwasy

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

cym) przenoszone s

glany i cz

ęść

krzemionki; CaCO

, MgCO

, Na

, SiO

3) Koloidów zwi

zki Fe, Mn, F i pierwiastki

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

kompleksowe zwi

zki organiczne lub zole krzemionkowe. Zawiesina mechaniczna utworzona jest

z minerałów ilastych, zwi

zków Fe, Mn, F w

glanów.

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

w wyniku kompleksowego oddziaływania czynników

mechanicznych (sedymentacja), chemicznych (wytr

canie z roztworów), biochemicznych

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

y ruchliwo

ść

geochemiczna zwi

zków mineralnych, która

decyduje o zró

nicowaniu si

nasilania powstawania złó

i osadów w zale

ci od odległo

ci od

brzegu morskiego.
Po osadzeniu si

substancji mineralnych nast

puje etap diagenezy, który cz

sto stanowi wła

ciwy

etap zło

otwórczy.

DIAGENEZA

I. Pierwszy etap diagenezy: utlenianie w górnej cz

ęś

ci osadu kosztem tlenu z wód zawartych w

osadzie. Powstaj

konkrecje wodorotlenków Fe i Mn.

II. Drugi etap -najwa

niejszy. Nast

puje redukcja wodorotlenków Fe

, Mn

i siarczanów - (S0

)

rodowisko zmienia si

na redukcyjne. Fazy stałe (krzemionk

, w

glany) rozpuszczaj

przechodz

do roztworu nasyconego. Nast

puje wymiana kationowa, towarzyszy temu rozkład

substancji organicznej (powstaj

gazy; dwutlenek w

gla, siarkowodór, azot, wodór i inne) Zmienia

chemizm wód nasycaj

cych osad. Wzrasta zawarto

ść

alkaliów, fosforu, pierwiastków

ladowych, substancji organicznej , znikaj

z osadu tlen i siarczany. Procesy wymiany, dyfuzji,

rozpuszczania prowadz

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

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

III.

Trzeci etap diagenezy ponowny rozkład materiału autigenicznego i jego wtórna

koncentracja w postaci konkrecji i pseudometasomatycznych skupie

. Zło

a Mn.

Zło

a metali

__________________________________________________________

ZŁO

ELAZA (Fe)

elazo tworzy ró

ne genetycznie zło

a: magmowe, hydrotermalne, wietrzeniowe, osadowe,

metamorfogcniczne, skarnowe

MAGMOWE. Zwi

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

dunity, noryty Najwi

cej tego typu złó

znanych jest ze starych platform proterozoicznych i

kaledo

skich

ZŁO

A TYTANOWO-MAGNETYTOWE: - Charakter rudy: zbity wyst

puje w soczewkach,

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

ęć

;

drobnych

yłek i struktur odmieszania. S

to zło

a o du

ych zasobach Fe. Z punktu widzenia

odzysku

elaza obecno

ść

tytanu jest szkodliwa poniewa

oddzielenie tytanu od magnetytu

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

a: Kusi

skie na Uralu S, Routiyaara.

Bushweld

ZŁO

A APATYTOWO-MAGNETYTOWE - S

stosunkowo rzadkie, wyst

puj

w sjenitach oraz w

hipabysalnych cz

ęś

ciach masywów alkalicznych. Znane głównie z proterozoiku i starszego

paleozoiku. Charakter rudy: zbity,

yłowy, soczewki,

yły, szliry i towarzysz

im pneumatolity (albit,

skapolit, turmalin). Ciała rudne zwi

zane z strefami uskokowymi i granicami intruzji sjenitów,

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

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

SKARNOWE. Cz

ste, wyst

puj

na kontaktach skał

redniokwa

nych z w

glanowymi. Powstaj

wynikli metasomatozy w skałach w

glanowych rzadziej krzemianowych czy intruzywnych.

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

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

HYDROTERMALNE. Maj

małe znaczenie przemysłowe. S

wysokotemperaturowe (magnetyt,

obszary platformowe),

redniotemperaturowe (formy

yłowe i pokładowe, w w

glanach, rudy

syderytowe) i niskotemperaturowe. Zło

a wyst

puj

w Europie: Westfalia, Niemcy, Austria.

OSADOWE. Szeroko rozpowszechnione. Geneza kontynentalna lub morska. Zło

a kontynentalne

to: zło

a rud darniowych, bagiennych, ł

kowych – małe zasoby i znaczenie. Wi

ksze znaczenie

maj

osadowe zło

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

glanowy-syderyt i krzemianowy- chloryty

elaziste. Tekstury oolitowe. Zawarto

ść

Fe 20-50%,

troch

Mn, F i As. Zło

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

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

d).

METAMORFOGENICZNE. Maja du

e znaczenie przemysłowe, 60% wydobycia

wiatowego.

Najzasobniejsze s

zmetamorfizowane kwarcyty

elaziste wiek – prekambr. Charakter rudy:

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

ci hydrotermalnej i na drodze wietrzenia. Zło

a: Ukraina (Krzywy Róg), Rosja, USA

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

E KRZYWY RÓG – Ukraina

KRZYWY RÓG

- Metamorfogeniczne zło

e md

elaza. Obszar zło

owy poło

ony jest po prawej

stronie Dniepru w dorzeczu rzeki Ingulec w byłym ZSRR. Zło

e wyst

puje w

ród metamorficznych

skał nale

Ŝą

cych do utworów krystalicznych tarczy, ukrai

skiej. Zagł

bie ci

gnie si

w kierunku

SW-NE na długo

ci około 100 km i szeroko

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

archaicznych (granity, gnejsy, ziele

ce) z zalegaj

cymi nad nimi skałami proterozoicznymi (silnie

sfałdowane, zmetamorfizowane łupki i

elaziste rogowce). Wyró

nia si

3 poziomy: dolny,

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

ąŜ

szo

ci - amfibolity, łupki i kwarcyty wzajemnie

przeławicone. **

rodkowy- 1600-1900m. stanowi seri

rudono

zbudowan

z rogowców

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

elazistych horyzontów.

**Górny- o mi

ąŜ

szo

ci powy

ej 2500m. zbudowany jest z dolomitów, zlepie

ców i łupków. Pod

wzgl

dem strukturalnym jest to przefałdowana skomplikowana synklina. Wyst

puj

bogate i

ubogie rudy, do ubogich nale

Ŝą

pokłady

elazistych jaspilitów Fe 25-43%. Bogate rudy o

zawarto

ci Fe powy

ej 50% zalegaj

ród

elazistych jaspilitów i zwi

zane s

ze strefami

tektonicznymi lub strefami skał o intensywnej szczelinowato

ci. Dziel

one na magnetytowe,

martytowe i hematytowe. Skupienia minerałów

elazistych wyst

puj

w postaci pokładów,

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

gło

ci, mi

ąŜ

szo

ść

10-30m., gł

boko

ść

zalegania do l400m. zasoby oceniano na 2 mld ton.

ZŁO

A MANGANU (Mn)

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

Rozproszony w procesach magmowych, zwi

zany magma zasadow

. W procesie wietrzenia

nast

puje rozdział manganu od

elaza co daje jego własne zło

Przemysłowe znaczenie maj

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

hausmanit. Minerały manganu tworz

zło

a: hydrotermalne, wietrzeniowe, osadowe,

zmetamorfizowane.

HYDROTERMALNE 1.

redniotemperaturowe, zwi

zane z granitoidami. Zło

a typu

yłowego i

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

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

ZŁO

A WIETRZENIOWE Powstaj

w wyniku utlenienia ró

nych typów złó

i rozpadu minerałów

manganono

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

Asbolany-uwodnione tlenki Mn zawieraj

ce Co i Ni wyst

puj

ce w zło

ach powstałych na

serpentynitach

ZŁO

A OSADOWE. Zło

a młode, kenozoiczne, usytułowane w przybrze

nej cz

ęś

ciach basenów

sedymentacyjnych o rozbudowanej linii brzegowej. Wyst

puj

facje: **płytkowodny dobrze

dotleniony szelf- rudy psylomelanowo-piroluzytowe, **gł

bsze cz

ęś

ci zbiorników- rudy

manganitowe, **du

e odległo

ci od brzcgu-rudy w

glanowe z domieszkami CaCO

, P, S.

Sprzyjaj

ce warunki do powstania złó

istniały po okresach intensywnego wietrzenia, kiedy miały

miejsce transgresje morskie lub transport zwietrzeliny do zbiorników.

ZŁO

A ZMETAMORFIZOWANE.

to zmetamorfizowane zło

a osadowe. Zmiany

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

CZIATURI W GRUZJI - Zło

e osadowe rud manganu. Zło

e Cziaturi znajduje si

w zachodniej

Gruzji w odległo

ci około l70 km od portu Poti poło

onym na wybrze

u Morza Czarnego.

Najstarszymi osadami permskimi s

porfiry, brekcje lufowe i granity. Zło

e rud uranu zalega na

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

ąŜ

szo

ci 10-50m. maj

one charakter soczew. Skały płonne to piaskowce kwarcytowe.

ąŜ

szo

ść

zło

a od 0-14m.,

rednio 4,2 m. i rozprzestrzenia si

na znacznej powierzchni. Zło

dzieli si

na dwie cz

ęś

ci:

- doln

w której wyst

puje przewa

ca cz

ęść

rud przemysłowych

- górn

zubo

w te rudy. Z płonnych minerałów wyst

puje kwarc, skalenie, opal i chalcedon.

Zawarto

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

ci Fe 1-1,5%.

Rudy w

glanowe w cz

ęś

ci NE i E zło

a zawieraj

10-22% Mn. Zło

e wyst

puje w skalach

osadowych dolnego oligocenu powstałych w strefie przybrze

nej płytkiego morza.

ródłem Mn

mog

produkty wietrzenia skał stanowi

cych nadkład bloku Gruzi

skiego- arkozy liasu., jego

ródłem mogły by

roztwory hydrotermalne. Zasoby oceniane na setki mln ton Mn.

MORRO DA MINA

- W stanie Minas Gerais w Brazylii. Pierwotne osadowe zło

e uległo

metamorfizmowi w prekambrze. Skały zło

owe to łupki krystaliczne, rogowce, argility i w

glany

manganono

ne. Osady zostały zmetamorfizowane dzi

ki regionalnemu metamorfizmowi oraz

metamorfizmowi intruzywnemu zwi

zanemu z granitowymi intruzjami oraz dajkami zasadowymi i

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

ródłem do ich powstania był minerały w

glanowe. W zło

y wyst

puj

liczne

yły

rodochrozytowe i rodonitowe.

rednie zawarto

ci Mn wynosz

około 30% s

partie o

zawarto

ciach 705 Mn. Podstawowa masa rud w zło

u jest zbudowana z tlenków Mn. Intensywne

procesy wietrzenia w

glanów i siarczków manganowych. Ruda jest wydobywana na gł

boko

150m.

ZŁO

A CHROMU (Cr)

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

Wyst

puj

wewn

trz masywów ultrazasadowych, zwi

zane z ultrazasadowcami wczesnego

stadium geosynklinalnego.

Zło

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

ski). Ural, Turcja, Iran

(hercy

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

ne skały ultrazasadowe:

dunity. harzburgity, piroksenity, charakterystyczne s

procesy serpentynizacji. Tekstury: w

glowe,

plamiste, brekcjowe, impregnacyjne. Struktury drobno i

rednioziarnste.

Podstawow

mas

rudy stanowi

spinele chromowe. Płonne- oliwiny, spessartyn, chloryty,

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

ZŁO

A MAGMOWE. Mog

segregacyjne i iniekcyjne. Formy lakkolitów, lopolitów, silli.

Najcz

ęś

ciej chromity zwi

zane s

z dunitami. harzblirgilami i piroksenitami.Segregacyjne, Powstały

w wyniku grawitacyjnej dyferencjacji magmy w masywie. Zło

a- Bushveld w RPA, Wielka Dajka w

Rodezji, Moa na Kubie. MASYW BUSHVELDU, ZŁO

E SULUKWE (Rodezja)

BUSHVELDU

- Zło

e chromitowe zwi

zane z hipabysalnym masywem ultrazasadowym .Jest to

lopolit o długo

ci około 450km i szeroko

ci 250km. Intruzja proterozoiczna w kwarcytyi efuzywne

skały Transwaalu. Warunki po

rednie geosynklinalno-platformowe. Seria zło

owa jest zbudowana

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

krytyczn

. Uławicona, a warstwy chromitów odpowiadaj

poziomom stratygraficznym. Dolna cz

ęść

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

na wyró

kilka

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

2. Lawy falzytowe w asocjacjach z leptytami i garnofirami

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

skiego.

4. Pó

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

5. Dajki skał alkalicznych

6. Kominy kimberlitowe – pó

niejsze po dolnej jurze

Najwi

ksze znaczenie ma pokład Steelpoort o mi

ąŜ

szo

ci 1,1 – 1,2m znany na długo

ci 82km.

Zło

e jest najwi

kszym na

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

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

SELUKWE W RODEZJI

- Magmowe zło

e rud chromu. Poło

one jest w pobli

u miasta Selukwe

w Rodezji. Rejon zło

a buduj

utwory wczesnego prekambru, w którym wyst

puje seria Sebakwe,

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

ęś

ci, a w górnej z

szarogłazów lufowych z wkładkami kwarcytów i erupcji skal zasadowych. Nast

pnie w skaty te

intrudowały skały magmowe zasadowe i ultrazasadowe, w

ród nich znajduje si

główna intruzja

skał ultrazasadowych, w której zalegaj

zło

a chromitu.

- seria Bulayo- zlepie

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

skał ultrazasadowych.

- seria Shamva- wyst

puj

zlepie

ce,

yły kwarcowe, aplogranity i batolity granitów.

Nast

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

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

a pod wzgl

dem

strukturalnym jest skomplikowana, czasami wyst

puj

pod postaci

soczewek. Wszystkie skały

uległy przeobra

eniom pod wpływem metamorfizmu regionalnego i hydrotermalnego. Główny

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

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

sz/300 dł/12m. mi

ąŜ

szo

ci. Zawarto

ść

Cr2O3 około 52-58% w rudzie i inne.

ZŁO

A NIKLU (Ni)

Ni – syderofilny. Gromadzi si

w produktach wczesnomagmowych. Koncentruje si

w etapie

hydrotemiatnym i pomagmowm. Najcz

ęś

ciej uzyskiwany jest z ze złó

magmowo-likwacyjnych,

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

cych nikiel

MAGMOWE. Skały zasadowe w sp

gu intnizji norytowych, perydotytowych, piroksenitowych i

gabrowych.
Etap likwacji => zło

a siarczków Ni masywne, impregnacyjne i brekcjowe. Zło

yłowe s

pó

niejsze, cz

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

magnetyt, nikielin, chromit, platyna, pallad Najwi

ksze zło

a zwi

zane s

z masywami skal

zasadowych intruduj

cych w strefach rozłamowych. Zło

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

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

E SUDBERY

HYDROTERMALNE. Maja podrz

dne znaczenie. Zło

a Ni-Co, zło

a miedziowo-pirytowe, zło

siarczkowe.

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

ść

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

asbolan. Towarzysz

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

a: Nowa Kaledonia, Polska,

Brazylia, Kuba, Rosja.

SUDBURY - Magmowe zło

a rud niklu. Obszar ma powierzchni

kilku tysi

cy km, znajduje si

prowincji Ontario w Kanadzie. Znane s

w nim 52 zło

a rud miedziowo-niklowych. Najstarszymi

skałami s

utwory archaiczne- zlepie

ce, kwarcyty i zmetamorfizowane lawy. Obszar zło

owy

zbudowany jest z utworów proterozoicznych, dziel

cych si

na dwa poziomy: formacja Huron i

formacja Kawernawan, w któr

nast

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

nieck

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

przebiega szereg uskoków o

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

zana z intruzja

Sudbury; wyst

puje w najbardziej zasadowych, sp

gowych cz

ęś

ciach intruzji i wi

ąŜ

e si

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

puj

jako zbite,

masywne, pod postaci

ył, pseudopokładów, spoiwa rudy lub jako wpry

cia. Długo

ść

ciał

rudnych 2500m., mi

ąŜ

szo

ść

50-100m. Głównymi minerałami rudnymi s

: pirotyn, pentlandyt i

chalkopiryt. Zawarto

ść

niklu i miedzi w rudzie ł

cznie 2-3%. Najbardziej cennymi domieszkami s

platyna i platynowce, ich zawarto

ść

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

oceniane na 400 mln ton rudy o zawarto

ci 3% Ni i Cu

NOWEJ KALEDONI

- Wietrzeniowe zło

e niklu. Wyspa Nowa Kaledonia znajduje si

w S cz

ęś

Oceanu Spokojnego. Wi

ksza cz

ęść

wyspy zbudowana z zserpentynizowanych dunitów i

perydotytów wieku trzeciorz

dowego. Proces serpentymzacji sprowadza si

do hydratacji

pierwotnych roztworów i cz

ęś

ciowy odprowadzeniu niektórych składników. Zło

a rud niklu powstały

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

na zboczach i siodłach grzbietów głównych. Gł

boko

ść

zalegania rud si

ga 30m. Głównymi

minerałami niklono

nymi w zło

u s

: niklono

ny antygoryt oraz inne serpentyny niklowe, a tak

pimelit. Rudy zawieraj

rednio 3,5% Ni, a w pocz

tkowym okresie eksploatacji zawarto

ść

wynosiła 10%. Zasoby całego obszaru zło

owego oceniane s

na 27,45 mln ton Ni.

ZŁO

A KOBALTU (Co)

Co – syderofilny, wyst

puje w skałach ultrazasadowych w których Ni przewa

a nad Co.

Najwa

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

a Co s

rzadko

, wi

kszo

ść

Co pochodzi z kobaltono

nych złó

Ni i Cu.

MAGMOWE. (likwacyjno magmowe rud Cu iNi, zawarto

ść

Co=0,03-0,06%). Siarczkowe zło

a Cu-

Ni, Co jako domieszka w pentlandycie i pirycie. Zło

a: Moncze Tundra, Sudbury, Norylsk

HYDROTERMALNE (z formacj

5 metali Ag-Co-Ni-Bi-U). Zło

yłowe wysokotemperaturowe,

kobalt z arsenem i Ni, Ag, Bi

Formacje: Arsenowo-kobaltowa- zło

a młode alpejskie, skały magmowe

redniokwa

ne do

zasadowych, przewaga Co nad Ni. Wysokotemperaturowe,

yły, szczeliny, mylonity, kontakty

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

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

Au, Ag. Brekcje i rudy wpry

te- impregnowane. Zło

a: Mount Cobalt, Rosja, RPA

Formacja arscnowo-niklowo-kobaltowa - Skomplikowane warunki wyst

powania i geneza

najcz

ęś

ciej zwi

zane z wyst

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

a posiadaj

form

yłow

wyst

puj

w serpentynitach, amfibolitach , diabazach, ziele

cach, kwarcytach. Etapy mineralizacji:

**Kwarcowo-w

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

ść

okruszcowania i kolomorficzne formy rud. ZŁO

E COBALT

WIETRZENIOWE. Skały ultrazasadowe, wietrzenie laterytowe. Cz

sto Co zwi

zany z tlenkami

Mn. Ni przewa

a nad Co 10:1. Zło

a: Nowa Kaledonia. Kuba.

OSADOWE ZAMBIA I ZAIR

Kanada

Zło

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

puje w

prowincji Ontario w Kanadzie. Rejon zło

owy zbudowany z utworów prekambryjskich. Od sp

ziele

ce, skaty osadowe, kwarcyty, zlepie

ce, szarogłazy, a u góry seria Keewatin - ziele

ce i

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

kszo

ść

ył srebrowo-kobaltowo-

niklowych. Rozpoznano około 100

yt kruszcono

nych o dł nawet 200m, mi

ąŜ

szo

ść

od kilku mm

do kilkudziesi

ciu cm.

yły charakteryzuj

budow

pasmow

, wyst

puj

w nich nast

puj

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

nia si

dwie fazy tworzenia

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

2 - argentyt, srebro rodzime, bizmut rodzimy

udy zawieraj

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

e uznawane jest za

rednio i

niskotemperaturowe, a genetycznie zwi

zane z gł

boko zalegaj

cym

ródłem mineralizacyjnym.

ZAMBII I ZAIRU

- Osadowe zło

e Cu-Co. Zło

a wyst

puj

wzdłu

N granicy Zambii i Zairu

prowincja Shaba, w obszarze tym jest skoncentrowane około 22%

wiatowych zasobów, z

eksploatacji otrzymuje si

prawie 14%

wiatowej produkcji Cu. Znanych jest tu 150 złó

. Pod

wzgl

dem strukturalnym obszar ten to synklinorium zbudowane z utworów archaicznych

wypełnionych utworami serii Katanga nale

Ŝą

cymi do proterozoiku. Mineralizacja zwi

zana jest z

piaskowcami, kwarcytami, dolomitami oraz łupkami. Zło

e zalega w postaci soczewek, pokładów i

psudopokladów. Ciała rudne maj

ąŜ

szo

ść

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

silnie

przefałdowane, zuskokowane czasami zbrekcjonowane. Minerały miedzi wyst

puj

ce w zło

u to

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

rodzima, a inne to piryt, sfaleryt,

galena i linneit. Wyst

puje te

Ag, Au i Pt. Kruszce wyst

puj

w postaci wpry

ęć

i drobnych

yłek. Zawarto

ść

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

1-3% rudy utlenione. Zawarto

ść

Zn i Pb czasami dochodzi do 2%.

Pochodzenie złó

nie jest w pełni wyja

nione, zazwyczaj uwa

a si

e s

pochodzenia

osadowego. Zasoby oceniane na 116 min ton.

ZŁO

A MOLIBDENU

(

Mo)

Mo - Sulfofilny, zwi

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

wulfenit – powstaj

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

PEGMATYTOWE. Małe zasoby przy wysokiej koncentracji Mo. Mo wyst

puje w postaci wpry

ęć

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

SKARNOWE. Rzadkie, zawieraj

scheelit i molibdenit. Kontakty zmienione w skarny granatowo-

piroksenowe. Zło

a: Gruzja, Maroko, USA, Rumunia.

PNEUMATOLITYCZNE (SZTOKWERKOWE). Du

e znaczenie jako

ródło molibdenu. Zawieraj

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

ść

Mo 0,15-0,4%,

rednio 0,2-0,3%. Zło

a: Chiny, Australia, Kazachstan

ZŁO

A RUD Cu TYPU PORFIROWEGO. Wa

ródło Mo. Uzyskiwany ubocznie z rud Cu z

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

ZŁO

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

znaczenie jako

ródło Mo.

HYDROTERMALNE 1. zło

a molibdenowe- wyst

puj

w obszarach sfałdowanych zwi

zanych z

intruzjami granitoidowymi o znacznych rozmiarach. Molibdenu w formie

yłek, wpry

ęć

. Wtórne

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

a: Climax w USA, Rosja. Chiny. CLIMAX

2. Zło

a Cu-Mo- wyst

puj

w geosynklinach lub ich otoczeniu, zwi

zane z masywami

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

a hydrotermalne dostarczaj

75% Mo,

głównie jest to Mo ze zło

a Climax.

OSADOWE. Najcz

ęś

ciej s

to łupki bitumiczne. Mo zaabsorbowane przez minerały ilaste.

CLIMAX

- Zbudowane z prekambryjskich granitów i gnejsów, utwory te przecinaj

oligoce

skie

magmowce pod postaci

batolitu. Mineralizacja zwi

zana jest z egzokontaktem w skatach

prekambryjskich . Minerały kruszcowe to ; piryt, molibdenit. Podrz

dnie wyst

puje wolframit,

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

e zbudowane jest z trzech ciał rudnych

zlegaj

cych nad sob

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

ono z dwóch

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

jego pokryw

strefow

. Od góry przewa

a; argilit,

serycyt z pirytem, ku dołowi wyst

puje strefa mikroklinowa z wolframow

, wolframit, i kwarcowo-

serycytowa ze stref

molibdenow

(wyst

puje ona w szczelinach w postaci

yłek kwarcowych z

pirytem i molibdenitem. Cz

ęść

okruszcowania wyst

puje w formie rozsianej lub w wi

kszych

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

charakterystyczna strefa skał zmienionych .W skałach podzło

owych wyst

puje głównie kwarc z

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

a si

e była 4 stadia

okruszcowania, w ka

dym stadium powstawały dwie strefy kruszcowe wolframowe i molibdenowe.

Około 41% okruszcowania lokuje si

w młodych skałach magmowych, a 60% w prekambryjskich

Eksploatacja w

ZŁO

A WOLFRAMU (W)

Wolfram jest wyra

nie oksyfilny zwi

zany ze skałami kwa

nymi posiada skłonno

ść

gromadzenia si

w ró

nych etapach dyferencjacji magmowej. Surowce wolframu s

pozyskiwane z

samodzielnych złó

wolframu rud scheelitowych lub wolframitowych, b

ze złó

kompleksowych

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

rudy zawieraj

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

cej WO

. W

zło

ach kompleksowych W wyst

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

yłowe

wolframitu z kwarcem eksploatuje si

przy zawarto

ci 1-3% WO

. Z minerałów znaczenie

praktyczne maj

wolframit, ferberyt, hubneryt, scheelit

ródłem W s

niekiedy tak

wolframono

ne wodorotlenki Fe i Mn.

TYPY GENETYCZNE ZŁÓ

WOLFRAMU

- pegniatytowo-pneumatolityczne prowincja Kiangsi w Chinach (80 złó

-skamowo-scheelitowe zło

e Sangdong w Korei Południowej.

-hydrotermalne

yłowe D

idi

skie w Rosji

-ekshalacyjno-osadowe scheelitu

-zło

a okruchowe - 100-400g wolframitu na 1m

wiatowe zasoby wolframu ocenia si

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

posiadaczami s

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

PROWICJI KIANGSI

- Zło

e pneumatolityczne wolframu. Zło

e znajduje si

w Chinach. Utwory

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

nimi jest wyst

powanie wolframu. Zło

a znajduj

ród granitów wzdłu

istniej

cych sp

szczelin.

yły kwarcowo-wolframowe w partiach przypowierzchniowych wykazuj

wyst

powanie

bizmutu z gł

boko

zalegania molibdenu. W rejonach rudnych oprócz

ył potyka si

skały

zgrejzenizowane w których wyst

puje kasyteryt i soczewki kwarcu. Minerały współtowarzysz

ce:

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

yły maja tekstur

warstwow

rodek

yły wypełniony jest kwarcem, po jego obu stronach wyst

puj

kasyteryt,

wolfrarmit i mika.

ŁO

A CYNY (Sn)

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

w resztkowych stopach magmowych. Magmy

kwa

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

minerały to: kasyteryt, stannin. Podrz

dnie: tillit, franekeit, kylindryt, canfieldyt.

RODZAJE ZŁÓ

Zło

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

(okruchowe)

Rudy bogate > l% Sn,

redniej jako

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

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

. Zło

a bogate zawieraj

2-3kg/m

czyli 0,2-0,3%.

PEGMATYTOWE. Zwi

zane z intruzjami granitowymi w endo i egzokontaktach. Nierównomierne i

zmienne okruszcowanie. Zawarto

ść

Sn. około 0,2%. Małe znaczenie złó

. ZŁO

E MANONO-

KITOLOLO

PNEUMATOLITYCZNE. Kwa

ne i ultrakwa

ne intruzje granitowe (grejzenizacja). Paragenezy

mineralne: topaz, fluoryt, turmalin. Zawarto

ść

Sn około 0,4%. Zło

a: Birma, Malezja, Chiny,

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

HYDROTERMALNE. Zwi

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

turmalinem, magnetytem, hematytem. Zawarto

ść

Sn do 1%. Zło

a: Boliwa, Argentyna, USA,

Rosja. BOLIWIJSKA PROWINCJA CYNONO

OKRUCHOWE. Najwi

ksze znaczenie przemysłowe (70% wydobycia), towarzysz

zło

Ŝą

kasyterytowo-kwarcowym i pegmatytowym.

ZŁO

A ELUWIALNE, DELUWIALNE, ALUWIALNE. MALAJSKA PROWINCJA CYNONO

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

Katanga) w

Zairze. Zwi

zane z pegamtytami cynono

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

Kasyterytowi towarzysz

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

dnie lolingit, piryt,

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

potasowy, albit,

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

charakter

spodumenowy. Zawarto

ść

Sn 0,1-0,15%. Do gł

boko

ci 20-80m zło

e jest zwietrzałe w postaci

słabo zwi

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

odzyskuje si

niob, tantal. Zasoby około 200ty

. t. Sn do gł

boko

ci 120m.

PROWINCJA CYNONO

NA BOLIWI

- Zło

e hydrotermalne cyny. W północnej cz

ęś

ci prowincji

cynono

nej szczególnie bogata mineralizacja wyst

puje w obszarze masywu granitoidowego gdzie

ciała kwarcowo wolframowe z szelitem, kwarcowo-kasytertowe

zwi

zane s

z granitami, a zło

a kasyterytowo-siarczkowe s

znacznie oddalone od granitoidów.

W S cz

ęś

ci prowincji wyst

puje szereg intruzji typu granodiorytów, sjenitodiorytów, monzonitów

kwarcowych, charakteryzuj

one podwy

szon

alkaliczno

i przewag

potasu nad sodem.

W S cz

ęś

ci znajduje si

kszo

ść

złó

cyny. Zło

a te stanowi

74% całkowitej produkcji cyny w

Boliwi. Główne znaczenie maj

tutaj zło

a typu kwarcowo-siarczkowego.

PROWINCJA MALAJSKA

- Malajska prowincja cynono

na (południowe Chiny, Birma, Tajlandia,

Malezja, Indonezja) 2/3 zasobów

wiata. Wspólnie ze zło

ami okruchowymi. W prowincji jest

usytułowane 60%

wiatowego wydobycia cyny. Pas cynono

ny zbudowany jest z piaskowców,

łupków karbonu, permu i triasu. W jurze intruzj

granitoidów zawieraj

cych bor i kasyteryt. Du

zło

pierwotnych ró

nych typów genetycznych, najcz

ęś

ciej formacji kasyterytowo-kwarcowej w

yłach i słupach grejzenowych. Zło

a Malezji zwi

zane s

ze zleukokratyzowanymi granitoidami

wieku kimeryjskiego. Zło

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

topaz i beryl.

yły kwarcowe kilkusetmetrowej długo

ci, w

skie strefy endo i egzo kontaków.

Podobne zło

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

puje Zn, Pb, Bi,

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

łatwo wzbogacalne. Oprócz kasyterytu wyst

puje kolumbit,

wolframit. Njawi

ksze koncentracje w zagł

bieniachmorfologicznych w sp

gu aluwiów. W Tajlandii

i Indonezji znaczenie maj

tak

e podmorskie zło

a okruchowe. Tego typu zło

a znane s

tak

e z

Australii (Tasmania)

ZŁO

ANTYMONU (Sb)

Antymon przechodzi w resztki pomagmowe roztworów kruszcono

nych dlatego koncentracja ma

miejsce w warunkach hydrotermalnych niskich temperatur – jedyny typ złó

o znaczeniu

gospodarczym.

Dzieli

niekiedy

zło

powstałe

umiarkowanych b

małych gł

boko

ciach, ró

warunkami wyst

powania, składem

mineralnym i wielko

. Koncentracje s

zwi

zane z kwa

nymi granitoidami. Cz

ste s

asocjacje

antymonu z rt

, która tak

e w niskich temperaturach tworzy zło

a. Znanych jest około 75

minerałów zawieraj

cych antymon jednak znaczenie zło

owe ma głównie antymonit, podrz

dnie

berthieryt, gudmundyt, antymon rodzimy.

Antymon zawieraj

siarkosole ołowiowo-antymonowe: jamesonit, boulangeryt. Ubocznie uzyskuje

Sb tak

e ze złó

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

cyny i miedzi. Rudy bogate zawieraj

>5% Sb,

redniej jako

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

wiatowe

zasoby Sb ok. 5mln ton i głównie s

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

Australia.

Hydrotermalne niskich temperatur:

1. ANTYMONOWE

Niewielkie gł

boko

ci, w

ród skał w

glanowych, łupków, piaskowców i kwarcytów.

Charakterystyka rudy:

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

argilityzacja. Minerały współwyst

puj

ce: kwarc, baryt, piryt, galena.

ZŁO

A CHIN S I SW

zło

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

ęś

ci prowincji Hunan (90% zasobów

Chin). Zło

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

wapieniach i dolomitach. 2 typy złó

: **

yły antymonowo-kwarcowe, **metasomatyczne ciała z

antymonem, galen

i arsenopirytem. Mineralizacja:

yłowa, sztokwerkowa, impregnacyjna.

Minerały: płony kwarc, podrz

dnie cynober i piryt. Zawarto

ść

Sb w

yłach 6-25%, z metasomatach

glanowych 20-57%.

2.ANTYMONOWO-WOLFRAMOWE

na obszarach młodej działalno

ci wulkanicznej, alpejskie pasy fałdowa

, w

ród łupków, w formie

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

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

a: Kaukaz, Japonia, Boliwia, USA

ZŁO

A RT

CI (Hg)

ęć

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

ęć

rodzima i kalomel. Metal zwi

zany z etapem hydrotermalnym niskich temperatur. Tylko zło

pomagmowe nie wykazuj

ce cz

sto bezpo

redniego zwi

zku z intruzjami. Z uwagi na charakter

geochemiczny nagromadzenia rt

ci ze starszych okresów nie miały mo

liwo

ci do zachowania si

dlatego zło

a rt

ci s

zwi

zane z najmłodszymi przejawami działalno

ci wulkanicznej. Orogeneza

alpejska i kimeryjska. Rudy bogate zawieraj

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

Koncentraty Hg zawieraj

> 30% Hg.

1. ZŁO

A Hg NIE ZWI

ZANE Z DZIAŁALNO

WULKANICZN

Geneza złó

najcz

ęś

ciej jest zwi

zana z wyst

puj

cymi w s

siedztwie masywami granitoidowymi

jednak

e nie mo

na tego jednoznacznie udowodni

. Zło

a lokuj

w skałach osadowych,

mylonitach

egzokontaktach

intruzji.

Typowe

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

ył lub gniazd o mi

ąŜ

szo

ci do 20m i długo

ci kilkuset

metrów. Zawarto

ść

Hg dochodzi do 2%.

Z uwagi na paragenezy mineralne mo

na wyró

formacje: **rt

ciowe, najwi

ksze znaczenie,

**antymonowo-rt

ciowe, **arsenowo-rt

ciowe, **antymonowo-arsenowo-rt

ciowe. Główny minerał

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

dnie piryt,

markasyt, tetraedryt oraz płon

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

typu rozproszonego. Zło

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

w Rosji i Chinach. ALMADEN

2. ZŁO

A Hg ZWI

ZANE Z DZIAŁALNO

WULKANICZN

Zło

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

a w Rosji.

ALMADEN

- Zło

e zwi

zane z działalno

wulkaniczn

, najbogatsze zło

e rt

ci na

wiecie.

Zło

e znajduje si

w Hiszpanii. Obszar zbudowany jest z staropaleozoicznych skał klastycznych,

to ordowickie kwarcyty, piaskowce, łupki ilaste. Skały zalegaj

pionowo lub stromo w kierunku

S. Zło

e zalega w brekcjach, które utworzone s

z kwarcytów, łupków, porfirów, wapieni i tufów

bazaltowych wyst

puj

cych w kwarcytach. Bogate rudy znajduj

rodkowej cz

ęś

ci zło

a, a

zawarto

ść

ci stopniowo zmniejsza si

w kierunku kontaktu ze skalami otaczaj

cymi.

Mineralizacja. Główne minerały: cynober, rt

ęć

rodzima i piryt. Płonne minerały: kwarc, kalcyt,

dolomit i baryt. Cynober w rudzie wyst

puje w postaci rozproszonej.

ZŁO

A MIEDZI (Cu)

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

tworzy znaczn

ilo

ść

samodzielnych złó

, najwa

niejsze to:

MAGMOWE. Zwi

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

Typowe dla aktywizowanych obszarów stabilnych- platform. Najcz

ęś

ciej wiek prekambryjski.

Minerały rudne: pentlandyt miedziono

ny, niklono

ny i kobaltono

ny, pirotyn, chalkopiryt, milleryt,

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

a: Sudbury i Linn Lak

w Kanadzie,

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

SKARNOWE. Zwi

zane z granitoidami w w

glanach rzadziej krzeminach. Cz

ste zło

a, ale małe

zasoby. Mineralizacja w egzoskarnach. Zawarto

ść

Cu 2-8%. Geneza złó

kontaktowo-

metasomatycznaz oznakami hydroterm. Zło

a: Tury

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

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

HYDROTERMALNE. Mied

tworzy zło

a w szerokim interwale temperatur

A) Wysokotemperaturowe: Typowe dla płytkich intruzji, ich cech

wska

nikow

jest wyst

powanie

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

e te nie posiadaj

ych zasobów Cu. Zło

a: Braden w Chile,

Telemarken w Norwegii, Akenobe w Japonii.

redniotemperaturowe: Najwa

niejszy typ złó

hydrotermalnych pod wzgl

dem zasobów,

zró

nicowania mineralizacji i liczebno

ci złó

. Wyró

nia si

zło

**Typu porfirowego (miedziowo-porfirowego) - najwi

ksze zasoby Cu. Zło

a te s

zwi

zane z

kwa

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

Zło

a wyst

puj

w apikalnych cz

ęś

ciach intruzji. Najwi

cej złó

miedziowo-porfirowych jest

zwi

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

(andyjska, kordylierów). Przeobra

enia skał otaczaj

cych: okwarcowanie, serycytyzacja,

chlorytyzacja i kaolinityzacja. Zło

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

Kazachstan. CHUQUICAMATA

**Pirytów miedziono

nych - Wyst

puj

w skalach podobnych jak zło

a miedziowo-porfirowe

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

ci od stosunku zawarto

głównych metali Cu, Zn, Pb i S wydziela si

zło

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

**pirytowo-polimetaliczne (pojawia si

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

siarka i

elazo, podrz

dnie Cu,Zn, Pb. Minaralizacja zwi

zana ze strefami rozłamowymi i w

złami

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

dnie: molibdenit,

arsenopiryt, chalkozyn. Zło

a: S Ural, Hiszpania, Jugosławia, Kanada.

OSADOWE Najwi

ksze znaczenie gospodarcze i zasoby. Zachowane s

podstawowe cechy dla

złó

osadowych; stratyfikowalno

ść

, zwi

zek z wydzieleniami stratygraficznymi, redukcyjne

rodowisko osadów- du

o C organicznego, prosty skład mineralny, brak zwi

zku ze skalami

magmowymi. Forma złó

*pokładowa, mi

ąŜ

szo

ść

o d 2-5m. Znaczna rozci

gło

ść

do 50km.

Granice pionowe zmienne oznaczane w oparciu o analizy chemiczne. Zło

a: z proterozoiku

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

du (Boliwia).

Litologia: piaskowce, margle, łupki, zlepie

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

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

dnie sfaleryt, galena, piryt. Strefowo

ść

pionowa i pozioma rozmieszczenia minerałów miedzi oraz innych metali. Zło

a: Zambii i Zairu,

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

CHQUICAMATA - Mezotermalne zło

e miedzi. Zwi

zane z trzeciorz

dowym masywem

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

intensywn

tektonik

. Minerały rudne wyst

puj

pod postaci

yłek i

wpry

ęć

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

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

puj

w enargicie i pirycie. Bogate rudy reprezentowane s

przez chalkozyn i kowelin.

rednia

zawarto

ść

Cu wynosi 2,2%, a Mo do 0,012%. Zło

e szacowane na ponad 100 min ton Cu. zło

jest odkrywkowa. Strefa utlenienia si

ga 130m.

ZAMBII I ZAIRU

- Osadowe zło

e Cu-Co. Zło

a wyst

puj

wzdłu

N granicy Zambii i Zairu

prowincja Shaba, w obszarze tym jest skoncentrowane około 22%

wiatowych zasobów, z

eksploatacji otrzymuje si

prawie 14%

wiatowej produkcji Cu. Znanych jest tu 150 złó

. Pod

wzgl

dem strukturalnym obszar ten to synklinorium zbudowane z utworów archaicznych

wypełnionych utworami serii Katanga nale

Ŝą

cymi do proterozoiku. Mineralizacja zwi

zana jest z

piaskowcami, kwarcytami, dolomitami oraz łupkami. Zło

e zalega w postaci soczewek, pokładów i

psudopokladów. Ciała rudne maj

ąŜ

szo

ść

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

silnie

przefałdowane, zuskokowane czasami zbrekcjonowane. Minerały miedzi wyst

puj

ce w zło

u to

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

rodzima, a inne to piryt, sfaleryt,

galena i linneit. Wyst

puje te

Ag, Au i Pt. Kruszce wyst

puj

w postaci wpry

ęć

i drobnych

yłek. Zawarto

ść

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

1-3% rudy utlenione. Zawarto

ść

Zn i Pb czasami dochodzi do 2%. Pochodzenie złó

nie jest w

pełni wyja

nione, zazwyczaj uwa

a si

e s

pochodzenia osadowego. Zasoby oceniane na 116

min ton Cu.

CYNK I OŁÓW Zn-Pb

Zło

a rozmieszczone nierównomiernie, wyst

puj

w wielu prowincjach. Najwi

ksze wydobycie:

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

: skarnowe, hydrotermalne,

hydrotermalne

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

zmetamorfizowane.

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

HYDROTERMALNE: mo

na podzieli

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

1. Katatermalne: - Zło

a hydrotermalne metasomatyczne s

zwi

zane z poorogenicznymi

intuzjami kwa

nymi lub

redniokwa

nymi wyst

puj

w wapieniach i dolomitach rzadko skał

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

ył, soczew,

pokładów. Minerały: galena, sfaleryt. Zło

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

2. Teletermalne: - nie maj

wyra

nego zwi

zku ze skałami magmowymi, nazywane zło

ami

stratyfikowanymi.

a) zło

a „stratyfikowane” – ujawniaj

warstwowanie, uwa

ane za zło

a osadowo-diagenetyczne.

Wyst

puj

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

„stratiform

”:

koncentracja Zn i Pb w cechszty

skich łupkach miedziono

nych monokliny

przedsudeckiej, NW Idoho, Ne Washington,

rodkowy Kazachstan, Niemcy.

b) zło

a „przywi

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

puje

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

a „stratabound” : SE Missouri, dolina

górnej Missisipi, Pensylwania, Kanada, Szwecja, Górny

sk, Maroko, Hiszpania, Belgia, Austria,

Włochy, Tunezja.

WIETRZENIOWE Tworzyły si

w wyniku utlenienia siarczków w miejscu złó

pierwotnych Zn-Pb.

Procesy zast

pienia (metasomatozy wietrzeniowej) wapieni i dolomitów przez smitsonit,

monheimit, rzadziej hemimorfit. Nast

puje tak

e krasowa (w kieszeniach, pustkach i szczelinach)

akumulacja utlenionego materiału. Galmany s

podobne do utworów typu "terra rosa" zasobnych

w Al lub

elazistych laterytów powstałych w wyniku wietrzenia. Przej

cia do złó

rud pierwotnych

stopniowe, ale tak

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

cerusyt, monheimit, goethyt. Zło

a: USA, Afryka, Niemcy, Polska

ZMETAMORFIZOWANE. Wyst

puj

w prekambryjskich, metamorficznych kompleksach skał.

Obecno

ść

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

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

a: Australia, Kanada, Rosja,

USA.

ZŁO

A GLINU (Al)

Al jest oksyfilny. Znaczenie przemysłowe maj

: boehmit, diasper, gibbsyt, nefelin. Nagromadzenia

zło

owe s

zwi

zane z formacjami wietrzeniowymi. Najwa

niejsze s

boksyty, ale znaczenie maj

tak

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

MAGMOWE. Nefelinity (zawieraj

do 35% Al

) zwi

zane ze syenitami nefelinowymi oraz

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

zwi

zane z intruzjami alkaliczno-

ultrazasadowymi i znane s

z obszarów platformowych i tarcz. Nefelin w zło

ach tego typu

wyst

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

nale

y zło

e Chibi

skie na półwyspie Kola.

HYDROTERMALNE Rudy ałunitowe powstaj

w wyniku oddziaływania na kwa

ne skały efuzywne

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

ród niskotemperaturowych złó

np. ołowiowo-barytowych. Zwi

zane s

z młodym wulkanizmem.

Zło

a: Ukraina, Chiny.

WIETRZENIOWE Najwa

niejsze s

laterytowe zło

a boksytów na które przypada 50% zasobów.

Lateryty s

cowym produktem wietrzenia kwa

nych i zasadowych skał glinokrzemianowych

oraz metamorficznych. Najlepsze boksyty s

zwi

zane ze skałami zasadowymi i alkalicznymi.

Formy zło

owe boksytów: pokłady, soczewki. Zło

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

JAMAJKI

OSADOWE Du

e znaczenie gospodarcze. Powstały w wyniku redepozycji w

rodowisku wodnym

produktów wietrzenia laterytowego. Morza, jeziora, laguny

a) geosynklinalne: brze

ne cz

ęś

ci zbiornika, wyst

puj

w wapieniach i dolomitach. Forma zło

pokład. Zło

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

b) platformowe: obrze

enia synekliz, eksponowane cz

ęś

ci platform. Powstały w lagunach i

jeziorach. Współwyst

powanie osadów w

glowych-fitogenicznych. Zło

a: Rosja (Tychwi

skie),

USA, CHINY, Australia. TYCHWI

SKI

YCHWI

SKiE

- Zło

e platformowe glinu. Podło

e zbudowane jest z górno dewo

skich

piaskowców pstrych, iłów szaroniebieskich w których wyst

puj

wkładki piaskowców. W strefie

ilastych spotykane s

margle, wapienie, dolomity zalegaj

ce w

ród iłów nale

Ŝą

cych do turnieju.

Boksyty zalegaj

ród warstw ilastych karbonu dolnego. Pod wzgl

dem morfologicznym podło

zło

a stanowi szeroki garb o rozci

gło

ci N-S przeci

ty dolinami rzek i rowami, w

ród których

zalegaj

boksyty. Od rozmiaru i form dolin uzale

niona jest wielko

ść

i morfologia zło

a. Ciała

rudne maj

soczewkowat

form

z lekko nierówn

powierzchni

i wygi

tym w dół sp

giem.

Gł

boko

ść

boksytów dochodzi do 150 m

rednio do 40. W przekroju poprzecznym zło

e ma

budow

koncentryczn

, w centralnej cz

ęś

ci zalegaj

bilansowe boksyty. W zło

ach stopniowo

zwi

ksza si

zawarto

ść

SiO2, a zmniejsza si

zawarto

ść

Al2O3 i Fe2O3. Boksyty charakteryzuj

barw

czerwono-br

zow

, brakiem warstwowania, słabym wysortowaniem materiału

okruchowego, znaczn

ilo

substancji ro

linnej i wi

ksz

ilo

wtórnego kalcytu. W zło

wydziela si

boksyty skaliste, lu

ne i ilaste. Pod wzgl

dem strukturalnym wyró

nia si

boksyty

okruchowe, penisowe, oolitowo-bobowe. Materiałem wyj

ciowym dla powstania boksytów była

strefa wietrzenia iłów dewo

skich. Pod wzgl

dem składu mineralnego boksyty nale

do typu

gibbsytowo-boehnitowo-kaolinitowego. Boksyty szare zalegaj

bez wyra

nej granicy na boksytach

czerwonych. W porównaniu do boksytów czerwonych szare maj

podwy

szon

zawarto

ść

SiO2

CaCO3 FeCO3 , S.

JAMAJKI - Zło

e wietrzeniowe glinu. Wyst

puj

trzeciorz

dowe skrasowiałe wapienie, pod

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

bie złó

spotyka si

ró

ne typy skat

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

ci SiOz. Na

wysokich poziomach o dobrym drena

u powstały boksyty wysokiej jako

ci, głównie gibbsytowe. Na

obszarach obni

onych okresowo zalewanych wodami gruntowymi tworzyła si

terrarosa. Boksyty

gibbsytowe zawieraj

Al2O3 zawarto

ść

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

do 2,8%.

ladowe obecne s

V, Cr, Zn. Zło

a wyst

puj

w okolicy miast Rios i Mandeville. Zasoby

boksytów Jamajki oceniane s

na 1600 mln ton.

ZŁO

A BERYLu (Be)

Oksyfilny, powstaje w ko

cowym etapie dyferencjacji magm granitowych, sjenitowych. Koncentruje

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

chryzoberyl, bertrandyt. Znaczenie przemysłowe ma prawie wył

cznie beryl. Zło

a: pegmatytowe,

skarnowe, pneumatolityczne i hydrotermalne.

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

powania)

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

powania). SPOR

MOUNTAINS

POR MOUNTAINS

- Jest to zło

e hydrotermalne berylu. Poło

one w stanie Utah w USA-

zbudowane jest z trzeciorz

dowych. riolitowych tufów w których w sp

gowych partiach wyst

puj

otoczaki skał w

glanowych. głównie dolomitów. Cz

ęść

stropowa jest hydrotermalnie zmieniona.

Rejon zło

a poci

ły jest licznymi uskokami z którymi zwi

zane s

najbardziej mi

ąŜ

sze tufy.

Berylowe zło

a wyst

puj

na peryferiach gór Spor Mountain i reprezentowane s

przez du

płytopodobne ciała które zalegaj

prawic zgodnie z tufami Ciała rudne maj

ąŜ

szo

ść

15m i

długo

ść

4 km. Minerały główne to bertrandyt. który wyst

puje w postaci wrostków w masie

ylnej.

ujawnia si

on równie

jako ziarna we wtórnych minerałach i s

to plagioklaz, chloryt. biotyt.

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

yłowych

nale

Ŝą

montmorylonit,

kalcyt,

ankeryt,

opal,

fluor,

chalcedon. Wyst

puj

tak

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

e uwa

ane jest za

hydrotermalne. Za rud

w zło

u uwa

a si

skal

w której zawarto

ść

BeO wynosi co najmniej

0.28%. Zasoby rudne ocenia si

na kilkadziesi

t mln ton. Eksploatacja prowadzona metod

odkrywkowa.

ZŁO

a LITu (Li)

Ogólnie geochemia, minerały litono

ne. Spo

ród 30 minerałów (litu znaczenie maj

jedynie:

spodumen, lepidolit, zinnwaldyt, polilitionit, amblygonit. Wyst

puj

w pegmatytach, pneumatolitach

oraz w iłach solono

nych i słonych jeziorach (amblygonit).

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

, RPA, Namibia BIKUTA W RODEZJI

BIKITA W RODZEZJI - Jest to pegmatytowe zło

e litu. Rejon zbudowany z prekambryjskiej serii

ziele

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

pegmatytowe zwi

zane s

z granitoidami i tworz

stref

o długo

ci 3 km i szeroko

ci od 100 do

200 m. Głównym ciałem rudnym wyst

puj

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

ąŜ

szo

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

trznej.

Wyst

puj

w nim minerały litu. z którymi współwyst

puj

beryl, tanialit, mikrolit. pollucyt. Minerały

litu koncentruj

w j

drze ciał pegmatytowych. Głównie wyst

puje petalit i lepidolit. obecne s

spodument, ambligonit. cukryptyt, bikitait. Zasoby zło

a oceniane s

na 6 mln ton rudy o

zawarto

ci 2,9% Li2O.

ZŁO

A MAGNEZU (Mg)

Najwi

kszym potencjalnym

ródłem magnezu s

dolomity z których mo

na uzyskiwa

magnez

oraz woda morska i solanki naturalne zawieraj

ce do 3% MgCl

. Znaczenie przemysłowe ma

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

głównie do

produkcji materiałów ogniotrwałych

ZŁO

A ZŁOTA (Au)

Złoto gromadzi si

w etapie pó

nomagmowym resztkowych produktów kwa

nych magm.

Najwi

ksze nasilenie jego wyst

powania przypada na etap niskotemperaturowy ok. 200 C. W

roztworach wst

puje w formie skomplikowanych zwi

zków kompleksowych wydziela si

z nich

najcz

ęś

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

z innymi metalami. Najcz

ęś

ciej obserwuje si

zespoły paragenetyczne złota z siarczkami Cu,

arsenkami. W etapie hipergenezy gromadzi si

w aluwiach tub piaskach morskich. Minerały: złoto

rodzime, stały stop ze srebrem nazywa si

elektrum. Minerały: calaveryt, sylvanit, nagyugit W

zło

ach pierwotnych przyjmuje si

brze

zawarto

ść

Au na 2-3g/t, dla złó

okruchowych od 0,5 g/

t piasku.

HYDROTERMALNE Szeroki zakres temperatur.

Wysokotemperaturowe

maj

charakter

ył. Znane ze starych (prekambryjskich i

staropaleozoicznych) utworów granitoidowych. Zło

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

KOLAR

redniotemperaturowe:

yły w utworach paleozoicznych i mezozoiczno-kenozoicznych. Złoto w

postaci rodzimej oraz w siarczkach. Minerały współwyst

puj

ce: baryt, piryt, chalkopiryt, sfaleryt,

galena. Zło

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

Niskotemperaturowe: zło

a typowe dla alpejskiego wulkanizmu, posta

ył, ZMIENNA

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

a: Cripple Creek (USA), Meksyk,

Zabajkale. CRIPPLE CREEK

OKRUCHOWE Aluwialne (zwi

zane z poziomami terasowymi, zło

a zalegaj

płytko. Utwory

złotono

ny maj

charakter

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

rejon Ochocki) Morskie (Alaska) .

METAMORFOGENICZNE zmetamorfizowane utwory piasków lub zlepie

ców złotono

nych. Zło

Witwatersland (RPA) WITWATERSLAND

WITWATERSLAND - Jest to zło

e melamorfogeniczne złota. Poło

one jest koło Johanesburga i

Pretorii (RPA). Podło

e obszaru zło

owego stanowi

prekambryjskie łupki krystaliczne i granitoidy.

Powy

ej wyst

puje seria Dominion, Reff w postaci zlepie

ców i rafo malej mi

ąŜ

szo

ci. Na niej

zalega niezgodnie seria Witwatersland, który dzieli si

na dwa poziomy górny i dolny. Poziom

dolny zbudowany jest z łupków ilastych, kwarcytów i zlepie

ców, piaskowców. Jeden poziom ma

charakter przemysłowy. Poziom górny reprezentowany jest przez kwarcyty i zlepie

ce. Zlepie

złotono

ne wyst

puj

przewa

nie w górnym poziomie a najbardziej produktywny ich horyzont

wyst

puje w ich sp

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

150km. Lepiszcze w którym wyst

puje zioło i mineralizacja uranowa ma do

ść

skomplikowany skład

.ró

ny w poszczególnych warstwach zlepie

ców. Złoto jest obecne w postaci drobnoziarnistych

wpry

ęć

,a rzadko jako łuseczki w zlepic

cach. Poziomy rodono

ne nazywane s

rifami Jest ich

6. Rify złotono

ne wyst

puj

przewa

nie w

ród kwarcytów i zlepie

ców w poziomie górnym. W

odległo

ci 40-80 km na SW od Johennsburga znajduje si

pokład zlepie

ców o bogatym

okruszcowanie złotem i uranem. Najbardziej bogate rudy złotono

ne zal

gaj

głównie w sp

zlepie

ców.

rednia zawarto

ść

Au w rudach waha si

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

srebro Im wi

ksza jest zawarto

ść

zioła w rifie , tym mniejsza procentowa zawarto

ść

srebra w

złocie. W lepiszczu zlepie

ców wi

cej jest pirytu ni

pirotynu. Inne siarczki obecne to: markasyt,

galena, sfaleryt

KOLAR - Jest to zło

hydrotermalne złota. Wyst

puje w stanie Maisur w Indiach. Zwi

zane jest z

skim pasem wychodni skał amfibolitowych w

ród gnejsów. Strefa rudna znajduje si

centralnej cz

ęś

ci pasa i znana jest na długo

ci pasa 25 km . Zło

e wyst

puje w postaci

wyci

gni

tych ciał rudnych lub stref. Wypełnienie zło

a stanowi kwarc oraz siarczki. Ciała i strefy

rudne składaj

z szeregu równoległych małych

ył. soczewek i wpry

ęć

kwarcu lub kwarcu z

siarczkami znajduj

cych si

ród skal intensywnie złupkowaconych i zmienionych. Mi

ąŜ

szo

ść

stref zmineralizowanych waha si

do 15 m. Oddzielne

y maj

ąŜ

szo

ść

l do l,2m. Wyró

nia

zmineralizowane ciała i

yły kwarcowe lub kwarcowo-siarczkowe. W

yłach kwarcowych

minerały kruszcowe to; złoto rodzime .zawarto

ść

którego waha si

od 10 dol5g/t rudy. .sheelit

magnetyt i ilmenit. sporadycznie spotyka si

galen

. pirotyn. chalkopiryt, arsenopiryt i piryt. Złoto

wyst

puje w siarczkach i w kwarcu. Zawarto

ść

waha si

8-l0 g/t. Zmiany skał otaczaj

cych zło

nietypowe jak dla złó

złota. Wynika to z du

ej gł

boko

ci powstawania okruszcowania.

Najpowszechniej wyst

puje biotytyzacja amfibolilów.

BEREZOWSKIE

- Jest to zło

e złota hydrotermalne

rednich temperatur. Znajduje si

na Uralu.

Rejon zło

owy zbudowany jest z skał wylewnych kwa

nych i zasadowych i z dewo

skich łupków

krystalicznych. Utwory te poci

te s

Ŝą

ilo

dajek o mi

ąŜ

szo

ci 2- 40 i dl 8 m. Dajki

poprzecinane s

yłami kwarcowymi o mi

ąŜ

szo

ci 5-10 cm wypełniaj

cymi szczeliny i sp

kania

tektoniczne tworz

yły drabinkowe. Wyst

puj

yły kwarcowo turmalinowe i kwarcowo-

siarczkowe, te drugie s

przewa

nie złoto no

ne i młodsze od kwarcowo-turmalinowych. W

yłach

złotono

nych obserwuje si

nast

puj

ca kolejno

ść

tworzenia si

minerałów; l) kwarc, ankeryt, 2)

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

puje 'pod postaci

rodzim

lub zwi

zane jest z pirytem i

tetraedrytem. Zawarto

ść

złota w

yłach jest nierównomierna i waha si

od kilku do 150g/t rudy.

CRIPPLE CREEK - Stan Colorado w USA. W obr

bie prekambryjskiego batolitu granitoidowego

45 x 110 km. W centralnej cz

ęś

ci batolitu obecne s

trzeciorz

dowe wulkanity w obszarze 6 x 3km

stanowi

ce wła

ciwe utwory zło

owe. Cz

sto zło

e to jest uwa

ane za krater wulkaniczny

wypełniony drobnoziarnistymi okruchowymi utworami wulkanogenicznymi. Niekiedy dopatruj

geolodzy tektonicznej genezy zło

a w formie rowu lub zagł

bienia. Utwory wypełniaj

ce rów (lub

krater) s

warstwowane i maj

ąŜ

szo

ść

ok. 900m. S

to zlepie

ce, piaskowce, arkozy w stropie

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

ty dajkami

latytowymi, fonolitowymi, syenitowymi i bazaltowymi. Wydziela si

3 fazy mineralizacji. Rudy

wyst

puj

yłach o mi

ąŜ

szo

ci do max. kilku metrów.

rednio złoto stanowiło od 10-12g/t. W

strefie utlenienia zawarto

ść

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

a ponad 600t Au.