Złoże rudy

Depozyt z których ruda jest ekstrakcji jest znany jako złoża rudy . Złoże rudy jest więc naturalnym górotworem, który zawiera użyteczny pierwiastek, związek lub minerał o wystarczająco dużej zawartości (stężeniu) i całkowitej ilości, aby materiał (ruda) mógł być ekonomicznie wydobywany. Żelazo, miedź, złoto, aluminium, mangan i cynk to najważniejsze pod względem wartości metale w światowej produkcji, a złoża rud, których wydobycie jest nieopłacalne, to złoża . Złoża węgla , ropy i gazu nie są uważane za złoża rud.

W większości złoża rudy muszą być przeciążone , odpady przeróbcze lub inne skały odpadowe zostaną usunięte, aby uzyskać dostęp do rudy. Sama ruda składa się z minerałów rudnych przeznaczonych do eksploatacji oraz niepożądanej ekonomicznie skały płonnej . Przerób rudy oddziela cenne minerały kruszcowe od minerałów skały płonnej i wzbogaca je w koncentrat rudy . Oddzielone minerały skały płonnej są w większości składowane w tzw . Akceptacja społeczna i zgodność środowiskowa to ważne aspekty, które należy wziąć pod uwagę przy ocenie możliwego ekonomicznego wydobycia złoża rudy, przy czym zarządzanie odpadami przeróbczymi odgrywa główną rolę.

Złoża rudy powstają w wyniku licznych procesów geologicznych. Ze względu na ich genezę wyróżnia się cztery główne grupy: osady ortomagmatyczne, hydrotermalne, osadowe i wietrzeniowe.

Złoża rudy: klasyfikacja genetyczna

Osady utworzone głównie przez procesy ortomagmiczne

Złogi ortomagmowe powstają podczas krzepnięcia magmy. Przedrostek „orto” odróżnia te złoża od tych, które powstają w wyniku procesów magmowo-hydrotermalnych. Następujące rodzaje złogów określane są jako ortomagmatyczne:

W kompleksach maficzno-ultraficznych

Ekspozycja więzadeł chromitytowych (czarnych) i anortozytowych (jasnoszarych) w kompleksie Bushveld
Typowa ruda ze złoża Sudbury Ni, gdzie siarczki oddzielone od krzemianu topią się przez mieszanie cieczy. Szerokość obrazu: 3,4 cm

Minerały o wysokiej temperaturze topnienia, takie jak B. Chromit wcześnie oddziela się od magm ultramaficznych (patrz także krystalizacja frakcyjna ). Jeśli minerały te mają większą gęstość niż roztopiony osad, mogą opadać w postaci „ kumulacji ” na dno komory magmowej , gdzie gromadzą się. Obecne teorie dotyczące powstawania rud chromitowych opierają się bardziej na zanieczyszczeniu magmy skałami wtórnymi zawierającymi krzem lub mieszaniną magmy, która może tworzyć monomineralne pasma i smugi chromitu, takie jak np. B. w złożach chromitu kompleksu Bushveld w RPA.

W innych przypadkach pewne niemieszające się składniki (fazy) mogą oddzielać się w stopie, tak jak woda oddziela się od oleju (mieszanina ciekła). W siarczku - krzemian topi się z. B. kropelki siarczków. W kropelkach tych koncentruje się w szczególności miedź i nikiel , a także metale z grupy platynowców . Gdy poszczególne kropelki łączą się ze sobą, mogą powstawać rozległe osady siarczkowe, takie jak: B. w Greater Sudbury (Kanada).

Zobacz też: złoża ortomagmowe

Osady związane z intruzami alkalicznymi

Osady diamentów w kimberlitach i lamproitach
Schematyczny profil komina kimberlitowego

Diamenty tworzą się w płaszczu ziemskim pod wpływem wysokiego ciśnienia i temperatury, zwykle na głębokości od 250 do 700 kilometrów. Wydobywcze diamenty są transportowane z płaszcza ziemskiego na powierzchnię w stosunkowo chłodnych, grubych kraterlitach przez kimberlity i lamproity w ciągu zaledwie kilku godzin. Ta wysoka prędkość pozwala diamentowi dotrzeć do powierzchni jako faza metastabilna i nie zostać przekształcona w grafit. Przełomowe rury wulkaniczne lub rury utworzone przez kimberlity i lamproity mają zwykle średnicę mniejszą niż jeden kilometr kwadratowy. W głąb, zwężają się dalej i ostatecznie kończą się strukturami podobnymi do kanałów, które są wypełnione nierozpoznanym kimberlitem. Zakłada się, że te „strefy korzeniowe” są powiązane z regionalnymi strefami słabości z pęknięciami rozprężnymi i formacjami szczelin, które sięgają do górnego płaszcza. Kimberlity i lamproity, które przenoszą diamenty, mają na ogół od 20 do 550 milionów lat, same diamenty są znacznie starsze, w większości mają ponad 1,5 miliarda lat. Diament zatem xenocryst w Kimberlit brekcje, to znaczy obce mineralnych, które zostały odprowadzone z płaszczem Ziemi przy magmy róży.

Zobacz też: Diament: Edukacja i lokalizacje

Osady w węglanach

Skrajnie alkaliczne skały to węglany z węglanami magmowymi. W węglanach występują złogi apatytowe i nefelinowe bogate w fosfor i glin . Te kompleksy węglanowo- alkaliczne obejmują ważne złoża metali ziem rzadkich i nieorganiczne złoża fosforanów, takie jak w Phalaborwie i na Półwyspie Kolskim .

Zobacz też: Złoża w węglanach

Późna krystalizacja - pegmatyty

Po krystalizacji dużej części minerałów skałotwórczych pozostają wytopy szczątkowe, w których nagromadziły się pewne pierwiastki, takie jak Li, Be, B, P, F, Nb, Ta, Sn i W, głównie dzięki ich jonom. rozmiar i ładunek (patrz również element niekompatybilny ), były trudne do włączenia do najpowszechniejszych minerałów tworzących skały. Cechą charakterystyczną pozostałych wytopów jest to, że zawierają one coraz więcej wody. Ten ostatni etap krystalizacji pegmatytów stanowi zatem przejście do fazy hydrotermalnej.Pegmatyty, ze względu na ich przewodowe występowanie i przeważnie niewielką objętość, odgrywają jedynie niewielką rolę jako osady w porównaniu globalnym. Jednak pegmatyty zyskały ostatnio na znaczeniu, ponieważ dostarczają „ surowców krytycznych ”, takich jak minerały Li i Ta („ koltan ”) oraz pierwiastki ziem rzadkich dla technologii. Kamienie takie jak topaz , turmaliny i beryle pozyskuje się głównie z pegmatytów.

Zobacz też: złoża pegmatytów

Osady hydrotermalne: ciecze magmowe i nie magmowe

Zdecydowanie najważniejszym środkiem transportu metali są płyny hydrotermalne, czyli gorące (około 700° do 50°) ciecze wodne. Największe znaczenie dla tworzenia złóż rudy mają płyny hydrotermalne, wydzielane z magm w wyniku dekompresji lub krystalizacji. Duże znaczenie mają również podgrzane wody intraformacyjne pochodzenia meteorytowego lub morskiego. W mniejszej liczbie przypadków płyny metamorficzne mogą odgrywać rolę rudotwórczą. Stan fizyczny płynów hydrotermalnych może być cieczą, parą lub nadkrytycznym.

W krystalizacji magmowej gorące, wodne płyny nadal pozostają po oddzieleniu minerałów tworzących skały od pozostałego stopu; tak zwane płyny hydrotermalne magmowe , które mają duży zakres temperatur i zasolenia. Te płyny hydrotermalne są w stanie transportować pierwiastki rozpuszczalne, takie jak Cu, Zn, Pb, Au, Ag i wiele innych. W ten sposób przyczyniają się znacząco do powstawania wielu złóż rudy. Po obniżeniu ciśnienia i temperatury Schneiderhöhn podzielony fazę magmatycznych-hydrotermalnych w catathermal , mesothermal wreszcie epitermalny w 1941 roku , przy czym już prawie wyłącznie określenie „epitermalny”, a od 300 ° C (czyli nie jest w tym sensie, Lindgren (1933), od 200°C). „Mezotermia” jest dziś używana w innym znaczeniu, jako alternatywa dla orogenicznych złóż złota .

Jednak płyny hydrotermalne, jak już napisano powyżej, nie muszą być pochodzenia magmowego. Podgrzane płyny basenowe pochodzenia meteorytowego i morskiego mogą również reprezentować płyny hydrotermalne i tworzyć duże osady. Ogrzewanie odbywa się głównie poprzez zanurzenie płynów w głębszych, cieplejszych częściach górnej skorupy. Pierwiastki rudotwórcze są w większości wypłukiwane z różnych skał.

Temperatura, zasolenie, pH , stopień utlenienia i ciśnienie to najważniejsze parametry kontrolujące transport i wydalanie pierwiastków. Ważnymi procesami rudotwórczymi są również mieszanie płynów o różnych właściwościach oraz reakcje płynu ze skałą macierzystą.

Magmowe osady hydrotermalne

Złoża miedzi porfirowej
Schematyczny przekrój przez złoże miedzi porfirowej z głównymi strefami przemian hydrotermalnych wokół intruzji

Szczególnie ważnym typem magmowych złóż hydrotermalnych są złoża miedzi porfirowej, czyli złoża o stosunkowo niskiej zawartości rudy, ale często o dużych objętościach. Obecnie ponad połowa światowej produkcji miedzi pochodzi z „porfirów miedzi”, które są często eksploatowane w ogromnych kopalniach odkrywkowych .

Porfiry miedzi (± Mo, ± Au) zazwyczaj tworzą się w górnych partiach kwaśnych i pośrednich wtrąceń, takich jak granit i dioryt , które występują w strefach subdukcji, ponieważ ich tworzenie zależy od płynów magmowych, które wcześniej były używane do częściowego topienia uwodnionego płaszcza nad przyczyniła się zstępująca jedna płyta wodonośna>. Podczas gdy minerały na krawędzi tych intruzji mają zwykle ten sam rozmiar ziarna, większe kryształy wyłaniają się wewnątrz w jednorodnej matrycy ( struktura porfirowa , stąd nazwa). Ta struktura wskazuje na stosunkowo szybkie schłodzenie i krystalizację intruzji. Uważa się, że ciśnienie pary roztworów mineralizujących w górnej części komory magmowej przekroczyło w pewnym momencie ciśnienie skał , co utworzyło trójwymiarową sieć korytarzy ("podłoga" w języku angielskim) w otaczająca skała. Roztwory mineralizujące częściowo wykrystalizowały na miejscu, zanim mogły migrować do bardziej odległych korytarzy lub skał. Typowe dla osadów porfiru jest to, że skała macierzysta jest silnie atakowana przez roztwory mineralizujące i wykazuje charakterystyczne zmiany (zmiany hydrotermalne ).

Porfir miedziany wraz ze złożami skarnowymi i epitermalnymi złota, srebra i metali nieżelaznych tworzy „system porfirowy”, w którym różne typy złóż mają pokrewną genezę. Występują również porfirowe złoża cyny .

Depozyty skarnów

Kiedy ciało magmy ma miejsce, może prowadzić do metasomatozy ze skałą gospodarza, tj. reakcji mineralnych i wymiany materiału między intruzją a skałą macierzystą. Dodatek krzemu, glinu, magnezu i żelaza w sąsiedniej skale, zwłaszcza gdy jest to wapień lub dolomit, tworzy, często nieregularne, ciała skalne z piroksenem, granatem i innymi krzemianami wapnia zwanymi skarnem. Roztwory hydrotermalne pochodzące z wtrącających się magm tworzą ważne złoża skarnowe. Największe złoża skarnowe to złoża żelaza skarnowego. Złoża skarn miedzi i cynku są w większości częścią systemu porfirowego. Ważne są również nici wolframowe, cynowe i złote.

Pierwotnie skarn nie był nazwą typu złoża, ale szwedzkim górniczym określeniem skały krzemianowej (martwej skały). Skarny metasomatyczne można pomylić z wapiennymi skałami krzemianowymi, które jednak nie powstały w wyniku przemieszczenia, ale raczej w wyniku przekształcenia z wapieni ilasto-piaszczystych (zanieczyszczonych) lub dolomitów żwirowych, które miały taki sam skład chemiczny jak produkty końcowe (przemiana izochemiczna). ).

Zobacz też: Złoża skarnów

IOCG - złoża tlenku żelaza, miedzi i złota

Złoża IOCG (złoża tlenek żelaza-miedź-złoto, angielski tlenek żelaza-miedź-złoto ) stanowią około 7% światowych zasobów miedzi . Większość osadów zawiera magnetyt i/lub hematyt w masywnych ciałach występujących w brekcji i wypornikach ze zmianami albitowymi. Typowymi przykładami są ogromne mezo proterozoiczne złoże olimpijskie w Australii (zawierające 90 Mt Cu). Inne ważne złoża to Candelaria (~7,4 mln ton Cu) w Chile i Salobo (~8,4 mln ton Cu) w Brazylii. Osady te mają przedział wiekowy od archaonu do kredy i występują w środowiskach tektonicznych od zbieżnych brzegów po stabilne kratony . Złoża IOCG mogą zawierać inne pierwiastki oprócz Fe, Cu i Au, w tym U i pierwiastki ziem rzadkich ( ang. REE ) (Tama Olimpijska jest jednym z największych podziemnych złóż na świecie). Szeroki zakres charakterystyk złóż IOCG (niektóre składają się tylko z tlenku żelaza bez Cu lub Au) doprowadził do poważnej debaty na temat procesów, w których powstają złoża. Chociaż istnieje ogólna zgoda, że ​​są one pochodzenia magmowo-hydrotermalnego, sugerowano również, że głęboko krążące wody basenowe są również płynami rudotwórczymi.

Duże podziemne złoże żelaza w Kirunie w Szwecji, składające się głównie z magnetytu , hematytu i apatytu, wykazuje pewne podobieństwa do złóż IOCG i prawdopodobnie jest również tworzone przez magmowe płyny hydrotermalne. Jest prawdopodobne, że depozyty o różnym pochodzeniu są zgrupowane pod oznaczeniem IOCG.

Starzy męszczyźni

Podobnie jak w przypadku porfiru miedziowego, osady starości powstają głównie w rejonie stropowym intruzji granitowych i czasami towarzyszy im mineralizacja. W większości składają się z jednorodnych (granoblastycznych) agregatów kwarcu i muskowitu z podrzędnymi topazami, turmalinami i fluorytem. Z reguły wydobywa się je ze względu na zawartość cyny, podobnie jak złoża w Rudawach, okazjonalnie na wolfram.

Zobacz także: Greisen

Złogi epitermalne

Na ogół terminem epitermalnym określa się złoża złota i srebra, które powstają na stosunkowo płytkich głębokościach iw niskich temperaturach (<1,5 km, <300°C). Często rozróżnia się depozyty epitermalne „niskie zasiarczenie”, „zasiarczenie pośrednie” i „wysokie zasiarczenie”. Osady „wysokie” i „średnie zasiarczenie” są tworzone przez kwaśne, słone płyny pochodzące z systemów porfirowych, takich jak Yanacocha w Peru. Często złoża te zawierają również duże ilości cynku, ołowiu, miedzi i innych metali. Ważnym procesem mineralizacji jest mieszanie magmowych płynów hydrotermalnych z wodami powierzchniowymi, które mogą być również wprowadzone do obiegu przez ciepło intruzji magmowych. „Nisko zasiarczone” złoża złota (np. Waihi w Nowej Zelandii ) zwykle tworzą się z płynów obojętnych w dystalnej lokalizacji w odniesieniu do aktywności magmowej, a związek genetyczny z płynami magmowymi nie zawsze jest rozpoznawalny. Złoża o dużej objętości typu Carlin w USA, które są określane jako „niewidzialne” złoża złota ze względu na ich bardzo drobnoziarnistą mineralizację, są, według kilku autorów, depozytami epitermalnymi, które tworzą dystalne, obojętne magmowo-hydrotermalne płyny.

Stałe złoża siarczków w skałach wulkanicznych (VHMS lub VMS)

Gorące, nasycone minerałami roztwory wydobywają się z komina „ czarnego palacza ”.

Miedź-cynk-ołów – masywne złoża siarczków baru w skałach wulkanicznych ("Volcanic-hosted huge sulfide, VHMS"), zwane również wulkanogenicznymi masowymi złożami siarczków (VMS), tworzą się na dnie morskim, a zwłaszcza na płytkich głębokościach poniżej dna morskiego, głównie w obszarach łuku tylnego i łuków wysp podwodnych, a także w pobliżu grzbietu śródoceanicznego . Zrozumienie osadów VMS wzrosło dzięki badaniu ich aktywnych odpowiedników czarnych (siarczków) i białych (anhydryt) palaczy ( „czarnych” i „białych palaczy” ) w źródłach hydrotermalnych na dnie morskim. Woda morska wnika w głąb skorupy, gdzie jest podgrzewana do nawet 500 °C i – przynajmniej w łukach wysp – może mieszać się z płynami magmowymi (np. w łuku Kermadec, południowo-zachodnim Pacyfiku;); Metale mogą pochodzić z płynów magmowych, jak również być wypłukiwane ze skał wulkanicznych skorupy. Metale są wytrącane w wyniku chłodzenia i innych procesów pod dnem morskim i lokalnie na dnie morskim.

Zbiorniki utworzone przez płyny hydrotermalne

Zbiorniki hydrotermalne utworzone przez płyny basenowe obejmują następujące główne grupy:

Osadowo-wydechowy (złogi SEDEX / SHMS / CD-cynk-ołów)

Osadowe złogi wydechowe (SEDEX) znane również jako „Masywne siarczki w osadzie (SHMS)” i „Złogi cynkowo-ołowiowe ± barowe w żywicy klastycznej (CD)” . Przykładami są Red Dog na Alasce, McArthur River, Mount Isa w Australii i Sullivan w Kolumbii Brytyjskiej . Do tego typu złoża przypisana jest również historyczna kopalnia Rammelsberg w Górach Harz, która w dużej mierze została wykorzystana do opracowania modelu SEDEX.

Zobacz też: Osadowe złogi wydychane
Typ Doliny Missisipi (MVT)

Mississippi Valley-Type (MVT) złoża cynkowo-ołowiowe ± barowe ± fluorowe, głównie w skałach węglanowych, takich jak Bleiberg w Austrii , w mniejszym stopniu także w piaskowcach i zlepieńcach, np. w złożach ołowiowo-cynkowych w okolicach Maubach - Mechernich . W przeciwieństwie do złóż SEDEX mineralizacja w złożach MVT następuje długo po osadzeniu skały macierzystej, czyli wyraźnie epigenetycznie. Termochemiczna redukcja siarczanów (TSR) w połączeniu z węglowodorami jest często głównym źródłem zredukowanej siarki niezbędnej do wytrącania siarczków metali.

Warstwowa Cu (Co-Ag)

Warstwowe złoża Cu (Co-Ag) w skałach osadowych („złoża warstwowe Cu-Co (Ag) zawierające osady (SSC)”), takie jak złoża łupków miedziowych powstałych w dużej części Europy Środkowej i Zagłębia Miedziowego w Zambii oraz Demokratyczna Republika Konga . Są pierwszym na świecie źródłem kobaltu i drugim źródłem miedzi. Powstawanie tych ważnych osadów jest ogólnie wyjaśnione wzrostem płynów utleniających w basenie i ich reakcją ze zredukowanymi warstwami bogatymi w H 2 S. W przypadku łupków miedzianych panuje zgoda, że ​​ta tworząca rudę reakcja redoks zachodzi długo po osadzeniu skały macierzystej, tj. H. epigenetyczny, ma miejsce. Z drugiej strony, w Pasie Miedziowym niektórzy badacze wolą wcześniejszą syndiagenetyczną formację rudy, podczas gdy inni, jak w łupkach miedziowych, reprezentują mineralizację epigenetyczną. Gdy morfologia warstwowa tego typu złóż jest mniej wyraźna, są one często nazywane „złożami miedzi o czerwonym złożu”. Zasada genetyczna jest taka sama: utleniające się, zasolone wody wypłukują miedź i inne metale z różnych skał, które są wytrącane w postaci siarczków na obszarach o wysokim udziale substancji organicznych. Nazwa prowincji Katanga na południowym wschodzie Demokratycznej Republiki Konga oznacza „rudę miedzi” i nawiązuje do tego typu złóż czerwonego złoża.

Zobacz także: łupek miedziany

Osady utworzone przez hydrotermalne płyny meteorytowe

Złoża związane z niezgodnością , najważniejsze źródło uranu, oraz osady zwisające są tworzone przez utleniające płyny hydrotermalne zawierające uran, głównie pochodzenia meteorytowego, które wytrącają uran w obszarach redukcyjnych. Złóż uranu w Saskatchewan / Kanadzie i Australii, które zostały odkryte w latach 1960, powstały w obszarach erozji ( niezgodności ilościowe ) pomiędzy krystalicznej piwnicy i pokrywający metamorficznych osadów że czyn jak fronty redoks .

Zobacz też: Depozyty uranu związane z niezgodnością i depozyty rolowane

Osady utworzone przez płyny metamorficzne

Jednym z najważniejszych źródeł złota na ziemi są złoża orogeniczne (z ang. orogeniczne, czasami także mezotermiczne ), utworzone przez głębokie płyny pochodzenia metamorficznego (+/- płaszcz i składniki skupiają się na całej orogenezie struktury skorupy ziemskiej. Te płyny mieć neutralny lub lekko kwaśnym charakterze i zakresie temperatur od 250 ° C do 400 ° C, Złoto wytrąca się głównie w wyniku reakcji ze skałą macierzystą. Złoża górnicze występują w archaicznych pasach zieleni Afryki, Kanady i Australii Zachodniej, w proterozoiku (Kanada, Ghana, Brazylia) oraz w skałach paleozoicznych w Wiktorii (Australia) i Ameryce Południowej.

Formacje osadowe

Żelazne formacje żelazne (BIF)

Zredukowane, dwuwartościowe żelazo jest rozpuszczalne w wodzie. W środowisku utleniającym, jako jon trójwartościowy, żelazo jest nierozpuszczalne. Żelazo pochodzące z podmorskiego wulkanizmu lub procesów wietrzenia było zatem rozpuszczone w wodach archaicznych i wytrącało się jako tlenek żelaza dopiero na przejściu do paleoproterozoiku w płytkich obszarach morskich, które były coraz bardziej wzbogacane w tlen przez mikroorganizmy wytwarzające tlen. Powstałe w ten sposób rudy żelaza (Banded Iron Formations, BIF) są obecnie najważniejszym źródłem żelaza. Złoża BIF, które są powiązane ze skałami wulkanicznymi, zaliczane są do „ typu Algoma ”, a te oddalone od skał wulkanicznych do „ typu nadrzędnego ”. Rudy pasmowe neoproterozoiku (~ 0,85–0,7 Ga), czyli te, które występują w połączeniu z osadami polodowcowymi (np. tilitami ) ( ziemia śnieżna ), zgrupowane są pod nazwą „ typ rapitan ”.

Zobacz także: rudy żelaza taśmowego

Rudy żelaza Minette

Rudy żelaza Lorraine Minette to osady morskie , czyli małe, muszelkowate kulki ( ooidy ) kwarcu, wapna i hematytu. Takie złoża miały pewne znaczenie w czasie rewolucji przemysłowej nie tylko w Lotaryngii, ale także w angielskich Midlands wokół Manchesteru i Salzgitter , ponieważ należą do najpowszechniejszych fanerozoicznych złóż żelaza. Obecnie, ze względu na niską zawartość żelaza i składnik krzemianowy, bardzo rzadko można je ekonomicznie wydobywać.

Zobacz także: Rudy żelaza Minette

Guzki manganu

Guzki manganu to grudki zawierające do 27% metalicznego manganu. Można je znaleźć na głębokości od 4000 do 6000 metrów na dnie morza. Inne pierwiastki, takie jak miedź, kobalt, cynk i nikiel to 0,2–1%, zawartość żelaza wynosi 15%.

Zobacz też: guzek manganu

Depozyty mydlane

W osadach mydlanych mogą gromadzić się ciężkie minerały, takie jak złoto, cyna ( kasyteryt ), rutyl (ważny minerał rudy tytanu ) itp . Mydło było kiedyś jednym z najważniejszych złóż. Dziś szczególnie ważne są dla kasyterytu, rutylu i diamentu (nie jest to ciężki minerał, ale bardzo odporny).

Najważniejsze złoże mydła (paleo) na świecie, konglomeraty kwarcu z Witwatersrand w Afryce Południowej, są wyjątkowe pod kilkoma względami: po pierwsze, istnieją jako skamieniałe, zestalone mydła. Po drugie, są niezwykle stare (proterozoiczne). Po trzecie, oprócz wolnego złota zawierają one również detrytyczny piryt (siarczek żelaza) oraz minerał uranowy, uraninit . Dzisiaj złoża pirytu i uranitu byłyby prawie niemożliwe, ponieważ minerały te szybko rozkładają się w wodach, które są w równowadze z atmosferą bogatą w tlen.

Zobacz też: mydła

Osady ewaporacyjne

Wydobycie soli w Salar de Uyuni w Boliwii.

W miarę postępu parowania basenu morza lub jeziora, minerały wytrącają się w kolejności ich rozpuszczalności, zaczynając od minerałów, które są najtrudniejsze do rozpuszczenia. Najpierw wytrącają się węglany i siarczany ( gips ), potem sól kamienna , a na końcu łatwo rozpuszczalne sole potasowe i magnezowe. Sole potasowe często stanowią najbardziej interesującą ekonomicznie część złóż soli ze względu na ich znaczenie dla przemysłu chemicznego i produkcji nawozów sztucznych .

Inne przykłady ewaporat depozytów są litu i boraks złóż w jeziorach sól ( „Salars”) w endorheic basenów w pół-suchych obszarów. Zazwyczaj zakłada się, że lit i bor mają pochodzenie wulkaniczne . Osady saletry tworzą się jako skorupy powierzchniowe na pustyniach hipersuchych.

Zobacz też: ewaporat , słone jezioro , złoża soli , solnisko

Inne złoża morskie

Wiele surowców sypkich, które są ważne dla budownictwa i przemysłu, takich jak wapno , dolomit i fosforan , to również (bio)chemiczne osady w środowisku morskim.

Depozyty rezydualne

Typowy rdzawoczerwony, zaschnięty lateryt.

Wietrzenie chemiczne (np. w klimacie tropikalnym , na możliwie płaskim terenie) może prowadzić do powstawania osadów szczątkowych. Są to nagromadzenie słabo rozpuszczalnych pierwiastków w stopniu utlenienia i cementacji strefy w glebie , takich jak aluminium, z boksytu i lateryt i Ni w laterites Ni , lecz także „ żelaza hat ”, które tworzą się osadów siarczkowych lub węglanu żelaza lub resztki mydła ( z. B. bryłki do wychodni korytarzy złotonośnych i diamentowo -führenden kimberlit ).

W wilgotnym ( wilgotnym ) klimacie rozpuszczone związki żelaza mogą wytrącać się, szczególnie na glebach bagiennych. Taka ruda darni była jedynym źródłem kutego żelaza w wielu częściach Europy Północnej aż do średniowiecza.

Zobacz także boksyt i lateryty Ni

Nadruk metamorficzny

Złoża po metamorfozie wykazują charakterystyczne zmiany w zasobach mineralnych, takie jak rekrystalizacja i tworzenie nowych minerałów. W niektórych przypadkach może mieć miejsce mobilizacja rudy, a zatem może wystąpić koncentracja rudy w odpowiednich strukturach, takich jak uskoki lub strefy ścinania . Bardzo duże złoże Zn-Pb-Ag Broken Hill uważane jest przez niektórych autorów za przeobrażone złoże sedymentacyjno-wydechowe .

Inne klasyfikacje złóż rudy

Klasyfikacja złóż ze względu na ich genezę bywa obarczona problemami, ponieważ procesy prowadzące do ich powstania nie zawsze zostały ostatecznie wyjaśnione. Z tego powodu z genetyczną współistnieją inne klasyfikacje.

  • Według najważniejszego ekonomicznie składnika, takiego jak złoża złota czy uranu . Jednym z przykładów jest klasyfikacja „złożów poszczególnych metali” autorstwa Pohla (2005).
  • Zgodnie z geotektonicznym położeniem skały gospodarza

Warunki związane ze złożami rudy

Niektóre terminy genetyczne związane ze złożami rudy

  • Syngenetyczne to złoża rud, które powstały jednocześnie ze skałą macierzystą i epigenetycznie (znacznie) później niż skała macierzysta .
  • Hipogeniczne to wznoszące się płyny, które tworzą pierwotne mineralizacje.
  • Natomiast „supergeny” to procesy, które wietrzą rudę poprzez opadające, „opadające” wody meteorytowe. A wzbogacenia rudy (np. strefy cementacji), które powstają w wyniku tych procesów, nazywane są „supergenami” lub „spadkami”.

Warunki przestrzenne związane ze złożami rud

Schematyczne przedstawienie złotej żyły kwarcowej z chodem (biało-czarna) i złotych żył (pomarańczowa) w głuchej skale (szara)
  • Aż do XX wieku żyły rud na całym świecie dostarczały wiele z najbogatszych złóż złota, srebra, miedzi, cyny, ołowiu i innych metali. W związku z tym korytarze były ważne dla formowania teorii w naukach o złożach oraz dla zdefiniowania wielu terminów górniczych, takich jak skała płonna , która jest obecnie używana dla wszystkich rodzajów złóż.
  • Ciało ruda może przebić skałę pakiety niezgodnie lub śledzić ich wewnętrzne rozwarstwienie concordantly .
  • Bardzo pospolite i ważne są kruszce płytkokształtne, do których należą nie tylko żyły , ale także różne złoża warstwowe .
  • Złoża twardej warstwy (ang. strata-bound ports ) są warstwowe, a osady niewarstwowe są (głównie) związane z określoną jednostką litologiczną. Wiązanie warstwowe nie ma znaczenia genetycznego: łupki miedzi są epigenetyczne, a rudy żelaza wstęgowego są syngenetyczne, chociaż obie są związane warstwowo i warstwowo.
  • Erzschlot (ang. Pipe ) Rurowy korpus rudy, który jest zwykle pionowy lub prawie pionowy, od dna do (lub blisko) powierzchni, często ze związkami brekcji . Minerały kruszcowe mogą znajdować się w gruzach lub w osnowie.
  • Tam, gdzie mineralizujące roztwory wznoszące się ku górze spotykają się ze szczególnie reaktywnymi skałami, czasami dochodzi do mineralizacji, która przebiega mniej więcej zgodnie z sąsiednią skałą, tzw. mantos.
  • Podłoga (ang. Stock Work ) to trójwymiarowa sieć nieregularnych przejść lub Gängchen.
  • Równomiernie rozmieszczone minerały kruszcowe nazywane są impregnacjami , dziś często rozpowszechnianymi .

Zobacz też

Indywidualne dowody

  1. ↑ a b c Walter Pohl: Surowce mineralne i energetyczne. Wprowadzenie do tworzenia i zrównoważonego użytkowania złóż. Schweizerbart'sche Verlagbuchhandlung 2005. ISBN 3-510-65212-6 .
  2. ↑ a b c d e f g h i j k l N. Arndt et al. Przyszłe zasoby mineralne, rozdz. 2, Tworzenie zasobów mineralnych , Perspektywy geochemiczne, v6-1, s. 18-51. P. 18-51 , 2017.
  3. ↑ MC Fuerstenau, N. Han Kenneth (red.): Zasady przetwarzania minerałów. Towarzystwo Górnictwa, Metalurgii i Eksploracji, Littleton, CO 2003, ISBN 0-87335-167-3 .
  4. ↑ H. Schubert : Wytwarzanie stałych mineralnych układów stałych. Niemieckie wydawnictwo VEB dla przemysłu podstawowego, Lipsk 1975.
  5. ↑ K. Misra Zrozumienie złóż rudy . Springer, 2000, 845 s.
  6. ^ CA Heinrich, PA Candela Fluidy i formacja rudy w skorupie ziemskiej. W: Holland HD i Turekian KK (red.) Treatise on Geochemistry, Second Edition , B. 13 (SD Scott, red.), Elsevier, 2014, s. 1-28.
  7. ↑ b S.B. Shirey, JE Shigley. Ostatnie postępy w zrozumieniu geologii diamentów . W: Gems and Gemology , B. 49, s. 188-222 doi: 10.5741 / GEMS.49.4.188 .
  8. ^ RL Linnen, M. Van Lichtervelde, P. Cerny: Granitowe pegmatyty jako źródła metali strategicznych . W: Elementy . 8, nr 4, 1 sierpnia 2012 r., ISSN  1811-5209 , s. 275-280. doi : 10.2113 / gselements.8.4.275 .
  9. ^ WB Simmons, F. Pezzotta, JE Shigley, H. Beurlen: Granitowe pegmatyty jako źródła kolorowych kamieni szlachetnych . W: Elementy . 8, nr 4, 1 sierpnia 2012 r., ISSN  1811-5209 , s. 281-287. doi : 10.2113 / gselements.8.4.281 .
  10. ^ M. Steele-MacInnis, CE Manning. Właściwości hydrotermalne płynów geologicznych W: Pierwiastki , cz. 16, s. 375–380, 2020, doi: 10.2138 / gselements.16.6.375 .
  11. ^ TM Seward, AE Williams-Jones, AA Migdisov Chemia transportu i osadzania metali przez tworzące rudy płyny hydrotermalne . W: Holland HD i Turekian KK (red.) Treatise on Geochemistry, Second Edition , B. 13 (SD Scott, red.), Elsevier, 2014, s. 29-57.
  12. ↑ Hans Schneiderhöhn . Podręcznik badań złóż rud Gustav Fischer, Jena, 858 S., 1941
  13. ^ JM Guilbert, CF Park. Geologia złóż rudy . WH Freeman and Company, Nowy Jork, 1986, 985 s.
  14. ↑ Waldemar Lindgren . Złoża mineralne, wyd. 4 Mc Graw-Hill, Nowy Jork, 930 s., 1933
  15. ↑ a b c d R.H. Sillitoe. Systemy miedzi porfirowej . Geologia ekonomiczna, 2010. 105: s. 3-41.
  16. ↑ RH Sillitoe, JW Hedenquist Powiązania między ustawieniami wulkantektonicznymi, składem rudy i fluidu oraz epitermicznymi złożami metali szlachetnych . W: Society of Economic Geologists Special Publication 10 , 315–343, 2003
  17. ↑ , JL Muntean, JS Cline, AC Simon, AA Longo Magmatic-hydrotermalne pochodzenie złóż złota typu Carlin w Nevadzie. W: Nature Geoscience 4, 122-127, 2011 doi: 10.1038 / ngeo1064.
  18. ↑ JM Franklin, HL Gibson, AG Galley, IR Jonasson, 2Wulkanogeniczne masywne złoża siarczków. W: JW Hedenquist, JFH Thompson. RJ Goldfarb i JP Richards (red.) Geologia ekonomiczna Stulecie Tom. Towarzystwo Geologów Ekonomicznych, Inc., Littleton, s. 523-560, 2005
  19. ↑ a b C.EJ de Ronde, SL Walker, RG Ditchburn, SG Merle, Anatomia zakopanego podwodnego systemu hydrotermalnego, Clark Volcano, Kermadec Arc, Nowa Zelandia Add: Economic Geology 109, od 2261 do 2292, 2014
  20. ↑ a b D.L. Leach, DF Sangster, KD Kelley, et al. Osadowo-cynkowe złoża ołowiu: perspektywa globalna . W: JW Hedenquist, JFH Thompson. RJ Goldfarb i JP Richards (red.) Economic Geology 100th Anniversary Volume 1905-2005 Society of Economic Geologists, Littleton, CO. P. 561-607, 2005
  21. ↑ D. Leach i in. Osady ołowiowo-cynkowe w historii Ziemi . W: Geologia ekonomiczna, v. 105, s. 593-625, 2010.
  22. ↑ a b J. Jochum. Variscan i post-Variscan ołów ± mineralizacja cynku, Masyw Nadreński, Niemcy: dowody na wytrącanie się siarczków poprzez termochemiczną redukcję siarczanów . W: Mineralium Deposita , B. 35, s. 451-464, 2000
  23. ^ RH Sillitoe, J. Perello, RA Creaser, J. Wilton, AJ Wilson i T. Dawborn. Odpowiedz na dyskusje na temat „Age of the Zambii Copperbelt” autorstwa Hitzmana i Broughtona oraz Muchez et al. W: Mineralium Deposita , B. 52 s. 277-1281, doi: 10.1007 / s00126-017-0769-x , 2107.
  24. ↑ RJ Goldfarb, T. Baker, B. Dube, et al. Rozmieszczenie, charakter i geneza złóż złota w terranach metamorficznych. W: JW Hedenquist, JFH Thompson. RJ Goldfarb i JP Richards (red.) Geologia ekonomiczna Stulecie Tom. Towarzystwo Geologów Ekonomicznych, Inc., Littleton, 407-450, 2005.
  25. ↑ A. Bekker, JF Slack, N. Planavsky, B. Krapez, A. Hofmann, KO Konhauser, OJ Rouxel. Powstawanie żelaza: produkt osadowy złożonej interakcji między procesami płaszczowymi, tektonicznymi, oceanicznymi i biosferycznymi W: Geologia ekonomiczna , B. 105, s. 467-508
  26. ^ DP Cox, DA piosenkarz. Modele złóż mineralnych . W: Biuletyn US Geological Survey 1693 , 379 s., 1986 .
  27. ↑ Atlas mineralny: Supergen
  28. ↑ a b c d e Hansjust W. Walther, Kurt von Gehlen (BGR), wśród kolegów. J. Georg Haditsch, Hansjosef Maus (GDMB): Słownik języka niemieckiego o złożach mineralnych . z tłumaczeniami głównych słów kluczowych na język angielski, francuski, włoski, rosyjski i hiszpański. Wyd.: GDMB-Informationsgesellschaft mbH. GDMB-Informationsgesellschaft mbH, Clausthal-Zellerfeld 1999, ISBN 3-9805924-8-0 (704 strony).