charakterystyka geologiczna sląsko

a n n a l e s
ROCZNIK
V.
s o c i
e t
a t i s
POLSKIEGO
g e o l o g o r u m
TOWARZYSTWA
p o l o n i a e
GEOLOGICZNEGO
53/1— 4: 63— 90, 1983
K r a k ó w 1985
T adeusz GAŁKIEWICZ, Stefan ŚLIWIŃSKI
CHARAKTERYSTYKA GEOLOGICZNA
SLĄSKO-KRAKOWSKICH ZŁÓŻ
CYNKÓW O-OŁO WIO W Y CH
(3 fig.)
-
Geological characteristics of the Silesia n-C ra covia n
zinc-lead ore deposits
(3 Figs.)
Tadeusz G a ł k i e w i c z , Stefan Ś l i w i ń s k i : G eological characteristics of the
Silesian-C racovian zinc-lead ore deposits. Summary. Ann. Soc. Geol. Poloniae 53/1—-4:
63—90, 1983 Kraków.
A b s t r a c t : General regularities of mode of formation of the Polish zinc-lead
deposits as well as their geochem ical and mineralogical features are discussed. The
paper deals also with the position of ore m ineralization in stratigraphic profile relating
to the outline of g e o lo g y of the region in question.
Polym etallic Fe-Zn Pb sulphide deposits are connected with ore-bearing dolomites.
The majority of ores occurs within dolomites of the Lower Muschelka-lk but some are
reported from Rhoetian deposits and variegated sandstones (Bunter Sandstein). Locally,
th e y also occur in D evonian and Carboniferous rocks. Galena, sphalerite and pyrite or
marcasite, associated with barite, w ere observed in Jurassic rocks in the zones of te c to ­
nic disturbances. The authors present som e e v id en ce s on ep igen etic character of ore
mineralization. In their opinion, the ore-bearing solutions w ere both of ortho- and para-hydrothermal type.
K ey
Region.
words:
Zn-Pb mineralization, g e o lo g y of ore deposits, Silesian-C racovian
Tadeusz G a ł k i e w i c z : Zjednoczenie Górniczo-Hutnicze Metali N ieżelazn ych w Ka­
tow icach, ul. D ąbrow skiego 22.
Stefan Ś l i w i ń s k i : Akadem ia Górniczo-Hutnicza, al. M ickiew icza 30, 30-059 Kraków.
manuscript received: A ugust 1980
accepted: March 1982
T r e ś ć : Rozważono praw idłow ości w ykształcenia polskich złóż cynku i ołow iu,
ich c e ch y geochem iczne i m ineralogiczne oraz pozycją mineralizacji kruszczow ej w pro­
filu stratygraficznym.
—
64
—
Złoża polim etaliczne siarczkow e Fe-Zn-Pb związane są z'‘dolomitami kruszconośnymi. W ięk szość kruszców m ieści się w dolomitach dolnego w apienia m uszlow ego, jak ­
kolw iek znane są również z retu i pstrego piaskow ca, a lokaln ie ze skał dew oń sk ich
i karbońskich. Galenę, sfaleryt i piryt lub markasyt w asocjacji z barytem napotkano
w strefach zaburzeń tektonicznych w skałach jurajskich.
Autorzy uzasadniają ep ig en ety c z n y charakter m ineralizacji kruszcowej sądząc, że
roztwory niosące kruszce m ogły być zarówno orto-, jak i parahydrotermalnę.
WSTĘP*
Złoża określane jako śląsk o-k ra k ow sk ie m ieszczą się zasadn iczo w d o ­
lom itach k r u szc o n o śn y c h w obrębie d o ln eg o w a p ien ia m u szlo w e g o , ja k ­
k o lw ie k m ineralizacja te g o sa m e g o typu, choć na znaczn ie m niejszą
skalę, w y s tę p u je lokalnie i w n iższym triasie i w podłożu — w sk ałach
w ę g la n o w y c h d ew o ń sk ich , śla d o w o w karbońskich. Ze w z g lęd u na pro­
sty skład m ineralny, charakter c h em iczn y oraz stratoidalną formę, jak
i p ły tk ie w y s tę p o w a n ie p rzeja w ó w m ineralizacji w profilu g eo lo g ic zn y m ,
jest to form acja sz c z e g ó ln e g o ty p u —- o g ó ln ie biorąc — n isk otem p era ­
turowa.
Jak dotąd, m im o in te n sy w n e j akcji w iertn iczo -rozp o zn aw czej, zn a jo­
m ość stosun ku m ineralizacji do tła g e o lo g ic z n e g o , p a r a g e n e zy i su k cesji
m ineralnej, c zy też charakteru aureoli lub g e n e z y k r u szc ó w — jest n ie ­
dostateczna. Literatura przedm iotu, ch o ć bardzo obszerna, ma charakter
sp ecja listy czn y , p r z y cz y n k o w y . Brak jest o p raco w a ń p o d su m o w u ją c y ch
całok ształt zagadnienia z u w zg lę d n ie n iem d an y ch w y n ik a ją c y c h z aktu­
a ln e g o stanu w ierceń . M ając to na u w ad ze autorzy próbują przed staw ić
w za ry sie obraz o g ó ln iejszy , na ile pozw a la ją ram y artykułu.
S to su n k o w o w ielk i obszar rozprzestrzenienia m ineralizacji c y n k o w o -o ło w io w ej rozpada się na szereg r ejo n ó w m a ją cy ch lo k aln e zró ż n ico w a ­
ne założen ia tek ton iczn e, a w zw iązk u z tym i n ie c o różn e form y ciał
rudnych, jak i stosunki m ineralogiczno-chem iczn e. O drębności są w s z a k ­
że n ieistotn e i w ła ś c iw ie na ca ły m 'o b sza r ze ma m ie jsc e to żsa m o ść parag e n e ty c z n a i zbliżona z a leżn ość strukturalno-litologiczna. W isto c ie ty lk o
u m o w n ie m ożna m ó w ić o w y r ó żn ien iu — jak to się i czyn i — w d a n ym
r eg io n ie szeregu r ejo n ó w z ło ż o w y c h , a to 3 na obszarach sy n k lin czy
też zapadlisk o b c ięty c h uskokam i (tarnogórski, b ytom sk i, chrzanow ski)
i 4 w p a sie m o n o k lin y lok a ln ie m niej lub bardziej z u sk o k o w a n e j (olkuski,
zaw ierciański, siew iersk i oraz łą czn ie obszar Bibieli, M iotka i Kalet;
*
A utorzy przedstawili części pracy w yk on an e samodzielnie: T. G a ł k i e w i c z
napisał rozdziały: „Charakterystyka m ineralogiczno-geochem iczna kruszców" oraz „W y­
kształcenie i forma skupień rudnych", a S. Ś l i w i ń s k i : „Wstęp" oraz „Pozycja
i uw arunkow anie geologiczn e mineralizacji cynkow o-ołow iow ej". Rozdział zam ykający:
„Poglądy na gen ezę złóż cyn k ow o-ołow iow ych " został opracow any wspólnie. Ilustracje
(fig. 1, 3) w yk onał S. Ś l i w i ń s k i .
—
65
—
fig. 1). K ażdy z w y m ie n io n y c h r ejo n ó w posiada sw o istą tek to n ik ę oraz
w ła ś c iw o ś ć w zak resie p ozy cji i sty lu w p rzestrzen nym rozm ieszczen iu
m ineralizacji pod w z g lęd em form y i natężenia. N iem n iej z e sp ó ł paragen e ty c z n y jest — o g ó ln ie biorąc — w sz ę d z ie jed n o ty p o w y . L okalnie za­
znaczają się p e w n e odrębności pod w z g lę d e m treści m ineralnej, z w ła sz ­
cza co do proporcji trzech p o d sta w o w y c h sk ła d n ik ó w — sia rczk ó w ż ela ­
za, cy n k u i o ło w iu — oraz ich sto su n k u do skał o ta cz a ją c y ch i co do
m iejsc a w profilu stratygraficznym . K ruszce cy n k u i o ło w iu z e w z g lęd u
na niską tem peraturę i ubogą a so c ja cję g eo ch em iczn ą określają form ację
ślą sk o -k rak o w sk ą jako sw o iś c ie zin d y w id u a lizo w a n ą (typ S-C) (G ałkie­
w icz 1968)*.
Złoża te są in te n sy w n ie bad ane od blisk o 2 stu leci, niem niej nadal
brak zgo d n ości co do p o d sta w o w y c h k w estii, a to od n o śn ie do źródła
su bstancji kru szcow ej oraz m echanizm u m ineralizacji.
W d y sk u sji na ten tem at zabrał g ło s rów n ież Profesor Stan isła w J a s­
kólski, zw racając u w a g ę na z ło żo n o ść problem u z pozoru p ro steg o. O p i­
sa ł trafnie te złoża w sk ryp cie (Bohdanow icz i J ask ólsk i 1948), d y sk u tu ją c
ich p o z y c ję w k lasyfik a cji g e n e ty c z n e j (1954); o k o lic z n o śc io w o badał
sk ła d n ik a k c e so ry c z n y — jordanit (Jaskólski i Banaś 1958). M yśli Pro­
fesora w ty m w zg lęd zie, przekazane słu ch aczo m i bliskim M u uczniom ,
o w o c u ją w ielo rak o, m.in. i w ty m artykule.
POZYCJA I UW ARU NK O W A NIE GEOLOGICZNE MINERALIZACJI
CYNKOWO-OŁOWIOWEJ
Zasięg przestrzenno-geograficzny
G ranice obszaru, zachodnia i w sch od n ia, na którym rozpostarta jest
w zm ian k ow an a m ineralizacja, znajdują się w o d le g ło ści w zajem n ej ok oło
60 km, licząc od Stolarzow ic — G órników na zach od zie do Czernej k oło
K rzeszow ic na w sch odzie; podobnie jak półn ocn a i połu dniow a, przeb ie­
g a ją c e k oło W o źn ik i Żarek oraz k o ło Libiąża — przy rozstępie a n alo­
g ic z n ie ok o ło 60 km (fig. 1). Z ak reślo n y ram ow o obszar ma p o w ierzch n ię
pon ad 2000 km 2. O c z y w iśc ie , in te n sy w n o ś ć m ineralizacji n ie jest w s z ę ­
d z ie jednakow a; b o g a te k ru szce zalegają w dolom itach płatam i, w aure­
oli u tw o r ó w nisko ok ru szco w a n ych . R ozpiętość p o s z c z e g ó ln y c h lo k a l­
n y c h stref z ło ż o w y c h w y n o s i po kilka k ilo m etró w , przy c zy m jest ona
w przybliżeniu dw uk rotn ie w ię k sz a w e d łu g k ie ru n k ó w W -E niż pod ług
N -S. O d stęp y m ięd zy ośrodkam i z ło ż o w y m i w y n o sz ą po k ilk a n a śc ie ki*
S-C, skrót od nazw y — złoża śląsko-krakow skie, ang. Silesian-Cracovian, oznacza
typ bliski, lecz nie identyczny ze złożami określanym i jako „Tri-State" lub „M ississippi
V alley" — MV (Emmons 1929).
5 R o c z n i k PTG
—
6 6
—
Fig. 1. Szkic sytu a cy jn o -g e o lo g ic zn y zasięgu m ineralizacji i dolom ityzacji na poziom ie
środkow ego triasu. 1 — kraw ędź erozyjna, 2 — uskok, 3 — granica m iędzy — litofacjalna dolom itów do dolom itów w ap nistych bądź w apieni częśc io w o zdolom ityzow anych,
4 — granica m iędzy w apieniam i w c zęści zdolom ityzow anym i a wapieniami, 5 — ozna­
czenia literowe: d — dolom ity, dw — dolom ity wapniste bądź w ap ienie c z ęśc io w o zdolom ityzow ane, w — wapienie, 6 — jednostki tektoniczne, niecki: A — tarnogórska,
B — bytomska, C — w ilkoszyń sk a, D — chrzanowska zachodnia, E — chrzanowska
w schodnia, F-F: m onoklina śląsko-krakow ska, 7 — c o k o ły skał w ę g la n o w y c h d ew oń ­
skich, 8 — w ychod nie starszych w arstw triasu i formacji m łodopaleozoicznych (karbon,
perm), 9 — strefy mineralizacji.
Fig. 1. G eological sketch of the Middle Triassic deposits, illustrating the boundaries o f
dolomitization and mineralization. 1 — erosional edge, 2 — fault, 3 — interlithofacial
boundary b etw een dolom ites and calcareous dolomites or partly dolomitized lim estones,
4 — boundary as above, separating partly dolomitized lim estones from lim estones, 5 —
symbols: d — dolomites, d w — calcareous dolom ites and/or partly dolomitized lim esto­
nes, w — lim estones, 6 — tectonic units, A — Tarnowskie Góry, B — Bytom, C — W ilkoszyn, D — Imielin, E — Chrzanów, F-F: Silesian-C racow m onocline, 7 — the socles of
D evonian carbonatc rocks, 8 — outcrops of Lower Triassic beds and Upper Palaeozoic
formations (Carboniferous, Permian), 9 — mineralization zones.
—
67
—
lo m etró w i w ię c e j. W obrębie pól z ło ż o w y c h w u jęciu sz c z e g ó ło w y m
brak jest c ią g ło ści m ineralizacji; w najbardziej b o g a ty m p olu z ło ż o w y m
w y stę p u ją na przem ian n iereg u la rn e w za ry sa ch p o ła c ie p o z y t y w n e i n e ­
g a ty w n e , a p o m ięd zy nimi strefy o za w artości m etali m inim aln ej, czy
przeciętnej. Przy ty m b og ate strefy ok ru szcow an ia m ają w p ła szczy źn ie
horyzontalnej k szta łty nieok reślo n e, n ie w y r a źn ie w y d łu ż o n e i n ie z d e ­
c y d o w a n ie zorien tow an e. G ranice stref są m niej lub w ię c e j ostre,
a w przypadkach sto p n io w e g o przejścia sztuczne, u m o w n e (określone
kryterium ekonom icznym ). S to su n k o w o w ię k sz a c ią g ło ść o k ru szcow an ia
m a m ie jsc e na teren ie n ieck i b y tom sk iej, m iejscam i i chrzan ow sk iej. A le
i tam w y stęp u ją przypadki b lisk ie g o są sied ztw a profili p o z y ty w n y c h
i n e g a ty w n y c h z e w z g lęd u na o k ru szco w a n ie, n ie k ied y w o d stęp ach k il­
k u d ziesięciu m etrów . P o w ierzch n io w o , w sto su n k u do c a ło ści obszaru
z ło ż o w e g o udział c zęści o d p o w ia d a ją c y ch poła cio m p o z y ty w n y m w ah a
się ok oło kilkunastu do k ilk u d ziesięciu p rocen t (5 0 ^ 6 0 % ). Jest on od p o ­
w ied n io m n ie jszy w czę śc ia c h p e r y fe r y c z n y c h o k r e ślo n e g o obszaru
z ło ż o w e g o .
W ew n ątrz w ie lk ie g o obszaru d o lo m ito w e g o p ła ty u tw o r ó w m niej lub
w ięcej o k r u szc o w a n y ch znajdują się w zn aczn y m od o sob n ien iu , tak iż
w przypadku m a ły ch z a so b ó w n ie p rzed staw iają c z a so w o w arto ści e k o ­
nom icznej. N a le żą tu on g iś ek sp lo a to w a n e , a o b ecn ie zarzu con e m ałe
złoża, c zy w y stą p ien ia w Jaw orzn ie, C ezaró w ce, Kątach, G alm anach,
Lgocie, U jejscu , Podwarpiu, Siew ierzu , B rudzow icach, Suchej Górze,
M ie ch o w ica c h i in n y ch m ie jsc o w o ś c ia c h z a p isa n y ch w historii górnictw a,
jak D łu go szy n , R adzionków , Górniki, R epty, Bibiela, S trzem ieszy ce, Żelatow a.
M im o braku z d e cy d o w a n e j p r a w id ło w o ści k ieru n k o w ej co do układu
m ineralizacji c y n k o w o -o ło w io w e j, jej sch em at r y su je s ię lep iej na m a ­
ły c h w y c in k a c h obszaru. W y r a ża się o n w d o sto so w a n iu w y ż s z y c h k o n ­
centracji k ru szcó w do o k reślo n y ch struktur zrębow ych, do c zęści r o w o ­
w y c h , o przeb iegu W NW -ESE, N W -SE , W -E i o k ieru n k a ch zbliżonych.
P rzy szerszej aureoli, gdzie m ineralizacja w y k ra c za w p e w n y m stopniu
poza ram y struktur tek to n ic zn y ch (rów b o le sła w sk i, o b n iżen ia sy n k lin a ln o -ro w o w e ch rza n o w sk ie i b ytom sk ie) w y s o k a k on cen tra cja k r u szc ó w
ma jednak m ie jsc e w ew n ą trz ty c h struktur.
N a zew nątrz w ie lk ie g o obszaru, p o jm o w a n e g o h isto ry czn ie jako z ło ż o ­
w y , w isto cie w ię k sz e g o niż p o d łu g G ruszczyka (1967), o b e c n o śc i krusz­
c ó w nie znam y, ch o ć się na n ie liczy. T y c z y s ię to zw łaszcza przedpola
p ó łn o c n e g o (K oziegłow y, M y szk ó w , Żarki), gdzie w w y n ik u prac w iertn iczo -p o sz u k iw a w cz y ch ry su ją się n ieja k ie p e r sp e k ty w y w ty m w z g lę ­
dzie; stw ierd za się o k ru szco w a n ie w dolom itach w a p ie n ia m u sz lo w e g o
i w pstrym p ia sk o w c u (Przeniosło i in. 1974).
Granica p ołu d n io w a z a sięg u m ineralizacji k ru szco w ej jest n ie o k r e ś­
lona, przede w szy stk im z p o w o d u śc ięc ia w a p ien ia m u sz lo w e g o . Zna­
5*
—
6 8
—
m ienne, że przy k raw ędzi erozy jn ej w Ż ela tow ej, Libiążu i Im ielinie
w obrębie d o lom itó w w y stę p u ją sk ą p e p r z eja w y m ineralizacji, p rzew a ż­
nie w postaci galen y.
W sz y stk o , co w y ż e j p rzed staw ion o, d o ty c z y p rzestrzen n eg o roz­
m ieszczen ia m ineralizacji k ru szco w ej w u tw o rach w ę g la n o w y c h triasu.
O statnio zebrano w ie le m ateriału o w y s tę p o w a n iu ty ch sa m y c h paragen e ty cz n ie k ru szców w u tw orach w ę g la n o w y c h d ew o n u (Kuźniar 1932,
Ś liw iń sk i 1958, 1964a,b, B u k o w y 1961, W ie lg o m a s 1978, G ład ysz i Ś liw iń ­
sk i 1979 i in.). U w z g lę d n iw s z y przy ty m przek azy K ruscha o w y s t ę p o w a ­
niu g a le n y z pirytem , k a lc y te m i b arytem w karbon ie. (1929), k ształtuje
się obraz k o n se k w e n tn e g o rozprzestrzenienia o p isy w a n e j m ineralizacji
w fun dam encie p a leozo iczn ym . G en eralnie biorąc, p raw ie w sz ę d z ie w re­
jonach in te n sy w n e j m ineralizacji w triasie m ożna sp otkać w pod łożu —
c zęściej w d e w o n ie niż karbonie i sp o rad y czn ie w perm ie — w różnej
skali ro zw in ięte kruszce. W karbon ie są o n e bardziej zw ią za n e ze s z c z e ­
linam i i brekcjam i tek ton iczn ym i, natom iast w d e w o n ie z naruszeniam i
w y ż sź e g o rzędu, antyklinam i i kopułam i, m egab rekcjam i i przypuszczal­
nie paleokrasem , przy czy m p o w sz e c h n ie z dolom itam i ep ig en ety c zn y m i.
W karbon ie k ruszce te sp o ty k a m y rów n ież na obszarach, gd zie w z w ią z ­
ku z erozją brak jest o b ecn ie u tw o ró w triasu (kopalnia w ę g la k a m ie n ­
nego w C horzow ie, c z y Jastrzębiu), jak św iad czą przek a zy ustn e g órn i­
k ó w oraz Ridge'a i Sm olarskiej (1972). W in n y ch rejo n a ch z ło ż o w y c h ze
w zg lęd u na trias brak jest p rzesła n ek o m ineralizacji w p od łożu w kar­
bonie lub perm ie (C hrzanow skie, Tarnogórskie), n ie w y k lu c z o n e , że po
c zęści w zw iązk u z brakiem w y r o b isk górn iczych . O k azalsze p r z eja w y
ok ru szco w an ia m ają m iejsca w p a le o zo ic zn y ch u tw ora ch w ę g la n o w y c h
n a le żą c y ch do d e w o n u śro d k o w eg o , rzadziej g ó r n e g o i b y ć m o że do
karbonu d oln ego . U tw o r y te ufo rm o w a n e są w rodzaju m a sy w u o roz­
ciętej strukturze an tyk lin aln o-zręb ow ej, p rzy k ry teg o n ak ładającym i się
p rzekraczająco utw oram i triasu. M a sy w ten, o k r e ślo n y w literaturze jako
„grzbiet d ęb n ick o-siew ierski" (vide Sied leck i 1954), dziś ro zp o zn a n y jako
g ó r o tw ó r n ie cią g ły , h eter o g e n icz n y , ro zczło n k o w a n y , zaw iera w szeregu
od cin k ó w m ięd zy O lk u szem a S iew ierzem — ściślej — op od al B rudzow ic
i Z aw iercia, od osob n io n e, nieforem n e skupienia k ru szców . Strefy in ten ­
sy w n e j m ineralizacji zdają się b y ć n iep od p orzą d k ow a n e ja k im k o lw iek
p oziom om h ip som etry czn ym lub stratygraficznym , jak m a to m ie jsc e
w przypadku m ineralizacji o b ser w o w a n ej w triasie. W y g lą d a na to, że
w g ó ro tw o rze p a le o zo ic zn y m strefy m ineralizacji n ie są „stratoidalne"
(w y ja śn ien ie terminu, patrz notka na s. 71). W y stę p u ją o n e na różnej
głęb okości, ro zw in ięte gn iazdow o, strefow o lub sm u gow o. N iem n iej,
w u jęciu szer o k o p er sp ek ty w icz n y m strefy m ineralizacji k ru szcow ej,
przynajm niej w p e w n y c h punktach, rozciągają się, przenikając poprzez
gó rotw ór w ę g la n o w y d ew o ń sk o -tr ia so w y , na ok reślo n y m p o zio m ie h ip ­
so m etryczn y m . D zieje się to p rzeciętn ie na g łę b o k o śc i 200 do 250 m. Przy
—
69
—
ty m m ineralizacja w u tw orach d e w o ń sk ic h zd aje się c zę śc ie j lo k o w a ć
b ezpośred nio pod p o k ry w ą triasu, z w ła szcza g d y te u tw o r y są n ie c o margliste. Zarazem siarczki Zn-Pb w y s tę p u ją w rozp roszeniu w sk ałach
m arg listych retu, tw orząc szeroką sferę n isk o k o n d y c y jn e j m ineralizacji
(Klucze, B łęd ów , Brudzow ice, Z a w iercie i dalej ku pó łn ocy). Z k o lei,
w utw orach ila sto -p ia sz cz y sty c h perm u o z n a czn y ch z w y k le m iąższościa ch trafiają się śla d y te jż e m ineralizacji p rzy w iąza n e do szczelinek
(B olesław , Laski). C h arak terystyczn e, że u tw o ry , norm alnie c zerw o n e, są
w partiach zm in eralizow ania od b arw ion e na popielato.
Sporadycznie, drobne p r z eja w y o k ru szcow an ia galen ą, rzadziej sfalerytem , najpraw dopodobniej teg o sa m e g o typu, zdarzają się w utw orach
kajpru i jury. J ed n ość g e n e ty c z n a ty c h p r z eja w ó w z niżej p o s a d o w io n y ­
m i jest praw dopodobna z uw a gi na z w ią zek z jed nolitą tek ton ik ą d ysju n k ty w n ą lub krasem (Bobrowski 1950), jak też ze w z g lę d u na to ż s a ­
m o ść parag en ety czn ą n a c e ch o w a n ą m.in. o b ecn o ścią barytu (G ałkiew icz
i in. 1960).
W u tw orach m io ce ń sk ich w o k o lic y K opalni M atyld a sp o ty k a się g a ­
le n ę w postaci sk o ro d o w a n y ch okruchów , najw id oczn iej na złożu w tó r ­
n y m (Panek i S zuw arzyński 1975), bądź d robn ych k r y sz ta łk ó w w o śr o d ­
k a c h m ałży (op. cit., D żu ły ń sk i 1976).
Zasięg
stratygraficzno-głębokościowy
Z asięg m ineralizacji k ru szcow ej w profilu p io n o w y m w ią ż e się e w i ­
den tn ie z b u d ow ą g e o lo giczn ą . Jest on w ię k s z y w rejonach, gd zie — jak
w sp o m n ia n o — fundam ent stan ow ią sk a ły w ę g la n o w e d e w o ń sk ie ,
a m n iejszy tam, gdzie w p od łożu triasu zalegają ila sto -p ia sk o w c o w e
o sa d y karbonu lub permu. K ruszce p rzy w iąza n e są z z a sa d y do u tw o r ó w
w tó r n ie zd o lo m ity zo w a n y ch , które r o zw in ię te są w gó ro tw o rze w ę g la n o ­
w y m w przybliżeniu poziom o. O g óln ą zasadą jest, że d o lo m ity e p ig en ety c z n e o ty p ie d o lo m itów k r u szc o n o śn y c h rozpostarte są w p ła szc zy ź n ie
horyzontalnej najszerzej w dolnym w ap ien iu m uszlow ym , zastępując na
dużym obszarze c a łk o w icie zesp ó ł w a r stw w a p ie n n y c h o lk u sk ich (Śli­
w iń sk i 1961), redukując się m ią ższo ścio w o . N a zew n ątrz zw a rteg o p o n ie ­
kąd obszaru przechodzą on e strzępiasto w w a p ie n ie (Śliw iński 1978).
Lokalnie d o lom ity zastępują w c a ło ści lub c zęści z esp ó ł w a r stw g o g o liń skich, sięg a ją c do retu (A lex an d ro w icz S. W . i A le x a n d r o w ic z Z. 1960).
M im o p rzek raczającego p rzek ątn ego szerzen ia się d o lo m ityzacji w takich
rejo n ach jak Chrzanów , O lkusz i S iew ierz k o m p le k sy d o lo m ito w e pod
w z g lęd em form y są znaczn ie bardziej c ią g łe niż tk w ią c e w ich ło n ie ciała
k ru szcow e. P ojaw iają się o n e bardziej e fe m e ry c zn ie w m a s y w ie w ę g l a ­
n o w y m p a leo zoiczn y m pasm a d ę b n ick o -siew ie rsk ieg o , w zw ią zk u z gru-
—
70
—
b o ła w ic o w o śc ią i m n iejszą an izo trop o w o ścią tek stu ralną te g o ż m a sy w u
sk aln ego (Śliw iński 1960, 1966, 1969).
K ruszce k on centrują się z r e g u ły w n iż sz y ch p oziom ach k om p lek su
dolo m ito w ego , przy czy m n ieja k o na jeg o peryferii — w p ojęciu sz er ­
szym niż w k on kretn ym przekroju horyzontalnym . W rozproszeniu
siarczki Zn-Pb sp oty k a się w ca ły m k om p lek sie dolom itow ym , m ierzą­
cym k ilkad ziesiąt m etró w m iąższości, p rzy k ład o w o w rejo n ie Bibieli
i M iotka. P oza tym g a len a trafia się w c a ły m obszarze w w y ż s z y c h par­
tiach d o lo m itów k ru szco n o śn y ch i w dip lop orow ych , w ró żn ych w y s o k o ś ­
ciach profilu. N a m a ły ch w y c in k a c h obszaru m ożna się dopatrzyć p e w n e ­
go pod porząd kow ania p o zio m eg o w p r y s k ó w k r u sz c o w y c h (Szuwarzyński 1981).
N a szero k o p o ję ty m teren ie śląsk o-k rak ow sk im są m iejsc a s z c z e g ó l­
nie bogatej kon centracji siarczków , przy c a łk o w ity m niem al lo k a ln ie za
stąpieniu nim i s k a ły w ę g la n o w e j. W ty c h i in n y ch m iejsc a c h siarczki
w y p ełn ia ją przy ty m p o r y i sz cz e lin y , k a w e r n y i kom ory . W e fek cie,
kon cen tracje b y w a ją różne, w a h a ją ce się od n a jm n ie jsz y ch za w a rto ści
p r o c e n to w y c h m etali w sk ale, u w ażan ej za płonną, do k ilk u d ziesięciu
procent w rudzie.
Pod w z g lę d e m form y m ożna w y r ó żn ić zasadn iczo d w ie p o sta c ie p rze­
c iw sta w n e ciał (czyli stref) rudnych, a to: ciała (strefy) rozw in ięte
w przybliżeniu zg o d n ie w s y s te m ie w ę g la n o w y m u w a r stw io n y m pozio-
Fig. 2. Obrazy żył siatkow ych, typy: a — krata, b — »sztokwerk (rysunki schem atyczne
ze ścian w przodkach Kopalni Bolesław , w ed łu g W ła sn o w o lsk ie g o 1964), 1 — dolomit,
2 — galena, 3 — sfaleryt, 4 — m arkasyt lub piryt
Fig. 2. Examples of netw ork veins: a — check-like, b — stock-w ork (schematic drawings
from mine w orkings of the B olesław mine, after W ła sn o w o lsk i 1964), 1 — dolomite, 2 —
galena, 3 — sphalerite, 4 — marcasite or pyritc
—
71
—
m o, i n iezgod nie, r o zw in ięte w sk r o ś p a k ietu ła w ic o w e g o . W przypadku
p ierw szym strefy m ineralizacji p od p o rzą d k ow an e są w y b itn ie u w a r s tw ie ­
niu, ciągnąc się kilom etram i w obrębie ok reślon ej w a r s tw y lub zesp o łu
w arstw , tw orząc p o ło g ie, n ie c ią g łe p seu d o p o k ła d y — w isto c ie — ż y ły
p ła sk ie poziom e. Są to ciała m eta so m a ty cz n e oraz w y p e łn ie n ia por
i szczelin. D ruga forma ob ejm u je ciała różne pod w z g lę d e m kształtu
i u w a ru n k o w a n ia g e n e ty c z n e g o , tak ie jak pnie, s o c z e w y , gniazda, ż y ły
i ich z e sp o ły zbliżone do sz to k w er k ó w (fig. 2a,b). T eg o ty p u form y w y ­
stępują w e w sz y stk ic h rejo n ach z ło ż o w y c h przy zróżn ico w a n ej lo k a ln ie
p rzew ad ze jed n y c h nad drugimi (K w aśn iew icz 1932, K eil 1956, W ła sn o w o lsk i 1964, Sm olarska 1968, G órecka 1970, B ogacz i in. 1973, Sob czy ń sk i
i S zuw arzyński 1974, P iw o w a rsk i i Ż eglick i 1978 oraz o b ser w a c je w łasn e).
P rzykłady szerzen ia p seu d o p o k ła d o w e g o są sp ec ja ln ie p o d n o sz o n e przez
z w o le n n ik ó w teorii o s a d o w e g o p och o d zen ia k ru szcó w (G ruszczyk 1956,
1967, Keil 1556, Sm olarska 1968), natom iast form y p o zo sta łe, o g ó ln ie b io ­
rąc, n ie zg o d n e w stosu n k u do sk a ł ota cza jący ch , są d o strzeg a n e bardziej
przez z w o le n n ik ó w e p ig e n e z y . P o zio m y układ k r u sz c ó w narzuca się
o b serw a toro m o cen ia ją cy m zja w isk o z dalszej p e r sp e k ty w y , p rzyjm u ją­
cy m go za d o w ó d g e n e z y o sa d o w ej. Inne form y o k ru szcow an ia objaśniają
oni jako w tórn e, r o zw in ięte w różnorodnej, n iestałej p o z y c ji w k o m p le k ­
s ie d o lo m ito w y m 70-m etrow ej m iąższości. O kreślają oni ch ę tn ie dane
zło ża jako: „stratyfikow ane", „stratyform owe" lub „stratabound"*. O b ie­
k ty w n ie n a le ż y stw ierdzić, że m ineralizacja sia rczk o w a Fe-Zn-Pb p rze­
kracza, jak dolom ityzacja, w a r s tw y i p o z io m y stratygraficzne, się g a ją c
,,korzen iam i” w fundam ent p a le o zo ic zn y . T y lk o w p e w n y c h rejonach,
przede w szy stk im w T arnogórskiem , B ytom sk iem i C h rzanow skiem , m a
m ie jsc e szersze w y k sz ta łc e n ie stref z ło ż o w y c h o charakterze stratoidaln y m (fig. 3). N a le ż y podkreślić, że rudy w y s tę p u ją z a leżn ie od struktur
lo k a ln y c h w ró żn y ch w y s o k o ś c ia c h h ip so m etry czn y ch , n ie k orelu ją c się
stratygraficznie. P raw ie w c a ły m r eg io n ie zalega ją on e, n ie za le żn ie od
teg o .czy w obrębie d e w o n u c z y triasu, w g łę b o k o śc ia c h od kilkunastu,
kilk u d ziesięciu do o k o ło 300 m pod p o w ierzch n ią terenu; na zach od zie,
o g ó ln ie biorąc, p ły c ej (bytom skie, ta rn o g ó rsk ie ), na w s c h o d z ie różnie,
i p łytk o i głęb iej (obszar ch rza n ow sk o -olk u sk o-siew iersk i). J e st to też
zakres g łę b o k o ś c io w y dla ek on o m iczn ej k la sy fik a cji i o c e n y złóż na dob ę
obecną. G łębiej sp o ty k a się ty lk o sp o ra d y cz n ie śla d y sia r cz k ó w Fe-Zn-Pb
w postaci d robn ych w trą ceń w obrębie ż y łe k k a lc y tu lub dolom itu. Do
rzadkości należą m ikroskop ijne w p ry sk i chalkopirytu.
*
A utorzy uw ażają w ym ien ion e n a z w y w odniesieniu do złóż typu S-C za n ieod p o­
w iednie, jako naw iązujące do w arstw ow an ia, w którym same kruszce w istocie nie
uczestniczą. Za w łaściw szą przyjmują w tym przypadku nazwę: „złoża stratoidalne’’
(Gładysz i Śliw iński 1979).
—
72
—
Fig. 3. S yn tetyczn e przekroje geologiczne. 1 — p ia sk o w ce i łupki z pokładam i w ę g la ,
2 — piaski i żwiry, 3 — iły i m ułki z laminami piasku, 4 — dolom ity margliste, 5 —
dolom ity ław icow e, 6 — dolom ity oolitow e i ogólnie detrytyczne, 7 — w apienie ko­
mórkowe, 8 — wapienie krystaliczne, czyste, 9 — w ap ienie m argliste o teksturze fali­
stej, 10 — w ap ienie zlepieńcow ate, intraformacyjne, 11 — iły i iłołupki, 12 — iły i m uł­
ki, 13 — dolom ity kruszconośne, 14 — dolom ity p łytow e, w w ię k sz o śc i rafowe, 15 —
łupki ilaste, 16 — zlepieńce z otoczak ów wapieni, dolom itów i skał wulkanicznych, 17 —
mineralizacja sfalerytow a, 18 — m ineralizacja galen ow a, 19 — linia odgraniczająca
zasięg mineralizacji, 20 — oś odniesienia dla układu w ypiętrzeń p aleozoicznych wzdłuż
łuku dębnicko-siew ierskiego (na odcinku O lkusz-Siewierz)
Fig. 3. Synthetic cross-sections. 1 — sandstones and shales with coal seams, 2 — sands
and gravels, 3 — clays and silts w ith arenaceous laminae, 4 — m arly dolom ites, 5 —
layered dolomites, 6 — oolithic and gen erally detrital lim estones, 7 — cellular lim esto­
nes, 8 — crystalline pure lim estones, 9 — w a v y marly lim estones (W ellenkalk), 10 —
intraformation-conglomerate lim estones, 11 — clays and c la y e y slates, 12 — clays and
silts, 13 — ore-bearing dolomites, 14 — plate dolom ites, m ostly reef-type, 15 — c la y e y
shales, 16 — conglom erates consisting of boulders of Palaeozoic carbonates and volcan ic
rocks, 17 — sphalerite m ineralization, 18 — galena mineralization, 19 — range of dolomitization, 20 — reference axis of P alaeozoic elevation s along Dębnik — Siew ierz arc.
Zależność
okruszcowania
od l i t o l o g i i
Z asadnicza m asa k ru szcó w sia r cz k o w y c h c y n k o w o - o ło w io w y c h m ie ś ­
ci się w dolom itach (Śliw iński 1964b, B ogacz i in. 1972, 1975, S o b czy ń sk i
i S zuw arzyński 1974 i in.). O b e cn o ść sia rczk ó w w w a p ie n ia c h jest p o d ­
rzędna, bez rangi u ż y tk o w ej. N ie c o w ię k sz e zn aczen ie m o gą m ieć prze­
ja w y o k ru szcow an ia u tw o ró w p ia sz c z y sty c h w p ozio m ie n iż sz eg o p stre­
go piaskow ca.
W śród u tw o ró w w ę g la n o w y c h zaró w n o triasu, jak i d ew o n u , w y s t ę ­
pują różn e d olom ity pod w z g lę d e m g e n e z y , c ze g o w y r a ze m jest roz­
m aitość struktury i tek stu ry, oraz w p e w n y m stop niu składu c h e m ic zn e ­
go. A bstrahując od g e n e z y m ożna w y r ó ż n ić 3 rodzaje d o lo m itó w (Śli­
w iński 1960, 1964a,b, 1966, 1969, 1981):
A — d o lo m ity afan itow e lub k ryp tok rystaliczn e, c zy p e lity c zn e, zbite,
lam in ow an e, zazw ycza j n ie co ilaste, bez śla d ó w faun y, często k ro ć
z w kładkam i g ip só w i anh ydrytów ; w szerokim u jęciu o d p o w ia ­
dają on e dolom itom p ły tk o w y m w a r stw ta rn o w ick ich oraz d olom i­
tom d o ln eg o odcinka profilu o sa d ó w e w a p o r a to w y c h retu;
B — d o lo m ity o o lito w e lub p se u d o o o lito w e , g ro n k o w a te, o rg an o gen iczn o-d etrytyczno-ziarn iste, często k roć o n k o lito w e, tek stu raln ie grub o ła w ic o w e bez laminacji; o g ó ln ie, d o lom ity retu i diploporow e;
C — dolom ity k ry staliczn e drobno- i średnioziarniste, mniej lub w ię c e j
zbite o teksturze b ezład nej, fizy czn ie izo tro p ow e, z p r z eśw ie c a ją cą
relik to w o strukturą organ ogen iczn ą, sp ęk a n e i kaw erniste; t y p o w e
d olo m ity kru szcon ośn e.
w
PROFIL
P R O F I iLl
S T R A T Y G R A F IC Z N Y ,
S T R A T /G R A P H IC
LITOLOGICZNA
LIT HOLOGIC Al
beds
}1
TARNOW SKIE
(6 B k /
i
H
2
B
3
LITO LO G IC ZN Y
LITHOLOGICAL
(3 -R ch )
B ru d z e w ie *
G ołucho w ice
GORV
15' E 8 6
S 8
S 9
@§10 [MI11 M 1 2
F ig . 3.
13
K 2 1 4
H B 1 5
EE0316
H S 1 7
E
S T R A T Y G R A F IC Z N Y
STR A T IG R A P H IC
P R O F IL E
ZAW IERCIE
Miotek-z iel
SIEWIERZ
P R O F I L E
w a rs tw y , m
OGRODZIENIEC
KALETV
E E 9 1 8
' ^ 2 1 9
.2 0
w a rstw y, m
beds
—
73
—
K ruszce ro zw in ięte na sk alę z ło ż o w ą p rzy w ią za n e są do d o lo m itó w
ty p u trzecieg o (C). W p o z o sta ły c h d w ó c h ty p a c h (A i B), p od ob n ie jak
w w ap ieniach w y stę p u ją on e śla d ow o, bądź sp orad y czn ie, nie przed sta­
w ia jąc w a rto ści u ży tk o w ej. W n ie co w ię k sz e j k on centracji, lec z p rzy
m a ły ch zasobach, b y ły n o to w a n e str efy ok ru szcow an ia w dolom itach
ty p u B, p r zy k ła d o w o w S iew iersk iem (Kuźniar 1932, Ś liw iń sk i 1964b), c z y
w C h rzanow skiem (Szuw arzyński 1981).
D o lom ity ok reślan e jako k r u szc o n o śn e sta n o w ią u tw o r y m etasom aty c z n e po w ap ien iach . Od in n y ch d o lo m itó w odróżnia je n ie re g u la r n y
za się g w profilu (o m iąższości do 70 m /d o ln y w a p ie ń m u szlo w y ) p rzy
ten d en cji do rozprzestrzeniania się w o k r e ślo n y c h p o zio m a ch stra ty g ra ­
ficznych, obejm ując w c zę śc i lub w c a ło ści w a r stw y olku skie. W m iej­
scach , gdzie przerw ana jest cią g ło ść w a r stw przez uskoki, śc ięc ia i zm iaż­
dżenia, zaznacza się „próg" w dolom ityzacji, o d d ziela ją cy d o lo m ity i w a ­
p ie n ie w y s tę p u ją c e z w y k le w bliskiej o d le g ło śc i (kilkadziesiąt do k ilk u ­
se t m etrów).
W d o ln y m poziom ie k o m p lek su d o lo m ito w e g o na przejściu od w a r stw
g o g o liń sk ic h do gorazd eckich dolom it jest żelazisty , c z y m a n g a n o w o -ż e lazisty (Kuhl, v i d e Śliw iński 1966). Zarazem d o lo m ity t e są bardziej od
in n y ch sp ęk a n e i sk a w e rn o w a n e , a m iejscam i r o złu g ow an e. W y g lą d a na
to, jakby kras rozw ijał się sz cz e g ó ln ie in te n sy w n ie w k o n ta k c ie d o lo m i­
tó w z w ap ieniam i, przypuszczaln ie w zw iązk u z m ałą p rzen ik liw ością
u tw o ró w m a rglisto-w ap ien n ych .
W zdłuż o w e g o kontaktu w m iejsc a c h r o zw in ię teg o krasu w y stęp u ją
w uk ładzie poziom ym , m iejscam i w a r stw o w a n e iły p ia szc zy ste , ziem iste,
bądź p lastyczn e, glin iaste z w a rstew k a m i lub so c ze w k a m i w ę g li b itu ­
m icz n y c h (Keil 1942, 1944, v id e 1956, Z aw iślak 1965, H orzem ski 1962,
1978 i in.), o k reślan e jako w itr io lo w e (Kuźniar 1928), bądź jako k ru szco ­
n o śn e (G ałkiew icz 1975).
Pakiet d o lo m itó w w y s o k o ż e la z is ty c h , o m iąższości kilku m etrów , b y ­
w a siln ie o k ru szco w an y, gd zie sp ecja ln ie r o zw in ięte są rudy m etasom aty c z n e (sła w n y poziom I w n ie c c e bytom skiej). N ato m ia st w partiach
d o lo m itó w k ru szcon o śn y ch , w y ż ej i niżej le ż ą c y c h od p o w y ż s z e g o (np.
w m iejsca ch z d o lo m ity z o w a n y ch u tw o ró w w a rstw gog oliń sk ich ), norm al­
n ie m niej żelazistych , r o zw in ięte są bardziej, jeśli nie dom inująco, form y
ż y ło w e , ż y łk o w e , siatk ow e, b rek cjo w e oraz im p reg n acy jn e porow o-k aw e rn o w e . T eg o typ u m ineralizacja o niskiej kon cen tracji sia rczk ó w w y ­
stęp u je e k ste n s y w n ie w dolom itach ty p u B i śla d o w o w ty p ie A , p r z y ­
w iązan a do szczelin ek , kom órek i w s z e lk ic h próżni sk alnych.
Związek
okruszcowania z tektoniką
Z w iązek m ineralizacji c y n k o w o -o ło w io w e j z tek toniką jest w o p is y ­
w a n y m reg io n ie m ało o c z y w isty , zatarty przez zaburzenia potom ne, oraz.
—
74
—
siln y rozw ój krasu. D latego w ie lu b a d a czy n ie d ostrzega g o i k w estio n u je .
Sam sty l tektoniki n iecią g łej jest słabo poznany. I tak, jed ni w id zą u sk o k i
przed kruszcow e, inni p o k ru szco w e, a jesz c z e inni — przed- i pok ru szcow e (G ałkiew icz i in. 1960, H a ra ń czyk i in. 1968). Z nam ienne, ż e g e o lo d z y
b a d ają cy złoża, z aró w n o d zisiejsi jak d a w n iejsi, pod trzym ują te z ę o u w a ­
runk ow an iach tek to n ic zn y ch m ineralizacji (Seidl 1927, G ałk iew icz 1977c),
albo przynajm niej o jej n a silen iu w strefach tek to n ic zn eg o z a a n g a ż o w a ­
nia górotw oru (W ła sn o w o lsk i 1964, P iw ow arsk i i Ż eglicki 1978). W ie le
m ateriału d o w o d o w e g o od n o śn ie do te g o ż zw iązk u znajduje s ię w opra­
co w a n ia c h d o k u m e n ta c y jn y c h nie p u b lik o w a n y ch (sp ostrzeżenia w ła s n e
autorów ). E w id en tn e p r z eja w y zw iązk u ok ru szcow an ia z tek ton ik ą istn ie ­
ją w k ażd y m złożu, sz c z e g ó ln ie w strefach z a p a d lisk o w y c h z siln ie r o zw i­
n ięty m i brekcjam i tek ton iczn ym i, gd zie też m iało m ie jsc e w z m o żo n e
r o złu g o w a n ie skał i o k ru szco w a n ie (pola z ło ż o w e b y to m sk ie, ch rzan ow ­
sk ie i olkuskie). N o w e fa k ty zn a n e z w ie r c e ń na obszarze P u styn i B łę ­
d ow sk iej w skazują, iż tam, gd zie n ie m a w id o c z n e g o za a n g a żo w a n ia t e k ­
to n ic zn eg o — bądź ro złu g ow a n ia o charakterze k r a so w y m — tam też
i n ie m a k ruszców , albo są o n e ubogie; i tak jest na w ię k sz o śc i obszaru
p o za p ersp ek ty w iczn ego .
B ogate pola z ło ż o w e układają się zg o d n ie ze strukturam i tek to n ic z ­
nym i n a jczęściej w e d le orientacji W N W -E SE lub W-E. D o ty c z y to z a ró w ­
no tr ia so w e g o jak i d e w o ń sk ie g o , d o w o d zą c zorien to w a n ej drożności
w ich obrębie. W tym w z g lę d z ie zach odzą p e w n e niuanse, g d y rozp atry­
w a ć p r z ec iw sta w n ie s y s t e m y d e w o ń sk i i tria so w y , jako że n ie c o odrębnie
k ształtuje się w nich p o row ato ść (inne u k ła d y porow ate). W dolom itach
triasu, przy p rzew ażającej p o row ato ści interstycjalnej (m iędzyziarnow ej)
i kom ó rk ow ej, strefy m ineralizacji są bardziej r o zc ią g n ięte h o r y z o n ta l­
nie, bez ostry ch okon turow ań , p od czas g d y w d e w o n ie , gd zie w ię k sz ą
rolę w p o ro w a to ści o d g ry w a ją sz c z e lin y — form y ciał k r u s z c o w y c h są
bardziej w y c ią g n ię te w pionie, w y s o c e n iek szta łtn e (gniazda, blizny, ż y ły ,
sztokw erki).
W e w sz y stk ic h przypadkach o b ser w u je się brak k r u s z c ó w w o tw a r­
ty c h z ie ją c y ć h szcz e lin a c h u sk o k o w y c h . P ojaw iają się on e dopiero w d a l­
szej od nich o d leg ło ści, p rzy w iąza n e do szczelin ek , por i k aw ern. N a j ­
w id oczn iej w kan ałach , w strum ien iach p ły n ą c y c h ro ztw o ró w n ie b y ło
w a ru n k ó w do p recyp itacji siarczków .
G eneralnie, w przestrzeni za ry so w u ją się 3 p a s y w y stą p ie ń m inerali­
zacji siarczkow ej:
p ółn ocn y :
K alety-Bibiela, M iotek-Zielona, B rudzow ice-Z aw iercie,
S iew ierz-G o łu ch o w ice, Rodaki-Rokitno Szlach eck ie,
środk ow y:
B ytom -Brzeziny, S ła w k ó w -O lk u sz, P om orzany-Sikorka,
p ołu d n iow y: Jaw orzno-Balin-Trzebionka, C ezarów k a-Ż elatow a.
M niej ew id e n tn ie zaznacza się układ p o łu d n ik o w y ,
k ieru n k ó w N N E -S S W w strefie w sch o d n ie j (fig. 1).
ściślej, w e d łu g
—
75
—
W ramach p o je d y n c z e g o p ola z ło ż o w e g o zw racają u w a g ę ok azalsze
form y ok ru szcow an ia w p o sta ci w sp o m n ia n y ch już brekcji. W ich t w o ­
rzeniu g łów n ą rolę o d g r y w a ły , jak się w y d a je , siły kom presji, a m niej
graw itacja. W sk a zu je na to charakter o k ru ch ó w w w ię k sz o śc i ostrokraw ę d z isty ch , p ryzm aty czn y ch , d u ży c h i drobnych, o g r a n icz o n y c h p łasz­
c zy zn am i tnącym i, przy braku śla d ó w ługow an ia. C zęstok roć nie p o d le ­
g a ły o n e n a w et rotacji, a co n a jw y że j p rzesu n ięciu ,,en bloc". In nego
rodzaju brekcje m ają m iejsce w kom orach i k an a ła ch k ra so w y ch , które,
ja k k o lw iek b ogate w kruszce, przecież z n a czen ie m ają podrzędne, p o n ie ­
w a ż udział ich w ca ło ści złoża jest n iew ielki.
C zęste p rzykłady zb rek cjow an ia k r u szc ó w i p o n o w n ej ich cem en tacji
siarczkam i w skazują na p u lsa c y jn y charakter inw azji ro ztw orów , w a ­
ru n k ow an y n ajp ew n iej p o n a w ia ją cy m i się rucham i tek to n iczn y m i (Hara ń czy k 1962, Ś liw iń sk i 1964b, S a ss-G u stk iew icz 1974, 1975a,b, i in.).
O
w ie k u ru ch ów tek to n ic zn y ch i p o ja w ie n iu się r o ztw o r ó w trudno
c o k o lw ie k p o w ied zieć, p o n iew a ż istnieją luki w profilu o sa d ó w potrias o w y c h , od p o w iad a jące dolnej i środ k ow ej jurze, kredzie i trz e cio rz ę d o ­
wi. O g ó ln ie w iadom o, że ru ch y d y s ju n k ty w n e z a ch o d ziły w o m aw ian y m
r eg io n ie na p rzełom ie triasu i ju ry (faza starokim eryjsk a — Ś liw iń sk i
1966, 1969) i po jurze (faza alp ejsk a — Tokarski 1955, A le x a n d r o w ic z
1964). Biorąc pod u w a g ę fakt, że iły w itr io lo w e z w kładkam i, c zy so c ze w am i w ę g li brunatnych, jako o sa d ó w w e w n ę tr z n y c h , są z ok resu p o
dolom ityzacji, a w c ze śn ie jsz e, c z y też sy n ch ro n icz n e w sto su n k u do m i­
n eralizacji k ru szco w ej (Kuźniar 1928, Cibis, Cibis 1960, H orzem ski 1978),
k tó r y c h w ie k m o że b y ć o c e n ia n y na p rzełom k r e d y i trzeciorzęd u (Kra­
je w sk i i in. 1971) — k ruszce p o w in n y b y ć n ie starsze jak z te g o ż prze­
łom u lub m łodsze. Zatem w rachubę w ch o d zi okres bardzo długi. O c z y ­
w iśc ie , ru ch y m o g ły b y ć p eriod y czn e, w ie lo k ro tn ie p o w ta rza jące się, jak
ś w ia d c z y w ie lo e ta p o w o ś ć m ineralizacji (W ernicke 1931, Sass-G u stk ie­
w ic z op. cit. i in.).
Związekokruszcowania
z krasem
D o ść d a w n o zw ró c o n o u w a g ę na u tw o ry i form y w ietrzen ia k r a s o w e ­
g o w górotw orze tria so w y m w p o w iąza n iu z p roblem atyką z ło ż o w ą w r e ­
g io n ie górnośląskim (Althans 1891). B ogate k o n cen tra cje k r u szc ó w pró­
b o w a n o objaśniać w y łu g o w a n ie m sia rczk ó w ze stanu rozproszenia, a n a ­
stę p n ie krótkim transportem z w ią zk ó w m eta licz n y c h w roztw o rach k o ­
lo id a ln y c h i w tó rn y m sk u p ien iem k r u szc ó w w form ie p seu d o p o k ła d ó w
lub gniazd w kom orach k r a so w y c h (Seidl 1960— 62 i in.). W latach p ó ź ­
n ie jsz y c h krasem w szerszy m a sp ek cie w k o n te k śc ie z ło ż o w y m n ie zaj­
m o w a n o się, a c zk o lw ie k zja w isk o to b y ło d o strzega n e (Siedlecki 1948).
O statn io problem p o d n iesio n o do rangi nadrzędnej przy objaśnianiu p ro­
—
76
—
c esu form ow ania się te g o ty p u złóż, w p o ję ciu n iem al u n iw ersa listy cznym (Bogacz i in. 1970, S ass-G ustkiew icz 1971, 1974, 1975a,b, D żułyński
1976 i in.).
W y su n ię to przy tym tezę o krasie „hydrotermalnym"*, o osad ach
k r u szc o w y c h w e w n ę tr z n y c h i b rekcjach z a w a ło w y c h , u w a ża n y ch za n a j­
isto tn iejsze o b iek ty w t e g o ty p u złożach. Kras sta ł się — m ożn a p o w ie ­
dzieć — m odny, a teoria o nim na ty le su g esty w n a , że g e o lo d z y p ro filu ­
ją cy o tw o r y niem al każdą b rek cję określają jak o b rek cję k rasow ą.
W p rzem yśle próbuje się g e o fiz y c z n ie id e n ty fik o w a ć o b ie k ty k r a so w e,
co do k tóry ch zakłada się, że m o gą zaw ierać kruszce.
A u torzy, nie zaprzeczając c e lo w o ś c i badań p r z e ja w ó w i roli krasu
w u k ształtow an iu ciał ru d n ych rozw ażan ej form acji k ru szco w ej, starają
się w y w a ż y ć proporcje m ięd zy czyn nikam i form ującym i złoże. W rezu l­
ta cie przypisują p r o c e so w i łu g o w a n ia k r a so w e g o rolę uzupełniającą, n ie
w y łą c z o n ą w form ow aniu złoża.
Kras jako z ja w isk o reg io n aln e, n ie p o k ry w a ją ce się śc iśle w p rze­
strzeni co do za sięg u z m ineralizacją kruszcow ą, nie m oże b y ć w y łą c z n ie
o d p o w ied zia ln y za u form o w an ie się złóż p o ję ty c h jako całość. T łu m a czy
się nim dobrze w y k sz ta łc e n ie rud b rek cjo w y ch , n a c ie k o w y c h i n a p ły w o w o -o s a d o w y c h w p o d ziem n y ch kom orach i sz czelin k a ch p o sze rz o n y c h
przez łu g o w a n ie w od am i p od ziem n ym i (przyk ładow o — sk up ienia brunckitu). Form y ż y ło w e , p o je d y n cz e i sia tk ow e, ro zw in ię te na kształt „sztokw e r k ó w ”, c z y też w ie lk ie ciała p seu d o p o k ła d o w e m eta so m a ty cz n e p o ­
w sta ły za p e w n e n ie za le żn ie od krasu. O d n ośn ie do proporcji jed n e g o c zy
drugiego typu rud, to te w ah ają się od pola do p ola na k o r z y ść w y k s z ta ł­
cen ia b r e k c jo w eg o lub ż y łk o w e g o , im p reg n acy jn eg o, bądź m etasom aty cz n e g o . W z ią w sz y pod u w a g ę r ó w n ież form y ciał k r u sz c o w y c h r o zw i­
n ięte w m a s y w ie d e w o ń sk im c zy karbońskim (strefa w sch o d n ia regionu)
trzeba stw ierdzić, że w o g ó ln y m obrazie dom inuje w y k sz ta łc e n ie ż y ło w o -ży łk o w e, p o r o w e i m etasom atyczn e. W arto przy ty m pod kreślić, że
stw ierd zon e w g ó ro tw o rze d e w o ń sk im ob iek ty krasu k o p a ln e g o nie za ­
wierają m ineralizacji kru szcow ej.
Rozróżniać n a le ż y d w ie form y krasu rzutujące na kształt m ineralizacji
k ruszcow ej, a to: kras d rob n ok om órk ow y, r o zw in ię ty w przestrzeni sk a l­
nej stratoidalnie w śród w a p ien i sty lo lito w y c h na p ozio m ie III w a p ien ia
fa listeg o (Bytom skie, C hrzanow skie), oraz kras w ie lk o k o m o r o w y z o b w a ­
łam i stropu i rudami b rek cjo w y m i, rozp rzestrzen ion y niereg u la rn ie
w dolnej części k o m p lek su d o lo m ito w e g o (Olkuskie).
N a k o n iec n a le ży w sk azać, że kras trzecio- i czw a r to rz ę d o w y jest
czyn n ik iem w zm a g a ją cy m p roces utlen ien ia rud sia r cz k o w y c h do postaci
*
O kreślenie, „kras hydrotermalny", budzi w ątpliw ości co do w ła śc iw o śc i zesta­
w ienia nie przystających gen etyczn ie terminów, zw łaszcza jeśli się w eźm ie przy tym
pod uw agę, że w yz w o lo n e ługow aniem w olne przestrzenie w skale nie egzystują, lecz
są su k c e sy w n ie zapełniane kruszcem (metasomatoza).
—
11
—
w ę g la n o w e j zw ią zk ó w cy n k u i ołow iu , a pirytu i m ark asytu do w o d o r o ­
tlen k ó w żelaza. Proces ten rozw in ął się w ró żn ych m iejsc a c h w różnej
skali, obejm ując kom pleks d o lo m ito w y z kruszcam i p ierw o tn y m i o m iąż­
szości z grubsza od około 40 do 70 m z p o zo sta w ien iem m n iejszy ch lub
w ię k sz y c h o środ k ów g alen y . W w y n ik u siln e g o utlenienia rudy są n ie ­
jed n olite, w w ie lu m iejsca ch m iesza n e — sia r cz k o w o -tle n o w e , trudne do
w zbogacania. N ajsiln iej ro zw in ięte są o n e w B ytom sk iem i O lk uskiem
i c z ę śc io w o w C hrzanow skiem , przed e w szy stk m i tam, gdzie w nad kła­
d zie brak o k r y w a ją c y ch u tw o ró w kajpru.
CHARAKTERYSTYKA M1NERALOGICZNO-GEOCHEMICZNA
KRUSZCÓW CYNKOWO-OŁOWIOWYCH
W składzie rud, obok m in era łó w sk a ło tw ó rc zy c h sta n o w ią c y c h ich
o sn o w ę , w y stęp u ją m in erały w ła ś c iw e k r u szc o w e oraz to w a r z y sz ą c e tym
ostatnim m inerały ży ło w e. W grupie m in erałów sk a ło tw ó rc zy c h w y r ó ż ­
nia się przede w szy stk im dolom it i w ę g la n y jem u pok rew n e: dolom it
żelaza w y , ank eryt i kalcyt; śla d o w o lub podrzędnie w y stęp u ją c h a lc e ­
don, opal, illit, m ontm orillonit, kaolinit, nadto sp o rad y czn ie gips i epsom it.
Z m in erałów k r u sz c o w y c h w yró żn ia się siarczki w charakterze u tw o ­
rów p ierw o tn y ch oraz p o w sta łe po nich tlenki i w od orotlen ki jako u tw o ry
w tórne.
W śród m in era łó w ż y ło w y c h n ajliczn iejsze są w ę g la n y , g łó w n ie k a lc y t
i dolom it, w y s tę p u ją c e w form ie c ią g ły c h lub b lizn o w a ty ch ż y łe k b a rw y
białej, szarej lub różow ej, nadto baryt (H arańczyk i S zo stek 1970); rza­
dziej pojaw ia się dolom it ż e la z a w y i ankeryt.
Minerały
siarczkowe
rud
W grupie m inerałów sia r cz k o w y c h dom inujący udział mają: sfaleryt, m arkasyt, piryt i galena. S p ora d yczn ie w y stę p u ją w u rc y t i brunckit,
a śla d o w o — jordanit, jordanit ta lo w y , gratonit, du frenoisyt, ? rathyt,
? m en egh init, g reen ock it oraz nader rzadko — argentyt, chalkopiryt, bor­
nit, k o w e lin i ? realgar.
Sfaleryt i w u rc y t m ają p o sta cie często kolom orficzne, ok reślan e jako
blenda sk o ru p ow a (Schallenblende), p o d ob n ie jak m ark asyt i piryt (melnikow it), natom iast galen a jest z r eg u ły krystaliczna, n a jczęściej w ła sn o p o sta ciow a, ziarnista, ale i pasem k ow an a, sp ora d yczn ie kolom orficzna
(bolesław it — H arań czyk 1962).
Sfaleryt zaw iera p erm an en tnie dom ieszki żelaza (odm iana m arm atytow a), kadm u, o ło w iu i m anganu, w m n iejszym stopniu — srebra i a n ty ­
—
78
—
m onu, nadto ślady talu, germ anu, m iedzi, galu, indu, kobaltu, m olibdenu,
niklu i bizmutu. Siarczki żelaza zaw ierają z r eg u ły dom ieszk i arsenu, talu,
antym onu, o ło w iu i cynku , m niej m anganu, m iedzi, niklu, m olibdenu, k o ­
baltu, srebra i kadmu. G alena m a dom ieszki takich m etali jak: cynk, ż e la ­
zo, m angan, srebro i m iedź, w m n iejszy m stop niu arsen, tal, ind, germ an,
kobalt, nikiel, m olibden, bizmut i kadm (H arańczyk 1965).
Minerały
tlenowe
rud
Z pow iązań tle n o w y c h najistotn iejszym i m inerałam i są: sm itsonit,
sm itsonit ż ela za w y (monheimit), hydrocynkit, hemimorfit, g oeth yt, cerusy t i baryt. Rzadszymi, bądź w y s tęp u ją cy m i ślad ow o, są: aragonit c y n ­
k o w y , h ek sah y d ryt c y n k o w o -ż e la z a w y (bianchit), h ek sa h y d ry t c y n k o w o -m agn ezow y, chalkofanit (Kulig 1973), epsom it c y n k o w y , goslaryt, sm it­
sonit m a n g a n o w y , sm itsonit k ad m o w y , kopiapit, cynkit, ? dolom it c y n k o ­
w y , hydroheterolit, cynkdybraunit, ka lcy t c y n k o w y , c er u sy t c y n k o w y
(iglesiasyt), anglezyt, a n g le zy t c y n k o w y , jarosyt, n^elanteryt, m elan teryt
cy n k o w o -m a g n e zo w y , ja rosyt o ło w io w y (plumbojarosyt), fosgenit, krokoit, ? m im etezyt, ? piromorfit,' ? plattneryt, aragonit o ło w io w y
(tarnogórskit, w zgl. tarn ow icyt), p sy lo m e la n i p irolu zyt (Żabiński 1959,
1960).
Sm itsonit ma dom ieszki kadmu, m anganu i żelaza, w m n iejszym
stopniu baru i strontu.
K om pozycjachem icznarud
W ca ły m regio n ie z ło ż o w y m n a jw ię k sze k o n ce n tr a cje tw orzą n a s tę ­
pu jące pierw iastki: cynk, kadm, o łó w , zn a czn ie m n ie jsze — bar, srebro
i tal oraz siarka, arsen, selen , telur. N ie w ie lk ie k o n ce n tr a cje odnoszą się
do żelaza i m anganu, i zn ik om e do niklu, kobaltu, c y n y , germ anu, bizmutu
i indu. P odob nie m ałym i k on centracjam i odznacza się m ag n ez i w ę g ie l
(poza skałą w ęg la n o w ą ), chlor, m iedź, m olibden, an tym on i rtęć. N ie k tó re
pierw iastki cec h u je w ręcz dek on cen tracja w sto su n k u do klarku, jak:
wapń, krzem, glin, sód, potas, fosfor, fluor, stront, tytan, wanad, uran, gal
i chrom (Gałlciewicz 1977a,b). (S z cz e g ó ło w e badania w ty m za k resie p rze­
prow adził H arań czyk 1965, i in.).
Biorąc pod u w a g ę sto p ień k on cen tracji p ie rw ia stk ó w g łó w n y c h
w stosun ku do klarku w treści sk ał w ę g la n o w y c h , zaw arto ścią w yb ijają
się: cynk, żelazo, o łó w , kadm, siarka, srebro, tal, bar, se le n , telur i arsen
(G ałkiew icz 1977b).
—
79
—
Zaznacza się p e w n e zró żn ico w a n ie n a tężen ia k o n cen tra cji w p la n ie
poziom ym : cy n k k o n cen tru je się m a k sy m a ln ie w rejon ach p o łu d n io w y c h
(Bytom skie, C h rzanow skie, O lkuskie), natom iast o łó w w r ejo n a ch p ó ł­
n o c n y c h i w sch o d n ic h (Tarnogórskie, Z aw ierciań sk ie, O lkuskie). Ż elazo
dom inuje w rejonach zach od n ich i śr o d k o w y c h (tarnogórski, b ytom sk i
i olkuski). Kadm k on cen tru je się p od ob n ie jak c y n k z m aksim um w r ejo ­
n ie zaw ierciańskim , gdzie zarazem w y stę p u ją zn a czn iejsze k o n cen tra cje
srebra. Z aw a rtościo w o tal i arsen korelują z żelazem , a srebro z cyn k iem
w rejonach olkuskim i bytom skim , z o ło w ie m zaś w rejo n ach b ytom skim
i zaw ierciańskim . Bar p rzejaw ia się in te n sy w n iej w rejo n ach tarnogórskim , za w ierciańskim i olkuskim (G ałkiew icz 1977a,b,c). P e w n e zró żn ico ­
w a n ie w tym zakresie zdaje się zaznaczać w in te n sy w n o ś c i dom ieszek
A s, Sb i A g , zg od n ie z u k ieru n k o w a n iem w zdłuż linii SW -N E, gd zie ku
S W narasta A g, a ku NE A s i Sb (Ridge i Sm olarska 1972).
W rozm ieszczeniu p ie rw ia stk ó w zaznacza się p e w n a str efo w o ść p io ­
n o w a p o leg ają ca na tym , ż e w d o ln y ch c zę śc ia c h strefy z ło ż o w e j dom i­
nu je cynk, pośrodku c y n k z o ło w iem , a w g ó r n y c h o łó w z żelazem —
o c z y w iś c ie — w zakresie form acji siarczków .
G łów n ym składnikiem ch em iczn y m rud jest cynk, na drugim m iejscu
p la su je się o łó w przy kon cen tracji k ilkak rotn ie m niejszej. W rudach
siarczk ow ych p o w a żn y udział ma, o c z y w iśc ie , siarka. W a żn iejszy m i
z m etali to w a r z y sz ą c y c h są kadm i srebro. Kadm k o r e lu je z cy n k ie m
przy sto su n k a ch w z g lę d n y c h 0,005 Cd do 1 Zn, a srebro z c y n k ie m i o ło ­
w iem , przy stosun ku średnim 0,0001 A g do 1 Zn + Pb. Siarce to w a r z y s z y
s e le n i tellur.
Jak w spo m n ia n o, siln e k o n cen tra cje siarczk ów d w u p o d sta w o w y c h
m etali w p lejad zie kilku m etali to w a r z y s z ą c y c h są w y b itn ie lokalne; sz er ­
sz e ich aureole, w ła ś c iw ie m ało rozezn ane, ro zcią g n ięte są w zd łu ż p e ­
w n y c h w a rstw u p r z y w ile jo w a n y c h i stref d y slo k a c y jn y ch .
WYKSZTAŁCENIE I FORMA SKUPIEŃ RUDNYCH, POSTACIE CIAŁ ZŁOŻOWYCH
Charakterystyka
petrograficzna
rud
R udy cech u ją się znaczną p o ro w a to ścią całk ow itą (do 30%) przy g ę s ­
to ści przestrzennej 1,9— 2,3 t/m 3 (Piątkow ski i in. 1969). N ajbardziej t y ­
p o w e są rudy z w ię z łe lub sk aliste i to z aró w n o w grupie rud sia rczk o ­
w y c h , jak i u tlen io n y ch . Rzadko m ają m ie jsc e odm ian y ,,półplastyczne",
c zy ziem iste, jak brunckit — o g ó ln ie — kruche w grupie rud utlen ion ych ,
Z różn orod n ych tekstur ru d n ych pośród rud sia r c z k o w y c h m ożna w y ­
m ien ić w a ż n ie jsze 3 odm iany: 1) w y p e łn ie n ia p u sty c h przestrzeni,
2) im pregn acje z w y p a rc iem treści sk ały, 3) k om b in a cje odm ian 1 i 2.
—
80
—
W śr ó d w y p e łn ie ń p u sty c h przestrzeni m ożna w y r ó żn ić n a stęp u ją ce ro­
dzaje rud ze w z g lęd u na formę: a) ż y ło w e , jako w y p e łn ie n ia sz czelin p o ­
ziom ych, p io n o w y c h i sk o śn y ch , p rzed sta w iają ce ż y ły p o je d y n c z e i z ło ­
żone — u k łady s ie c io w e i sztokw erki, b) rudy b re k c jo w e, p rzy okruchach
sk a ln ych najczęściej ostrokraw ędzistych , sp o jo n y ch m inerałam i siarcz­
kow ym i, z n aw arstw ien iem się ich k o n cen try czn y m w o k ó ł p o s z c z e g ó l­
n y ch b lo czk ó w (struktury i tek stu ry zb liżon e do k o k a rd o w y ch ), c) rudy
o strukturach k a w ern isty ch , drobno- i grubojam istych, przy r o z w in ię ­
ciach k a n a ło w o -k r a so w y c h , w ty m i o p o sta ciach sk o r u p o w y c h lub w y ­
cią gn iętych , lam inarnych (szczotki, w y k ła d k i, „nerki", sta la k tyty , sta ­
lagm ity).
R udy im p regn a cyjn e z w y p a rc iem sk a ły tw orzą ro zleg łe ciała dolom ito w o -sfa lery to w e, m niej lub w ię c e j konkordantne, przy zróżn icow an ej
zaw artości m etali. Są to ciała p rzew a żn ie p o ło g ie, p seu d o p o k ła d o w e,
0 n ie w y r a ź n y c h konturach. W przypadku p ełn iejszej m eta so m a to zy są
on e kształtniejsze, z bardziej p r a w id ło w y m ograniczen iem , za so b o w o
1 p ro cen to w o bardzo b o ga te (M ochnacka i Sa ss-G u stk iew icz 1981).
W kruszach p ierw otn ych , sia rczk o w y ch , rozróżnia się z grubsza n a ­
stęp u jące su k c esje m ineralne: sfaleryt k ry sta liczn o-ziarn isty — kolom orficzne siarczki cynku i żelaza z siarkosolam i — g alen a z b arytem — kalcyt. W strefach siln ie jsze g o zaa n ga żow a n ia tek to n ic zn eg o m ają m ie jsc e
o b ja w y cem entacji sp ęk a n y c h siarczk ów starszych m łod szym i, i to k il­
kak ro tn ie (Śliw iński 1964b, S ass-G u stk iew icz 1974, 1795a,b), co w sk azu je,
jak w spom niano, na p u lsa c y jn y charakter inw azji roztw orów .
Ciała złożowe
i aureole geochemiczne
Ciała rudne m ają w y ra źn e, bądź n ie w y r a źn e og raniczen ie. W drugim
przypadku, g d y p rzejście m ięd zy rudą i skałą płon ną jest p ły n n e , granice
przyjm uje się u m o w n ie w e d łu g za w artości m etalu w sk a le (w artość k o ­
niunkturalna). W o k ó ł ciał ru d n ych rozprzestrzeniają się u tw o ry z m ini­
m alną zaw artością m etali p o d sta w o w y c h , sta n o w ią c e au reole g e o c h e ­
m iczne. Ich z a się g — jak w sp o m n ia n o już, a teraz s ię pod kreśla — jest
sto su n k o w o w ąski, zresztą zm ienn y, n ie za le żn y od n a tężen ia okruszcow an ia, raczej od charakteru i rozkładu p orow atości.
W skali złoża p r z e m y sło w e g o ciała rudne m ają k szta łty ż y ł p o z io ­
m ych , w z g lęd n ie p seu d o p o k ła d ó w o zm ienn ej grubości od k ilk u c e n t y ­
m etró w do kilkunastu, albo i k ilk u d ziesięciu m etrów , o r o zcią g ło ści od
kilk u d ziesięciu c en ty m e tró w do k ilk u set i paru t y s i ę c y m etrów . W ty m
k o n tek śc ie sto su n k o w o c zę ste są ciała rudne o kształtach w y b itn ie n ie ­
regularnych, jak p o c h y łe s o c z e w y i gniazda rudne, pnie, sztokw erki, m a ­
g a zy n y , n iek o n ieczn ie sz cz e ln ie za p e łn io n e k ru szcem p rzew ijają ce się
kanały.
—
81
—
Pola i rejony złożowe
Z łoża o u sta lo n y ch zasobach składają się z szeregu ciał rudnych, roz­
m ieszc zo n y ch w dość zn aczn ym in terw a le p io n o w y m , się g a ją c y m od
d e w o n u po jurę (ślady g a le n y zn a n e są i z trzeciorzędu, jak w z m ia n k o ­
w an o). Zasadnicza c zęść ok ru szco w a n ia u m ie jsco w io n a jest w d o lom i­
tach w tó r n y c h triasu, o k r e śla n y c h jako k ru szcon o śn e. Liczące się p rze­
j a w y m ineralizacji notuje się przed e w szy stk im w obrębie d o ln e g o w a ­
p ien ia m u szlo w e g o , ponadto w podłożu, choć w y r y w k o w o i na zn aczn ie
m n ie jszą sk alę w pstrym p ia sk o w c u i w d e w o n ie , nadto w ślad ach —
w karbonie i germ ie oraz jurze. W ostatnim przypadku — z r eg u ły
w szczelin k a ch i brekcjach te k to n ic z n y c h (Kosmann 1883, Ż u k ow sk i 1947,
Ś liw iń sk i 1958, W in c za k ie w ic z 1969, G ałk iew icz 1977b).
Ciała rudne zajm ują p o w ie r zc h n io w o w sto su n k u do d o w o ln e g o pola
z ło ż o w e g o obszar n iew ielk i, co przyjm uje się o rien ta cy jn ie jako w s k a ź ­
nik zm ien n ości przestrzennej okruszcow an ia, k tóry w ah a się od kilk u ­
n a stu do k ilk u d ziesięciu procent.
Z r ejo n ó w z ło ż o w y c h n ajb o ga tszy jest olku ski i w k o lejn o ści: b y to m ­
sk i, zaw ierciański, ch rzan ow sk i i tarnogórski. W y m ie n io n y sz e r e g składa
s i ę na w ielk i region ślą sk o-k rak ow sk i w y z n a c z o n y pon adto punktam i
0 niższej k on centracji k ru szców , z m niej lub w ię c e j ok a załym i ich prze­
jaw am i.
POGLĄDY N A GENEZĘ ZŁOZ CYNKOWO-OŁOWIOWYCH
Z apatryw ania na g e n e z ę o m a w ia n y c h złóż są rozm aite, p od ob n ie jak
w przypadku w ie lu p o k r e w n y c h złóż cy n k u i o ło w iu na św ie cie .
Przegląd
hipotez
U p roszczon ą k la sy fik a cję k o n ce p c ji g e n e ty c z n y c h m ożna przed staw ić
następ u jąco:
1) M ineralizacji s y n g e n e t y c z n e j , w e d łu g której siarczki p o ­
w s t a ły sy n se d y m e n ta c y jn ie w m orzu tria so w y m (G ruszczyk 1956, 1967
1 in.),
2) M ineralizacji e p i g e n e t y c z n e j , w e d łu g której siarczki z o sta ­
ły strącon e z roztw orów , które w ta r g n ę ły w g órotw ór w ę g la n o w y po lityfikacji o sa d ó w (Stappenbeck 1928, W e rn ic k e 1931, B ob row ski 1950, Zw ierzy c k i 1950, K rajew sk i 1957, G ałk iew icz 1967, 1968, H arań czyk i G ałk ie­
w ic z 1970, P rzen iosło 1970 i in.).
R udy u tlen io n e u w a ża n e są na o g ó ł jed n o m y śln ie za u tw o r y w tó rn e
p o siarczkach i e w en tu a ln ie po w ę g la n a c h , choć n iek tó rzy zakładali m o ­
ż liw o ść osadzania się w ę g la n ó w z ud ziałem cy n k u i o ło w iu (Seidl 1962).
8 R o c z n ik PTG
—
82
—
W obrębie każdej z w y m ie n io n y c h d w ó c h grup in terp reta cyjn ych
m ożna w y ró żn ić kierunki rozbieżne, tak np. w grupie p ierw szej jedni
przyjm ują b ezp ośred n ie strącan ie się siarczk ów w stw ierd zan ej dziś k o n ­
centracji (np. G ruszczyk 1956), natom iast inni, że siarczki u le g ły remobilizacji w trakcie w ietrzen ia poprzez infiltrację (Seidl 1960— 62). Jednak
n ieo d p o w ied n io ść w a r u n k ó w dla sed y m e n ta c ji siarczk ów ze w z g lęd u na
w y s o k ie pH i Eh zdaje się p rzeczyć tezie p ierw szej, a brak o b ja w ó w c e ­
m entacji w złożach c y n k o w o -o ło w io w y c h w o g ó ln o ści czyn i w ą tp liw ą
tezę drugą.
P ogląd y przyjm ujące e n d o g e n e z ę dla teg o ty p u złóż m ożna ugrup o­
w ać następująco, przyjm ując za p o d sta w ę teorie o g en eracji roztw orów :
a) teoria h yd roterm aln o-osadow a: roztw o ry ju w en iln e, w y s tę p u ją c e
jako e k sh a la cje pod w od ne,
b) teoria parahydroterm alna: roztw ory w tórnie hydroterm alne, w s t ę ­
pujące, w n ik a ją ce w m a sy w o sa d o w y z lity fik o w a n y i stek to n izo w a n y,
c) teoria ortohydroterm alna: roztw ory ju w en iln e, w stęp u jące, w n ik a ­
ją ce w m a sy w jw.
O d n ośn ie do p ierw szej z w y m ie n io n y c h h ip otez (np. Ekiert 1970)
odnoszą się te sam e u w a g i co do teorii o sa d o w e j z tym , że w a ż y tu
jeszcze brak d o w o d ó w na istn ien ie eksh alacji h yd ro term a ln y ch w triasie
platform ow ym w o m a w ia n y m regionie. C iągłość profilu i facji n ie w s k a ­
zuje na działaln ość diastrofizm u, c zy w ulkanizm u w o w y m czasie. S tałość
horyzontalna o sa d ó w i ich charakter p ły tk o w o d n y w skazują raczej na
spokojną sed y m en ta cję od p o w ied n ich w arstw , w k on k retn ym przypadku
g o g o liń sk ich i olkuskich.
Koncepcjaparahydroterm alna
Z godnie z poglądam i K ruscha (1929) i S chn eid erhóh na (1941) przyjm u­
je się, że w cza sie diastrofizm u m agm atyzm już ty lk o przez sam o d ostar­
czen ie ciepła m oże b y ć czyn n ik iem rodzącym roztw ory, tzw. w tórn e
W w y n ik u pod n o szen ia się frontu term iczn eg o m o ż e nastąpić ogrzan ie
w ó d g łę b o k ie g o krążenia i n a s y c e n ie ich zw iązkam i m etali przy p rzep ły ­
w ie przez głęb o k o p o sa d o w io n e zm in eralizo w an e o r o g e n y p aleozo iczn e,
czy prekam bryjskie. Bi- c zy trim etaliczn ość o m a w ia n y c h złóż, przy sto ­
su n k o w o szczupłej ilo ści i niskiej zaw artości p ie rw ia stk ó w to w a r z y s z ą ­
cych , zdaje się dobrze godzić z k o n cep cją o d om iem a n ym zw iązk u k ru sz­
c ó w z se le k ty w n y m łu g o w a n iem m etali w od am i term iczn ie i ch em iczn ie
u ak ty w n io n ym i, zw ła szcza w z ią w s z y pod u w a g ę, że b y ły to w o d y z a so ­
lon e (Bloch 1978). P e w n e p otw ierd zen ie tej h ip o tez y m ożna w y p ro w a d z ić
ze składu iz o to p o w e g o o ło w iu i siarki (G ałkiew icz 1961, H arań czyk 1973,
H arańczyk i Lis 1973) — o łó w starszy od z a r y so w u ją c e g o się okresu m i­
neralizacji, siarka ew ap oratow a. R ealn ość p o w y ższe j k on cep cji zdaje sio?
—
83
—
uzasadniać brak z o n a ln o ści w p ła szczy źn ie poziom ej, ch ara k tery sty czn ej
dla zw iązku prosto m a g m a ty czn eg o (Emmons 1940). W d an ym przypadku
obszar o b jęty m ineralizacją m a z a sięg p oziom y w planie raczej w ie lo b oczn y niż k o listy , odb ijający najp ew n iej b u d o w ę strukturalną podłoża.
P rob lem atyczne b y ły b y e w e n tu a ln e su g e s tie o a k tyw iza cji au to n om icz­
nej tek ton iczn o-m a g m ow ej w o d n iesien iu do regionu śląsk o-k rak o w sk ieero, gd zie indziej bardzo realne (S h ch eg lo v 1968), jako że brak tu po tria­
sie o b ja w ó w diastrofizmu. D la tego prędzej m ożna za ło ży ć in g eren cję w ód
w tó rn ie ogrzanych, p o grzeb anych, jako p ote n c ja ln y c h ro ztw o ró w krusz­
c o w y c h (Różkowski i in. 1979).
N a k on iec w arto za u w a ży ć, że w ię k sz o ść p r z y to c z o n y c h dalej argu­
m en tó w p rzem a w iają cy ch za teorią ortohydroterm alną n ie p r z ec zy w sp o ­
sób zasad n iczy tezie o roztw orach parahydroterm alnych.
Koncepcja
o r t o h y d r o t e r m a 1n a
H ipoteza o roli sp raw czej r o ztw o ró w ortoh y d ro term a ln y ch zakłada
zw iązek ty ch ostatnich z o gniskiem m a gm ow ym , w k o n k retn y m przypad­
ku g łęb o k o p o sa d o w io n y m pod skorupą ziem ską. Jed yn ą, ch o ć nie naj­
istotniejszą trudność w jej p rzyjęciu , stw arza brak w id o m e g o zw iązku
teg o typu złóż w o g ó ln o ści z m agm atyzm em . N a pop arcie tej h ip o tezy
m ożna w sza k że p rzy toczy ć fakty następujące:
1) T em peratury p o w sta w a n ia m in era łó w k r u sz c o w y c h w złożach śląsko-k rak ow sk ich , o zn aczon e m etod ą hom ogen izacji, w y n o sz ą do 140°C
(Jerm akow , Roedder v id e G ałk iew icz 1961, oraz K a rw o w sk i i in. 1979),
jak w w ie lu złożach te g o ty p u na św ie cie . A rg u m en t to n ie p o d w a ża ln y ,
isto tn y i w y sta rc za ją c y dla w ia r y g o d n o śc i te z y o g e n e z ie h yd roterm aln ej.
2) Interw ał okruszcow an la d e w o n — jura (być m o że po trzeciorzęd),
przy stałym zasadniczo sk ładzie p a r a g e n e ty c z n y m m in e ra łó w k ru szco ­
w y c h i p ierw iastk ó w to w a r zy szą c y ch , jak też od p o w ied n im sto su n k u izo ­
to p ó w ołow iu w galen ie, w sk a z u je na e p ig e n e z ę i k szta łto w a n ie się m in e ­
ralizacji po triasie; o ty m też d o w o d n ie św iad czy:
3) Z w iązek okruszcow an ia ze strefami tek to n iczn y m i o p rzeb iegu zbli­
ż o n y m do r ó w n o le żn ik o w e g o , tn ącym i jurę; a nadto:
4) R óżnorodność k szta łtów ciał bądź stref rudn ych przy lok aln ej w ah liw o śc i stosu n k ó w p a r a g e n e ty c z n y c h i n ie cią g ło śc i m ineralizacji w prze­
strzeni, przy w y p e łn ie n ia c h p u stek i za stąp ien iach m eta so m a tyczn ych ;
jak i to, że istn ieje w yraźn a niek on k ord an tn ość zjaw iska m ineralizacji
i d olom ityzacji w z g lęd em ła w ic o w e g o sy stem u p ierw otn eg o.
5) A u r e o le g eo ch em icz n e w o k ó ł ciał rudnych, p o d p orząd k ow an e n a ­
ruszeniom tek toniczn ym , za m yk ają ce iz o lo w a n e ośrodki m ineralizacji,
dow od zą n iecią g ło ści zjaw isk a nie p o d leg a ją c eg o u w aru n k ow an iom facjalnym ; i do teg o w arto uw zględnić:
6*
—
84
—
) D om inację facji kruszcofobnej (w ap ien ie — d o lo m ity — m argle —
o o lity — u tw o ry d o tlen ion e przy braku śla d ó w w ę g la organicznego),
która zdaje się przeczyć sed y m en tacji siarczków , jak i:
7) Brak oznak ja k ie jk o lw iek za le żn o śc i od z m ien ia ją cy ch się w o k r e ­
sie d e w o n — jura w a ru n k ó w k lim a tyczn ych .
Reasum ując, w ię k sz o ść fa k tó w przem aw ia za e p ig en ez ą (G ałkiew icz
1967, 1977d, H arań czyk i G a łk iew icz 1970 i in.); t y le że brak ro zstrzy g a ­
ją cy c h d a n y ch w k w e stii źródła m etali i siarki. O b ie k ty w n ie biorąc,
źródło m o g ło b y ć z a rów n o en d o- jak eg zo g e n icz n e .
R oztw ory ortohydroterm alne w ią za ć n a le ży z m agm ą zasadow o-alk aliczną, której p r z eja w y w form ie iniek cji m ia ły m ie jsc e opodal w tr z e c io ­
rzędzie (w p a le o g e n ie w K arpatach — H arań czyk 1965, bądź w n e o g e n ie
w O p olsk iem — G ałk iew icz 1971). M agm a ta w g łęb o k ich og n isk a ch m ogła
zaw ierać m eta le i siarkę, z ty m że n ie w y k lu c z o n e , iż c zęść siarki m ogła
b y ć po drodze przejęta z ew aporatów .
Co do charakteru ro ztw o rów to, biorąc pod u w a g ę drobnoziarnistość
u tw oró w k r u szco w y ch , zbliźniaczenia, izomorfizm, sz k ie le to w o ść i strefo w o ść w b u d o w ie m in era łó w , m ożn a zakładać, że b y ły o n e nie k o lo id a l­
ne, lecz rzeczy w iste. Związki m etali i niem etali b y ły p rzyp u szcza ln ie
kom p lek so w e, które pod w p ły w e m o k syd a cji w śro d o w isk u za sa d o w y m
(w ap ienie i dolom ity) przy spadku tem peratury i ciśn ien ia strą ciły się
jako siarczki proste. R oztw ory m o g ły się w y d o b y ć z głęb i poprzez u sk ok i
i sieć szczelin, g d y te ostatn ie w p oczą tk ow ej fazie ru ch ów b y ły zrazu
otwarte.
Przedział c z a s o w y dla p ro cesu ok ru szco w an ia m ożn a określić na kilka
m ilio n ó w lat, datując g o o g ó ln ie na n e o g e n (G ałkiew icz 1966, 1971).
W p lio c e n ie i czw artorzędzie d ok o n ało się, i nadal zachodzi, u tle n ien ie
sia rczk ó w i form o w a n ie się b o g a ty c h rud u tlen io n y ch , o k r e śla n y c h p o ­
w sz e c h n ie jako galm any.
6
A u to rzy w yra żają p o d zię k o w a n ie Doc. drow i A. R adom skiem u i prof.
drow i inż. Z. W ilk o w i, za k r y ty c z n e u w a g i do artykułu, p rzezn a czo n eg o
do druku w „Roczniku PTG" w z e s z y c ie ku p am ięci Profesora Stan isław a
Ja sk ólsk iego . A u to rz y składają n in iejszym hołd drogiem u N a u c z y c ie lo w i.
WYKAZ LITERATURY — REFERENCES
A l e x a n d r o w i c z S. W. , A l e s a n d r o w i c z Z. (1960), U tw ory triasow e w o k o ­
licach Strzem ieszyc i Sław kow a. Mat. geol. obsz. śląsko-krak. Biul. Inst. Geol., 152:
95— 171. W arszawa.
A l e x a n d r o w i c z S. W . (1964), Przejaw y tektoniki m ioceńskiej w Zagłębiu Górno­
śląskim. A c ta Geol. Pol., 14, 2: 175—231. Warszawa.
—
85
—
A l t h a n s R. (1891), Die Erzformation des M uschelkalks in O berschlesien. Jb. preuss.
Geol. L.-anst., 12, 2: 37— 98. Berlin.
B l o c h S. (1978), O sad y m etalonośne na grzbietach śródocean icznych — geneza, kla­
syfikacja i im plikacje geochem iczne. Prz. Geol., 26, 8: 465—470. W arszawa.
B o b r o w s k i W . (1950), Próba określenia w iek u wtórnej dolom ityzacji i m ineralizacji
skał triasow ych w południowo-zachodniej Polsce. Biui. Inst. Geol., 219: 4—30. W ar­
szawa.
B o g a c z K., D ż u ł y ń s k i S. ( H a r a ń c z y k C. (1970), Ore-filled hydrotherm al
karst features in the Triassic rocks of the C racow -Silesian region. A c t a Geol. Pol.,
20, 2: 247— 265. W arszawa.
B o g a c z K., D ż u ł y ń s k i S., H a r a ń c z y k C., S o b c z y ń s k i P. (1972), Contact
relations of the ore-bearing dolomite in the Triassic of the Cracow -Silesian region.
Rocz. Pol. Tow. Geol., 42, /4: 347—372. Kraków.
B o g a c z K., D ż u ł y ń s k i S., H a r a ń c z y k C., S o b c z y ń s k i P. (1975), Origin
of the ore-bearing dolom ite in the Triassic of the C racow -Silesian Pb-Zn ore di­
strict. Rocz. Pol. Tow. Geol., 45, 2: 139— 155. Kraków.
B o h d a n o w i c z K., J a s k ó l s k i . S. (1948), Złoża c y n k o w o -o ło w ia n e górnośląskie
w: G eologia złóż kruszcow ych, t. 1. Nakł. S e k c ji Wyd. Bratn. Pom. Stud. AG H : 315—
326. Kraków.
B u k o w y S. (1961), U w agi o m ineralizacji skał paleozoicznych okolic Krakowa. K w art,
geol., 5, 2: 338—342. W arszawa.
C i b i s J., C i b i s
334. Katowice.
J.
(I960), U w agi o iłach w itriolow ych. R u dy M etale, 5, 8: 331—
D u w e n s e e F. (1943), Kliiftung und Vererzung im Oberschlesien. Z. prakt. Geol., 51,
9: 97— 105, 10: 107— 111. H alle (Saale).
D ż u ł y ń s k i S. (1976), H ydrothermal karst and Zn-Pb Sulfide ores. Rocz. Pol. Tow.
Geol., 46, 1—2: 217— 230. Kraków.
E k i e r t F. (1970) Rudy cynku i ołowiu, (w:) G eologia i surowce m ineralne Polski.
Biul. Inst. Geol., 251: 408— 418. W arszawa.
E k i e r t F. (1976), Stratabound deposits of m etal ores in Central Europe, (in:) The
current m etallogen ic problem s of Central Europe. W yd. Geol. pp. 83—92. W arsza­
wa.
E m m o n s W. H. (1929), The Origin of the D eposits of Sulfide Ores of the M ississippi
V alley. Econ. Geol., 24, 3: 221— 271.
G a ł k i e w i c z T. (1961), Izotopow y skład ołow iu ze śląsko-krakow skich złóż cynkow o-ołow iow ych . R u d y M etale, 6, 6: 267—268. Katowice.
G a ł k i e w i c z T. (1966), Geneza śląsko-krakow skich złóż cy n k o w o -o ło w io w y ch . Ibid.
11, 6: 285—290.
G a ł k i e w i c z T. (1967), G enesis of Silesian-C racovian zinc-lead deposits. Symp.: G e­
n esis of Stratiform Pb-Zn-CaF2-B a S 0 4 deposits. Econ. G e ol. M onogr. 3. N e w York-Lancaster, pp. 156— 168.
G a ł k i e w i c z T. (1968), Geneza złóż Zn-Pb typu S-C. R u d y M etale, 13, 11: 587—596.
Katowice.
G a ł k i e w i c z T. (1971), Teoria ortohydrotermalnej gen e z y śląsko-krakow sk ich złóż
Zn-Pb. Rocz. Pol. Tow. Geol., 41, 4: 565—570. Kraków.
G a ł k i e w i c z T. (1975), Iły kruszconośne. R u dy M etale, 20, 12: 580— 581. K atowice.
G a ł k i e w i c z T. (1977a), Ruda średnia śląsko-krakow skich złóż Zn-Pb. Ibid. 22, 4:
170— 173.
G a ł k i e w i c z T. (1977b.), Lokalizacja okruszcow ania śląsko-krakow sk ich złóż Zn-Pb.
Ibid. 22, 5: 248—251.
—
8 6
—
G a ł k i e w i c z T. (1977c.), Budowa strukturalno-tektoniczna śląsko-krakow skich złóż
Zn-Pb. Ibid. 22, 6: 280— 285.
G a ł k i e w i c z T. (1977d.), Pozycja m etalogeniczna śląsko-krakow skich
Ibid. 22, 7: 322— 325.
złóż
Zn-Pb.
G a ł k i e w i c z T., H a r a ń c z y k C., S z o s t e k L. (1960), Pojurajskie okruszcowanie utw orów w zasięgu dewon-jura rejonu Olkusz-Klucze. Ibid. 5, 4: 124— 131.
G ł a d y s z J., Ś l i w i ń s k i S. (1979), N o w e dane o mineralizacji c y n k o w o -o ło w io w e j
w obszarze siewierskim . Prz. Geol., 27, 12: 677— 681. W arszawa.
G ó r e c k a E. (1970), Formy w ystęp ow an ia i rozm ieszczenia kruszców w dolomitach
kruszconośnych n ieck i bytom skiej. A c t a Geol. Pol., 20, 1: 159— 172. W arszawa.
G r u s z c z y k H. (1956), O w ykształceniu i gen ezie śląsko-krakow skich złóż c yn k ow o-ołow iow ych . Biul. Inst. Geol., 90. W arszawa.
G r u s z c z y k H. (1967), The G enesis of Silesian-Cracow Deposits of the Lead-Zinc
Ores. Symp.: G enesis of Stratiform Lead-Zinc-Barite-Fluorite Deposits. Econ. Geol.
Monogr., 3: 169— 177. N e w York—Lancaster.
H a r a ń c z y k C. (1962), M ineralogia kruszców śląsko-krakow skich złóż cynku i o ło ­
wiu. Pr. geol., 8, Kom . N au k Geol. PAN. W arszawa.
H a r a ń c z y k C. (1965), G eochem ia kruszców śląsko-krakow skich złóż rud cynku
i ołowiu. Pr. geol., 5, Kom. N a u k Geol. PA N. W arszawa.
H a r a ń c z y k C. (1973), Izotopy siarki w złożach kruszcowych. Prz. Geol., 21, 5: 255—
259. W arszawa.
H a r a ń c z y k C., G a ł k i e w i c z T. (1970), C onsanguinity of the European Zinc-Lead
ore deposits of Silesian-C racovian ty p e and their relation to alkaline-basic volcan ic
rocks, (in:) Problem of h ydroth erm al ore deposition. IUGS, A, N o 2: 61—66. Schw eizerbarth Verl. Stuttgart.
H a r a ń c z y k C., S z o s t e k L., F i l i p o w i c z - L e s i a k W. (1968), Pojurajskie
okruszcow anie Zn-Pb w rowie kom presyjnym K lucze-Jaroszowiec. R u d y M etale, 13,
7: 330—334. Katowice.
H a r a ń c z y k C., S z o s t e k L. (1970), Przejaw y mineralizacji barytow ej w obszarze
śląsko-krakowskim . Pr. Inst. Geol., 59: 231—250. W arszawa.
H a r a ń c z y k C., L i s J. (1973), Skład izotop ow y siarki, typomorfizm i ontogeneza
siarczków ze skał m ezozoicznych i p aleozoicznych obszaru śląsko-krakow skiego.
Prz. Geol., 21, 5: 259— 262. W arszawa.
H o r z e m s k i J. (1962), On the Relation of the so-called Vitriol C lays to the Ore-bearing Limestones and Dolom ites of the M iddle Triassic in Upper Silesia. Bull.
L'Acad. Pol. Sc. Ser. sci. geol. et geogr., vol. 10, 4: 237— 243. W arszawa.
H o r z e m s k i J. (1978), Iły w itriolow e, (w:) Poszukiw anie rud cynku i ołow iu na o b ­
szarze śląsko-krakowskim . Pr. Inst. Geol., 83: 121— 135. W arszawa.
J a s k ó l s k i S. (1954), Zagadnienia k lasyfik acji złóż kruszcow ych na podstaw ie geotektonicznej. Prz. Geol., 2, 4: 121— 125. W arszawa.
J a s k ó l s k i S., B a n a ś M. (1958), Złożow e i m ikroskopow e obserw acje jordanitu
w górnośląskich złożach cyn k ow o -ołow ian ych . Arch. Min., 22, 1: 5— 16. W arszawa.
K a r w o w s k i Ł., K o z ł o w s k i A. , R o e d d e r E. (1979), Gas-liquid inclusions in
minerals of zinc and lead ores from the Silesia-C racow region, (in:) Research on the
gen esis of zinc-lead deposits of Upper Silesia, Poland. Pr. Inst. Geol., 95: 87— 95.
W arszawa.
K e i l K. (1956), Die G enesis der Blei-Zinkerzlagerstatten von O berschlesien (Górny
Śląsk — Polen). Z. G esam tgeb. d. Geol. u. Min. s o w ie d. an gew . Geoph., (Beiheft 15).
Akad. — Verl. Berlin.
K o s s m a n n P. (1883), Auftreten von Erzgangcn und Gangmineralien in der Stcinkohlcnflótzen. Jb. schles. Ges. vaterl. Cultur, pp. 145— 146.
—
87
—
K r a j e w s k i R. (1957), U w agi na temat g e n e z y górnośląskich złóż cyn k o w o -o ło w io w ych. Prz. Geol., 5, 7: 311—314. W arszawa.
K r a j e w s k i R., A n N g u y e n K h a c , K w i e c i ń s k a B. (1971), O skupieniach
substancji w ę g lo w e j w dolomitach kruszconośnych Bolesław ia. R u dy M etale, 16, 6:
278—281. Katowice.
K r u s c h P. (1929), Ueber kolloidale V organge bei der Entstehung der obersch lesischen
Zink-Bleierzlagerstatten. Z. oberschl. Berg. u. Hiitlenm. Ver. 68: 284— 290, 344— 346.
K u l i g M. (1973), Chalcophanite from the Silesian-C racovian Zn-Pb deposits. Min.
Poi., 4, 1: 23— 33. Warszawa.
K u ź n i a r C. (1928), O pow staniu iłów w itriolow ych. Pos. Nauk. Państw. Inst. Geol.,
19/20: 35. W arszawa.
K u ź n i a r C. (1932), Złoża rud ołow iu w o k o lic y Siewierza. Spraw. Państw. Inst. Geol.,
7, 1: 3—96. W arszawa.
K w a ś n i e w i c z M. (1932), Przyczynek do teorii pow stania górnośląskich złóż cynkow o-ołow iow ych . Prz. Górn.-Hutn., 24: 666— 669. Sosnow iec.
M o c h n a c k a K., S a s s - G u s t k i e w i c z M. (1981), The M etasom atic Zinc D ep o­
sits of the Pomorzany Mine (Cracow-Silesian Ore District, Poland). Rocz. Pol. Tow.
Geol., 51, 1/2: 133— 151. Kraków.
P a n e k S., S z u w a r z y ń s k i M. (1975), Kopalne jamy krasow e z kruszcami w o k o ­
licach Chrzanowa. Rocz. Pol. Tow. Geol. 45, 2: 177— 184. Kraków.
P i ą t k o w s k i J., G r z e c h n i k Z., S z o s t e k L. (1969), G ęstość przestrzenna
siarczkowej rudy Zn-Pb jako funkcja zaw artości Pb, Zn, Fe. R u dy M etale, 9, 9:
506—513. Katowice.
P i w o w a r s k i W. , Ż e g l i c k i J. (1978), Formy w ystęp ow an ia m ineralizacji w n ie c ­
ce bytom skiej, (w:) P oszukiw anie rud cynku i ołow iu na obszarze śląsko-krakow skim. Pr. Inst. Geol., 83: 193— 199. Warszawa.'
P r z e n i o s ł o S. (1974), Cynk i o łó w w utworach w ę g la n o w y c h triasu rejonu zaw ier­
ciańskiego. Biul. Inst. Geol., 278: 115— 199. W arszawa.
P r z e n i o s ł o . S . , S t ę p n i e w s k i M., W i e l g o m a s - L . (1974), M ineralizacja galen ow o-sfalerytow a p ia sk o w c ó w dolnego triasu z rejonu K oziegłów . K w art. Geol.,
18, 2: 279—287. W arszawa.
R i d g e J. D., S m o l a r s k a I. (1972), Factors Bearing o-n the G enesis of the Silesian-Cracovian Lead-Zinc Deposits in Southern Poland. 24 IGC, Rept. Sect., 6: 216— 229.
R ó ż k o w s k i A. , R u d z i ń s k a T., B u k o w y S. (1979), Thermal Brines as a Po­
tential Sources of the Ore Mineralization of the Silesia-C racow A rea, in: Research
on the G enesis of Zinc-Lead Deposits of Upper Silesia, Poland. Pr. Inst. Geol., 95:
59—82. W arszawa.
S a s s - G u s t k i e w i c z M. (1971), Rudy cynku i ołow iu w kaw ernach krasow ych.
R u d y M etale, 16, 7: 347— 349. Katowice.
S a s s - G u s t k i e w i c z M. (1974), Collapse Breccias in the Ore-bearing Dolom itć of
the Olkusz M ine (Cracow-Silesian ore-district). Rocz. Pol. Tow. Geol., 44, 2— 3:
217—226. Kraków.
S a s s - G u s t k i e w i c z M. (1975a), Stratified sulfides Ores in Karst Cavities of the
S
S
S
S
O lkusz Mine. Ibid. 45, 1: 63—68.
a s s - G u s t k i e w i c z M. (1975b), Zinc and Lead Mineralization in Collapse Brec­
cias of the Olkusz Mine. Ibid. 45, 3— 4: 303— 326.
c h n e i d e r h o h n J. (1941), Lehrbuch der Erzlagerstattenkunde. Bd. 1. Jena.
e i d l K. (1927), Die oberschlesische Zinkerzlagerstatte. Z. oberschl. Berg, u. Hiittenm.,
Ver. 11, 12: 688—706, 762—776.
e i d l K. (1960, 1961, 1962), Zur G enesis der obersch lesischen Blei-Zinkerzlagerstatten.
T. I, II, IIT. N e u e s Jb. Min., 95, 2: 200—312, 97, 2: 165—274, 98, 1: 31— 156. Stuttgart.
—
88
—
S i e d l e c k i S. (1948), Zagadnienia stratygrafii morskich o sad ów triasu śląsko-krakow skiego. Rocz. Pol. Tow . Geol., 18: 191— 272. Kraków.
S i.e d 1 e c k i S. (1954), U tw ory paleozoiczne okolic Krakowa. Biul. Inst. Geol., 73. W ar­
szawa.
S m o l a r s k a I. (1968), Textural T ypes of Zinc-Lead Ores in the Trzebionka R egion,
Investigations of the substratum structure in Poland. Biul. Inst. Geol., 237: 71— 84,
Warszawa.
S o b c z y ń s k i P., S z u w a r z y ń s k i M. (1974), W y k sz ta łc e n ie litologiczne i okruszcow anie dolom itów dolnego w apienia m u szlow ego w kopalni Trzebionka. Rocz. Pol.
Tow. Geol., 44, 4: 545—556. Kraków.
S o w a S. (1969), P ion ow y i poziom y zasięg okruszcowania złoża cynku i ołow iu na
Kopalni M archlewski. Zesz. Nauk. AGH, 17, 228: 63—77. Kraków.
S t a p p e n b e c k R. (1928), Ausbildung und Ursprung der ob ersch lesischen Belizinkerzlagerstatten. A rc h iv . Lagerstattenf., 41. Berlin.
S z u w a r z y ń s k i M. (1981), O kruszcow anie dolom itów diploporow ych w synklin ie
chrzanowskiej. Rudy M etale, 26, 12: 643—649. Katowice.
Ś l i w i ń s k i S. (1958), N ow ostw ierd zon e w y stęp o w a n ie kruszców cynku i ołow iu
w d ew on ie obszaru siew iersk iego. Prz. Geol., 6, 6: 277—278. W arszaw a.
Ś l i w i ń s k i S. (1960), S k a ły w u lkaniczne i dolom ityzacja w ap ieni d ew oń sk ich
w D ziewkach k.,Siewierza. R u d y M etale, 5, 11: 474—478. K atowice.
Ś l i w i ń s k i S. (1961), W arstw y olkuskie. Ibid. 6, 11: 526— 629.
Ś l i w i ń s k i S. (1964a), G eologia obszaru siew ierskiego. Pr. Geol. Kom. Nauk. Geol.
PAN, 25. W arszawa.
Ś l i w i ń s k i S. (1964b), P rzejaw y m ineralizacji kruszcowej w utw orach dew oń sk ich
i triasow ych obszaru siew ierskiego. R ocz. Pol. Tow. Geol., 34, 1— 2: 151— 190. Kra­
ków.
Ś l i w i ń s k i S. (1966), Dolom ityzacja m orskich utw orów triasu kraJcowsko-śląskiego.
R u dy M etale, 11, 1, 2, 3: 3— 14, 68—73, 122— 131. Katowice.
Ś l i w i ń s k i S. (1969), Rozwój dolom itów kruszconośnych w obszarze krakow sko-śląskim. Pr. Geol. Kom. Nauk. Geol. PA N , 57. W arszawa.
Ś l i w i ń s k i S. (1978), D olom ity kruszconośne (w:) P oszukiw anie rud cynku i ołow iu
na obszarze śląsko-krakowskim . Pr. Inst. Geol., 83: 121— 138. W arszawa.
Ś l i w i ń s k i S. (1981), D olom ityczność formacji w ę g la n o w y c h regionu śląsko-krakow skiego. Prz. Geol., 29, 10: 532—536. W arszawa.
T o k a r s k i A. (1955), O tektonice nadkładu Zagłębia m iędzy D ulow ą i Sierszą. A d a
Geol. Pol., 5, 1: 1— 45. W arszawa.
W e r n i c k e F. (1931), Die primaren Erzmineralien der Deutsch-Bleischarley-G rube bei
Beuthen. A rch iv. Lagerstattenf., 53, Berlin.
W i e l g o m a s L. (1978), Formy w ystęp ow an ia m ineralizacji w rejonie Zawiercia, (w:)
Poszukiwanie rud cynku i ołow iu na obszarze śląsko-krakow skim . Pr. Inst. Geol.,
83: 201—205. W arszawa.
W i n c z a k i e w i c z J. (1969), Schemat b ud ow y geologicznej złoża Trzebionka, flu d y
M etale, 14, 5: 283—285. Katowice.
W ł a s n o w o l s k i J. (1964), Budowa geologiczn a złoża cynku i ołow iu Bolesław , (w:)<
Problemy geologiczn e i su row cow e G órnośląskiego Okręgu P rzem ysłow ego. 34 M e e ­
ting ol Pol. Geol. A ssoc, in K a to w ic e . Cz. II: 69—86.
Z a w i ś l a k L. (1965), M ineralogia i gen eza iłó w w itriolow ych n ieck i bytom skiej. Pr.
Geol. Kom. N a u k Geol. P A N 32. W arszawa.
Z w i e r z y c k i J. (1950), Lead and Zinc Ores in Poland (the G eology, paragenesis and
Reserves of the Ores of Lead and Zinc, in: International Geol. C on gress 18-th S e ss .
Part. 7 (Sect. F) ed. b y Dunham 314—324. London.
—
89
—
Ż a b i ń s k i W . (1959), Zincian Dolom ite from the W aryń sk i Mine, Upper Silesia. Bull•.
A cad. Pol. Sci. Ser. sci. ch/m. geol. et geogr., 7, 5: 355—358. W arszaw a.
Ż a b i ń s k i W . (1960), Charakterystyka m ineralogiczna strefy u tlenienia śląsko-krak ow sk ich złóż kruszców cynku i ołowiu. P t . Geol. Kom. Nauk. Geol. P A N , 1. W ar­
szawa.
Ż u k o w s k i W. (1947), Kruszce cynku i ołow iu w triasie krakowskim . Prz. Górn., 34,
4: 261—274. Katowice.
S h c h e g l o Y A. D. (1968), M etallogen y of the regions of autonom ous activization.S zczegłow A. D. M etallogenija oblastej avtonom noj aktivizacii. Izd. N iedra. Lenin­
grad.
SUMMARY
T h e C racovian -S ilesian ore reg io n c o v er s about 2000 sq. kilom eters;
It can be subd ivid ed into s e v e n industrial districts. T hree of them are"
lo ca ted w ith in the sh a llo w dep ressio n s of sy n clin a l and/or graben origin
(Chrzanów, Bytom, T arn ow sk ie Góry). T he rem aining four occur in th e
area of Silesia-C racow m on o clin e (Olkusz, Z aw iercie, Siew ierz, M iotek-K alety, and in rec en tly d isco v ered district of Żarki, Fig. 1). T he d ep osits
appear to be related to the tectonic z o n e s (faults, joints). T he dom inating
strikes of the tectonic lin es are W — E to W N W — ESE w ith the subordinateN — S to N N E — SS W ones. Distribution of m ineralized areas corresponds
to th o se directions. C oncentrations of m etals m ay lo c a lly reach se v er a l
to o v e r ten percents, but m a y also c e a se to the background at a short
distan ce w ithin the sam e stratigraphic lev e l. V ariability of ore m in e ­
ralization is so ad van ced that the richest concen trations m ay be aban­
don ed by the drillings netw ork of a sp acin g of 250— 300 m eters. T he
individual ore fields are e x tr e m ely irregular and num erous barren areas
can b e found w ithin them. U sually, o n ly 40— 60°/o of drillings appear lo
be p o sitiv e w h ile in the m ine w o r k in g s the variab ility of ore m in era liza ­
tion is e v e n m ore advanced. T he vertica l e x te n d of m ineralization is
sim ilarly v ariab le at the distan ces from se v er a l cen tim eters up to se v er a l
ten s of m eters (Bytom and O lkusz districts). The ores are em p laced in
the d olom ites that r ev e a l features pointing to their ep ig en etic origin.
G enerally, the dolom ites are fin e-crysta llin e or aphanitic, com p act o r
microporous, often cav ern ou s and cracked. In the lo w er parts th e y r e v e a l
high conten ts of iron (ankerites) and the in crea sed m a n g a n ese substitu­
tions. T he colour of a fresh fracture is g r e y but after w ea th erin g it
c h a n g e s into the rusty-brown. D esp ite the p resen ce or a b sen ce of ore
m ineralization the w h o le dolom ite co m p lex is nam ed "ore-bearing d o ­
lomite". If the tw o stratigraphic units, i.e. G ogolin and O lkusz beds, are
d istin guish able w ithin the Lower M usch elk a lk se q u e n c e (Tmi), the o re-bearing dolom ites are distributed predom inan tly w ith in the O lkusz beds.
In so m e p la c es h o w ev e r, the ore-bearing dolom ites em brace the w h o le
—
90
—
thickn ess of Lower M uschelkalk, i.e. about 70 m eters. W e st- and eastw ard
the dolom ites pass into the un ch an ged lim e sto n es from w h ic h th e y h a v e
inheritated the structural and textural features and fo ssil relics. Sulphide
m ineralization is g e n e r a lly located in the lo w er part of the ore-bearing
dolom ites (Bytom, T arn o w sk ie Góry, C hrzanów districts). In the m o n o ­
c lin e districts the vertica l e x te n d of the m ineralized z o n e s appear to be
wider. Shape of the ore bo d ies is variab le and c h a n g e s from pseudo-layers through v ein s, co lla p se structures up to sto ck w ork -ty p e (Fig. 2).
In a broader sense, the m ineralized zo n e s do not correspond to the stratigraphic le v e ls (Fig. 3). T he term "stratoidal" has b e e n proposed for
determ ining such a distribution of ore bod ies of v a r y in g th ick n ess and
shapes, not strictly confined to the stratigraphy (G ładysz, Ś liw iń sk i 1979).
O res are m ainly of sulphide ty p e and contain sphalerite, galen a, pyrite, m arcasite, w urtzite and brunckite. In Bytom district insignificant
am ounts of su lp h osalts (jordanite, gratonite) w e r e identified. M ost
important trace elem en ts are: Cd, Ag, Tl, Ge, As, from th o se cadm ium
and silv er are recovered . In the subsurface zon e and in outcrops oxidized
o r es are com m on. T h o se contain carbonates w ith sm all am ounts of c h l o ­
rides and su lphates and com m on ly high co n ten t of iron hy d rox id es. Such
-ores are k n o w n as "galmans" (Galmei) and h a v e b e e n m ined sin ce c e n ­
turies, although in less am ounts in com parison w ith the sulphide ones.
translated b y W . M ayer