Explanatory memoir of the metallogenic map of Europe and neighbouring countries

Sciences de la terre/Earth sciences 17

Dans cette collection/Titles in this senes: 1.

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The seismicity of the earth, 1953-1965/La séismicité du globe, 1953-1965, by/par J. P. Rothé Gondwana stratigraphy. IUGS Symposium, Buenos Aires, 1-15 October 1967/La estratigrafia dei Gondwana. Coloquio de la UICG, Buenos Aires, 1-15 de octubre de 1967. Mineral map of Africa. Explanatory noteílarte minérale de l’Afrique. Notice explicative, 1/10 O00 000. Carte tectonique intemationale de l’Afrique. Notice explicative/International tectonic map of Africa. Explanatory note. 115 O00 000. Notes on geomagnetic observatory and survey practice, by K. A. Wienert [Also published in French.] Tectonique de I’Afriqueflectonics of Africa. Geology of saline deposits. Proceedings of the Hanover Symposium, 15-21 May 1968. Edited by G. Richter-BernburgGéologie des dépôts salins. Actes du colloque de Hanovre, 15-21 mai 1968. Texte mis au point par G. Richter-Bernburg. The surveillance and prediction of volcanic activity. A review of methods and techniques. Genesis of Precambrian iron and manganese deposits. Proceedings of the Kiev Symposium, 20-25 August 1970/Genèse des formations précambriennes de fer et de manganèse. Actes du colloque de Kiev, 20-25 août 1970. Carte géologique internationale de l’Europe et des régions riveraines de la Méditerranée. Notice explicative/International geological map of Europe and the Mediterranean region. Explanatory note, 115 O00 O00 [Multilingual edition : French, English, German, Spanish, Italian, Russian.] Geological map of Asia and the Far East. 1/5 O00 000. Second edition. Explanatory note [Also published in French.] Geothermal energy. Review of research and development. Edited by H. Christopher Armstead Carte tectonique de l’Europe et des régions avoisinantes. 1/2 500 000. Notice explicativelTectonic map of Europe and adjacent areas. 1/2 500 000. Explanatory note. Carte tectonique du système carpato-balkanique. U1 O00 000. Notice explicativelTectonic map of the Carpathian-Balkan system. 111 O00 000. Explanatory note. Engineering geological maps. A guide to their preparation [Also published in French.] Review of research on modem problems in geochemistry Mémoire explicatif de la carte métallogénique de l‘Europe et des pays limitrophes/Explanatory memoir of the metallogenic map of Europe and neighbouring countries. 112 500 000.

Union Internationale des Sciences Géologiques Congrès Géologique International

Commission de la Carte Géologique du Monde Sous-commission de la Carte Métallogénique du Monde

International Union of Geological Sciences Intemational Geological Congress

Commission for the Geological Map of the World Sub-commission for the Metallogenic Map of the World

Mémoire explicatif Explanatory memoir de la carte métallogénique map of Europe de l’Europe et des pays limitrophes countries

of the metallogenic

and neighbouring

1 :2 500 O00

Unesco

I. Synthèses par zone rédactionnelle I. Syntheses by editorial zone

Préparé par le Comité de rédaction de la Carte Métallogénique de l’Europe et des pays limitrophes (Président: Pierre Laffitte) et coordonné par A. Emberger avec la collaboration de F. Hahn et L. Pilette . and L. Pilette

Prepared by the Editorial Committee of the Metallogenic M a p of Europe and Neighbouring Countries (President: Pierre Laffitte) and co-ordinated by A. Emberger with the collaboration of F. Hahn

III

Publié en 1984 par l'organisation des Nations Unies ' '

pour l'éducation, la science et la culture, 7. place de Fontenoy 75700 Paris ,

Imprimé par Imprimerie Ceuterick, Louvain

Published in 1984 ' .

by the United Nations Educational, Scientific and Cultural Organization,, '

7, place de Fontenoy, 75700 Pans , ' .' '

Printed by Imprimerie Ceutericlt, Louvain '

I ,

. ,

ISBN 92-3-002251-9

/ , .. .

. .

o U~C- I 984 Prinled in Belgium

IV

Préface Preface

La décision de publier, dans le cadre des projets de l’Unesco concernant l’établissement de cartes thémati- ques relatives aux sciences de ia terre, la Carie méiallo- génique de l’Europe à 112 500 O00 remonte à 1960. Dès 1962, le Comité de rédaction de la Carie métallogénique de l’Europe se réunissait sous les auspices de la Commis- sion de la Carte géologique du monde et sous la prési- dence de P. Laffitte, professeur à I’Ecole des Mines de Paris, afin d’établir un plan de travail et de mettre au point une légende internationale.

La carte comprend neuf feuilles, imprimées en 30 à 36 couleurs, et neuf listes de gisements correspondant à chacune des neuf feuilles.

Le présent mémoire, qui vient en complément de la Carte, contient un texte explicatif pour chaque pays. Le Comité de rédaction prévoit également ia publication d’un deuxième volume concernant l’ensemble de la carte.

Par la vision synthétique qu’elle fournit c o m m e par le détail de ses informations, ia Carie métallogénique de l’Europe à 1/2 500 O00 constitue un instrument de travail de premier ordre, non seulement pour le géologue minier aux prises avec des problèmes très concrets, mais également pour les enseignants, les chercheurs et les géo- logues de toutes spécialités.

L‘exécution du projet a été confiée particulièrement à P. Laffitte, coordonnateur général, et à A. Emberger, coordonnateur assisté de E Hahn et L. Pilette. La gra- vure et l’édition de ia carte ont été confiées à iïnstitut Géographique National (France), l’impression de la mé- tallogénie en sérigraphie étant effectuée par La Décalco- manie Industrielle (France).

L‘Unesco exprime à tous sa reconnaissance ainsi qu’aux membres du Comité de rédaction, aux auteurs nommés dans le texte, au Bureau de Recherches Géolo- giques et Minières et à tous ceux qui ont contribué à la préparation tant de la carte elle-même que du présent volume.

Les appellations employées dans cette publication et la présentation des données qui y figurent n’impliquent de la part du Secrétariat de l’Unesco aucune prise de position quant au statut juridique des pays, territoires, villes ou zones, ou de leurs autorités, ni quant au tracé de leurs frontières ou limites.

The decision to publish the Metallogenic M a p of Europe, scale 1 : 2,500,000, within the framework of Unesco’s projects for the preparation of thematic earth science maps goes back to 1960. The Editorial Committee of the Metallogenic M a p of Europe first met in 1962, under the auspices of the Commission for the Geological M a p of the World and under the chairmanship of Professor P. Lafitte of the Ecole des Mines in Paris, to draw up a work pian and work out an international legend.

The m a p consists of nine sheets, printed in thirty to thirty-six colours, and nine lists of deposits, one for each of the nine sheets.

The present publication, which constitutes a supple- ment to the map, contains an explanatory text for each country. The Editorial Committee also envisages pub- lishing a second volume relating to the m a p as a whole.

By virtue of the scope and detail of the information it provides, the Metallogenic M a p of Europe, scale 1 : 2,500,000, constitutes an invaluable working tool not only for the mining geologist confronted with very specific problems but also for teachers, research workers and geologists in all the specialized fields of study.

The main responsibility for carrying out the project was assigned to Professor Lafitte, the chief co-ordinator, and to A. Emberger, the co-ordinator, assisted by E Hahn and L. Pilette. The engraving and publication of the m a p were entrusted to the Institut Géographique National (France), while the silkscreen printing of the metallogeny was camed out by La Décalcomanie In- dustrielle (France).

Unesco would like to express its gratitude to all the above-mentioned, as well as to the members of the Edi- torial Committee, the authors named in the text, the Bureau de Recherches Géologiques et Minières and all who have contributed to the preparation of both the m a p itself and the present volume.

The designations employed and the presentation of material throughout this publication do not imply the expression of any opinion whatsoever on the part of Unesco concerning the legal status of any country, tem- tory, city of area or of its authorities, or concerning the delimitation of its frontiers or boundaries.

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Table des matièresKontents

o1 02 03

04 05 06 07

08

09 10 1 1 12 13 14 15

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17 18 19

Avant-propos/Foreword IX 20 Tchécoslovaquie/Czechoslovakia 309 Islande/Iceland 1 21 Hongrie/Hungary 337 IrlandeAreland 5 22 Roumanie/Romania 343 Grande-Bretagne et Irlande du NordAJnited 23 1 Carpates-Caucase(URSS)/ Kingdom of Great Britain and Northern 24 J Carpathians-Caucasus (USSR) Ireland 1 1 25 Italie/Italy 371 NorvègeíNorway 17 Suedeisweden 25 FinlandeEinland 39 Partie orientale du Bouclier baltique (URSS)/ Eastern part of Baltic Shield (USSR) 49 Plate-forme russe (URSS)/Russian platform (USSR) 73 Oural (URSS)/Ural (USSR) 93 PortugaVPortugal 1 17 Espagne/Spain 125 France/France 14 1 Benelux/Benelux 165 DanemarWDenmark 18 1 République Fédérale d'AllemagneEedera1 Republic of Germany 187 République démocratique allemande/German Democratic Republic 237 PologneD'oland 257 Suisse/Switzerland 299 Autriche/Austria 303

26 27 28 29 30 31 32 33 34 36 37 38 39 40 41 42 43

44

Yougoslavieffugoslavia 385 Albanie/Albania 395 Bulgane/Bulgana 405 Grèce/Greece 41 1 Turquieflurkey 429 Iran/han 453 Maroc/Morocco 461 Algérie/Algeria 495 Tunisieîïunisia 509 EgypteiEgypt 523 Chypre/Cyprus 527 IsraëVIsrael 537 Liban/Lebanon 543 Syrie/Syna 545 JordanieIJordan 549 IraWIraq 553 Partie occidentale de l'Asie Centrale (URSS)/ Western part of Central Asia (USSR) Arabie Saoudite/Saudi Arabia 559

VI1

Avant-propos Pierre Lafitte

Historique et généralités La Commission de la Carte Géologique du Monde a décidé de mettre à l'étude en 1960, sous la responsabilité de Pierre Laffitte, les problèmes que posaient l'élabora- tion d'une carte métallogénique internationale, les objectifs à atteindre, la mise au point d'une légende, et si possible, de lancer une première réalisation en Europe.

Entreprise délicate rassemblant des collaborateurs nombreux, émanant d'Etats de forte culture scientifique et aux traditions diverses.

U n Bureau du Comité de Rédaction comportait outre le Président, P. Laffitte, MM. Zoubek (Tchécoslova- quie), Von Gaertner (République Fédérale Allemande), Dunning (Royaume-Uni), M a r m o (Finlande), et Permin- geat (France).

Dès 1962, lors d'une réunion à Paris, les grandes lignes d'une légende furent mises en place. Celle-ci fut complétée à Zakopane en 1964 avec l'active participa- tion de E. T. Chatalov (U.R.S.S.), et de R. Osika (Polo- gne). Grâce à l'Unesco, cette légende provisoire a reçu une large diffusion, tant auprès des responsables des quarante-quatre zones rédactionnelles de la Carte Métal- logénique de l'Europe qu'auprès des métallogénistes des autres continents. Ce travail théorique a permis de lancer les essais métallogéniques des divers autres continents sous l'impulsion conjugée de Fernand Blondel et Bill Johnston. E n Europe, la rédaction des premières maquettes commençait. Leur juxtaposition et diverses remarques critiques apportées par l'expérience ont conduit le Président à compléter la légende, les complé- ments étant approuvés à Pans en 1966.

Le Secrétariat a été assuré successivement par F. Per- mingeat, A. Zisermann, J. Agard, A. Emberger, assistés de F. Hahn et L. Pilette. La responsabilité de la rédaction de chaque maquette

correspond à des zones rédactionnelles (cf: fig. 1). Ces zones correspondent généralement, mais pas toujours, à des limites de souveraineté nationale. Les noms des responsables sont indiqués sur la feuille 7.

L'échelle choisie (1/2 500 000) a permis pour l'ensemble de l'Europe et des pays circumméditerranéens un découpage en neuf feuilles (60 x 80 cm) :

Feuille 1 : Aberdeen, Feuille 2 : Stockholm, Feuille 3: Perm, Feuille 4: Paris, Feuille 5: Prague, Le fond topographique est dérivé de celui de la Carte

Tectonique Internationale de l'Europe. La projection est une projection conique conforme, de Lambert, à deux parallèles de latitude = 41" et = 65". Le relief terrestre n'est indiqué que par les cours d'eau.

Feuille 6: Moscou, Feuille 7: Rabat, Feuille 8: Athènes, Feuille 9: Ankara.

LES OBJECTIFS DE LA CARTE METALLOGENIQUE DE L'EUROPE

Les cartes minières (comportant la localisation des mines avec, éventuellement fond topographique, villes, usi- nes, voies ferrées ou routes) s'adressent plus aux écono- mistes et aux géographes qu'aux géologues. I1 s'agissait en dressant une carte métallogénique de suggérer l'existence de règles qui régissent la localisation des gîtes minéraux et par là-même, présenter un apport à la science des gisements, science que selon Louis de Launay, nous appelons : Métallogénie. Les cartes métallogéniques peuvent être de conception, de facture et de nature très dissemblables.

Le travail du Comité de Rédaction consiste à sélec- tionner parmi les idées et les conceptions en matière de cartographie métallogénique celles qui étaient susceptibles d'un accord assez large, et avec l'objectif de donner des informations commodes et synthétiques sur la mé- tallogénie de l'Europe, la répartition des gisements, les liaisons entre ces gisements et les phénomènes géologi- ques.

I1 importait aussi, dans un souci d'efficacité et d'aide aux scientifiques de prévoir l'accès à des informations plus détaillées par un système simple et moderne de ren- voi, soit à des fichiers de gisements, soit à des fichiers bibliographiques, soit à des fichiers de formations géolo- giques.

Ceci a été réalisé par l'étude de la mise en mémoire d'ordinateur des données concernant la Carte Métallogé-

IX

FIG. i. Découpage de la Carte métallogénique de 1'Europe et des pays limitrophes. (Les numéros en petits caractères correspondent aux diverses zones rédactionnelles).

O1 Islande 02 Irlande 03 Grande-Bretagne, Irlande du Nord 04 Norvkge 05 Suède 06 Finlande 07 Partie orientale de Bouclier baltique 08 Plate-forme russe 09 Oural

1 1 Espagne 12 France 13 Benelux i4 Danemark 15 Allemagne RFA 16 Allemagne RDA i7 Pologne 18 Suisse 19 Autriche 20 Tchécoslovaquie 21 Hongrie 22 Roumanie

10 Portugal

23 Carpates ,

24 Caucase 25 Italie 26 Yougoslavie 27 Albanie 28 Bulgarie 29 Grèce 30 Turquie 31 Iran 32 Maroc 33 Algérie 34 Tunisie 35 Libye 36 Egypte 37 Chypre 38 Israël 39 Liban 40 Syrie 41 Jordanie 42 Irak 43 Partie occidentale de 1'Asie Centrale 44 Arabie Saoudite

X

nique de l'Europe. La Carte se double donc de fichiers informatisés.

Nous avons voulu éviter l'illustration d'une théorie métallogénique et représenter le maximum de données d'observation. '

ia méthode choisie peut paraître moins scientifique que l'exposé d'une interprétation coordonnée des faits métallogéniques. Eile devrait permettre des études scientifiques nouvelles sur des liaisons entre ia minéralisation et les rnétallotectes.

A cet égard, nous avons préféré pécher par excès d'information plus que par défaut.

Outre les minéralisations, la carte comporte des don- nées sur ia iithologie, le magmatisme, la stratigraphie et la tectonique. La légende est complexe et le fond assez chargé.

La légende DOMAINES OROG6NIQUES (zones plissées) :

Une couleur pâle unique et un symbole (lettre) ont été attribués à chaque orogenèse, en particulier pour les oro- genèses récentes: alpin = jaune pâle (A), hercynien = brique pâle (V), calédonien = mauve pâle (C), assyntien, baikalien, cadomien: zinzolin pâle (B) etc. La densité de couleur est identique, qu'il s'agisse d'une région non subdivisée ou de zones où les terrains ont été subdivisés en étages structuraux liés aux époques orogé- niques, synorogéniques, et tardi-orogéniques. Ceci est réalisé au moyen de trames - points fins - pour les zones non subdivisées (A), ou des hachures dont l'inch- naison indique l'appartenance à tel ou tel étage structurai (AI, A2 OU A3)-

Lorsqu'un m ê m e terrain a été repris par une oroge- nèse ultérieure, il est indiqué soit par une couleur neutre de noyau ancien non précisé, soit par ia couleur de l'orogenese la plus ancienne, les reprises récentes étant indi- quées par des lettres VA pour varisque repris à l'alpin.

Les limites sur la carte entre domaines orogéniques plissés et plate-forme se marquent de diverses façons.

Parfois, on passe de façon graduelle et continue (à l'échelle 1/2 500 000) d'une zone plissée à une zone qui présente des caractéristiques de couverture de plate-for- m e affectée de failles et plis. La représentation adoptée consiste à schématiser les alternances de plis, avec en plus, une mise en évidence des directions structurales. C'est notamment ce qui a été adopté pour la zone des Préalpes ou de Provence en France (feuille 4). L'effet visuel confirme l'allure de N transition ». U n autre type de passage correspond aux terrains sédimentaires ayant les caractères d'une avant-fosse de m ê m e âge que certains terrains appartenant à un m ê m e étage structural lui-même lié aux étapes tardi-orogéniques bordant la chaîne plissée. O n a pris le parti de noter ceci en com- binant le figuré ((couverture non plissée de plate-for- m e », qui comporte des hachures précisant l'étage stratigraphique, avec le figuré en hachures du domaine orogé- nique, auquel l'avant-fosse est reliée. C o m m e précédem- ment, l'effet visuel évoque l'allure d'une transition graduelle.

Sous la couverture de terrains postérieurs à une oro- genèse, les lignes de niveau du socle, tracées de la cou-

leur de l'orogenèse, permettent de suivre les zones plis- sées sous leur recouvrement sédimentaire (dont la teinte gris pâle permet de ne pas trop cacher les courbes).

Lorsque les morts-terrains recouvrent des structures du socle qui sont métallogéniquement intéressantes, on peut indiquer ceci par des hachures en tirets (par exem- pie: le socle hercynien du Bassin du Nord Pas-de-Calais en France, feuille 4). On peut aussi représenter non pas les terrains de sur-

face, mais un écorché géologique qui mettra en évidence le socle intéressant. C'est, par exemple, ce qui a été fait pour l'antéclise ukrainienne : les terrains précambriens, recouverts par des morts-terrains peu épais, ont été montrés sous forme d'une ((boutonnière cartographique» sur les feuilles 5 et 6.

LES COUVERTURES DE PLATE-FORME - STRATIGRAPHIE

Les grands bassins sédimentaires ont été traités, pour l'essentiel, dans l'optique d'une carte géologique. Un gris clair les distingue des terrains plissés. Ce gris est plus clair pour la zone OU la puissance de ces terrains est inférieure à 500 m, ce qui permet de mieux faire ressortir les massifs anciens, entourés d'une auréole plus claire.

Les divers étages stratigraphiques sont indiqués à l'aide de lettres (qui sont celles de la Iégende de la Carte Géologique Internationale de l'Europe à l'échelle de 1/1 500 000) et par des hachures colorées assez espacées. La g a m m e des couleurs symboliques de ces hachures est conforme à la g a m m e classique des cartes géologiques. On remarquera que: - dans les zones de plates-formes, les formations continentales ont été distinguées des formations d'erigi- ne essentiellement marine : les hachures indiquant la stratigraphie sont discontinues, - les limites de mers A certaines époques ainsi que les zones continentales d'altération sont indiquées.

,

LITHOLOGIE - PETROGRAPHIE La nature lithologique dominante des séries (flysch, molasses, calcaires, récifs biogènes, grès, schistes, niveaux à évaporites, niveaux réducteurs) est indiqué par des figu- rés en gris, en bleu ou dans ia couleur de l'étage stratigraphique.

Pour les roches volcaniques, les figurés (en gris ou en couleur) indiquent ia nature (acide, intermédiaire, basique) et l'appartenance à un étage du développement oro- génique.

Les figurés des roches plutoniques, de même, indiquent à la fois ia nature par ia forme du figuré, et l'oro- genèse à laquelle ces roches sont rattachées par ia couleur du figuré.

Certains massifs de ces roches (lorsque l'on veut montrer l'importance métallogène) ont été visuellement mis en évidence: on a enlevé ia trame du fond tectonique et les figurés apparaissent sur fond blanc.

L'âge des roches est indiqué, soit par une indication d'âge stratigraphique, soit par une indication d'âge tectonique, soit par une indication d'âge absolu.

LES MINERALISATIONS Les couleurs vives, surimprimées en sérigraphie, repré- sentent les minéralisations.

XI

Sont représentés d'une part les gîtes et indices, d'autre part les districts, zones et aires métallogéniques.

Gítes et indices

Nous avons pris le parti de définir deux catégories de taille : grands gisements (taille 2), petits gisements (taille i), et d'ajouter un symbole spécial correspondant aux indices (taille O).

La limite entre taille 1 et 2 correspond approximativement à 1 pour 1000 des réserves mondiales (réser- ves + extractions cumulées; CJ: tableau 1, estimation 1966). Cette règle vaut évidemment pour l'Europe.

TABL 1. Tonnage en métal contenu - ou en minéral (chiffres en tonnes métriques) constituant la limite entre les gîtes de taille 1 et 2

Aluminium 2 O00 o00 Antimoine ' 20 O00 Argent 500 Barytine 1 o00 O00

' Beryllium 1 000 Borates 500 O00 Chromite 1 O00 O00 Cobalt 10 O00 Columbo-tantalite 20 O00 Cuivre 1 O0 O00 Diamant 1 O00 O00 ' Etain 20 o00 Fer 50 O00 O00 Fluorite 500 O00 Graphite 1 O00 o00 Kaolin-argile 2 O00 O00 Lithium 10 o00 Magnésite 2 O00 O00 Manganèse 1 O00 O00

Mercure 3 O00 Molybdène 5 O00 Nickel 20 o00 Or 50 Phosphates 10 O00 O00 Platine 10 Plom b-Zinc 200 000 Potasse 50 O00 O00 Pyrite 2 o00 O00 Sodium (Chlorure de) I O0 O00 O00 Soufre 1 O00 O00 Talc 500 O00 Titane 500 O00 Tripoli 500 O00 Uranium 1 O00 Vanadium 5 O00 Wolfram 10 O00 Zircon 100 O00

1. Carats

Districts et aires

Le groupement des gîtes en districts a été fait en fonction d'une typologie des groupements, établie en cours de travail par le coordonnateur général. Cette typologie, relativement simple, est la suivante: 1. Gîtes des zones plissées

Districts 1iés-à la métallogénie éo-orogénique, '

Districts liés à la métallogénie synorogénique, Districts liés au volcanisme et plutonisme tardi- orogéniques Districts tardi-orogéniques hydrothermaux.

2. Gítes de plate-forme - Districts à gîtes stratiformes dans les premiers niveaux transgressifs, - Districts sédimentaires, - Districts d'altération superficielle.

3. Districts non précisés N.B. Certaines superpositions peuvent exister entre les catégories de ces différents groupes.

Conclusions Telle qu'elle se présente, la première édition de la Carte Métallogénique de l'Europe et des pays limitrophes constitue la première tentative de réalisation d'un travail métallogénique collectif et international qui a groupé les efforts de plusieurs centaines de scientifiques pendant de longues années dans les quarante quatre zones rédaction- nelles concernées.

Entreprise de longue haleine puisqu'elle a duré près de vingt ans, elle constitue un document de travail important et marquera une étape dans l'effort de synthèse sur les connaissances de la métallogénie européenne.

Les régularités qui apparaissent, qu'il s'agisse de fré- quence de certains types de gîtes dans certains domaines, de l'absence ou de la rareté de certains métaux dans d'autres, donneront d'ailleurs, espérons-le, naissance à des commentaires nombreux et féconds.

A côté de la carte - et c'est ce qui constitue l'essentiel de cet ouvrage - une description de la métallogénie des diverses zones a été rassemblée et constitue un document qu'il serait inopportun de commenter car la qualité des auteurs et le soin qu'ils ont apporté à leur contribution est en lui-même un témoignage bien suffisant. I

Ce premier ouvrage sera suivi d'un second regroupant les synthèses métallogéniques par domaine structural. Cinq chapitres sont prévus:

1. Europe précambrienne, 2. Europe calédonienne, 3. Europe varisque, 4. Europe alpine, 5. Principaux bassins de l'Europe et leurs gîtes sédi-

mentaires. Le coordonnateur général tient enfin à exprimer ses

plus vifs remerciements à toutes les personnes qui ont contribué à la préparation et à l'édition de cet ouvrage en particulier le Bureau de Recherches Géologiques et Minières, l'Ecole Nationale Supérieure des Mines de Pa- ris et l'Unesco qui en a assuré l'impression.

I

XII

Foreword Pierre Laffitte

Background and generalities In 1960 the Commission for the Geological M a p of the World decided to institute a study, under the direction of Pierre Laffitte, of the problems involved in compiling an intemational metallogenic map, the objectives to be attained and the legend to be adopted and, if possible, to launch an initial project in Europe.

The undertaking was a difficult one, since it involved assembling a large team of collaborators from countries with strong and varied scientific traditions.

In addition to the Chairman, Pierre Laffitte, the Bur- eau of the Editorial Committee included Messrs Zoubek (Czechoslovakia), Von Gaertner (Federal Republic of Germany), Dunning (United Kingdom), M a r m o (Fin- land) and Permingeat (France).

The basic scheme of the legend was drawn up at a meeting held in Paris in 1962 and completed at ïako- pane in 1964 with the active assistance of E. T. Chatalov (USSR) and R. Osika (Poland). Thanks to Unesco, this provisional legend was widely disseminated not only among those in charge of the forty-four editorial zones of the Metallogenic M a p of Europe but also among met- allogenists in other continents. This theoretical work led to the launching of metallogenic projects in other continents under the joint initiative of Femand Blondel and Bill Johnston. In Europe, the preparation of the first drafts began. After comparing these and taking into account various criticisms based on previous experience, the Chairman produced a slightly modified version of the legend, which was approved in Paris in 1966.

The post of Secretary was assumed successively by F. Permingeat, A. Zisermann, J. Agard and A. Emberger, assisted by E Hahn and L. Pilette.

Responsibility for the preparation of the individual draft maps lay with the various editorial zones (see Fig. I). These zones in most cases, but not ali, coincide with national boundaries. The names of the persons in charge of the work are given on Sheet 7.

The scale chosen (1 : 2,500,000) made it possible for the whole of Europe and the Mediterranean countries to be covered by nine sheets (60 x 80 cm):

Sheet 1 : Aberdeen Sheet 6 : Moscou Sheet 2: Stockholm Sheet 7: Rabat Sheet 3: Perm Sheet 8 : Athènes Sheet 4: Pans Sheet 9: Ankara Sheet 5 : Prague The topographical fundamental reference is derived

from that used in the International Tectonic M a p of Europe. The projection is a Lambert conformal conic projection with degrees of latitude 41" and 65". Relief is indicated solely by watercourses.

THE AIMS OF THE METALLOGENIC MAP OF EUROPE

Mining maps (indicating the location of mines and, in some cases, the topographical setting, towns, factories, railways or roads) are intended for economists and geographers rather than geologists. The purpose in compiling the present metallogenic m a p was to suggest the existence of rules governing the location of mineral beds and thereby to contribute to the science of mineral deposits-a science that, after Louis de Launay, w e call 'metallogeny'. Metallogenic maps can vary greatly in their conception, style and execution.

The aim of the Editorial Committee was to select from among all the various ideas and conceptions of metallogenic cartography those likely to be most widely acceptable and to produce a handy overview of the met- talogeny of Europe, the distribution of deposits and the links between these deposits and geological phenomena.

In the interests of efficiency and with the needs of scientists in mind, it was felt necessary to provide access to more detailed information through a simple and mod- e m reference system to data on deposits, geological formations and bibliographical data.

This has been achieved by arranging for the data relating to the Metallogenic M a p of Europe to be recorded in computerized form. The m a p is thus comple- mented by a set of computerized files.

Rather than illustrating a particular metallogenic theory, w e have sought to present the maximum amount of

XII1

Fio. 1. Division of the Mefallogenic M a p of Europe and neighbouring countries (the numbers in small type represent the various drafting zones).

o1 02 03 o4 05 06 07 08 09 I

10 1 1 12 13 14 15 16 17

21 22

Iceland Ireland Great Britain and Northern Ireland Norway Sweden Finland Eastern part of the Baltic shield Russian platform Urals Portugal Spain France Benelux Denmark Germany, Federal Republic of Germany, Democratic Republic Poland Switzerland Austria Czechoslovakia HWWY Romania

23 The Carpathians 24 The Caucasus 25 Italy 26 Yugoslavia 27 Albania 28 Bulgaria 29 Greece 30 Turkey

32 Morocco 33 Algeria 34 Tunisia 35 Libya 36 Egypt 37 cypms 38 Israel 39 Lebanon 40 Syria 41 Jordan 42 Iraq 43 Western part of Central Asia 44 Saudi Arabia

s 31 Iran

XIV

factual data. The method chosen may seem less scientific than a systematic interpretation of metallogenic facts but it should open the way for further scientific studies on the links between mineralization and metallotects. In this respect, we have preferred to run the risk of offering too much information, rather than too little.

Since the work includes data relating not only to mineralizations but also to lithology, magmatism, stratigraphy and tectonics, the legend is complex and the m a p itself somewhat crowded.

The legend OROGENIC PROVINCES (folded zones)

A single pale shade and a letter symbol have been assigned to each orogeny, particularly the more recent orogenies: Alpine = pale yellow (A), Hercynian = pale brick-red (V), Caledonian = pale mauve (C), Assyntian, Baikalian, Cadomian = pale reddish purple (B), etc. The density of colouring is identical whether it relates to an undivided region or zones where the terranes have been subdivided into structural levels related to eo-orogenic, synorogenic and late orogenic epochs. Such distinction has been effected by using a dotted grid to indicate the undivided zones (A) and hatching with different slopes to indicate different structural stages (A,, AZ, or A3).

Where a province has been reworked by a subsequent orogeny, this is indicated either by a neutral colour representing an unspecified old core or else by the colour of the oldest orogeny, more recent orogenies being indicated by the appropriate letters (for example VA for Variscan reworked by Alpine orogeny).

The boundaries between folded orogenic zones and platforms are shown in various ways on the map.

There is sometimes a gradual and unbroken transition (on the scale of 1 : 2,500,000) from a folded zone to a zone presenting the characteristics of a platform cover affected by faults and folds. W e have adopted the proce- dure of representing the successive folds schematically and indicating in addition their structural trends. This approach has been adopted notably in the case of the pre-Alps or Provence zone in France (Sheet 4). The visual effect achieved is precisely one of ‘transition’. Another kind of transition concerns the sedimentary terranes having the characteristics of a foredeep co-eval with certain terranes belonging to the same structural stage, itself related to late orogenic stages bordering the folded chain. The course adopted here has been to represent such transitions by combining the signature for ‘non-folded platform cover’, the hatching of which indicates the stratigraphic stage, with the hatched signature for the orogenic province to which the foredeep is related. Here again, the visual effect is one of a gradual transition.

Where an orogeny is overlaid by subsequent terranes, the basement contour lines, drawn in the colour of the orogeny, make it possible to distinguish the folded zones under their sedimentary cover (the pale-grey colour of the latter not obscuring the curves unduly).

Where the overburdens cover basement structures that are metallogenically interesting, this may be indicated by pecked hatching (for example, the Hercynian

basement of the North Pas-de-Calais Basin in France, Sheet 4).

Rather than just representing the surface terranes, it is also possible to present a geological cross-section high- lighting an interesting basement. This has been done for example with the Ukrainian antéclise the Precambrian terranes, covered by a shallow overburden, are displayed in the form of a ‘cartographic cutaway’ on Sheets 5 and 6.

PLATFORM COVERS-STRATIGRAPHY

The major sedimentary basins have been treated essentially in the same way as a geological map. A light-grey shade distinguishes them from the folded terranes. This grey is paler in places where the thickness of these terranes is less than 500 metres, thereby helping to bring out the oldlands which are surrounded by a lighter halo.

The various stratigraphic stages are indicated by means of letters (which are those of the legend of the International Geological M a p of Europe, scale 1 : 1,500,000) and by fairly widely spaced coloured hatching. The range of symbolic colours of this hatching corresponds to the traditional range used in geological maps. It will be noted that: (a) in the platform zones, the continental formations are distinguished from the formations of essentially marine origin in that the hatching indicating the stratigraphy consists of broken lines; and (b) the limits of seas at certain epochs as well as the continental weathering zones are indicated.

LITHOLOGY/PETROGRAPHY

The predominant lithological nature of series (flysch, molasses, limestones, biogenic reefs, sandstones, schists, evaporite levels, reducing levels) is indicated by symbols in grey, blue or the colour of the stratigraphic layer.

In the case of volcanic rock, the symbols (in grey or in colour) indicate the nature of the rock (acid, intermediate, basic) and the stage of orogenic development to which it belongs.

The symbols for plutonic rock likewise indicate by their form the nature of the rock and by their colour the orogeny with which it is associated..

Some of these rock groups have been visually high- lighted (in order to show their metallogenic importance): the tectonic ground colour or hatching has been re- moved and the symbols appear on a white background.

The age of rocks is indicated either in terms of their stratigraphic age, their tectonic age or their absolute age.

MINERALEATIONS

Bright colours, overprinted by the silk-screen process, represent mineralizations. Deposits and shows are represented on the one hand and metallogenic provinces, zones and areas on the other.

Deposits and shows

W e have adopted the course of defining two categories of size: large deposits (Size 2) and small deposits (Size 1)

xv

and of adding a special symbol to indicate shows (Size O).

The dividing line between Sizes 1 and 2 is approximately equal to 1/1,000 of the world reserves (reserves + accumulated extraction; see Table 1, based on 1966 estimates). The rule obviously applies to Europe.

TABLE 1. Tonnage in metal or mineral content (figures in me- tric tonnes) constituting the dividing line between Size l and Size 2 deposits

Aluminium 2000000 Mercury 3 O00 Antimony 20 000 Molybdenum 5 O00 Barite 1000000 Nickel 20 O00 Beryllium 1 O00 Phosphates 10 O00 O00 Borates 500 O00 Platinum 10 Chromite 1000000 Potash , 50000000 Cobalt 10000 F'yrite 2 O00 O00 Columbotantalite 20 o00 Silver 500 Copper 100 O00 Sodium (chloride) 100 O00 000 Diamond 1 O00 O00 ' Sulphur 1 o00 o00 Fluorite 500000 Talc 500 O00 Gold 50 Tin 20 O00

500 O00 500 O00

Graphite 1 O00000 Titanium Iron 50 O00 O00 Tripoli Kaolin-clay 2 O00 O00 Uranium 1 O00 Lead-zinc 200 O00 Vanadium 5 O00 Lithium 10 O00 Wolfram 10 O00 Magnesite 2 O00 O00 Zircon 100 o00 Manganese 1 O00 o00 i. Carats.

Provinces and areas

The grouping of deposits into provinces has been effected on the basis of a typology of subsumptions drawn up in the course of the project by the chief co-ordinator. This typology, which is relatively simple, is as follows: 1.

2. Plat/orm deposits Provinces with stratiform deposits in the initial transgressive levels. Sedimentary provinces. Provinces with rock decay.

3. Unspecified provinces N.B. There may be a certain amount of overlapping between these various categories.

Conclusions The first edition of the Metallogenic M a p of Europe and neighbouring countries is the first attempt at a collective international metallogenic study, which has involved the combined efforts of several hundred scientists over many years in the forty-four drafting zones concerned.

A long and difficult undertaking, which has taken almost twenty years to complete, the m a p constitutes an important working document which will mark a new stage in the effort to summarize current available know- ledge of European metallogeny.

The patterns that it reveals, whether it be the fre- quency of certain types of deposits in certain provinces or the absence or scarcity of certain metals in others, will also hopefully provide a great many useful pointers for future research.

In addition to the map, which forms the essential part of this work, a description of the metallogeny of the various zones has been compiled and constitutes a document that requires no recommendation since the quality of the authors and the care that they have devoted to their contributions speak for themselves.

This initial work will be followed by a second with the metallogenic data classified by structural province. Five chapters are planned: (1) Precambrian Europe; (2) Caledonian Europe; (3) Variscan Europe; (4) Alpine Eu- rope; and (5) the principal European basins' and their sedimentan deDosits. - -

Deposits in folded zones Provinces related to eo-orogenic metallogeny. Provinces related to synorogenic metallogeny. Provinces related to late orogenic volcanism and plutonism. Late orogenic hydrothermal provinces.

The chief co-ordinator would like finally to express his sincere thanks to all those who have played a part in the preparation and publication of this work, in particular the Bureau de Recherches Géologiques et Minières, the Ecole Nationale Supérieure des Mines de Paris, and Unesco, which was responsible for printing the work.

XVI

Preámbulo Pierre Laffitte

Antecedentes y generalidades

La Comisión del Mapa Geológico del Mundo decidió que en 1960 comenzaran a estudiarse, bajo la dirección de Pierre Laffitte, los problemas que planteaban la ela- boración de un mapa metalogénico internacional, los objetivos a alcanzar y el establecimiento de una leyenda y, que de ser posible, se iniciaran unos primeros trabajos en Europa. Delicada empresa ésta que congregó a numerosos colaboradores procedentes de Estados con una só- lida cultura científica y diferentes tradiciones.

La mesa del Comité de Redacción comprendía, ade- más del Presidente, Pierre Laffitte, los Sres. Zoubek (Checoslovaquia), von Gaertner (Repiíblica Federal de Alemania), Dunning (Reino Unido), M a r m o (Finlandia) y Permingeat (Francia).

Y a en 1962, durante una reunión celebrada en Park, se fijaron los lineamientos de una leyenda que habia de ultimarse en Zakopane, en 1964, con la activa participa- ción de E. T. Chatalov (URSS) y de R Osika (Polonia). Gracias a la Unesco, esta leyenda provisional fue objeto de una gran difusión, tanto entre los encargados de las 44 zonas de redacción del Mapa Metalogknico de Europa como entre los especialistas en metalogenia de los demás continentes. Ese trabajo téonco permitió iniciar ensayos metalogénicos en los distintos continentes, gracias al impulso que imprimieron conjuntamente Fernand Blon- del y Bill Johnston, En ese momento ya se iniciaba en Europa la preparación de las primeras maquetas. ia confrontación de las mismas y ias diversas observacio- nes críticas dictadas por la experiencia indujeron al presidente a aportar a la leyenda elementos complementa- nos que se aprobaron en Park en 1966.

ia Secretaría estuvo a cargo sucesivamente de E Permingeat, A. Zisennann, J. Agard y A. Emberger, con la asistencia de F. Hahn y L. Pilette.

La tarea de redactar la leyenda de cada maqueta corresponde a las distintas zonas de redacción (véase la Fig. I) que coinciden en general, pero no siempre, con los limites de soberanía nacional. En la hoja No 7 figuran los nombres de los distintos responsables.

La escala escogida, 1 :2.500.000, ha permitido subdi- vidir el conjunto de Europa y los países circummedite- rráneos en 9 hojas de 60 por 80 cm:

Hoja 1 : Aberdeen Hoja 2: Stockholm Hoja 3: Perm Hoya 4: París Hoja 5: Prague

Hoja 6: Moscou Hoya 7: Rabat Hoja 8: Athènes Hoja 9: Ankara

El fondo topográfico se ha basado en el Mapa Tectó- nico Internacional de Europa. Se ha utilizado una pro- yección cónica recta conforme de Lambert con dos para- lelos de latitud = 41" y = 65". ias Únicas indicaciones del relieve terrestre son los cursos de agua.

OBJETIVOS DEL MAPA METALOGkNICO DE EUROPA

Los mapas mineros, que inciuyen el emplazamiento de las minas y, eventualmente, indicaciones sobre el fondo topográfico, las ciudades, las fábricas, ias vias férreas o las carreteras, se destinan más bien a los economistas y a los geógrafos que a los geólogos. Ai trazar un mapa metalogénico, nuestro propósito era sugerir la existencia de regias que ngen ia localización de íos yacimientos minerales y efectuar así una aportación a la ciencia de los yacimientos a ia que, según la denominación de Louis de Launay, ilamamos metalogenia. Los mapas metalogénicos pueden diferir mucho por su concepción, su confección y su carácter.

La labor del Comité de Redacción consistió precisa- mente en escoger, entre las ideas y las concepciones exis- tentes en materia de cartografia metalogénica, las que podían ser objeto de un acuerdo suficientemente amplio, con el fin de proporcionar informaciones prácticas y sin- téticas sobre Ia metalogenia de Europa, la distribución de los yacimientos, y las relaciones entre éstos y los fenómenos geológicos.

Por razones de eficacia y con ánimo de colaborar con los científicos, también era importante prever el acceso a informaciones más detalladas mediante un sistema sen- cillo y moderno que remitiese, ya sea a ficheros de los yacimientos, ya sea a ficheros bibliográficos o a ficheros de formaciones geológicas.

Este propósito se ha hecho realidad mediante el estudio del almacenamiento en computadora de los datos relacionados con el Mapa Metalogénico de Europa. Así

I

FIG. 1. Subdivisión del Mapa Metalogénico de Europa y países limítrofes. (Los números que figuran en caracteres pequeaos corresponden a ias distintas zonas de redacción).

1 Título

Leyenda

Leyenda

'. I., -lrl e I I

O1 Islandia 02 Irlanda 03 Gran Bretaña, Irlanda del Norte 04 Noruega 05 Suecia. 06 Finlandia 07 Parte oriental del Escudo Báltico O8 Planicie rusa 09 Urales

1 1 España 12 Francia 13 Benelux 14 Dinamarca 15 Alemania (RFA) 16 Alemania (RDA) 17 Polonia 18 suiza i9 Austria 20 Checoslovaquia 21 Hungría 22 Rumania

10 Portugal

35

23 Cárpatos 24 Cáucaso 25 Italia 26 Yugoslavia 27 Albania 28 Bulgaria 29 Grecia 30 Turquía 31 Irán 32 Marruecos 33 Argelia 34 Túnez 35 Libia 36 Egipto 37 Chipre 38 Israel 39 Líbano 40 Siria 41 Jordania 42 Iraq 43 Parte occidental de Asia Central 44 Arabia Saudita

I

, .

\

XVIII

pues, se complementa este mapa con ficheros informati- zados.

Deliberadamente hemos procurado evitar ilustrar una teoría metalogénica y nos esforzamos en cambio por representar el mayor número posible de datos procedentes de la observación. Ei método que hemos escogido puede parecer menos

científico que exponer una interpretación coordinada de los hechos metalogénicos, pero debería favorecer la rea- lización de nuevos estudios científicos sobre las relaciones entre ia mineralización y los metalotectos.

Desde esta óptica, hemos preferido pecar por exceso de información que por falta de ella.

Además de datos sobre ias mineralizaciones, el mapa comprende informaciones sobre la litología, el magma- tismo, la estratigrafia y ia tectónica. ia leyenda es com- pleja y se ha inscrito un número considerable de elementos sobre el fondo.

La leyenda ZONAS OROGÉNICAS (zonas plegadas)

Se ha asignado un solo color claro y una letra simbólica a cada orogénesis, especialmente para las recientes : alpina: amarillo claro (A); herciniana: ocre claro (V); cale- doniana : lila (C); asintiana, baicaliana, cadomiana : rosa claro (B), etc. La densidad del color es la misma, ya se trate de una región sin subdivisones o de zonas donde los terrenos se han subdivido en sistemas estructurales relacionados con las épocas orogénicas, sinorogénicas y tardiorogénicas. Se ha logrado por medio de tramas de punteado fino en el caso de las zonas sin subdivisiones (A) o por medio de un rayado cuya inclinación indica la pertenencia a uno u otro sistema estructural (A,, A2 o A3).

Cuando en un mismo terreno se ha producido una orogénesis ulterior, se señala ya sea por un color neutro correspondiente a un tronco anterior indeterminado o por el color de ia orogénesis más antigua; ias orogénesis recientes se indican con ias letras VA que corresponden a variscas superpuestas a las orogénesis alpinas.

En el mapa, los límites entre las zonas orogénicas plegadas y la plataforma se señalan de diferentes mane- ras.

En algunos casos, se pasa de manera gradual y continua (a escala de 1 : 2.500.000) de una zona plegada a otra que presenta ias características de cobertura de platafor- m a con fallas y pliegues. La representación que se ha adoptado consiste en esquematizar ias altemancias de pliegues, incluyendo además una indicación de las direc- ciones estructurales. Es éste, en particular, el criterio adoptado para la zona prealpina o de ia Provenza en Francia (hoja ND 4). Ei efecto visual confirma ia apariencia de ((transición ». Otro tipo de transición es el correspondiente a los terrenos sedimentarios que presentan las características de una antefosa de ia misma edad que algunos terrenos agrupados en el sistema estructural, que a su vez está vinculado con ias etapas tardiorogénicas que bordean la cadena de pliegues. Se ha optado por señalarlo combinando el símbolo «cobertura no plegada de plataforman, algunos de cuyos trazos precisan el

nivel estratigráfico, con el rayado correspondiente a la zona orogénica de ia cual depende ia antefosa. C o m o en el caso anterior, el efecto visual da ia apariencia de una transición graduai.

Bajo la cobertura de terrenos posteriores a una oro- génesis, ias líneas de nivel del Zócalo, trazadas con el color de la orogénesis, permiten seguir ias zonas plegadas debajo de su recubrimiento sedimentano, cuyo color gris claro no oculta demasiado ias curvas.

Cuando los terrenos muertos recubren estructuras dei zócalo interesantes desde el punto de vista metalogénico, se puede señalar por medio de rayados punteados (como, por ejemplo, el zócalo herciniano de ia Cuenca del Norte-Paso de Calais, en Francia, en ia hoja ND 4).

También se pueden representar no ya los terrenos supeficiales, sino un corte geológico que revele el zócalo de que se trate. Es, por ejemplo, lo que se hizo con ia anticlisa ucraniana : los terrenos precámbricos, cubiertos por terrenos muertos de poco espesor, se representaron en forma de «ojal cartográfico» en ias hojas ND 5 y 6.

.

LAS COBERTURAS DE LA PLATAFORMA: ESTRATIGRAF~A

Las grandes cuencas sedimentarias se abordaron, funda- mentalmente, con la óptica de un mapa geológico. Para distinguirlos de los terrenos plegados se utilizó un color gris claro, aún más claro en las zonas en que la potencia de esos terrenos es inferior a 500m., lo cual permite destacar' mejor los macizos antiguos que aparecen rodeados por una aureola más clara.

Los diversos niveles estratigráficos se indican por medio de letras, las mismas que figuran en la leyenda dei Mapa Geológico Internacional de Europa a escala de 1 : 1.500.000, y mediante rayados de colores, bastante espaciados. Los colores simbólicos de estos rayados corresponden a ia gama clásica de los mapas geológicos. Cabe señalar que: - En las zonas de plataformas, las formaciones conti-

nentales se distinguen de las formaciones de origen esencialmente marino: los rayados que indican la estratigrafia son discontinuos. - Se señalan los limites de los mares en ciertas épocas, así como las zonas continentales de alteración.

LITOLOG~A - PETROGRAF~A El carácter litológico dominante de las distintas series wysch, molasas, calizas, arrecifes biógenos, areniscas, esquitos, niveles con evaporitas, niveles reductores) se señala con símbolos grises, azules o con el color correspondiente ai sistema estratigráfico.

Por lo que respecta a ias rocas volcánicas, las figuras (grises o de colores) indican el carácter (ácido, interme- dio, básico) y ia pertenencia a una fase dei' desarrollo orogénico.

Asimismo, los símbolos de las rocas plutónicas seña- lan a la vez su naturaleza por la forma de la figura, y la orogénesis a la cual corresponden, por el color del traza- do.

Para mostrar su importancia metalogénica, algunos macizos constituidos por ese tipo de rocas se han repre- sentado gráficamente, suprimiendo la trama dei fondo tectónico; así pues, las figuras aparecen sobre fondo blanco.

XIX

En cuanto a la edad de las rocas, se indica o bien la edad estratigráfica, o bien ia edad tectónica, o bien la edad absoluta.

LAS MINERALIZACIONES

Los colores vivos, superpuestos en serigrafia, representan las mineralizaciones.

Por una parte, se representan los yacimientos e indicios y, por otra, los distritos, zonas y áreas metalo- génicas.

Yacimientos e indicios

Hemos optado por definir dos categorías de tamaño: grandes yacimientos (tamaño 2), yacimientos pequeños (tamaño I). Añadimos un símbolo especial que corresponde a los indicios (tamaño O).

Ei límite entre los tamaños 1 y 2 corresponde apro- ximadamente al 1/1000 de las reservas mundiales (suma de las reservas más las extracciones; véase el cuadro A, estimación de 1966). Evidentemente, esta regla sólo se aplica a Europa.

CUADRO i. Tonelaje de metal contenido o minerai contenido en los yacimientos de tamaños 1 y 2 (cifras expresadas en tone- ladas métricas)

Alumino 2.000.000 Magnesiia 2.000.000 Antimonio 20.000 Manganeso 1.OOO.000 Azufre 1.000.000 Mercurio 3.000 Baritina 1 .OOO.OOO Molibdeno 5.000 Benlio 1.000 Níquel 20.000 Boratos 500.000 Oro 50 Caolín-arcilla 2.000.000 Pirita 2.000.000 Circón 100.000 Plata 500 Cobalto 10.000 Platino 10 Cobre 100.000 Plomo-zinc 200.000 Columbo-tantalita 20.000 Potasa 50.000.000 Cromiia 1.000.000 Sodio (cloruro de) 100.000.000 Diamante 1.OOO.000.’ Talco 500.000 Estaño 20.000 Titanio 500.000 Fluorita 500.000 Tripoli 500.000 Fosfatos 10.000.000 Uranio 1.000 Grafito 1.000.000 Vanadio 5.000 Hierro 50.000.000 Wolframio 10.000 Litio 10.000

1. Quiiaies.

Distritos y breas

La agrupación de los yacimientos en distritos se ha efec- tuado en función de una tipología, establecida durante los trabajos, por el coordinador general. Esta tipología, relativamente sencilla, es la siguiente:

i) Yacimientos de las zonas plegadas: - distritos correspondientes a la metalogenia eoci- - distritos correspondientes a la metalogenia sino- - distritos correspondientes al vulcanismo y pluto- - distritos tardiorogénicos hidrotermales. - distritos de yacimientos estratiformes en los pri- - distritos sedimentarios; - distritos de alteración superficial.

nemática ;

rogénica ;

nismo tardío;

2) Yacimientos de plataforma:

meros niveles transgresivos;

3) Distritos no precisados Nota : Pueden producirse ciertas superposiciones entre las categorías de estos diferentes grupos.

Conclusiones Esta primera edición del Mapa Metalogénico de Europa y regiones limítrofes es el primer intento de realización de un trabajo metalogénico colectivo e internacional, que ha agrupado los esfuerzos de varios centenares de científicos durante muchos años en las 44 zonas de redacción interesadas.

Esta empresa de larga duración, puesto que ha exigi- do cerca de veinte años, constituye un documento cuya importancia marcará un hito en el esfuerzo de síntesis de los conocimientos sobre la metalogenia de Europa.

Además, cabe esperar que las regularidades que se comprueben, ya se trate de la frecuencia de ciertos tipos de yacimientos en algunas zonas o de la ausencia o de la rareza de ciertos metales en otras, susciten numerosos y fructuosos comentarios.

Además del mapa, elemento fundamental de la pre- sente obra, se ha reunido una descripción de la metalogenia de las diferentes zonas para constituir un documento que huelga comentar, ya que la competencia de sus autores y el esmero de sus contribuciones son prue- bas suficientes de su valor.

A esta primera obra seguirá otra, que agrupará las síntesis metaiogénicas por zonas estructurales. Se prevén ’ cinco capítulos: I) Europa precámbrica; 2) Europa ca- ledoniana; 3) Europa varisca; 4) Europa alpina; 5) Prin- cipales cuencas de Europa y sus yacimientos sedimentarios.

Por Último, el coordinador general desea expresar su más vivo agradecimeinto a todos los que han contribui- do a la preparación y edición de esta obra, en especial al Bureau de Recherches Géologiques et Minières, a la Eco- le Nationale Supérieure des Mines de Paris, así como a la Unesco, que se ha encargado de la impresión.

xx

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Editorial Zone O1 Sheet 1

The mineral occurrences in Iceland* S. Jankovik The Faculty of Mining and Geology, Dusina 7, 11000 Beograd, Yugoslavia

Contents

Introduction 2

Minerals and deposits 2 Base-metal mineralization 2 ‘Black sand’ deposits 3 Native sulphur deposits 3 Aluminiferrous clay deposits 3 Perlite deposits 3 Pumice deposits 3 Phosphate-bearing sediments 3

References 3

Sommaire

Introduction 2

Minéraux et gisements 2 Minéralisations en métaux de base 2 Gisements de «Black sand» 3 Gisements de soufre natif 3 Gisements d’argile aluminoferreuse 3‘ Gisements de perlite 3 Gisements de pierre-ponce 3 Sédiments phosphatés 3

Références 3

* Manuscript received in July 1977.

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S. Jankovik

Introduction The mineral occurrences in Iceland are related to specific metallogenic environments : basaltic and ‘acid’ igneous rocks, formed on the mid-Atlantic oceanic ridge. A brief review of the principal occurrences is presented here, and their location is shown in Figure 1.

Apart from a small output of perlite, no mining activity has so far occurred in Iceland.

FIG. 1. The location of mineral occurrences in Iceland. 1. Base-metal mineralization: Cu, Pb, Zn, Mo; 2. ‘Black sand’; 3. Phosphate (?); 4. Aluminiferrous clay; 5. Perlite; 6. Pumice; 7. Native sulphur.

FIG. 2. The outcrop of copper mineralization at Ossura River (Jankovit, 1972). 1. Mineralized volcanic breccia; 2. Quartz veinlets with PbS, ZnS and fCuFeS2: 3. Moraine material and debris; 4. Hydro- thermal altered basalt; 5. Basalt (lava); 6. Basalt (dyke).

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Minerals and deposits Base-metal mineralization

Base-metal mineralization is revealed only in the E n area of south-east Iceland (Jankovik, 1972). The ore- bearing area is composed of a widespread sequence of Tertiary basalt lava flows, interrupted in several places by: (a) central volcanic activity with large-scale eruptions; (b) major intrusions of basic and ‘acid’ magmas; and (c) numerous minor intrusions. The granite intrusions (both granophyres and granites) are the most Sig- nificant in metallogenic terms. The locations of base- metal mineralization are mostly around the Reydara granophyre intrusion (the Ossura River and Reydara occurrences).

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At Ossura River the copper mineralization occurs in a volcanic breccia, composed of fragments of rhyolite and basalt, and in the form of a typical volcanic pipe (Fig. 2). The principal ore minerals are chalcopyrite, with some galena and sphalerite. Pynte and marcasite occur at intervals, and quartz and calcite are the gangue minerals. The copper content vanes from 0.5 to 1.0 per cent. Y

The &34 analyses of the sulphides exhibit near zero per mil values (from +0.7 to - 1.2 per cent), which is‘ indicative of primordial sulphur derived from the upper mantle.

At Reydara, several occurrences of base-metal mineralization occur within a relatively large granophyre intrusion and around its contact. It is mostly related to the inner contact of the intrusion, where several dyke-

2

The mineral occurrences in Iceland

apophyses of granophyre intrude overlaying basalt. Some molybdenum concentrations, ranging mostly up to 0.05 per cent M o , were found within a rather small, highly silicified zone in a granophyre intrusion.

‘Black sand’ deposits

Deposits of ‘black sand’ (ilmenomagnetic-bearing sand) are numerous in Iceland, and occasionally present a very large tonnage of material, particularly along the south coast (the area of Vik). The deposits were formed by mechanical decomposition of various igneous rocks, mainly basaltic lavas, and subsequent transportation of rock fragments by glacier streams to the Atlantic ocean. T w o main types of deposits occur: (a) fluvioglacial placers and (b) beach placers. Their mineralogical and chemical composition are uniform. Volcanic glass (siderome- lane) is generally the most abundant constituent (42-75 per cent). Ilmenite, ilmenomagnetite and magnetite reach 10 per cent of the sand and the Tioz content is usually up to 3 per cent.

Native sulphur deposits

Deposits of native sulphur, genetically and spatially related to the recent and current solfataric and fumarolic activity, are known at several places. The biggest deposit of native sulphur occurs at Namaskard as a crust, 0.2- 0.5 m thick and approximately 60,000 m2 in extent.

Below the crust lie the products of hydrothermal alteration of the underlying basalt (mostly an argillaceous type of alteration). Large masses of native sulphur, mixed with clay, are found in the area of Namaskard.

AluminiJerrous clay deposits

Occurrences of aluminiferrous clay are known only at Onundar-ördur. The clay was formed during a pause in the regional volcanic activity, during which conditions were favourable for decomposition of basalts.

The bed lies at a particular horizon within the basalts. It is 0.5-12 m thick, and its outcrop can be traced for some kilometres. The principal chemical constituents are Alzo3 30-37 per cent, SiOz 40-45 per cent, Fe203 1.5-15 per cent, Tioz 1-3 per cent, and C a O + M g O up to 1.5 per cent.

Perlite deposits

Among the numerous perlite occurrences, the most interesting are those at Prestahnukur. The area is composed of basalt and rhyolite, closely associated with perlite, obsidian and perlite tuff. The lenses of perlite outcrop for several hundred metres. There are several types of perlite, characterized by different grades. Apart from high-grade perlite, there exist large masses of perlite and obsidian, as well as brecciated perlite of ‘pumiceous appearance”(Tryggvason, 1955).

Pumice deposits

There are numerous large pumice deposits in IceIand. One of the biggest is situated at Burfell, in the area of Hekla. The deposits of pumice are particularly developed along the river Thjorsa, in the zone of active vol-

canoes. The volcano Hekla is composed of basaltic and andesitic lava. During eruptions, the emitted products change from an acid (light-coloured pumice), to a more basic chemical composition (dark pumice) (Thorarins- son, 1967). The principal pumice deposit at Burfell is of subaerial type, formed mainly of pumiceous particles from the Hekla volcano. The thickness varies between 1 and 1 1 metres. The reserve of pumice exceeds 30 million cubic metres.

Phosphate-bearing sediments

The Upper Pliocene and Pleistocene rock sequence in the Tjömes peninsula in northern Iceland contains very small concentrations of phosphate and, at intervals, insignificant lignite seams. These shallow water and littoral sediments, 10-15m thick, usually contain up to 1 per cent PzOs.

References JANKOVI~, S. 1972. The Origin of Base Metal Mineralization of

the Mid-Atlantic Ridge. XXIY Intern. Ceol. Congr., 4, pp. 326-34, Montreal.

THORARINSSON, S. 1967. The Eruption of lhe Hekla in Historical Times. Reykjavik, Sve. Sci. Islandica. I83 p.

TRYGGVASON, T. 1955. A Phyolitic Complex in Basaltic Sur- roundings. XX Intern. Ceol. Congr. Resumes de los trabajos presentados, p. 301, Mexico City.

3

Sheets (1) and 4 Editorial zone 02

Metallogeny of the Irish Republic* P. McArdle Geological Survey of Ireland, 14 H o m e Street, Dublin 2, Ireland

Contents

Introduction 6

Mineral deposits in the Caledonides 7 Deposits linked with events in the Caledonian orogenic cycle 7 Deposits of probable post-Caledonian age 7

Mineralization in the Upper Palaeozoic cover 8 Deposits formed during Devonian sedimentation 8 Epigenetic deposits in the Devonian 8 Stratabound deposits of the Lower Carboniferous 8 Hercynian veins in Lower Carboniferous limestones 8

The post-Palaeozoic cover 9

Production and reserves 9

References 10

Sommaire

Introduction 6

Gisements dans les Calédonides 7 ,

Gisements associés à l'orogenèse calédonienne 7 Gisements d'âge vraisemblablement post- calédonien 7

Minéralisations dans la couverture du Paléozoïque supérieur 8

Gisements formés pendant le dépôt du Dévonien 8 Gisements épigénétiques dans le Dévonien 8 Gisements liés aux strates du Carbonifere inférieur 8 Gisements filoniens hercyniens dans les calcaires du Carbonifere inférieur 8

La couverture post-paléozoïque 9

Productions et réserves 9

Références 1 O

Manuscript received in July 1978. Published with the permis- sion of the Director of the Geological Survey of Ireland.

P. McArdle

Introduction

Ireland is composed essentially of Caledonian basement rocks overlain by relatively undeformed cover rocks, dominantly of Upper Palaeozoic age. Mineralization occurs in both. The Caledonides are exposed around the coast and in central Ireland and two district types are present. The orthotectonic Caledonides are extensively developed in the west and north-west of the country and comprise schists and gneisses with prominent quartzite, metavolcanic and marble horizons of Precambrian to Cambrian age. These rocks were deformed and metamorphosed during a late Cambrian phase of the Cale- donian orogeny and intruded by a variety of plutonic rocks, most notably the granites of Donegal and Conne- mara. A variety of small metal deposits are present. The paratectonic Caledonides consist of the Lower Palaeozo- ic slate belt developments of east and south-east Ireland as well as smaller areas of similar rocks in the centre and west of the country. The rocks are silt-grade sediments containing lesser amounts of turbidites and quartzites and some rare calcareous horizons. They range between Cambrian and Silurian. Volcanic rocks are best developed in south-east Ireland where there were two separate phases of volcanism. The earlier, probably of late C a m - brian age, is represented by minor amounts of basic lava with ocean-floor afinities. The major event occurred in

FIG. 1. Geological plan of East and West Avoca. From Platt.

the Caradocian when extensive developments of acidic volcanics formed, partly in an island-arc setting. These consist of water-lain and ash-flow tuffs, as well as prominent bodies of rhyolite, which may be either intrusive or extrusive. The sequence is intruded by penecontem- poraneous diorites and dolentes. It is these volcanic rocks that contain the most important mineralization known in the Caledonides. The paratectonic Caledon- ides were involved in an orogenic event at the end of the Silurian, which produced extensive deformation and low-grade metamorphism as well as some major granite plutons.

The Upper Palaeozoic cover rocks of Ireland are of two distinct types. In south-west Ireland there is a thick sequence of molasse type sandstones of Devonian age which accumulated in the Munster Basin. Syngenetic and epigenetic copper mineralization are associated with them. Most of central Ireland is covered by Lower Car- boniferous limestones up to a kilometre thick with an increasing argillaceous content towards the base. These rocks contain the major Irish base-metal deposits. Upper Carboniferous sediments are confined to a few areas within the limestone terrain and consist of sandy and shaly sequences with minor iron and coal deposits. The only significant development or rocks younger than Car- boniferous is that of N e w Red Sandstone (Permo-Trias) at Kingscourt, and no metallic deposits are associated with it.

Rockstown

---- West Avoca East Avoca

-- ----- y--

\---

1 '\/,

---- 4- _--------- Lower Laminated Series (shales and siotes) a Rhyalite/rhyolite tuff a Sericitized pyroclastics

Chlorilized pyroclastics C u / P b - Z n z o n e (massive sulphide) a Crystal tuft Iquarlr-feldspar porphyry

171 Diorite Stringer zone Dolomitized sediments (carbonaccousl P b - Z n O 05 1 krn -

6

3

Meîallogeny of the Irish Republic

Mineral deposits in the Caledonides DEPOSITS LINKED WITH EVENTS IN THE CALEDONIAN OROGENIC CYCLE

Pre-orogenic deposits formed during Lower Palaeoroic sedimentation

The only deposits definitely established in this class are base metal types in the orthotectonic Caledonides. Al- though there are no economic deposits present, there are several small occurrences in both north-west (Donegal) and west (Connemara) Ireland. It is noticeable that in Donegal the deposits are exclusively of lead-zinc-baryte and are stratabound at particular horizons of the Dalra- dian sequence. They occur in both marbles and quartzites and are best represented by the stratiform mineralization in marble at Glenabolghil. Similar terrain in Connemara is characterized by copper-sulphide deposits in metamorphosed basic volcanics and associated lithologies.

'

Pre-orogenic deposits linked with Caledonian magmatism

Deposits in this class are confined to the volcanogenic base metal deposits associated with island arc volcanism in the paratectonic Caledonides. They occur in the Avoca mining district (Fig. 1) of south-east Ireland where there are two major contrasting styles of mineralization: (a) massive sulphides, consisting of banded pyritic material with dispersed chalcopyrite, which formed syngenetical- ly on the seafloor; and (b) disseminated sulphides (pyrite-chalcopyrite) within altered acidic ashes, which are the product of diagenetic processes immediately following ash eruption and preceding lithification. In addition, a number of minor ore types occur, including sulphide- cemented breccia zones in rhyolite bodies with associated slumped sulphides, and complex copper-lead-zinc sulphides in either a carbonate or pyritic matrix. C o m - pansons have been made with the Kuroko model of ore genesis (Platt, 1977), although the influence of rhyolites in the ore generating process has yet to be established at Avoca.

Magnetic deposits occur on both sides along the strike from the Avoca sulphide deposits and are regarded as another facies manifestation of the volcanogenic ore process. Minor chalcopyrite is associated with the magnetite and it is possible that minor gold values are also present.

Deposits of uncertain though probably pre-orogenic position

At the southem extremity of the main volcanic belt in south-east Ireland there are several cross-cutting chalcopyrite-quartz veins in acid volcanics. These occur in the Bunmahon area and have been definitely established as pre-Devonian (O'Brien, 1959). It has been suggested that they are of Caledonian age, but comparisons with the Kuroko deposits of Japan suggest that they may be related to volcanogenic processes and are penecontem- poraneous with, or remobilized from, the volcanic epi- sode of late Ordovician age.

In the Glendalough area of eastern Ireland a number of galenasphaIerite veins are emplaced in the marginal area of the Leinster Batholith and these were formerly regarded as the result of late-stage hydrothermal activities in the pluton. However, Kennan (1978) has suggested that this mineralization has been remobilized from the envelope rocks of the pluton and that it ongi- nally represented stratabound mineralization in the Or- dovician sediments.

-

Late- and post-orogenic deposits

The major deposits in this class are those related to granite plutons and occur in both the orthotectonic and paratectonic zones of the Caledonides. In the onhotec- tonic zone, beryl is the most spectacular occurrence, forming mainly in greisened zones of the Rosses nng complex of Donegal (Burke et al., 1964). In addition, molybdenum is c o m m o n to both Donegal and Conne- mara, while the latter also has occurrences of copper and tungsten. By contrast, lithium mineralization, with mi- nor associated tin, is the major association with the Leinster Batholith of south-east Ireland (Steiger, 1977). This mineralization occurs in pegmatite bodies along the south-eastem plutonic contact or in individual sheets within the aureole. A n arsenopyrite-scheelite association has been noted in some small microgranite sheets to the north-east of the lithium mineralization. It is possible that significant uranium deposits will be defined in plutons of either the orthotectonic or paratectonic zones and some target areas have already been announced.

Dispersed stratabound mineralization in the Dalra- dian is frequently remobilized in the Caledonian orogeny to produce vein-type deposits. In Donegal, the effects of remobilization are clearly seen in several deposits, and Keeldrum is an example of such a degree of remobilization that its source rock can no longer be identified with certainty. In Connemara, copper deposits are sometimes disposed along north-westerly trending cross- faults. The potential for mineralization is greatest where dispersed sulphides of a stratabound nature have been 1

remobilized and concentrated by tectonic events.

DEPOSITS OF PROBABLE POST-CALEDONIAN AGE

The lack of confirmed radiometric ages has prevented the separation of these deposits from those listed above. Several vein-type deposits have been placed in this category on the basis of lead-isotope model ages, but recently dissatisfaction has been expressed with certain of the results (Wheatley, 1971, Kennan, 1978). It is likely that most of the vein-type mineralization is associated with the Caledonian orogeny. However, some minor base- metal vein deposits in the Lower Palaeozoic inliers of central Ireland may well have been remobilized from adjacent Lower Carboniferous stratabound deposits during the Hercynian.

7

P. McArdle

Mineralization in the Upper Palaeozoic cover DEPOSITS FORMED DURING DEVONIAN SEDIMENTATION

These deposits are confined to south-west Ireland where an extremely thick accumulation of molasse-type sediments took place. The sediments represent a variety of continental deposits and they pass upwards through a transition zone to marine sediments of the Lower Car- boniferous. It is at the top of the continental sequence that copper mineralization occurs. Stratiform low-grade sulphides are disseminated over an extensive area of sandstone, and they show a preference for the greyish- green lithologies formed under reducing environments. Snodin (1 972) considers that they formed from mineralized connate waters which were expelled from the sedimentary sequence during diagenesis.

EPIGENETIC DEPOSITS IN THE DEVONIAN

These form the well-known copper-barite-quartz deposits of West Cork. The deposits consist of steeply dipping quartz veins with copper in the form of chalcopyrite and tetrahedrite. They have a spatial relationship with the stratiform mineralization mentioned above, which suggests that they are remobilized from that source. However, the minor tungsten-tin values present allowed Evans (i 976) to compare the deposits with those of the Hercynian Saxo-Thuringian Zone, which extends from Cornwall to Germany.

STRATABOUND DEPOSITS OF THE LOWER CARBONIFEROUS

Most of the major base-metal deposits, such as Navan (Fig. 2), Tynagh, Silvermines (Fig. 3), Gortdrum, Balli- nalack, Keel and Mallow, occur within the lower part of the Lower Carboniferous limestone known as the Cour- ceyan. These deposits collectively demonstrate Missis- sippi Valley type characteristics. They are essentially stratabound lenses and disseminations whose geochemical and mineralogical similarities suggest c o m m o n links, but they individually show every gradation in style from vein-type to stratiform. The deposits are commonly located on the northern downthrown side of ENE.-trending normal faults. There is a crude lateral and vertical zoning in that copper-silver deposits occur in the lower more argillaceous limestones and are confined to the southern half of the country, while lead-zinc deposits are located in the cleaner limestones at higher stratigraphic levels but are confined to the northern part of the central plain.

Earlier views considered these to be epigenetic deposits and that the associated faults were the channels for migrating metalliferous fluids of hydrothermal origin. However, it is n o w evident that both syngenetic and epigenetic examples are present (Momssey et al., 1971; Schultz, 1971). The mineralizing processes spanned a time interval which may have been as long as 50 million years. The stratiform massive sulphide and slumped sulphide deposits are syngenetic and of Lower Carboni- ferous age; but the vein-type deposits, with strongly imposed structural controls, are more typical of epigene-

sis, and they may range in age to at least the end of' the Carboniferous. Syngenetic sulphides would have formed in a shallow manne environment, at least partly euxinic. The surroundings of the mudbank limestone complexes would be particularly suited to sulphide accumulation. Contemporaneous faulting has been proposed on structural (Moore, 1975) and geochemical grounds (Russell, 1973, although the evidence is not entirely clear.

Russell (1973) has suggested that the deposits developed along evenly spaced NA. geofractures which opened in response to tensional movements associated with the initiation of the Atlantic rift. H o m e (1975) considers they are aligned along NW.-SE. trending transverse faults which he considers to be remnant Caledon- ide structures. Phillips et al. (1976) propose that the Iapetus suture of Caledonian age maintained its tectonic character in post-orogenic times and influenced the formation of these deposits.

FIG. 2.. Section across Navan zinc-lead deposit.

o 50 mo *o zoo rn, . -.

I J

The metal sources for these deposits have not been identified positively. Russell (1 973) has suggested that fluids migrating through the basement became mineralized by scavenging. The existence of buried granites has been postulated by Evans and Maroof (1976) on gravity evidence, and they suggest that these supplied the metals to upward-moving solutions. Possibly, metals may been leached from finely comminuted volcanic ashes by sea- water, and recent studies confirm that brine-like metalliferous fluids are not uncommon.

HERCYNIAN VEINS IN LOWER CARBONIFEROUS LIMESTONES

It is not possible to establish the presence of such deposits in the absence of suitable radiometric data because there is no geological method of discriminating them from slightly, older epigenetic or diagenetic deposits as outlined above.

FIG. 3. Section through Upper and Lower G zones at Silvermines.

I'

Metallogeny of the Irish Republic

The post-Palaeozoic cover The Mesozoic-Tertiary rocks are very confined and are not known to contain any metalliferous deposits. H o w - ever, ore-forming processes are known to have operated at both Tynugh (Momssey and Whitehead, 1969) and Avoca where supergene enrichment of older orebodies took place in the Tertiary.

Some modest gold placers of Quaternary or Recent age in Wicklow are spatially related to, and were probably derived from, magnetite-chalcopyrite mineral deposits in altered Ordovician ashes.

Production and reserves statistics N A V A N . Tara Mines Ltd have issued reserves (of all categories) for the entire deposit of 70 million tonnes grading 2.63 per cent lead and 10.9 per cent zinc. Subse- quently RTZ (Rio Tinto Zinc) Consultants determined the proven and probable reserves in that portion of the deposit to the north of the River Blackwater as 19.6 million tonnes averaging 1.2 per cent lead and 6.7 per cent zinc. Production by Tara Mines Ltd started in late 1977 at an annual rate of 2.5 million tonnes.

SILVERMINES. No production data are available for the period 1960-70, but in 1949-58 total extraction amounted to 361,200 tonnes from which a total of almost 6,700 tonnes of lead concentrate was derived, with grades of 66.77 per cent lead and 33 oz/tonne silver, The current phase of mining started in 1968 and is expected to continue at present mining rates into the early 1980s. By the end of 1976 a total of 7.2 million tonnes of ore averaging 2.8 per cent lead and 8.9 per cent zinc had been produced.

T Y N A G H . By the end of 1974, a variety of concentrate types had been produced from the complex primary and secondary ores and they contained 317,000 tonnes lead, 226,000 zinc and 284,000 kg silver. A few thousand tonnes of by-product copper concentrate are produced each year and barite is being recovered from the mine tailings. Recoverable diluted reserves at the end of 1976 were issued as 2.5 million tonnes grading 3.89 per cent lead. 3.75 per cent zinc, 0.18 per cent copper and 0.99 odtonne silver. At present mining levels these reserves are expected to be exhausted around 1980.

G O R T D R U M . This deposit was operated between 1967 and 1975 and produced a total of 3.4 million tonnes of ore averaging about 1 per cent copper and 1 odtonne silver. When the mine closed in 1975 its recoverable reserves were exhausted.

BALLINALACK. No reserves have been issued for this deposit, and no mining has taken place to date. It has been reported that reserves are of the order of a few million tonnes of ore grading 8 per cent combined lead- zinc.

M A L L O W . Indicated reserves are 3.6 million tonnes grading 0.7 per cent copper and 0.88 odtonne silver. No mining has taken place.

A H E R L O W . Total reserves (ail categories) amount to 5.5 million tonnes grading 0.89 per cent copper and 1.44 oz/tonne silver. No production has taken place to date.

ABBEYTOWN. Total production during the 1950s amounted to 1 million tonnes of ore averaging 2.5 per cent zinc and 1.5 per cent lead. The reserves are evidently exhausted.

KEEL. Reserves amount to 1.8 million tonnes of 7 per cent combined zinc-lead. No extraction has been under- taken.

BALLYVERGIN. Indicated reserves stand at 0.14 million tonnes at l per cent copper. Mining has not taken place.

BENBULBEN. Barite production amounted to 100,000 tonnes in the period 1940-60. The deposit is currently being assessed for further production.

BALLYNOE. Production of barite commenced at the end of 1963 and has been at an annual rate of 0.2 million tonnes.

S O U T H - W E S T C O R K . This was the main source of copper ore in Ireland during the nineteenth century. The principal mine was at Allihies, which produced a total of 27,000 tonnes of contained copper. In the early twen- tieth century it also produced 300,000 tonnes of barite ore. Current reserves (measured and indicated categories) amount to 1.5 million tonnes grading 1.6 per cent copper, but mining is not considered viable.

A V O C A . In the two centuries prior to 1958, a total of 4 million tonnes of ore grading I per cent copper are estimated to have been extracted. During 1958-62, 2.9 million tonnes of ore averaging 0.75 per cent copper were mined. During the current phase, which started in late 1970, a total of 4.8 million tonnes grading 0.8 I per cent copper had been produced by the end of 1976. At this time in situ reserves at West Avoca stood at 8.4 million tonnes averaging 0.86 per cent copper. It has been estimated that 50 per cent of these reserves are recoverable at a grade of 0.74 per cent copper. No reserves have been issued for the East Avoca region, although its potential is considerable and is being assessed at present.

B U N M A H O N . Over 22,000 tonnes of copper were contained in ores and concentrates produced from this deposit during the nineteenth century. No reserves have been established there subsequently.

G L E N D A L O U G H . Glendalough accounted for over 50 per cent of Ireland’s lead production during the nineteenth century. 50,000 tonnes of lead were contained in produced concentrates. No recent mining has been un- dertaken.

G O L D M I N E S VALLEY. An estimated 7,000-9,000 oz gold have been produced from alluvial material in this valley during the last 200 years.

M U R V E Y . Reserves of 0.025 million tonnes grading 0.13 per cent MOS, have been estimated.

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P. McArdle

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132, pp. 579-609.

10

Editorial zone 03 Sheets 1 and 4

Metallogeny of the United, Kingdom of Great Britain and Northern Ireland* F. W. Dunning The Geological Museum, Exhibition Road, London SW7 2DE, United Kingdom

Contents

Introduction 12

Mineral deposits in the Caledonides 12 Deposits linked with events in the Caledonides orogenic cycle 12 Deposits of probable post-Caledonian age 12

Mineral deposits in the older, Variscan-folded, Upper Palaeozoic cover 13

Deposits formed during Carboniferous sedimentation 13 Post-Carboniferous deposits 13

Mineral deposits in the Variscides of south-west England 14

Deposits linked with events in the Variscan orogenic cycle 14 Younger deposits in the folded marginal shelf zone of the Variscides 15

Mineral deposits in the youngev. Permian-Mesozoic- Tertiary cover 15

Deposits formed during Permian-Mesozoic-Tertiary sedimentation 15 Epigenetic deposits in the younger Permian- Mesozoic-Tertiary cover 15

Sommaire

Introduction 12

Gisements dans les Calédonides 12 Gisements associés à l'orogenèse calédonienne Gisements d'âge vraisemblablement post- Calédonien 12

12

Gisements dans l'ancienne couverture du Paléozoïque supérieur plissée au Varisque 13

Gisements formés pendant le dépôt du Carbonifere 13 Gisements post-carbonifères 13

Gisements dans les Variscides du sud-ouest de l'Angleterre 14

Gisements associés à l'orogenèse varisque 14 Gisements plus récents dans la zone marginale plissée des Variscides 15

Gisements dans la couverture plus récente du Permien-

Gisements formés pendant le dépôt du Permien: Mésozoïque-Tertiaire 15 Gisements épigénétiques dans la couverture du Permien-Mésozoïque-Tertiaire 15

' .c * . 1 ' Méskoïque-Tehiaire 15 , \

Références 16 References 16

* Manuscript received in February 1972.

E W. Dunning

Introduction MAIN GEOTECTONIC UNITS AND THEIR METALLOGENIC SIGNIFICANCE

The British Isles consist of three superposgd orogenic units and their respective overlying cover sequences: The Precambrian basement, exposed in scattered small

outcrops in central England and Wales and, in larger areas, in the far north-west of Scotland and the He- brides.

The North Atlantic Caledonides, exposed to their full width and crossing the British Isles from north-east to south-west.

The Variscides, exposed in south-west England, South Wales and southern Ireland.

The major Precambrian orogenic events, of which six or seven are discernible, have little or no metallogenic significance. One may note in particular the barrenness of the high-grade gramlite facies and amphibolite facies metamorphic rocks of the Lewisian Complex in the far north-west, and the iate Precambrian Cadomian orogenic cycle in England, Wales and Ireland.

The main repositories of metalliferous ores in the British Isles are: (a) the Caledonides; (b) the older, Var- iscan-folded Upper Palaeozoic cover; (c) the Variscides; and (d) the younger, in part Alpine-folded, Perniian- Mesozoic-Tertiary cover.

Mineral deposits in the Caledonides The British Caledonides comprise an older alpinotype metamorphic complex exposed in the Scottish High- lands and Northern Ireland, and a younger mediotype non-metamorphic complex exposed in uplifted massifs and cores in several parts of Britain and Ireland. The metamorphic complex, which was deformed and metamorphosed in the Lower Ordovician, is composed of late Precambrian miogeosynclinal formations and C a m - bro-Ordovician eugeosynclinal rocks. The non-metamorphic complex, folded in the iate Silurian, is predom- inantly eugeosynclinal and composed mainly of Lower Palaeozoic slates, greywackes and acid and intermediate volcanic rocks. Both the metamorphic and non-metamorphic areas, with the exception of Wales, are intruded by discordant Caledonian granites which average 400m.y. in age although rather younger in the non- metamorphic areas. The thickness of the strata and the degree of deformation in Wales are less than in the other Caledonian areas, and the Welsh Lower Palaeozoic 'Geosyncline' has some of the characteristics oí an ex- ternal flysch trough.

Only a small proportion of the mineral deposits in Caledonian rocks can definitely be linked with Caledon- ian endogenic processes.

DEPOSITS LINKED WITH EVENTS IN THE CALEDONIAN OROGENIC CYCLE

Pre-orogenic deposits formed during Lower Pafaeozoic sedimentation

Stratiform syngenetic manganese deposits-'Manganese

Shales'-(ói)' of Lower Cambrian age in North Wales.

Syngenetic pisolitic (chloritic) iron ores (Bettws Garmon 59) of Lower Cambrian age in North Wales.

Syngenetic pisolitic (chloritic) iron ores in Ordovician slates (Penyrafft 60) in North Wales.

Pre-orogenic deposits finkd with Caledonian magmatism

Magmatic-metamorphogenic chromium and talc deposits associated with serpentinite and ultrabasic rocks of possible Lower Cambrian age in Shetland (I) and the Scottish Highlands (6, 12).

Sedimentary-exhalative manganese ores in Lower Ordo- vician shales and mudstones at Rhiw (56) in North Wales.

Pyrite impregnations at Trefriw (64) in North Wales associated with an Upper Ordovician diabase intrusion.

8 .

Deposits of uncertain though probably pre-orogenic posit ion

T w o large cupriferous pyrite deposits of Scandinavian type occur in Anglesey (Parys and Mona 54) and south-

' east Ireland (Avoca 35). The pyritic copper and copper-lead-zinc replacement

veins at Parys and M o n a occur in silicified, sericitized and pyritized Ordovician and Silurian shales intruded by a felsite sill. According to Wheatley (1971), the deposits predate the Caledonian foliation and are probably sedimentary-exhalative. The model lead age of 300 m.y. for the Parys lead (Moorbath, 1962) is almost certainly anomalous.


Small mesothermaikatathermai chalcopyrite replacements in Eocambrian limestones (Kilfinnan 9) and stratiform pyrrhotite-pentlandite impregnations in Eocambrian schists (Znveraray 1 O).

A catathermal copper replacement associated with late Caledonian kersantite and granite (Tomnadashan 13).

A magnetic niccolite segregation in late Caledonian diorite at Talnotry (28) in the Southern Uplands of Scot- land.

Tungsten (scheelite-wolframite) veins in greisened Cale- donian granite and gabbro in the Lake District (Car- rock 39).

DEPOSITS OF PROBABLE POST-CALEDONIAN AGE

The great majority of deposits in the exposed Caledon- ides are of this category. Lead-zinc veins are the most abundant and some copper veins occur. The non-metamorphic zone is far richer than the metamorphic zone.

The vein deposits are clustered together in compact

1. Refers to the number given on the Metallogenic Map of Europe, sheets 1 and 4.

12

Metallogeny of the United Kingdom

isolated orefields. Most of the lead-zinc deposits are moderate-to low-temperature cavity-fillings and cemented fault-breccias containing galena, sphalerite, pyrite and minor chalcopyrite in a quartz gangue with varying amounts of calcite. Barite is present in greater or lesser amounts in some districts (Shelve 86, 87; Lead- hills- Wanlockhead 29; Lake District 36-40b: and Isle of Mun 31, 32) but is absent in others (Curdiganshire 78- 83; Lfanrwsr 63). Fluorite follows barite but the amounts present are very much smaller. The copper deposits are more thinly spread than the lead-zinc veins. Some are chalcopyrite-rich variants of lead-zinc veins (28, 38, 57); others are either apparently older than lead- zinc veins Goldscope (36) or of a higher-temperature type, such as the Dolgelly gold and copper veins (62). The latter contain arsenopyrite, pyrrhotite and tetrady- mite in addition to chalcopyrite, sphalerite, galena and native gold.

The orefields show only a very vague relation to Cal- edonian structures. Rather more occur in anticlinal Or- dovician or older strata than in the synclinal Silurian regions, large areas of which are barren. In Wales, it appears the Dolgelly copper-gold mineralization (62) occupies the centre of a regional zonation on the fringes of which are lower-temperature lead-zinc deposits carrying barite (55, 67, 75, 84, 87), marcasite and colloform pyrite (Llanrwst 63). Wheatley (1971) considers that the Parys and Avoca cupriferous pyrite deposits are at the centre of a Caledonian regional zonation that includes the lead- zinc veins of Wales, the Lake District and Isle of Man, and south-east Ireland. The Dolgelly veins are located in Cambrian rocks on the flanks of the Harlech Dome, a Caledonian structure; and the Cardiganshire lead-zinc lodes, which are highly argentiferous, occur in faults which traverse another Caledonian dome. Although the Dolgelly and Cardiganshire leads have all given Lower Palaeozoic ages, the Cardiganshire lodes occur in tear- faults of probable post-Carboniferous pre-Triassic date. The Tyndrum lead-zinc vein (1 1) is associated with an Acadian (mid-Devonian) tear-fault in the metamorphic zone, but has one of the oldest common lead ages (550 my.) in the British Isles. The Strontian lead-zinc vein (9, which gives its name to Strontianite and strontium, follows a Permo-Carboniferous basic dyke in the metamorphic zone and gives a concordant common lead age of 230 m.y. The Strontian lode is one of three deposits in the Caledonides which are cut by dolerite dykes emanating from Palaeocene-Eocene plutonic centres in Northern Ireland and western Scotland. The others are Islay (7) and Llanrwst (63). The dyke swarms date from about 50-60 my.. The Lower Tertiary magmatism, which is of alkaline basaltic type but includes large amounts of granite 'derived by melting of the Precam- brian crystalline basement, is totaly barren of economic sulphide mineralization.

The mineralogy and geochemistry of many lodes in the Caledonides are typically ' Hercynian'. The Foxdale (31) and Laxey (32) iodes in the Isle of M a n and the Glcndalough iodes (32, 33) in south-east Ireland are mi- neralogically and geochemically similar to the Variscan lead-zinc lodes of south-west England (the Foxdale iode contains considerable amounts of tetrahedrite). This seems to suggest that whatever mechanism produced the lead-zinc lodes of South-West England may also have been responsible for those in the Caledonides.

Mineral deposits in the older, Variscan-folded, Upper Palaeozoic cover The Precambrian and Caledonian orogenic belts north of the Vanscan front in Britain and Ireland are partly concealed beneath an Upper Palaeozoic, mainly Carbonife- rous, cover sequence. This cover varies in thickness and degree of deformation. The Carboniferous cover, in particular, is thinner.over basement highs or blocks and thicker and more shaly in the intervening basins. In northern England it has a markedly cyclothemic character of special metallogenic significance. The Variscan (As- tunc) folding of the cover is strongest in the basin areas adjacent to block margins and is directionally controlled by the basement structures, particularly the major north- south lineaments. In northern England the cover is extensively dislocated by conjugate fracture systems which have localized the mineralization.

DEPOSITS FORMED DURING CARBONIFEROUS SEDIMENTATION

In a number of coalfields in Britain are found sedimentary iron deposits of Westphalian age known as the blackband and clayband ironstones (19, 20, 90, 95, 98, 100, 102). The blackband ironstones are bedded siderite mudstones containing up to 20 per cent coal, which on- ginally made them economical to smelt; and the clayband ironstones are nodular siderite mudstones which occur in the coal-measures shales. These deposits have long since ceased to be economic.

POST-CARBONIFEROUS DEPOSITS

The richest mineralization in Britain outside the Varis- cides of south-west England is found in the Carbonife- rous cover, principally the Dinantian Carboniferous limestone, in north-east Wales and the north of England. There are both consistencies and inconsistencies in the type and distribution of economic mineralization in these rocks (Dunham, 1967). The sulphide mineralization is virtually confined to the cover overlying the basement highs in the Alston-Askrigg blocks; but the Car- boniferous cover surrounding the Lake District Dome, though lithologically similar to that in the highly mineralized Alston Blcck to the east (41, 42), has a completely different type of mineralization -metasomatic haematite replacements-of probable Tertiary age. In contrast, the lead-zinc mineralization in the Carboniferous cover on the flanks of the Welsh Caledonian massif at Halkyn and Minera (68, 69) is almost certainly contemporaneous with that in Derbyshire, the leads having the same isotopic constitution.

The north and south Pennine deposits, especially those of the Afston Block (41, 42), are clearly zoned (Dunham, 1934, 1948, 1952), The Alston ores, display- ing pronounced zonation with fluorite in central warm areas, chalcopyrite in local hot-spots and barite in outly- ing cool areas, were deposited over a temperature range of around 200 to 50°C (Sawkins, 1966). The Alston zonation coincides exactly with negative Bouguer anomalies, though the granites proved by drilling are late Cale-

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F. W. Dunning

donian. Solomon, Rafter and Dunham (1971) have proposed a mineralization model based on sulphur and oxygen isotope work: in this, deep-source hypersaline brines carrying sulphur, lead, zinc, fluorine and barium entered the Dinantian cover sequence of the Alston Block at two foci. These foci were cupolas on the late Caledonian granite pluton in the Caledonian basement. The hypersaline fluids mixed with sulphatic connate waters in the Dinantian formations which precipitated barium as barite. The ore fluids themselves could have been connate waters before entering a deep convection system which was possibly powered by the Whin.Sil1 basic magma chamber.

The mineralization in the Upper Palaeozoic formations of the Midland Valley graben is relatively feeble, though it includes two very large barite deposits at Gass- water (21) and Muirshields (15). Much of the cover in the Midland Valley is non-marine, which may have some bearing on the mineralization. The small native silverbearing veins of Alva (17) and Hilderstone (18) invite comparison with the Oslo Graben and Kongs- berg.

The age of the mineralization in the Carboniferous cover has been a subject of dispute for many years. All that is known for certain is that: (a) the Muirshields vein (15) and one of the Alston veins (41) are cut by early Eocene dolerite dykes of the Mull Swarm; and (b) the haematite mineralization on the west flank of the Lake District D o m e is younger than a period of cavernization possibly Triassic, which postdates the lead-zinc mineralization of the northern Pennines (Dunham, 1952).

There is an unexpectedly large difference in the model ages of northern Pennines lead (280 m.y.) and Derby- shire lead (180 m.y.). Halkyn lead (170 m.y.) is also unexpectedly young, Derbyshire may have a Precambrian basement rich in acid volcanics; this could account for the young lead, but Halkyn with even younger lead has a Caledonian basement in which volcanic rocks are subordinate. Basic igneous rocks in the Pennines which are pre-Permian and dfinitely older than the mineralization have given a series of young K-Ar ages (Fitch and Mill- er, 1964, 1967; Fitch et al., 1967; Fitch et al., 1968). Some of these correspond to the common lead ages, notably 290, 220-225 and 170 m.y. respectively. Addition- ally, age determinations by the Ar-40lAr-39 method on ‘White Whin’, a Variscan late-tectonic basic intrusion in

’ the northern Pennines altered and mineralized adjacent to the hydrothermal veins, point to episodes of hydrothermal mineralization at 230 and 170 m.y. (Dunham et al., 1968). The consensus appears to be that primary mineralization occurred around 285-290 m y . followed by further, possibly regenerative, episodes at 220-230 and 170m.y. in the same ore channels.

Mineral deposits in the Variscides of south-west England The Vanscides of south-west England comprise three main geotectonic units: A n older, possibly Cadomian, metamorphic massif ex-

posed only in the southerly headlands of the Lizard and Start Point.

A Variscan geosynclinal sedimentary-volcanic sequence, ranging in age from Gedinnian to Westphalian A and

’ folded twice, in the late Devonian (AcadiadBretonic) and the late Carboniferous (Asturic) phase.

A zone of folded and overthrust Silurian, Devonian and Carboniferous rocks of shelf facies, probably in a Juratype structure, forming the Mendip Hills.

The Variscan geosynclinal zone is intruded by the Astur- ic late-tectonic ‘Cornubian Batholith’, which has an anomalous, WSW. Cadomian trend.

DEPOSITS LINKED WITH EVENTS IN THE VARISCAN OROGENIC CYCLE

Pre-orogenic deposits formed in association with Variscan magmatism

The manganese (pyrolusite) deposits of Chillaton and Hogstor (125) form irregular masses in Culm cherts. They appear to be genetically associated with basic intrusions (Dines, 1956) and are classed as sedimentary- ex halative.


The most intense mineralization in the British Isles is associated with the Cornubian Batholith of Cornwall and Devon. There is, however, an older mineralization in north Devon, of Bretonic or Sudetic date, comprising the Brendon Hills siderite lodes (131) and the Combe Martin lead-zinc-silver lodes (1 30). The siderite lodes are identical to the Siegerland Spateisensteingänge, and the lead-zinc-silver lodes are of Hunsrück type. The principal metallotect is an early Variscan cleavage in the Devonian slates, and the lode minerals have been sheared by Asturic movements. The common lead age (370 m.y.) of the Combe Martin lead is BretoniclAca- dian.

The complex polymetallic mineralization of Corn- wall and Devon postdates the main folding of the region and is clearly associated with the Variscan late- to post- tectonic magmatism. The orefield straddles symmetri- cally the axis of the regional gravity anomaly caused by the Cornubian Batholith. There is a good deal of variation in the direction of the veins, particularly in the extreme west part of the region; but in general an earlier set of hypothermal veins (1 13, 116, 121, 124) lies parallel to the axis of the regional anomaly and swarm of quartz- porphyry dykes. These yield a sequence of the Erzge- birge-type tin, tungsten, arsenic and copper ores zoned about so-called emanative centres (Dines, 1956; Hosk- ing, 1962). Much of the tin ore is a disseminated metasomatic replacement in the tourmalinized, kaolinized and greisened granite walls of narrow fissures. Quartz- chlorite is the commonest gangue in the tin-copper and copper-arsenic veins. A younger north-south set of breccia-faults yields mainly lead-zinc-fluorite-barite ores of the Schwarzwald-Harz type (122, 123, 126, 128). Some of these north-south ‘cross-courses’ contain uranium and other ores of the Bi/Co/Ni/U association.

The age of the Cornubian Batholith is now fixed at 29515 m.y. (Fitch and Miller, 1964), though several younger ages reported earlier are marked on the metallogenic map. Uranium-lead ages of 290, 225, 165 and 50 m.y. respectively have been reported by Darnley et al.

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Metallogeny of the United Kingdom

(1960, 1965). A difficult problem is posed by recent Rb- Sr age determinations on the quartz-porphyry dykes which indicate Upper Permian (c. 230 m.y.) (Harding, in Dangerfield and Hawkes, 1969). The dykes pre-date the hypothermal tin mineralization. Dangerfield and Hawkes have shown that the Dartmoor granite (the most easterly large outcrop of the batholith) was already un- roofed in the Upper Permian. They correlate the mineralization with subsequent volcanism and suggest that the region was one of thermal springs right up to the Pleis- tocene, the hot springs having brought about the kaolinization.

' YOUNGER DEPOSITS IN THE FOLDED MARGINAL SHELF ZONE OF THE VARISCIDES

The. Mendip Hills south of Bristol are built largely from folded Dinantian limestone formations which emerge from the surrounding Triassic and Jurassic cover. Lead- zinc veins occur in the Dinantian limestone (1 33) and in the basal Triassic dolomitic conglomerate (134). The veins in places penetrate and contain foundered fragments of Lower and Middle Jurassic rocks. The com- m o n lead age is 230 m.y. (Upper Permian). The ores are of the type seen in veins of supposedly 'secondary- hydrothermal' origin on the Continent. Dunham (1962) has suggested that they may have been deposited from ' fossilb' Variscan hydrothermal solutions. Almost certainly there is some connection between this mineralization and the recurrent post-Variscan hydrothermal activity responsible for pitchblende re-deposition in C o m - wall at 225 m.y. and more recently.

Mineral deposits in the younger Permian-Mesozoic-Tertiary cover The younger cover comprises: (a) Permian (Zechstein) saliferous beds, magnesian limestone (northern England) and continental dune sandstones with basic volcanics (south-west England); (b) Triassic continental sandstones (Bunter and Lower Keuper) and marls with salt (Keuper); (c) Jurassic marine clays, sands, oolitic limestones and ironstones; (d) Lower Cretaceous deltaic and marine clays and sands; (e) Upper Cretaceous chalk; (0 Palaeogene marine and deltaic sands and clays; and (g) Pliocene-Pleistocene marine shell-sands. This cover sequence occupies three main basins: (a) the Wessex Basin centred on the Isle of Wight; (b) the north-west Basin in west Lancashire and the northern Irish Sea with a south- eastem offshoot, the deep Cheshire Basin; and (c) the North-eastem Depression, part of the western rim of the great North Sea Basin. The Triassic and Jurassic are missing from the thin-cover sequence overlying the basement high (London Platform) north of London. The cover is folded in germanotype style (faulted monoclines with steep north limbs) south of the River Thames.

DEPOSITS FORMED DURING PERMIAN-MESOZOIC TERTIARY SEDIMENTATION

The younger epi-Variscan cover is rich in mineral deposits of interest mainly to the chemical, steel and building industries.

The Permo-Triassic was a period of extreme desicca- tion in Britain during which were formed extensive evaporite deposits. The oldest of these are the Zechstein salt deposits which include substantial potash-rich layers in north-east Yorkshire (53) now undergoing development. The youngest and most extensive evaporites are the Keuper saliferous series, worked in a number of localities, (24, 30, 49, 50, 51, 70, 89, 106, 132) of which four are rock-salt mines (24, 50, 70, 106). A related deposit of some interest is the world's largest strontium deposit at Yate in Somerset (135). The strontium is in celestite which occurs'in irregular masses and geodes in the Keuper Marl.

The Jurassic sequence contains economically valuable ironstone formations at several horizons. The ores are siderite-chamosite-oolites, enriched in places by weathering, and referable to the following stages: Sine- murian (Frodingham 96); Domerian (Cleveland 52, Marlstone Rock Bed-Banbury 103 and south Lincoln- shire-east Leicestershire 105); Toarcian (Raasay 3); Ba- jocian (Northampton Sand Ironstone Field 104); Upper Oxfordian (Westbury 136); and Lower Kimmendgian (Abbotsbury 138). Of historic interest only are two Lower Cretaceous orefields, Claxby 97 (Valanginian-Hautenv- ian) and the Wealden clay-ironstones (1 37) of Neocom- ian age.

The nodular phosphates (107, 108, 109) of Bedford- shire and Cambridgeshire are of Aptian age. Casey (1971) believes that they, and similar deposits at Spilsby (I 10) of Volgian age, mark the establishment of deep oceanic circulation following the opening of the Atlantic Ocean.

The Antrim bauxites (22, 23) are palaeolaterites formed during a period of tropical Weathering between the outpouring of the Lower and Upper Basalts in the Palaeocene.

EPIGENETIC DEPOSITS IN THE YOUNGER PERMIAN- MESOZOIC-TERTIARY COVER

The only epigenetic deposits of note in the epi-Variscan cover are the copper and lead disseminations in Lower Keuper conglomeratic sandstone at Alderly Edge (71) and the copper-cobalt veins in similar rocks at Grinshill (88). The copper minerals are oxidized as are the lead minerals, but galena cements the sandstone in places at Alderley Edge. Barite is the only significant gangue mineral. The galena ores at Alderly Edge are indistinguisha- ble from the Maubach-Mechernich ores. Some of the mineralization in the Grinshill district is located in faults which displace a hydrothermally altered Eocene dolerite dyke (Poole and Whiteman, 1966). The mineralization therefore seems to be of Alpine date, though the Alderley Edge galena gives a common lead age of 210 m.y. (Moorbath, 1962).

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F.W. Dunning

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pp. 2 I 1-23.

16

Sheet 2 Editorial Zone 04

Mineral deposits in the Precambrian rocks of Norway' I. Lindahl Geological Survey of Nohay, Box 3006, 7001 Trondheim, Norway

Contents

Introduction 18

Metallogenesis 18

The Precambrian of Finnmark 18 The Rombak window and the Tysfjord culmination 19 The Lofoten complex 19 The north-west Norwegian gneiss complex 20 The Precambrian province of south-west Norway 20 The Precambrian province of south-east Norway 22

References 22

Sommaire

Introduction 18

Métallogénie 18

Le Précambrien du Finnmark 18 ia fenêtre de Rombak et le sommet du Tysfjord 19 Le complexe de Lofoten 19 Le complexe gneissique du sud-ouest de la Norvège 20 La province précambrienne du sud-est de la Norvège 22

Références 22

* Manuscript received August 1977.

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I. Lindahl

Introduction Metallogenesis The Precambrian rocks of Norway belong to the west and north-west margin of the Baltic Shield. Along the margin of the Shield sediments and volcanics were deposited from late Precambrian into the Lower Palaeozoic and subsequently deformed during the Caledonian orogeny. The weathering, deposition and later Caledonian orogeny all affected the Precambrian rocks. The strongest effects of the orogeny are found in the most westerly parts of the basement, particularly in the north-west gneiss complex.

The rock-types vary from granitized and highly metamorphic rocks to volcanic and sedimentary rocks of low metamorphic grade. Well-defined supracrustal belts can be recognized in the basement.

The largest areas of these rocks are found in southern Norway, on both sides of the Cambro-Permian Oslo Graben. These are described as the south-west and south-east Norwegian provinces. They show marked differences in geological development and particularly in economic geology (Barth, i 960).

The north-west Norwegian gneiss complex which extends from Bergen to Namsos is of Precambrian age, but is strongly influenced by the Caledonian deformation and metamorphic events. Dating of the rocks in this region has given ages from 1.2 to 1.8 b.y. The province is described as a Caledonized Precambrian unit.

Further north, culminations of Precambrian rocks in the Grong and Tysljord areas serve to divide the Cale- donian belt into separate regions. Other large areas of Precambrian basement within the Caledonian belt are those of the windows of Borgefjell, Nasaljell, Rombak,

, Alta-Kvænangen and Komagfjord. In the Lofoten-Ves- terålen area an early Precambrian mangeritic complex is found. Recent radiometric dating (Taylor, 1975; Heier, 1976) has shown that the oldest rocks of the complex are 3.46 b.y. in age. Another large area of Precambrian rocks is that in Finnmarksvidda and eastern Finnmark in the most north-easterly part of Norway.

There is, as yet, no proof that the ore deposits in the Precambrian windows or close to the Caledonian front are of Precambrian age, or of an epigenetic origin during the Caledonian orogeny event, or even later. Deep weathering during the late Precambrian peneplanation may have resulted in a metal redistribution and deposition in the basement; a possible mode of formation for certain types of deposits.

In the Precambrian basement of southern Norway close to the Cambro-Permian Oslo Graben epigenetic deposits of Permian age related to the Permian volcanic activity are found. Deposits of this type occur mainly along the western margin of the Oslo province. A good example of this type of deposit is that of the native- silver-bearing calcite veins in the Kongsberg district.

Metallogenic studies of the ore deposits in the Pre- cambrian rocks have been carried out by various authors. A survey of the mines and ore deposits in southem Norway has been given by Foslie (1925) and for northern Norway by Poulsen (1964). Vokes (1958) has presented a complete classification of the metallogenic provinces from Precambrian time to Recent. Metallo- genetic aspects of parts of the Precambrian areas have also been described by Barth (1960), Vokes (1960), Ur- ban (1 974). and Torske (1 976).

For purposes of description, the metallogenic deposits can be divided into six geographical areas: 1. The Precambrian of Finnmark. 2. The Rombak window and the Tysfjord culmina-

3. The Lofoten complex. 4. The north-west Norwegian gneiss complex, a Cale-

5. The Precambrian province of south-west Norway. 6. The Precambrian province of south-east Norway.

tion.

donized Precambrian unit.

THE PRECAMBRIAN OF FINNMARK

In Finnmarksvidda and east Finnmark two distinctive rock complexes have been identified on the basis of geochronological work (Wilson and Nicholson, 1972). From Karasjok and towards the north-east, rocks of 3.5 to 2.8 b.y. B.P. occur extensively, and rocks of the same age are found in a dome structure in the central parts of Finn- marksvidda. A unit of possibly the same age is found farther west on Finnmarksvidda, though no age determinations are yet available. In addition, there is a small area in Finland, close to the Norwegian border, of this same general age.

In east Finnmark south of the Varangerfjord, there is a belt of rocks which includes several deposits of quartz- banded iron ores of an age of 2.6 b.y. (i, 2, 3). ' The ore is a typical magnetite taconite containing about 30 per cent Fe, with a low phosphorus content (Bugge, 1953, 1960~). The minerals in the ore are magnetite, quartz, amphibole and some epidote and haematite. One of the deposits, Bj0rnevunn (2), is operated as an open pit mine today. The reserves are 100-150 million tons with 30 per cent Fe. The yearly production is approximately 5 million tonnes of crude ore with about double the amount of country rock. Elsewhere in the Finnmark region there are no other economic ore deposits in rocks of 2.5-2.8 b.y. age.

Rocks in other areas of the Precambrian basement in Finnmark are dated to 1.8-2.0 b.y. B.P. The successions in the Alta-Kvænangen and Komagfjord windows are probably of the same age. Iron ore with some manganese has been described by Wennervirta (1969) from a district south-west of Kurusjok. The ore is metamorphosed and folded, and the iron ores occur in the same stratigraphic horizon on the top of ultramafic effusives.

Several sulphide ore deposits (5) are known in the Porsunger district (Cartens, 193 1). These are associated with a N.-S.-striking belt of supracrustal rocks, including greenstones and metasediments (Crowder, 1959). From this district Carstens (1931) described deposits of the ' Kieslagerstätten' type, and a more copper-rich paragenesis with chalcocite and bornite.

Another N.-S.-striking belt of supracrustal rocks, lavas and sediments occurs in the west part of Finn- marksvidda. This belt continues towards the north beneath the Caledonian nappes and reappears in the west part of ihe Alta-Kvænangen window in the Badderen district. The rocks of this belt, which include extremely

1. Refers to the number given on the Metaflogenic Map of Europe, Sheet 2.

18

Mineral deposits in the Precambrian rocks of Norway

soda-rich’ volcanics (Gjelsvik, 1958), seem to show an increasing metamorphic grade towards the south. The same albitic felsic rocks described by Gjelsvik at Finn- marksvidda can be found in the Badderen district.

The successions in the Alta-Kvænangen and Ko- magfjord windows are often referred to as the Raipas Series (Vokes, 1957) and consist of supracrustal rocks of low metamorphic grade. The ore deposits are classified into two parageneses: (a) a copper-rich one with chalcocite, bornite, digenite and chalcopyrite, represented by Raipas (12) and Ulvetyggen (7); and (b) a pyritic one with chalcopyrite, represented by Porsa (8) and the abandoned Kåfiord mines just west of Alta.

The Ulveryggen deposit is a sulphide impregnation of arkosic sandstone. Prior to the start of production reserves were estimated at 10 millions tons with 0.75 per cent Cu. The deposit is today worked partly as an open pit and partly as an underground mine. Mining operations started in 1972 and there is now a yearly production of 450,000 tons of crude ore with 0.6-0.7 per cent Cu. After dressing the ore gives a concentrate containing 37 per cent Cu.

The Raipas (12), Kåjord and Porsa (8) deposits, now non-producing, are of the vein or breccia type. The Rai- pas deposit is a mineralized carbonate breccia situated close to the late Precambrian peneplain and it m ay be a Karst-type deposit (Vokes, 1974). The deposit is barite- bearing and contains C o and Ni in addition to Cu.

Copper-rich sulphide deposits are often associated with albitic rocks and graphitic schists such as at Bikjov- agge (16) and Badderen (13). The paragenesis in the Badderen district is pyritic, and, in addition, deposits of magnetite are found which were once mined at Midav- arre north of Badderen. The Bidjovagge mine is now operating and produces a gold-rich copper concentrate. The copper mineral in the ore is chalcopyrite and traces of bornite are found. The mine was opened in 1970 with reserves at 3.6 million tons with 1.8 per cent Cu. The annual production was planned to be about 200,000 tons of crude ore.

In the west part of Finnmarksvidda is the Njallaav’zi uranium deposit (17) (Gjelsvik, 1957; Sverdrup et al., 1967). The country rock of the deposit is a breccia situated at the contact between granitic gneisses and a supracrustal sequence of basaltic lavas and sediments. The breccia is hydrothermally altered with scapolite and haematite as secondary products. The uranium mineralization is considered to be related to a Na-metasomatism which accompanied the introduction of carbonate into the breccia (Gjelsvik, 1958).

The east part of Finnmarksvidda is also the northerly termination of a district containing alluvial gold deposits (18, 19, 20) (Bjarlykke, 1966). This alluvial gold belt extends southwards into Finland. The source rock of the gold is still unknown. The gold occurs in: (a) preglacial undisturbed moraine, sand and gravel; (b) preglacial accumulations disturbed and redeposited in moraines and fluvioglacial deposits; and (c) accumulations in postgla- cial river beds, washed out from moraines.

THE ROMBAK WINDOW AND THE TYSFJORD CULMINATION

Dating rocks from the Rombak window and the Tys- fjord district has given ages of around 1.7 b.y. (Wilson

and Nicholson, 1972). Northieast of the Rombak win- d o w zinc-lead deposits are known in the Kubergeí-Sild- vik (35) belt (Torgersen, 1935). In addition, small occurrences of Pb, Z n and C u are reported from near the Swedish border around Katteratvann. Elsewhere there are small occurrences in the northern part of the window, which together constitute a Pb-Zn-Cu district. This may be extended beneath the Caledonian belt in the Lofoten district to the Precambrian rocks occumng in western coastal districts. The mineralogy of the occurrences vanes with either copper, lead or zinc as the dominant base metal along with the iron sulphides, pyrite and pyrrhotite. Some deposits of this Pb-Zn-Cu group may therefore be classified as copper ones, e.g. the R o m - baksbotn deposit (35). The country rock of the occurrences comprises metamorphic sediments and volcanics.

Small occurrences of copper-rich mineralization such as those at Sjangili in Sweden (2) are known from the Norwegian side of the border close to the Swedish deposit. In the south part of the Rombak window some occurrences of arsenopyrite are known with small amounts of other sulphides; this paragenesis is gold- bearing.

In the Tysfiord culmination small occurrences of oxidic iron ore and some, copper sulphide deposits have been found (Foslie, 1941). Occurrences of molybdenum are known in the granitic gneisses, generally fairly close to the Caledonian front (Bugge, 1963), e.g. Håkjer- ringsnes (43). A small molybdenum deposit of similar type, Vatterfiord (42) is also known from the Lofoten complex.

THE LOFOTEN COMPLEX

Most of the rocks in this complex are rnangerites, with published age determinations from 1.7 to 2.6 b.y. Recent dating, however, has given ages of 3.46 b.y. (Taylor, 1975; Heier, 1976), which means that the province contains the oldest rocks hitherto known in Norway.

The Lofoten- Vesterålen area forms a well-defined district of low vanadium-bearing irun-titanium ores (Carstens, 1939; Heier, 1960; Geis, 1971). The ores are genetically associated with the intrusives of the district and their magmatic origin is generally accepted. There are numerous occurrences of minor and major mineralization. In some places the gabbroic to anorthositic rocks are impregnated with magnetite and ilmenite, while in others small lenses of massive ore are found (Geis, 1971). Deposits of the same type on FlakStad5y have been described by Carstens (19753).

The largest iron-titanium deposit known in the Lo- foten-Vesterålen district is the Selvdg deposit (41) with several million tons of ore (Geis, 1971). The deposit is today non-economic, mainly because of the microscopic intergrowths of magnetite and ilmenite which makes it impossible to produce a Ti-concentrate of economic interest.

In the eastern part of the Lofoten-Vesterålen province towards the gneisses which form an extension of the Tysfiord culmination, some iron-ore deposits are known. These are polymetamorphic Skarn deposits (Svinndal, 1974), and one such deposit is the iron ore at Kaljord (40).

North-east of the Lofoten Complex, on the islands of

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I. Lináahl

Senja, Kval~y and Ringvass~y, a belt of Caledonized Precambrian rocks occurs. O n the island of Senja there is a nickel-sulphide deposit (25) of magmatic origin which was mined in the past. The Skalund graphite deposit (24) is operated as an underground mine with an annual production of 10,000-I 2,000 tons of high-quality graphite. The crude-ore production is 45,000 tons. The ore reserves are 250,000 tons with 26 per cent carbon. The deposit was formed by contact metamorphism of a carbon-rich sediment. The deposit is strongly tectonized and the mined ore bodies are of plate or rod shape.

THE NORTH-WEST NORWEGIAN GNEISS COMPLEX- A CALEDONIZED PRECAMBRIAN UNIT

This extensive area includes the Grong culmination (the continuation of the Olden window of Sweden) and the north-western coastal districts of Norway southwest- wards to Bergen. Apart from small areas on 0rlandet and the islands of Hitra and S m ~ l a and between Nordf- jord and Sognefjord, where exposures of Cambro-Silu- rian or Devonian rocks occur, the entire north-west Nor- wegian gneiss complex consists of Precambrian rocks. Age determinations range from 1.4 to 1.8 b.y. in the north to 1 to 1.2 b.y. in the south.

The main type of ore deposit in this large Precam- brian area is that of iron-titanium. Geis (1 97 1) has separated the Fe-Ti ore mineralizations of the north-west Norwegian gneiss complex into the two districts of the Sogn and the M0re, which can also be clearly recognized from Foslie’s (1 925) registrations of all the known ore deposits and mines, each of them including a great number of mineralizations. The mineralogy of the deposits comprises magnetite-haematite-ilmenite intergrown in exsolution textures.

The M0re Fe-Ti district extends from Orskog to Tingvoll. The biggest deposits are those at Sofn0rdal(86) and R0dsand (85). At Rodsand an underground mine is producing about 700,000 tons of crude ore (Geis, 1971), and a magnetite and an ilmenite concentrate. Both ore deposits have amphibolite country rock, and some of the smaller deposits are associated with gabbros and anor-

The main Fe-Ti deposit in the Sogn district (Geis, 1971) is the Sordulen deposit (89). Some of the deposits are associated with chlorite schist and some with gabbroic and eclogitic rocks, and several have a variable chromium content, up to 2 per cent (Geis, 1971).

In addition to these two main districts a number of other isolated Fe-Ti deposits are known. Farthest north is the Glusoy deposit (68), and the Dopmu deposit (69) associated with gabbros (Carstens, 1957~). In the Tafjord area a number of non-economic Fe-Ti occurrences are known (87). In the Bergen arc system with anorthositic, mangeritic and gabbroic rocks, minor ilmenite-magnetic layers are present locally, mainly in gabbroic rocks (Geis, 197 I).

The north-west Norwegian gneiss complex has a small number of other types of deposits. O n the island of Ilitru (71) there is an argentiferous lead-zinc deposit occurring within marbles. The Todulen (84) molybde- n u m deposit (Bugge, 1963) associated with quartz veins is possibly of a hydrothermal origin. The iíosunger nickel sulphide ore (93) is situated in the Bergen arc system and is located in the lowest part of a gabbroic phacolith.

. thosites (Geis, 1971).

In the previously mined area both primary magmatic and offset ores are present (Bjarlykke, 1949).

In the Lesju district there are several small intrusions of ultramafic rocks, some of them in the Lower Palaeo- zoic belt and some in the basement gneiss complex, and these often carry small chromium deposits. One of these is an intrusion in the basement, the Glupen deposit (83). Ail the deposits are of the Alpine or podiform type. At Sunnm~re several olivine-rich intrusive bodies occur. T w o mines are in production from these olivine-rich bodies, producing olivine sand or olivine bricks for the metallurgical industry. The mines are situated at Nord- dai and Aheim and are producing altogether 250,000 tons, mainly olivine sand.

THE PRECAMBRIAN PROVINCE OF SOUTH-WEST NORWAY

This province is bordered by the Cambro-Permian Oslo province to the east and by the Caledonian mountain belt to the west and north. The ages of the rocks range from 0.8 to 1.75 b.y. (Torske, 1976), and form two main complexes: the Telemark suite in the inner and western part of the province; and the Kongsberg-Bamble complex close to the western side of the Oslo Graben and extending in a belt along the coast from Oslo to Kris- tiansand. Both these complexes were intruded in the Precambrian by different types of igneous rocks (Vokes, 1958).

The two complexes contain several ore deposits with striking differences (Vokes, 1958). Torske (1976) divided the province into an Interior Province corresponding to the Telemarkian supracrustals (Vokes, 1958), a Central Belt, and a Marginal Zone of the Telemarkian orogeny including the Bamble Series. H e compared the Telemar- kian orogeny to the Pacific Orogeny in the Canadian Cordillera, and the metallic provinces appear to fit rea- sonably weil into this general picture.

In the Marginal Zone the different types of deposits are mostly iron ore and iron-titanium ores. In the Cen- tral Belt deposits of nickel sulphide are typical. In the Interior Province Cu- and Mo-sulphide mineralizations are widespread (Torske, 1976). Metallogenic districts including a number of deposits of different elements can be mapped out.

The largest iron-titanium deposit in this area, also the biggest deposit in Norway, is located at Telnes, north-west of Eigersund: The Eigersund, Storgangen and Teffnes deposits (1 3 1 , 132, 133) as well as other smaller deposits in the area together constitute a Fe-Ti district (Geis, 1971). The ore is associated with noritic and anorthositic intrusives of an age of 960 my., and the ore has a clearly magmatic origin (Geis, 1971). The Telfnes deposit consists of banded layers in a nonte while the Stor- gangen deposit is of dyke-type, partly of massive magnetite-ilmenite ore. The Storgangen deposit has produced close to 10 million tons of crude ore and the reserves are estimated at 60 million tons. The Teffnes mine produces an ilmenite concentrate with 44.8 per cent Tio2, a magnetite concentrate with 65 per cent Fe and 3.5 per cent Tio2, and a sulphide concentrate with 2.5 per cent Cu, 4-5 per cent Ni and just less than 1 per cent Co. The crude ore production in 1975 was 2.2 million tons containing about 18 per cent Tio*. The assured reserves of

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the Tellnes deposit are 200 million tons with 100 million tons of probable ore.

The So@estad iron-ore deposit (1 17) is associated with a gabbro in a high-grade metamorphic area including acid lavas, and belongs to the Telemark gneiss-granite complex. The iron ore consists of magnetite, haematite and apatite. The mine was worked from 1915 to 1965 with a small production of high-grade ore. Re- serves are estimated at 1.5 million tons (Svinndal, 1974).

The Fehn iron-ore deposit (1 15) lies in the Fen carbonate complex, an intrusion dated at 570m.y. The haematite-ore bodies are dyke-shaped and considered to be of hydrothermal-pneumatolytic-metasomatic origin. The deposit was mined over a period of nearly 100 years up to 1927, and produced a total of 1 million tons of crude ore. A rather high T h and Re content of the ore is of interest. The Fen area is intruded by peralkaline rocks and carbonatites over an area of about 5 km2. A number of exotic rock-types have been described by Bergstjial et al. (1960). One of these, sjiavite (a carbonite rock), is enriched in niobium, and the deposits were mined in the 1950s. The niobium in the Sove deposit (I 16) is present in minerals of the porychlore group.

In the Kristiansand area a small field of manganese ores can be recognized. There has been some mining activity, which includes the workings at the Kvinesdalen deposit (125). The ore is a rich breccia ore in an area with gneisses and granites.

In the Kongsberg-Bamble complex there are several deposits and mineralizations of oxidic-iron and nickel- sulphide ore. The occurrences can be grouped in smaller fields and in districts. One of the skam iron-ore districts is close to Arendal with the main deposit at Bråstad (124). The total production from the Arendal district has been approximately 2.5 million tons. The Bråstad mine, which had an annual production of about 50,000 tons of crude ore, closed down in 1975. T w o main types of deposit occur in the Arendal district: magnetite deposits in granite, and skarn iron deposirs (Bugge, 1960b). The magnetite skarn deposits around Arendal are in highly metamorphosed calcareous sediments intercalated in a sequence of quartzitic, dioritic, amphibolitic and granitic rocks. A certain amount of M n is present in the ores.

The magnetite-haematite ore in the Langoy deposit (1 22) occurs in dyke-shaped ore bodies. The deposit has more than a 200-year history of mining up to 1965, but only 0.6 million tons have been produced (Svinndal, 1974). The deposit is hydrothermal in origin (Bugge, 1960b).

In the Bamble Formation we find the H0im (123), Meinkjm (121) and several other small nickel-copper- sulphide deposits. The ores occur along contacts between lens-shaped intrusive nonte bodies and the surrounding Bamble gneisses (Bugge, 1922).

In the Ringerike district there are a number of deposits and smaller mineralizations of Ni-Cu sulphides. The ores are of the magmatic type and occur in the border zone between noritic bodies and the Precambrian gneisses. Sulphide impregnations, with more massive ore in the norite, and small offsets are also present. The Ert- lien deposit (105), the largest in the district, was of importance in nickel-mining in Scandinavia in the last part of the nineteenth century, producing nearly 3,000 tons of nickel.

The Iveland-Eyje area in the Telemark suite is another well-defined Ni-field. Ore deposits are found in the nickeliferous Iveland-Eyje amphibolite, and smaller occurrences in smaller amphibolite bodies to the south. The geological setting of the field has been described by Barth (1947). The Flat nickel deposit (126) is the main deposit in this area, and has at the same time been the biggest Ni-producer in Norway.

This magmatic ore deposit (Bjjiarlykke, 1947) contains pyrite, pyrrhotite, pentlandite, chalcopyrite, magnetite and apatite. The grade in the last mining period was 0.76 per cent Ni and 0.47 per cent Cu. The ore contained 12 per cent sulphides, 8 per cent magnetite and 4 per cent apatite.

The Sirdal-Kvinesdal area is the most important m o - lybdenum district. A number of deposits have been in production, with the Knaben mines (128) as the most important. Other mines with a smaller production are those at Kvina, Siia, Gursli and Flottorp (127). The Knaben mines had a production in 1972 of 323,000 tons of crude ore with 0.2 per cent Mos2. Shortly afterwards this mine, the only molybdenum producer in Western Europe, was closed. The molybdenum deposits in the Sirdal-Kvinesdal district occur in rocks of the Telemark supracrustal complex and in the Telemark granite gneiss. The molybdenite is found in quartz veins and impregnations connected with dykes, lenses and irregular masses of young Pegmatites, granite, aplite and transitional types of plutonic rocks. The ores were regarded as hydrothermal-pneumatolytic (A. Bugge, 1960), but recently Urban (1974) has proposed a sedimentary origin, with precipitation taking place in a sedimentary environment. After deposition the ores and host rocks were subjected to a high-grade metamorphic process. '

Along the north-west margin of the Sirdal-Kvinesdal molybdenum district is the 0rsdalen W-Mo deposit (129). The deposit was mined on a small scale over a short period, from 1937 to 1945, as a molybdenum mine. The ore minerals in the 0rsdalen deposit are molybdenite, wolframite and scheelite. The ore lies in quartz veins in a zone parallel to the surrounding granodioritic basement gneisses. Heier (1955) proposed a pneumatoiytidmetasomatic origin for the ore; but later Urban (1971) concluded that the Mo-W source was metai-bearing solutions from the volcanic activity in the area.

Other molybdenum occurrences in the Telemark Formation include the Kleppe occurrence (1 18) of hydrothermal pneumatolytic origin in a granite, and the Lang- vann Cu-Mo deposit (99) in the north-west of the area. The mineralization is a copper-molybdenum impregnation in a shear zone, with quartz and calcite veins, in a metagabbro (Vokes et al., 1975).

A n extensive area of Cu deposits with a rather high content of precious metals (in some cases Bi and M o ) is found in the Telemark district. The mineralization is regarded as hydro-thermal in origin. The Arndal deposit (100) is a silver-bearing vein deposit with a copper-rich mineral paragenesis. The Bleka deposit (101) is Au-bearing and also cames some Bi. The Vasstveit deposit (102) is silver-bearing. Ali these deposits have been mined on a small scale.

The Co-As mineralization in the M o d u m field is related to fahlbands (Gammon, 1966). The main ore is at Skutrerud (104) and consists of a low-grade impregna-

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I. Lindahl

tion of cabaltite, cobaltian arsenopyrite and skutterur- dite. The mineralization is regarded as older than the post-kinematic Pegmatites dated radiometrically at 1.05 b.y. (Gammon, 1966).

In the Precambrian basement west of the Oslo Garb- en vein deposits of Permian age are found (Ineson et al., 1975). T w o of the main deposits are the silver deposit at Kongsberg (94) and the Pb-Zn deposit at Trdk, Bambfe. (I 19).

The Kongsberg silver deposit was mined from 1623 to 1957. The total amount of silver produced was approximately 2,000 tons. It occurs mainly as a thread, platy and moss metal in thin carbonate veins (Neumann, 1944). These E.-W.-trending veins are mineralized where they transect certain N.4. striking fahlbands (Gammon, 1966). The silver-cobalt-nickel paragenesis of the ore is of a similar type to that at Cobalt, Ontario, Canada, and Erzgebirge in Germany.

The Tråk deposits (1 19) are mineralized quartz breccia veins with lead-zinc and, in some places, carbonate and barite (Rasholt, 1967).

THE PRECAMBRIAN PROVINCE OF SOUTH-EAST N O R W A Y

This lies between the Cambro-Permian Oslo graben to the west and the Swedish border to the east.

In Askim there is a field with magmatic Ni-deposits occurring in noritic intrusions. The main deposit is the Roms& deposit (112), which was in production in the latter part of the nineteenth century.

The Fe-Ti deposits in the Rums0y field (1 10) consist of lenses of magnetite-ilmenite in gabbro, and the deposits are considered to be of magmatic origin (Geis, 197 1). The small Spefafen haematite deposit (1 11) is an impregnation in granite and is considered to be of hydrothermal origin.

The Thoreby molybdenum (Bi) occurrence (1 13) is one of several small mineralizations around the 0stfold granite. The molybdenum occurs in granitic Pegmatites in the surrounding gneisses.

The gold deposits at Eidsvofl (107) occur in quartz veins of great length in the Precambrian gneisses. During the last century the deposits were worked continuously but with little economic success.

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The ore deposits of Sweden* R. Frietsch Sveriges Geologiska Undrsökning, 10405 Stockholm 50, Sweden

Contents

The mining industry 26

Geological setting 26

Mineralized formations 28 Middle Precambrian 28

Svecofennokarelian 28 Gothian 32

Late Precambrian 33 Dalslandian 33 Eocambnan 34 ,

Phanerozoic 34 Caledonian 34 Cambrian 35 Jurassic 35

Middle Precambrian to Silurian 35

Preglacial weathering 36

References 36

Sommaire

Industrie minière 26

Cadre géologique 26

Formations minéralisées 28 Précambrien moyen 28

Svecofennocarélien 28 Gothien 32

Précambrien tardif 33 . Dalslandien 33

Eocambrien 34 Phanérozoïque 34

Calédonien 34 Cambrien 35 Jurassique 35

Précambrien moyen à Silurien 35

Altérations préglacieres 36

Références 36

* Manuscript received in 1974.

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R. Frietsch

The mining industry The mining industry of Sweden has ancient traditions. It started in the central and southern parts of the country, where mining of limonitic bog and lake ores began as early as about 500-200 B.C. In the Middle Ages the mining of 'rock ore' started in central Sweden and until about 100 years ago the iron ores and sulphide ores of this region accounted for practically the entire mineral production of the country. The mining of the copper ores began about the twelfth century and of iron ores in the fourteenth. The metal industry developed around the numerous iron and sulphide ores especially in northern Västmanland and surrounding provinces (' Bergslagen ', the mining district). The sulphide mines of Saia and Falun are famous; the production in the sixteenth and seventeenth centuries was of great value and the mines provided great wealth. From the seventeenth to the nineteenth century there were mining activities on a small scale in southern and northern Sweden, mainly of sulphide ores but occasionally manganese and iron ores.

Sweden has occupied a prominent position as an iron-ore producer over a long period. In the middle of the eighteenth century the non-apatitic iron ores of centrai Sweden accounted for more than a third of the world's iron production. The invention of the basic steelmaking processes enabled the large phosphorus- bearing iron ores in northern and central Sweden to be exploited. The mining at Grängesberg and Maimberget started in 1888 and at Kiruna in 1898. At the end of the First World W a r the sulphide ores in the inner part of Caledonides were discovered. The largest deposit, Stek- kenjokke, came into production in 1976. After the First World W a r the sulphide deposits in the Skellefte district were discovered. The most famous mine was Boliden, opened in 1925. During the 1930s the lead ores at the margin of the Caledonides were discovered. The mining of the Laisvail deposit started in 1942. The Aitik copper deposit was found in 1932 and came into production in 1968.

Although Sweden has a rich variety of mineral deposits many have at present no economic value. Nowadays only a few ore types are being exploited. The main production comprises the following mineral commodities in order of decreasing value: iron, copper, zinc, lead, silver, gold, pyrite and tungsten. In addition arsenic, selenium and bismuth are produced. In 1974, fifty-three mines were operative, of which thirty extracted iron. The production of iron ore was 36.2 million tons and the extraction of non-ferrous, mainly sulphide ores gave 899,000 tons of concentrates, the latter yielding 41,000 tons of copper, 74,000 tons of lead, 114,000 tons of zinc, 268 tons of tungsten, 2.1 tons of gold and 141 tons of silver.

Geological setting Most of the bedrock of Sweden is Precambrian and belongs to the Baltic Shield. The Precambrian rocks have been affected by periods of folding and deformation.

Three orogenies or cycles can be discerned: the Pre-Sve- cofennokarelian (Archean) with an age more than 2,600 m.y., the Svecofennokarelian in the range 1,750- 2,600m.y. and the Dalslandian in the range 850- 1,200 m.y. In between there are non-orogenic periods, e.g. the Gothian (1,400-1,750 m.y. old). The epochs older than 2,600m.y. are Early Precambrian; in the range 1,400-2,600 my., Middle Precambrian; and, in the range 570-1,400 m.y., iate Precambrian.

Early Precambrian formations are only found in a restricted area in the north, where Pre-Svecofennokare- lian (Archean) gneissose granites make up the basement of the Svecofennokarelian rocks.

A large part of Sweden is composed of Middle Pre- cambrian formations. Svecofennokarelian rocks cover most of central and northern Sweden and parts of the south-east. They are made up of older supracrustals (acid-basic volcanics and various sediments) and younger acid-basic intrusives about 1,800-1,900 m y . old. The Gothian rocks are mainly confined to the south- east, but do occur in restricted areas scattered through central and northern Sweden, usually relatively close to the Caledonides. They consist of acid volcanics formed about 1,600-1,750 may. ago and granites formed about 1,500-1,750 m.y. ago. These rocks generally have a post- orogenic appearance in relation to the Svecofennokare- lian. Some of the granites, however, could be connected with an orogeny of Post-Svecofennokarelian age.

The iate Precambrian formations are of restricted extension. Dalslandian rocks and older gneissose rocks regenerated by the Dalslandian deformation occur in the south-west. They are separated from the rocks in the east by a large N.-S. zone of tectonic deformation. The rocks of Dalslandian age consist of sediments and granites. The greatest part of the area, however, is covered by gneisses derived mainly from intrusives and volcanics. These gneisses (of Pre-Baikalian age, more than 1,400 m.y. old?). show in part similarities with rocks in Svecofennokarelian terrain.

In southern and central Sweden there are scattered occurrences of Jotnian sediments (mostly arenites) forming a platform cover on the folded and eroded older Pre- cambrian rocks. The sediments formed about 1,100- 1,400 m.y. ago and are partly intercalated and penetrated by basic dykes. Arenites of Eocambnan age occur as a cover around Lake Vätern in southern Sweden.

The Precambrian is covered and bordered by Phane- rozoic rocks. A n unfolded platform cover of Cambro- Silurian rocks is confined to the west along the Caledon- ides and the south-east along the Baltic Sea. There are further scattered remnants of this cover in southem and central Sweden. They have been preserved by down- faulting into a sheltered position or by a cover of resis- tent diabase beds. Cambro-Silurian and Mesozoic rocks (Triassic to Cretaceous) occur in Scania in the most southerly part of the country.

The Caledonides which border the Precambrian consist of autochtonous Eocambrian, Cambrian and Ordo- vician sediments, covering the Precambrian platform. They are overridden by parautochtonous to allochtonous thrust units. The lower, parautochtonous, unit comprises: Precambrian, Eocambrian and Carnbro-Silurian rocks. Above this lies the Seve-Kötli Nappe Complex, comprising metamorphic rocks which have been thrusted far from the west.

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The ore deposits of Sweden

FIG. 1. Map showing the sites of some of the ore deposits in Sweden.

15’E

O 100 200 300 I K m

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CENTRAL

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60’1 r” Iran ’a Titanium-iron V Manganese c Chromium

Nickel w Tungsten 9 Copper 9 topper-zinc 9 Copper-lead Q Copper-zinc-lead 0 Zinc O Zinc-lead 8 Lead o Pyrite-pyrrhotite

9 Cobalt-capper 9 Cobalt-capper-zinc-lead 9 Cobalt-copper, pyrite-pyrrhotit y’ Selenium-capper O Gold U Uranium

Da,with capper-zinc-lead

W E Phanerozoic rocks

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R. Fnetsch

Mineralized formations About 1,000 deposits and showings of ore are known (see Fig. 1). M any of these make up the smaller part of a large deposit or an ore-bearing district. The bulk of the ores is confined to Precambrian rocks. A minor part of the deposits occurs in the Caledonides. In the unfolded Phanerozoic cover there is a small number of deposits. The most important are the uranium-bearing Cambrian alum shales which cover wide areas. The greater part of the economically important ores are found in Svecofen- nokarelian formations and to some extent in Gothian and Caledonian formations.

The ore deposits can be genetically divided into three types: (a) stratabound ore in volcanics and sediments; (b) magmatic ores in volcanic and igneous rocks; and (3) veins in volcanic, sedimentary and igneous rocks.

It is frequently not possible to designate the definite age of the ore formation and the provenance of the ore material. Some of the stratabound ores are metamorphosed and tectonized; the present appearance of the ores is related to mobilization, recrystallization and deformation. Whether or not these ores are syngenetic or epigenetic is therfore often uncertain. For the magmatic ores, which are mostly closely associated with the host rock in which they occur and were formed at relatively high temperatures, the age of the host rock is sometimes uncertain or unknown. For the vein type of deposits, which are of hydrothermal origin and connected with zones of tectonization, it is generally not possible to determine the age of ore formation. Many of the vein deposits are connected with large tectonic disturbances which possibly represent deep fractures in the earth's crust along which the mineralizing solutions have come from depth. Hypabyssic mafic intrusions, some of them with titaniferous iron ores, are also often related to these major fault systems. The faulting has been active during several epochs, ranging from middle Precambrian to post-Silurian. The lost prolific fault lines for ore formation are those trending NNE.-SSW. and NW.-SE.

In the following account of the different ore types the main division is based on the age of the enclosing rock. As a consequence some of the ore types will appear repeatedly under different sectors.

General reviews of the ores in Sweden are given by Frietsch (1975), Geijer and Magnusson (1944), Grip and Frietsch (1973), Magnusson (1970a, 1973) and Tegen- gren (1924).

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MIDDLE PRECAMBRIAN

Svecofennokarelian (I. 750-2,600 my.)

Stratabound iron-oxides in acid volcanics in central Sweden and in basic volcanics and sediments in northern Sweden In central Sweden there are a large number of basins dominated by acid volcanics (leptites) varying from sodic to potassic types. Intercalations of limestone-dolomite are common, while in many parts there are detrital sediments (greywackes, slates and quartzites) usually associated with basic volcanics (dacites, andesites and basalts). The internal stratigraphy of the volcanic-sedimentary complex is still undecided (Gorbatschev, 1969;

Lundqvist, 1962; Stålhös, 1964). The rocks were folded and affected by thermal metamorphism in connection with the intrusion of the oldest granitoids (granite-granodiorite-gabbro) about 1,900 m.y. ago. At the same time the supracrustals were subject to a widespread metasomatic alteration where the main element added was magnesium. The last stage of evolution was a regional migmatization when the supracrustals, especially the sediments, were altered to veined gneisses. In connection with this event the Late Svecofennokarelian granites accompanied by large amounts of Pegmatites were formed. The age of the Pegmatites is about 1,800 m.y. ( W e h and Blomqvist, 1964).

Quartz-banded and Skarn iron ores occur in the supracrustal rocks, in the limestone-dolomite intercala-

The quartz-banded ores consist of haematite, magnetite and quartz and small amounts of silicates such as andradite, diopside and tremolite. They occur in a great number of deposits, and are mined at Kallmorberg (97) I, Mimer (Norberg) (1 00), Gräsberg-Håksberg (104), Stripa (120) and Strdssa (1 2 i). Other deposits include Bispberg (88), Bondgruvan (98), Semla (99), Norberg (101), Stri- berg (123), Pershyttan (124), Dalkarlsberg (129, Skott- vdng (1 30), Ufö (1 32) and Kantorp (1 33). The reserves are about 290 million tons of ore and, in 1974, 2.3 million tons of ore were mined. The ore contains on an average 30-50 per cent Fe, 0.007-0.03 per cent P, 18-28 per cent Si02 and 0.001-0.1 per cent S. The ores are considered to be volcanic-sedimentary (Geijer and Mag- nusson, 1944, 1952a, 19526). The original iron mineral is believed to have been haematite or, in part, limonite. The silicates are formed through internal reactions caused by the intrusion of the older granitoids.

The Skarn iron ores, which consist of magnetite and Skarn silicates, are divided into non-manganiferous and manganiferous types, the limit being put at 1 per cent Mn. The manganiferous type occurs in the potassic voi- canics and the non-manganiferous type mostly in the sodic volcanics. Both are more or less intimately associated with limestones-dolomites.

The non-manganiferous ores are low in phosphorus (0.004-0.08 per cent) and sulphur (0.001-0.1 per cent). The Skarn silicates are rich in calcium and magnesium (andradite, diopside-hedenbergite and actinolite) or in magnesium (anthophyllite-gedrite, cummingtonite, talc, forsterite and serpentine). These ores are considered to be either volcanic-sedimentary deposits later affected by the older Svecofennokarelian granitoids (Magnusson, 1970a, 1973) or true pyrometasomatic deposits (Geijer and Magnusson, 1952a, 1952b). Banding in the ores and transitions to the quartz-banded ores indicate a volcano- gene origin. Evidence for a pyrometasomatic origin is given by the presence of B- and F-bearing minerals (Geijer, 1959). The non-manganiferous ores mined are Vintjärn (78), Vingesbacke (84), Persberg (i 15), Riddar- hyttan (1 22) and Smältarrnossen. Other deposits of this type are Rsbro (77), Nyäng (83), Bod& (85), Intrdnget (89), Ilerräng (99, Nordmark- Värmlands Taberg ( i 13), Finnmossen (i 14), Stav (1 34) (in part) and Nartop (142). The reserves are about 40 million tons of ore and, in 1974, 1.2 million tons of ore were mined.

' tions in the acid volcanics.

1. Refers to the number given on the Metallogenic M a p of Europe, Sheets 2 and 5.

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The skam silicates in the manganiferous type are rich in manganese (spessartine, dannemorite, knebelite, fayalite and rhodonite). The ore is low in phosphorus (less than 0.1 per cent) but the content of sulphur is relatively high, in several deposits higher than 0.2 per cent. The manganiferous ores, which are stratified, are considered to be of volcanic-sedimentary origin. Depo- sits mined are Haggruvan (91), Dannemora (93), R a m - hüll (94) and Bastkarn (109). Other deposits of this type are Långvik (9 i), Tuna-Hüstberg (i 03), Stollberg (103, Polhemsgruvan (1 1 O), Ställberg (1 17), Nyberg (129), Stav (134) (in part) and Förola (135). The ore reserves are about 250 million tons and, in 1974, 1.2 million tons of ore were mined.

In the county of Norrbotten in northem Sweden skam iron ores and quartz-banded iron ores occur in a volcanic-sedimentary complex of basic volcanics with intercalations of Phyllites, graphite-bearing schists, limestones-dolomites and marls. Similar rocks in Finland have yielded radiometric ages in the 2,000-2,200 m.y. range. The complex occurs north of Kiruna and lies on an Archean basement of gneissose granite with a U/Pb radiometric age of about 2,750-2,800 m.y. ( W e h et al., 1971b). The complex is intruded by granitoids (mostly granodiorites and gabbros) with a Rb/Sr radiometric age of about 1,800 m.y. (Welin, 1970; Welin et ai., 1971~).

The quartz-banded ores, ali of small size, occur connected with limestone-dolomites. The ores are quartz- magnetite-silicate-banded. The most common silicates are hornblende, grünerite, clinoenstatite, hedenbergite and almandine. Small amounts of pyrite and pyrrhotite are present. The ores are considered to be volcanogenic (Frietsch, 1973a, 1976). The ore reserves are about 120 million tons.

The skam ores occur directly in the basic volcanics, Vieto (i 1). or more often in association with the sediments, as limestones-dolomites and marls, Lannavaara (4), Vathanvaara (3, Sautusvaara (8), Laukujüni (i2), Salmivaara (1 8), Masugnsbyn (1 9) and Kaunisvaara (2 1). All the larger ores are associated with a sedimentary sequence. The ores are built up of magnetite and Ca-Mg or Mg-silicates (temolite-actinolite, diopside, phlogopite and serpentine) often interlayered with calcite. Some pyrite, pyrrhotite and minor amounts of chalcopyrite are typical. The content of sulphur is mostly higher than 1 per cent. The content of phosphorus is in most deposits lower than 1 per cent, but rises occasionally to several per cent. The ores have been considered as pyrometasomatic (Geijer, 1931a; Geijer and Magnusson, 1952a), the iron emanating from the intrusive granitoids, or as volcanic-sedi mentary formed simultaneously with the host rock (Frietsch, 1973a, 1976). The reserves are about 500 million tons of ore.

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Stratabound manganese-oxides-silicates in acid volcanics in central Sweden (Långban type) In the acid volcanics (leptites) in central Sweden occur, in part connected with limestones-dolomites, bedded manganese-oxide-silicate ores, Långban (1 12), Pajsberg, Hantigen, Sjögruvan, Jakobsberg and Slöjdartorp. Asso- ciated with the manganese ores are jaspilitic hematite ores and magnetite ores. Most common among the oxides are braunite and hausmannite and among the silicates spessartine, rhodonite and richterite. The mineralogy at Langban is complex with a great number of dif-

ferent minerals partly rich in barium, lead and antimony (Magnusson, 1924; Moore and Wickman, 1971). The lead in galena and other lead-bearing minerals gives a model age of 1,840-1,950m.y. (Wickman et al., 1963). These ores are considered to be volcanic-sedimentary (Koark, 1970; Magnusson, 1929).

Stratabound zinc- lead-, iron- and copper-coba It-sulphides and cobalt-arsenides in acid volcanics and sediments in central and south-eastern Sweden In central and south-eastem Sweden occur long and narrow, layered disseminations (fahibands) with zinc-lead- sulphides, Utö (1 32) and Ammeberg (137), iron-sulphides, Doverstorp, Dylta and Ervalla, and iron-copper- cobalt-sulphides, cobalt-arsenides and lead-bismuth-sulphides, Vena (1 36), Gladhammar (144) and Tunaberg. The deposits of Ammeberg, Vena, Doverstorp, Tuna- berg and Utö occur in a similar structural position at the southern border of the volcanic-sedimentary complex of centrai Sweden with a migmatitic border to the south. The migmatites were formed in connection with the intrusion of the Late Svecofennokarelian granites. The Dylta and Ervalla deposits occur at the northern border of the same lobe of the volcanic-sedimentary complex.

The ores appear in the acid volcanics or in the limestone-dolomite intercalations. The Vena ore lies in part in an amphibolite. The volcanics are in the mineralized parts rich in secondary minerals such as quartz, biotite, chlorite and amphibole; less c o m m o n are cordierite and tourmaline. The limestones-dolomites are skam-altered and contain diopside, gamet, hornblende, tremolite; there are also local occurrences of wollastonite, vesu- vianite, scapolite and epidote.

The only deposit of importance is Ammeberg. In 1974 about 250,000 tons of ore were mined. The ore minerais are sphalerite and galena and small amounts of native silver, tetrahedrite, pyrrhotite, pyrite and arsenopyrite (Henriques, 1964; Johansson, 191 1). The ore contains 10-14 per cent Z n and 1-3 per cent Pb. The Utö ore is a sphalerite-galena mineralization with some bornite, chalcocite and native silver (Pilava-Podgurski, 1956).

The Doverstorp, Dylta and Ervalla deposits contain pyrite and pyrrhotite and occasionally also chalcopyrite, sphalerite and galena (Tegengren, 1924). The Tunaberg and Vena deposits exhibit a somewhat more complex mineralogy. The main minerals are pyrrhotite, pyrite, sphalerite and galena. There are minor occurrences of chalcopyrite, arsenopyrite, cobaltite, safílontë, kobellit, speisskobalt and bismuíhinite (Johansson, 1910; Te- gengren, 1924).

The ores are considered to be epigenetic and the result of Late Svecofennokarelian migmatization, the ore- and skam-forming solutions emanating in connection with the palingenetic processes (Geijer and Magnus- son, 1944; Magnusson, 1948, 1970a). According to Hen- riques (1964) the Ammeberg ore is syngenetic and formed by submarine, hydrothermal solutions. The model lead ages of the galena at Ammebcrg are about 1,910 m.y., at Utö about 1,850 m.y. and of the kobellite at Vena about 1,760m.y. (Wickman et al., 1963).

The Gladhammar ore is made up of long and narrow zones of a schistose skam in the Västervik quartzite (more than 1,950 m.y. old). The ore minerals are magne-

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R. Frietsch 4

tite, haematite, pyrite, chalcopyrite, bornite, linneite and cobaltite, and in minor amounts sphalerite, galena, mo-’ lybdenite and lillianite (Geijer, 1924; Tegengren, 1924). The lead model age of the galena is about 1,660- 1,790 m.y. (Wickman et al., 1963).

Iron - copper- zinc- lead-suiph ides in acid volcanics in central Sweden (Falun type) and the Skellefre district (Boliden type) The sulphide ores in central Sweden, which are mostly rather small, occur in the volcanic-sedimentary complex, partly in the volcanics, partly in the limestones. In some cases the sulphides are connected with the quartz- banded and the Skarn iron ores. The main ore minerals are pyrite, pyrrhotite, chalcopyrite, sphalerite and galena, which is sometimes silver-bearing. The minerals occur in concentrations which can vary from weak disseminations to massive ores bodies. In the limestones the ore minerals are mostly galena and sphalerite, Svärdsjö (Svartviksgruvan) (80), Kalvbäcken (86), Ryll- shyttan (go), Sala (96), Saxberget (107) (in pari), Hälle- fors (1 16) (in part) and Kaveltorp-Ljusnarsberg (1 18); mining activities are camed on at Saxberget and Kavel- torp-Ljusnarsberg. The limestones are altered into dolomites or Skarns with tremolite, diopside, anthophyllite, cummingtonite, humite minerals, forsterite, serpentine and talc. In the volcanics occur mainly chalcopyrite ores, but also ores with pyrite, sphalerite and galena, Flätsbo (76), Falun (82), Tomtebo (87), Stollberg (Silvberg) (105), Hällefors (1 16) (in part); of these Falun and Stollberg are mined. The volcanics are altered into mica-schists and ‘quartzites’, both with magnesium-rich minerals such as cordierite, almandine, andalusite, gedrite, anthopyllite and cummingtonite. In such rocks there are also occurrences of zinc-lead-copper ores (Carpenberg (92), which is mined).

The emplacement of the ores is at least partly controlled by structures (fold axes, fissures, faults, thrust planes and zones of schistosity). The sulphides are considered to have been formed in connection with the metasomatic processes which have given rise to the magnesia-nch minerals in the limestones and the formation of the mica-schists and ‘quartzites’ in the volcanics. This metasomatism is considered to be connected with the folding of the volcanic complex and the intrusion of the older Svecofennokarelian intrusives (Geijer, 19 17, 1964; Magnusson, 1936, 1948, 1960). It has also been proposed that the ores are syngenetic in the volcanics and that their formation is due to exhalative-sedimentary processes (Koark, 1962). The model lead age of the galena contained in the ores is about 1,700-1,900 m.y. (Wickman et al., 1963).

According to Magnusson (1 970c) the sulphide ores of central Sweden contain on average 4.5 per cent Zn, 2.5 per cent P b and 0.5 per cent Cu. The reserves are about 20 million tons of ore, and in 1974 1.5 million tons of ore were mined.

At Bersbo, Atvidaberg (143) in south-east Sweden occurs an ore which in some respects is similar to the sulphide ores of the Falun type. It forms impregnations or massive bodies in leptites, which are altered to biotite- chlorite-rich, ‘quartzitic’ rocks and mica-schists. In these occur minerals such as andalusite, fibrolite, cordierite and gahnite. The ore minerals are pyrrhotite,

magnetite, pyrite and chalcopyrite, and sometimes a little sphalerite.

The sulphides ores in the Skellefte district represent an important part of the production of base metals. Operating mines are Ldngdal-Ldngsele (4 i), Renströrn (44), Näsliden (50), Kristineberg (5 i), Rävliden (52), Räv- lidmyran (53), Kimheden (54), Rudtjebäcken (59, Adak (56) and Udden. Non-productive deposits include Akul- la-Kankberg (43), Kedträsk (43, Malånäset (46), Men- sträsk (47) and Rakkjaur (48). The Boliden deposit (42), which was mined from 1925 to 1967, yielded 8.3 million tons of ore. The reserves are about 100 million tons and in 1974 2.7 million tons of ore were mined. O n average the ores contain: 0.8 per cent Cu; 2.3 per cent Zn; 0.2 per cent Pb; 1.5 gramshon Au; 39 gramdton Ag; 30 per cent S; 0.8 per cent As; and 31 per cent Fe (Grip and Frietsch, 1973).

The most common mode of occurrence of the ore is as compact bodies which are disc- or lens-formed in the direction of lineation and fold axes. The compact ore consists of pyrite with subordinate pyrrhotite, chalcopyrite and sphalerite. Associated with the sphalerite is galena. Arsenopyrite is a c o m m o n constituent in some deposits. Gold, silver, antimony and bismuth minerals also occur. The host rock is often metasomatically altered with the formation of sencite and chlorite. The compact ore bodies are sometimes associated with disseminations of sulphides in the altered wall rock. In the Adak area occur breccias and impregnations of chalcopyrite and pyrrhotite with no direct connection with the massive pyrite ore bodies. The altered wall rock is rich in cordierite and cummingtonite.

The ores occur in a volcanic-sedimentary complex. The oldest unit is made up of acid-intermediate volcanics with intercalations of tuffs and sediments. These rocks are intruded by the syn-kinematic Jöm granite (with diorite and gabbro) which has a possible age of about 1,900 m.y. A period of denudation with sedimentary breccias, conglomerates and limestones was followed by the formation of schists (Phyllites) with abundant basic volcanics. Regional folding and magmatiza- tion of the supracrustal rocks is associated with the late- kinematic Revsund granite, the Rb/Sr radiometric age determinations of which give an age of 1,785&40 m.y. (Welin et al., 1971b).

The ores are found in the acid-intermediate volcan- je., mostly in immediate proximity to the overlying schists, in which sense they are stratabound. Gavelin (1955) and Grip and Frietsch (1973) consider most of the ores to be epigenetic and genetically related to the Rev- Sund granite. The ores represent secondary‘ mobilization of the original metal content of the sedimentary rocks, particularly from the black schists. The Adak ores are genetically related to the formation of the Adak granite (WAr radiometric determination age 1,595 m.y., Mag- nusson, 19706) and Sorsele granite (Rb/Sr radiometric determination age 1,625&45 m.y., Welin et al., 1971b). Richard and Zweifel (1 975) consider the ores in the Skel- lefte district to have been formed in association with acid-intermediate volcanism in a shallow manne environment. The model ages for the normal leads are around 2,000 may. (Wickman et al., 1963).

Graphite in sediments in northern Sweden In the basic volcanics and associated sediments there are

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local intercalations of graphite-bearing schists, Nunas- vaara (6), Nybrännan (20) which form a large potential reserve of graphite. The graphite is very finely crystalline ('amorphous'). The content is mostly between 25 and 35 per cent (Eriksson and Hallgren, 1975; Svensson and Wester, 1974).

Iron-oxides related to acid volcanics in central Sweden (Kiruna type) O f the different types of iron ore, the apatite iron ores are most important. The reserves are about 280 million tons of ore and, in 1974, 4 million tons of ore were mined. There are only a few deposits. Mining activities are camed on at Grangesberg (1 08), Idkerberget (102) and Blötberget (106). The ores, which consist of magnetite and haematite with some apatite and small amounts of quartz and actinolite, form lens-shaped bodies in the acid, or more rarely, intermediate volcanics of the volcanic-sedimentary complex. The stratigraphic position is in the lower part in the sequence, below the skam iron ores and the quartz-banded ores (Magnusson, 1973). The average content of iron is 46-63 per cent and of phosphorus 0.5-1.3 per cent. The ores have an intrusive appearance and are considered to be late intrusions belonging to the same magmatic activity that caused the volcanic host rock (Geijer, 193 1 b; Magnusson, 1938, 1970~; Geijer and Magnusson, 1944). O n geochemical grounds it has been argued that the iron is sedimentary and later mobilized and injected during palingenesis (Lindergren, 1948). Near the Grängesberg deposits occur haematite impregnations poor in apatite, which represent a late metasomatic phase in the same process that gave the apatite-rich ores. In addition there occurs an ore type at Risberget which is transitory between the apatite iron ores and the haematite impregnations. This is currently being mined.

Iron-titanium-oxides and iron- nickel-sulphides related to mafic intrusives in northern and central Sweden Some of the Svecofennokarelian gabbros (about 1,900 m.y. old) contain titaniferous iron ore and nickel-bearing pyrrhotite. At Kramsta (73, Akkavare (40 k m WNW. of Gällivare) and Jerfojaure (45 k m NW. of Arvidsjaur) occur gabbros with impregnations of magnetite and ilmenite (Frietsch, 1975, 1976). In the Kram- sta deposit there is some free ilmenite. The content of Tio, does not exceed 5-7 per cent.

At ostra Skogsträsk (39), Lainijaur (49) and Förnä- tra (68) the gabbroic rocks contain concentrations of pentlandite-bearing pyrrhotite and some pyrite and chalcopyrite (Grip, 1961 ; Grip and Frietsch, 1973). At Lain-' ijaur the pyrrhotite ore is brecciated by a nickel-arsenic mineralization with minerals such as cobaltite, arsenopyrite, niccolite and maucherite. The Slüttberg nickel deposit (79) is somewhat different from the other. It occurs in a metasomatically altered diabase and consists of pyrrhotite (with pentlandite and bravoite) and some pyrite, chalcopyrite (with linneite and millerite), magnetite and haematite.

Molybdenum-sulphides and tungsten-oxides related to acid intrusives in central Sweden (Yxsjö-Hörken type) The tungsten-molybdenum deposits are related to the late Svecofennokarelian granites and palingenetic pro-

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cesses which occurred about 1,800 m.y. ago. The granites themselves contain some economically unimportant quartz veins and Pegmatites with molybdenite (Uddgru- van north of Hörken, Bispbergsklack in Dalama, Algru- van near Västerås). At Hörken and Yxsjö (Yxsjö- berg) (1 11) occur limestones-dolomites belonging to the volcanic-sedimentary complex of central Sweden. In 1974, 150,000 tons of ore were mined at Yxsjö. The limestones are skam-altered and rich in pegmatitic minerai due to the action of the late Svecofennokarelian granites. Small amounts of scheelite and molybdenite together with pyrrhotite and some chalcopyrite and pyrite were also formed. In the Yxsjöberg deposit there are small amounts of magnetite, apatite, sphene, bismuthinite and native bismuth, (Hübner, 1971 ; Lindroth, 1922). The Baggetorp ore (1 38) occurs in a quartz-aplite which has intruded veined gneisses. The ore minerals are wolframite and subordinate molybdenite, pyrite and chalcopyrite (Magnusson, 1953). The mineralization is cut by the Småland granite which according to Rb/Sr age determinations is 1,740 m.y. old ( W e h et al., 1966).

Lithium-caesium-bearing Pegmatites related to acid intrusives T w o Pegmatites have been mined for lithium and caesium minerals. Utö (131) is connected with iate Sveco- fennokarelian granites with an age of about 1,800 m.y. South of the iron ore (132) occurs a feldspar-quartz pegmatite with lepidolite, spodumene, petalite and amblygonite (Sundius, 1952). Varuträsk (40) is connected with a variant of the Revsunds granite (according to Rb/Sr age determination 1,785*40 m.y. old; W e h et al., 1971b). The pegmatite has an outer part with quartz, microline perthite and muscovite and an inner part with microline perthite, cleavelandite, quartz and a great number of rare minerals (Sundius, 1952; Quensel, 1937- 46, 1960). The lithium-caesium minerals are lepidolite, spodumene, petalite, amblygonite and pollucite. In addition beryl, cassiterite and niobium-tantalum minerals have been mined.

Vein deposits with copper-iron-sulphides In the Svecofennokarelian formations of south-east Sweden there are a great number of hydrothermal vein deposits with copper and iron sulphides (Geijer, 1924; Sundius, 1921; Tegengren, 1924). At Atvidaberg(l43) and Sknkerum, NW. of Valdemarsvik, the host rocks include the same acid volcanics as occur in central Sweden together with associated amphibolites and the older Svecofennokarelian granites, which are about 1,900 m.y. old. The Solstad deposit (1 47) occurs in the Västervik quartzite (older than about 1,950 m.y., and the Adeuors (149) and Fredriksberg (1 50) deposits occur in the volcanics and sediments of the Vetlanda group, which are older than 1,839-58 m.y. (RB/Sr age determination, Röshoff, 1975). The sulphides occur in zones of brecciation and tectonization. The host rocks are partly altered with the formation of biotite, chlorite and sometimes amphibole. The sulphides occur in the altered rocks, partly in quartz and calcite veins. At hidaberg, some tourmaline and fluorite are associated. The ore minerais are chalcopyrite, pyrite and pyrrhotite and to a lesser extent bornite and arsenopyrite. Magnetite, sphalerite and galena sometimes occur. Copper-silver-sele- nides, thucolite and some other secondary uranium mi-

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R. Frietsch

nerals are found at Skrikerum. In the Ädelfors ore the pyrite and pyrrhotite is gold-bearing. The cause of the mineralization has been assigned by diflerent authors to granites of various ages: older Svecofennokarelian granites about 1,900 may. old (Greijer, 1924; Sundius, 1921), Late Svecofennokarelian granites about 1,800 m.y. old (Magnusson, 1973), and the Gothian Småland granites about 1,740 m.y. old (Welin, 1966b; W e h et al., 1966).

At Los (74) there is mineralization in basic volcanics contemporaneous with the Svecofennokarelian supracrustal rocks in other parts of central Sweden. The mi- neraìization occurs in tectonic zones with narrow veins filled with calcite and quartz and some homblende, barite, fluorite and tourmaline. The ore minerals are cobaltite, gersdorfite, pyrrhotite, chalcopyrite, pitchblende, pyrite, arsenopyrite, bismuthinite, native bismuth and marcasite (Grip, 1961 ; Lundqvist, 1968). The age of the mineralization is estimated to be about 1,690 m.y. (We- lin, 1966a).

In the iron ores of central Sweden there are fissure fillings, often in breccia zones, which contain pitchblende and sulphides. T w o phases of mineralization seem to be present: an older one with an age of about 1,785 m.y., and a younger one with an age of about 1,585 m.y. (Welin 1961, 1964a, 1964b).

The Kopparåsen (i) and Sjangeli (2) sulphide mineralization in northern Sweden is found in basic volcanics and associated sediments. Zones of fracturing and brecciation contain veins and disseminations of bornite, chalcopyrite, pyrite and magnetite. In the Kopparårsen deposit there is, in addition, uraninite, pyrrhotite, galena, sphalerite, gersdoríite, arsenopyrite and molybdenite. At Sjangeli, the ore minerals are accompanied by epidote, quartz, calcite and amphibole. Grip (1973) re- iates the Sjangeli ore to the Vassijaure granite, a variety of the Late Svecofennokarelian Lina granite. O n the Norwegian side of the border, the granite has an age of 1,715f90 m.y. (Heier and Compston, 1969). Adamek (1975) considers the Kopparårsen ore to be of volcanic- sedimentary origin.

Gothian (including Jotnian) (1.400-1.750 my. old)

Stratabound manganese-oxides-silicates (Långban type) and iron-oxides in acid volcanics and sediments in northern Sweden) Stratabound manganese ores and iron ores are found in the acid volcanics and sediments of the southern part of Norrbotten in northern Sweden. The age of these rocks is not known, but ?n the basis of litholigical similarities Vessby (1968) and d d m a n (1947) considered them to be equivalent to the volcanics of the Kiruna area, which, according to Rb/Sr age determinations, are 1,605I65 to 1,635190 m.y. old (Welin et al., 1971b).

At Uftevis (26) there is a manganese mineralization in a sequence of acid volcanics with intercalations of tuffites, quartzites, limestones and basic volcanics. In the tuates occur bedded ores with hollandite, bixbyite, braunite and hematite together with viridine, spessartine and piedmondite. Associated with the manganese ores are hematite ores, in part jaspilitic. In the manganese ore there is a concentration of barium and lead: The ores are considered to be volcanic-sedimentary (Odman, 1947, 1950). Through later mobilization in connection with

granite intrusions the manganese minerals occur as breccias, metasomatic replacements and pegmatitic veins. The lead in the mineralization gives a model age of about 2,000-2,100 m.y. (Wickman et al., 1963).

At Porjus, WSW. of Gällivare, there are narrow zones of spessartine, rhodonite and hausmannite in a gneissic volcanic rock (Geijer, 191 9).

At Kallak (25) and Arjeplog (35) occur quartz-banded ores with magnetite and in part hematite (Frietsch, 1973a, 1976). The host rocks are acid volcanics, micaschists and quartzites. The ores contain small amounts of calcium-magnesium-silicates, locally rich in manganese, the content rising to 7 per cent. The content of phosphorus and sulphur is low. The ores are in many respects similar to the quartz-banded iron ores of central Sweden.

Iron-oxides related to acid volcanics in northern Sweden (Kiruna type) The apatite iron ores Nakerivaara (3), Svappavaara-Lev- eäniemi (7), Tuolluvaara (S), Kiirunavaara (lo), Ek- strömsberg (1 3), Tjårrojåkka (14), Renhagen (1 5), Harre- jaure (16), Pattok (17), Gällivare-Malmberget (24) occur in the northern part of the county of Norrbotten. The ore reserves are about 3,400 million tons. The largest deposits are Kiirunavaara with 1,800 million tons and Gällivare-Malmberget with 660 million tons. Mining activities are carried on at Kiirunavaara, Tuolluvaara, Svappavaara-Leveäniemi and Gällivare-Malmberget. In 1974, 35.6 million tons of ore were mined.

The ores lie in acid to intermediate volcanics which in many cases occur as porphyries. The age of the voi- canics in the Kiruna area and south-west of Kiruna is 1,605*65 to 1,635*90 m.y. (Rb/Sr age determination; W e h et al., 1971b). There are no age determinations of the volcanics in the southern part of Norbotten county, but they are believed to be of the same age.

The ores consists of magnetite and hematite with small amounts of fluorine-apatite, actinolite-tremolite and diopside. The ore occurs as elongated, tabular bodies or in part as veinlets forming an irregular network (' ore-breccia'). The average content of iron in the massive bodies is 55-65 per cent and in the network parts 35-45 per cent. The content of phosphorus is mostly around 1 per cent, but some deposits, or parts of deposits, are low in phosphorus. The ore originated by a process of magmatic differentiation, during the same phase of activity that gave rise to the enclosing volcanics. The ore was injected as a late phase in the host rocks (Geijer, 1910, 1931b, 1935; Geijer and ddman, 1974; Frietsch, 1973b, 1976). A palingenetic-sedimentary origin has been postulated by Landergren (I 948) and an exhalative- sedimentary origin by Parák (1 975).

There are some deposits in the vicinity of Kiruna (Rektorn, Hauki, Nukutus, Henry and Lappmalmen) and south-west of Kiruna (Pattok (17)) which are apatite-rich with 2-5 per cent phosphorus. They represent a low-temperature phase in the magmatic activity. In addition there occur near Kiruna some apatite-free hematite impregnations which were formed hydrothermally in the latest stage in the magmatic differentiation.

Titanium-iron-oxides and nickel-iron-sulphides related to majîc intrusives Some of the Gothian mafic intrusions contain titanife-

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rous iron ore. Examples are Smålands Taberg (1 45) and Rackeby (140), which occur in southern Sweden. Småi- ands Taberg contains about 150 million tons of ore and is the largest titaniferous iron ore in Sweden. The ore is a magnetite-olivinite and lies in a hyperite which is about 1,600 m.y. old (Klingspor, 1976). The richer parts contain 28-32 per cent Fe, 5-10 per cent Tio2 and 0.12- 0.17 per cent V (Hjelmqvist, 1950; Magnusson, 1973). The Rackeby deposit occurs in a norite which is older than the Dalsland group (1,000-1,200 m.y. old). The ore contains 10 per cent Fe and 2-3 per cent Tio2 (Lunde- gårdh, 1957; Magnusson, 1970~). The titaniferous iron ore at Ulvön (69) is of Jotnian age. It occurs in a diabase (olivine dolerite) which according to a WAr age determination is 1,245f20 m.y. old ( W e h and Lundqvist, 1975). The ore contains 25 per cent Fe, 8 per cent Tio2 and 0.2 per cent V (Magnusson, 1953).

Some pentlandite-pyrrhotite deposits are also related to the Gothian mafic intrusions. Kieva (148) is found in a gabbro-diorite related to the Smålands granites, which are about 1,740 m.y. old (Rb/Sr age determination; Weh et al., 1966). The ore contains 2-3 per cent Ni, 0.1 per cent C o and 0.25-0.50 per cent C u (Grip, 1961; Magnusson, 1973; Tegengren, 1924). Kuså (8 1) occurs in a hornblenditic gabbro about 1,700-1,800 m.y. old. There are impregnations of pyrrhotite, chalcopyrite, pentlandite and bravoite. The ore contains 1-2 per cent Ni, somewhat less than 1 per cent C u and up to 0.2 per cent Co (Grip, 1961). O f somewhat younger age is the nickel deposit at Storbodsund (37). It occurs in a gabbro belonging to the Sorsele granite series (about 1,625 I 4 5 m.y. old according to Rb/Sr age determination; Welin et al., 19716): The ore contains 2.3 per cent Ni and 0.6 per cent Cu.

Molybdenum-sulphides related to acid intrusives in northern Sweden In the region NNW. of Ajeplog occur several molybdenum mineralizations which are related to granites, probably equivalents to the Lina granite, about 1,565 m.y. old. At Haukok (33) and Skarjaviken there are fissure fillings and disseminations of molybdenite with some pyrite and chalcopyrite in a sencite-altered porphyry. At Björntjürh (34) molybdenite occurs at the margins of a granite massif, the mineral being disseminated in an aplite and in quartz veins, and in part in surroundi?g tufitic sediments. Scheelite-bearing skams are also associated.

Vein deposits with copper-sulphides in sediments and volcanics in northern and central Sweden In Norrbotten in northern Sweden there are a number of deposits where copper-sulphides occur as veins and impregnations in rocks of possibly Gothian age. N o radiometric age determinations are available. Chalcopyrite is the economic mineral. The mineralization is associated with metasomatic alteration and the formation of scapolite, tourmaline and sencite. The only deposit of importance is Aitik (23), mined since 1968, which is the largest single copper mine in Sweden. In 1974, 6.1 million tons of ore were mined. The surface area is 380,000 m2 with an average grade of 0.4 per cent Cu, 1.5 per cent S, 0.3 gramiton A u and 5 gram/ton A g (Zweifel, 1972). The ore reserves are at least 150 million tons. The

country rocks are meta-sediments which have been metasomatically altered with the formation of sericite, tourmaline, scapolite and skam minerals. The ore occurs as veins and disseminations of chalcopyrite, pyrite, magnetite and pyrrhotite. The ore minerals are accompanied by quartz, barite, calcite and fluorite. The Svappavaara (Gruvberget (7) and Nautanen (22)) deposits are similar but economically unimportant. Chalcocite, bornite and chalcopyrite and small amounts of gold occur in fissure veins and schlieren. The wall rock (sediments at Nautan- en and acid volcanics at Gruvberget) are metasomatically altered with the formation of scapolite, tourmaline, amphibole, calcite and. zeolites. According to Geijer (1918, 1924) and Frietsch (1966) the mineralization is related to the intrusion of the Lina granite (about 1,565+35 m.y. old, Rb/Sr age determination; W e h et al., 19716). Zweifel (1972) considered the ore material at Aitik to be syngenetic with the sediments. In respect of the intrusion of the Lina granite, the ore material was mobilized and the metasomatic alterations occurred. The lead model age of the Svappavaara mineralization is ‘negative’ with an excess of radiogenic lead (Wickman et al., 1963).

In the Radnejaure area (36) occur several copper mineralizations in acid and basic volcanics and surrounding younger granites. The ores are related to zones of tectonization and brecciation. The wall rock is altered with the formation of sericite, chlorite, gamet and scapolite. The ore minerals are chalcopyrite, pyrite and some sphalerite (Padget, 1966);

At Laver (38) there is a chalcopyrite-pyrite-pyrrhotite mineralization with tourmaline and quartz in fault fissures in acid volcanics. These rocks are probably equivalent to the porphyries at Kiruna. A part of the mineralization contains sphalerite, arsenopyrite and molybdenite. In addition, there is a iate Co-Ag-Ni mineralization (Ödman, 1943, 1945). According to Grip and Frietsch (1973) the mineralization is younger than the Arvidsjaur granite (about 1,785 m.y. old) and possibly connected with the Lina granite.

LATE PRECAMBRIAN

Dalslandian (850-1.200 m.y. old)

Stratabound copper-sulphides, in sediments in south-western Sweden At Stora Strand (128) occurs a narrow, twenty-kilometre-long horizon with chalcopyrite impregnation containing about 1 per cent C u (Johansson, 1909). The county rock is a phyllitic mica-chlorite schist, belonging to the Dalsland group (about 1000-1250 m.y. old). The copper-bearing parts of the schist have a high content of albite. The albite often forms segregations with quartz and some chalcopyrite, bornite, galena, brownspar, chlorite and fluorite. The mineralization, which is similar to the Mansfield ores (Kupferschiefer) in Germany, is considered to be either syngenetic or epigenetic; the latter opinion is supported by the high content of albite.

Vein deposits with copper- lead-sulphides in south- western Sweden In Dalsland and south-west Värmland there are a n u m - ber of small deposits consisting of quartz veins with copper sulphides (chalcopyrite, bornite, chalcocite), silver-

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R. Fnetsch

bearing galena, tetrahedrite and in places native silver (Magnusson, 1973; Tegengren, 1924). The gangue contains calcite, barite and fluorite. The ores are of hydrothermal origin and occur as fissure veins in crushed and tectonized zones connected with N N W A S E . faults. The Slädekärr and Vassvik deposits, on the western shore of Lake Vänern, occur in the sedimentary Dalsland group and surrounding intrusions. Proustite, molybdenite and magnetite belong to the paragenesis. At Kesebol (127) manganese oxides are related to veins with copper sulphides. The Vürmskog and Glava (126) deposits occur in the pre-Baikalian gneisses which are older than the Bo- hus granite (850 m.y. old). In Glava there are tellurides and sele ides with silver. The Mangen, Borten and Tres- kog deposits occur in south-west Värmland.

The age of these hydrothermal vein deposits is not known. According to Wickman et al. (1963), the lead model ages of the Dalsland veins (Vassvik) is 740-910 m.y. and of the Värmskog veins 1,200 m.y.

Eocambrian (650-950 m y . ola')

Stratabound copper sulphides in sediments in southern Sweden At Visingsö (at Lake Vättern), in sandstones of possibly Eocambrian age (650-950 m.y. old), mineralization occurs with pyrite, chalcocite, chalcopyrite and such secondary minerals as liminite, malachite and azurite. The ore minerals occur as concretions together with calcite and replace the groundmass in the sandstone. The deposit, similar to the 'red bed' ores in other parts of the world, has been formed by eithe: percolating surface waters or hydrothermal processes (Odman, 1942).

PHANEROZOIC

Caledonian

Stratabound lead-zinc sulphides (Laisvall type) and uranium-phosphate in the Caledonian fiont Along the eastern margin of the Caledonides, in sandstones and quartzites of late Precambrian (Eocambrian) and Lower Cambrian age, near the Precambrian peneplain, occur impregnations and fissure fillings of galena. Sphalerite is often present, occasionally more abundant than galena. Pyrite and chalcopyrite are also associated. The sulphides are accompanied by fluorite, barite and calcite. Sericite is a c o m m o n alteration product of the wall rock. The sulphide mineralization is mostly stratabound but can locally cut the sedimentab structures. From south to north occur the Vassbo (Idre) (73), Bell- viksberg (67), Lövstrand (66), Laisvalí (32), Majva, Gau- tojaure and Rautasjaure deposits. O f these, Laisvall and Vassbo are mined; production in 1974 was 1.5 million tons of ore. The ore reserves are estimated at about 50 million tons.

The occurrence of the ores in both the late Precam- brian and lower Cambrian arenites excludes a syngenetic origin. The ores are confined by over- and underlying layers of shale and are controlled, at least in part, by joints and other structures, all of which suggest an epigenetic origin (Tegengren, 1962). The ore solutions are considered to have been derived from the inner part of the Caledonides in connection with paligenetic processes (Grip, 1954, 1960). A part of the lead has been leached

from the overlying Cambrian shales (Grip, 1967). Grip and Frietsch (1973) postulated a weathering of the Pre- cambrian peneplain as a source of the lead. The lead was deposited in the basins in the west of the Precambrian peneplain in the Eocambrian and Low0 Cambrian. Dur- ing the Caledonian orogeny, the lead was mobilized and transported to tectonically favourable structures at the edge of the Caledonides. According to Gee (1972) the mineralizing solutions came directly through the underlying Precambrian basement and are related to a hinge-zone fracturing during Ordovician or possibly Si- lurian times. Fluid inclusions indicate that the ore-solution was hot, strongly saline brines (Roedder, 1968). Most of the deposits contain an excess of radiogenic lead, showing anomalous ' negative' isotopic ages (Wick- m a n et al., 1963).

Concentrations of uranium in calcareous sand- stonesisiltstones of lower Ordovician age occur at Tåsjö (65). These rocks have a parautochthonous position at the Caledonian front. The uranium is bound to a carbonate-fluor-apatite of marine origin and the content in the sediment is 200-500 gramsitonne (Andersson, 1971). The origin of the uranium is related to the erosion of underlying (Cambrian) alum shale (Armands, 1970). Ac- .

cording to Gee (1972), the apatite was precipitated at the edge of the Baltic Shield where upwelling currents of cold, phosphate-rich water met warm water with a higher basicity.

Stratabound copper-zinc-lead ores in the inner (western) part of the Caledonides (Stekenjokk type) In the inner part of the Caledonides, in the metamorphic allochton which forms the Nappe complex, occur stratabound sulphide ores. Most of the important ores occur in the upper, Köli, part of the complex, which is built up of low-grade metamorphic rocks, dominantly meta-sediments with intercalations of basic and acid volcanics. The rocks are Silurian or Ordovician, possibly also in part Cambrian (ïachrisson, 1969). All the large deposits are to be found in the Silurian. The ores are stratiform but may occur at several levels within one stratigraphic unit. The following deposits occur in sedimentary sequences with no connection with volcanics: Daningen (58), Ankarvattnet (62) and probably Jervas (30), Unna Gaisaríjåkko (59) and Jormlien (63) (ïachrisson, 1976). Deposits related to acid volcanics include Stenjokk (6 1) and Björkvattnet (64), while Tjåter (57) and Remdalen (60) are related to basic volcanics. The geometry of the ores is controlled by tectonic structures, and they are elongated parallel to lineations and fold axes. Massive ore bodies are very common, but impregnations are oA- en found. Often there is metasomatic alteration of the wall rock with the formation of sericite, chlorite and quartz. The ores consist of pyrite and pyrrhotite with varying amounts of chalcopyrite, sphalerite and galena. In the Unna Gaisarljåkko (59) and Daningen (58) deposits magnetite also occurs. The thirteen largest ore deposits contain together 25 million tons with an average of 1.3 per cent Cu, 3.2 per cent Zn, 0.3 per cent Pb, 20 per cent S, 0.2 gramiton A u and 44 gramiton A g (Grip and Frietsch, 1973). The largest deposit Stekenjokk (61), which contains more than 15 million tons of ore, came into production in 1976.

Below the Köli lies the Seve part of the Nappe com-

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plex with high-grade mica-schists, gneisses and amphibolites. These contain a few sulphide deposits, Fröa- Bjelkes (70) and Ljusnedal (72). At FröA-Bjelkes there are long zones of impregnations with pyrite, chalcopyrite, sphalerite and some bornite (Helfrich, 1967). The country rock is a quartzite-gneiss with silicate Skarn and limestone intercalations. In Ljusnedal, a chalcopyrite- sphalerite-pyrite-pyrhotic-magnetite ore occurs in basic volcanic rocks (tuffs).

According to Kautsky (1948, 1953) the ores are related to both the late Caledonian palingenetic processes and the basic volcanics adjacent to the ore bodies. The emplacement of the ores occurred later than the thrusting of the Caledonides. Juve (1974) considers the ores to be of pre-tectonic age and formed contemporaneously with the volcanic-sedimentary host rocks. During the Caledonian orogeny the ore material was mobilized, reworked and concentrated. The new geometry is influenced by the major fold phases (ïachrisson, 1971).

Titanium-iron-oxides, chromium-oxides and nickel-sulphides related to mafic-ultra-mafic intrusives The titaniferous iron ore of Ruoutevare (27) occurs in a anorthosite and minor gabbro in thrust units below the major Nappe complex. The age and provenance of the mafic rocks is not known, but they may represent a dislocated and overthrust part of the Precambrian. The ore consists of magnetite, ilmenite and spinel (Magnusson, 1953; Tegengen, 191 1). Ruoutevare is the only titaniferous iron ore in Sweden with greater amounts of free ilmenite. The deposit contains 50 million tons of ore with about 40 per cent Fe, 1 O per cent Tio2 and O. 18 per cent V.

At the border between the low-metamorphic (Köli) part and the high-metamorphic (Seve) part of the Nappe complex there are intrusions of dunite and peridotite of Middle Ordovician age which have been serpentinized and altered to soapstones. They contain small concentrations of chromite (Ruotats, Lejarklumpen, Junsterk- lumpen) of the podiform or Alpine type. The peridotites also contain small amounts of nickel (0.2 per cent) and cobalt (0.02 per cent) which is bound partly to magnesium silicates and partly to nickel and iron sulphides (pentlandite, heazlewoodite and pyrite) (Du Rietz, 1956). The soapstone at Handöl (71) is mined for refractory purpose, and Lilla Rödberget, north of Handöl, ‘for olivine.

Cambrian

Stratabound uranium-oxides-phosphates in sediments in southern Sweden In the Lower Palaeozoic rocks around Lakes Vänern and Vättern occur black shales which are uranium-bearing. The Upper Cambrian shale at Ranstad(141), Billingen, has in places a relatively high content of uranium (3,000-4,000 gramshon) which is present as amorphous oxide and to a lesser degree bound to phosphonte and organic materials (Armands, 1972). The uranium was precipitated in the shale by reduction processes. The uranium-bearing shales represent one of the largest low- grade deposits of uranium in the world.

Jurassic

Stratabound iron-silicates-oxides-carbonates in sediments in southern Sweden In Scania there are deposits of iron ores both in the south-east (Fyledalen, 153) and in the north-west (1 54). They consist of stratified chamosite-goethite ores with siderite and haematite and occur in arenaceous rocks of Middle or Upper Jurassic (Dogger or Malm) age (Brotz- en, 1962). In addition, there are massive siderite ores (Hadding, 1933). Both types are of marine-sedimentary origin and similar to Jurassic Minette ores elsewhere in the world.

MIDDLE PRECAMBRIAN TO SILURIAN

Vein deposits with lead-zinc-sulphides and manganese-oxides Lead-zinc-sulphides and manganese oxides occur in a number of fissure fillings and veins of undefined age. The deposits are related to zones of tectonization and brecciation, often in connection with major fault lines. The host rocks are of different age varying from Middle Precambrian to Silurian. The mineralization must therefore be younger than Silurian.

Veins with galena (often silver-bearing) and subordinate sphalerite are relatively abundant. The gangue is made up of quartz, calcite and fluorite. Such deposits occur at Akerlandet, ENE. of Dorotea, and Kväcklinge, NW. of Sundsvall, in Svecofennokarelian gneisses (Te- gengren, 1924). The Olden deposit, NW. of Östersund, lies within the Caledonides, the veins occurring both in the Gothian Olden granite and in the Silurian shales. In the northern part of the Caledonides there are deposits containing minor amounts of pyrrhotite, boulangerite, arsenopyrite and pyrite, which indicate a higher temperature of formation. The Nasafiäll deposit (31) lies in deformed sediments of Eocambrian and Cambrian age (Zenzén, 1927). Further to the north, in the Kvikkjokk area, there are deposits in Cambro-Silurian sediments, Silpatjåkko (29), Alkavare (28), Lanjek and Jounkagåk- ko, and at Unna Järta.

At Boda and Sollerön, at Lake Siljan, there are fissure veins or disseminations of galena, sphalerite and some pyrite and pyrrhotite in Ordovician limestones. The gangue is made up of calcite and some barite and fluorite (Tegengren, 1924; W e h , 1959).

Around Simrishamn in Scania occur several deposits in Cambrian sandstones, Gladsax and Oslunda (152) (Grip and Frietsch, 1973; Tegengren, 1924). In these deposits the galena is poor in silver. The lead model ages of the galena contained in the above veins is ‘negative’ with a great excess of radiogenic lead (Wickman et al., 1963).

The Böfef (1 39) and Spexeryd (146) manganese deposits occur in fault systems which border the Lake Vät- tern depression on the west and east sides respectively. The ores are made up of manganite, braunite and pyrolusite accompanied by barite, calcite and fluorite and occur as fissure fillings in breccia zones (Ljunggren, 1958b; Magnusson, 1973). The host rocks are mainly Gothian granites. The ore zones are considered to be Permian or younger. The lead in vanadinite at Bölet has an excess of radiogenic lead, giving an anomalous, ‘negative’ lead model age (Wickman et al., 1963).

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35

R. Fnetsch

In south-west Sweden, in Dalsland, occur several similar manganese mineralizations in crush zones and breccias. The host rocks are the Amal-Kroppe-fial1 granites (1,700 m.y. old?), the sedimentary AmAl group (more than 1,700 m.y. old) and Dalsland group (about 1,000-1,250 m.y. old). The ore minerals are hausmanite, manganite, haematite, rhodonite, manganspar and spes- Sartine (Geijer, 1961; Tegengren, 1924). The gangue consists of quartz, calcite, chlorite. barite and occasionally fluorite. The only deposit that has been of some importance is Kesebol (127).

Preglacial weathering Some of the ore deposits in Sweden have been affected by a pregìacial weathering. The phenomena, which locally can go extremely deep, are related to tectonic disturbances, in some cases to major faults.

In central Sweden some of the Skarn iron ores, partly rich in limestone and of the manganiferous type, are weathered (Geijer, 1936; Geijer and Magnusson, 1926; Ljunggren, 1958a). The deposits affected are Nyüng (83), Stollberg (1 09, Granrotsgruvan at Norberg (101), Värrn- lands Taberg (1 13) and Mossgruvan and Bastkärn (1 09) at Ljusnarsberg. The new minerals in the ores are limonite, martite and siderite. The leptites have been kaolinized. At Stollberg, a Jotnian diabase (about 1,100-1,300 m.y. old) has been affected, which indicates that the weathering at this locality is at least Jotnian or later. At Garpenberg (92), the lead-zinc-sulphide ore is weathered. N e w minerals are cerussite, pyromorphite, hemimor- phite and smithsonite (Magnusson, 1973). The altered wail rock is rich in goethite and kaolinite. At Falun (82) the sulphide ore is weathered with the formation of different sulphates and carbonates and limonite.

A preglacial weathering is also.known from some iron ores in northern Sweden, Vathanvaara (3, Svappav- aara-Gruvberget (7), Sautusvaara (8), Kiirunavaara (lo), Laukujärvi (1 2) and Nunasjärvenrnaa (Geijer, 19 1 O, 1924; Geijer and Magnusson, 1926; Eriksson and Hallgren, 1975). By this process mangnetite is altered to hematite. At Gruvberget, the acid volcanics in the wall rock have been kaolinized (Fnetsch, 1960).

In Scania, several kaolin deposits occur (Byström- Asklund, 1969). Of economic interest are those where the kaolinite is formed by a Presenonian weathering of Precambrian rocks. At Zvö (151) the parent rock is the Vanga granite (about 1,500 m.y. old). The kaolin cover is up to 40 metres thick. A n important deposit recently discovered is Hagstad, east of Ivö, where the parent rock is a mica-schist belonging to the Svecofennokarelian Västanå formation.

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Editorial Zone 06 Sheet 2

The Metallogenic ,Map of Finland- explanatory text* Aarno Kahma Geologinen Tutkirnuslaitos, SF 021 50 Otaaniémi, Finland

Contents

Introduction 40

Main mineralized areas 40 The chromite ore of Kemi 41 The Main Sulphide Ore Belt 42 Comparison of the sulphide ores of southern Finland and the Main Sulphide Ore Belt 44

Iron ores 45

Concluding remarks 46

References 46

Sommaire

Introduction 40

Principales aires minéralisées 40 Minerai de chrome de Kemi 41 Grande ceinture à minerais sulfurés 42 Comparaison entre les minerais sulfurés du sud de la Finlande et la grande ceinture à minerais sulfurés 44

Minerais de fer 45

Conclusion 46

Références 46

* Manuscript received in February 1917.

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A. Kahma

Introduction The Baltic Shield, which covers a total area of 1,140,000 km’, comprises the Precambrian areas of Fin- land, Norway and Sweden rind the north-westem part of the USSR.

The bulk of the geological formations occurring in Finland consists of Precambrian plutonic and metamorphic rocks varying in age from 1,500 to 2,800 million years. These rocks are generally overlain by thin Quaternary deposits composed of till, sand and clay and averaging only between 5 and 10 m in thickness. There are also tens of thousands of lakes and ponds.

The Precambrian formations and the most important mineralization associated with them can be classified as has been done in Figure 1. The Precambrian is divided there (Rankama and Welin, 1972) into Early, Middle and iate Precambrian eras, the ages of which are corre- spondingly >2,500 my., 2,500-1,400 m.y. and 1,400- 570 m’.y.

The Early Precambrian (Archaean) formations mostly occur in the eastern parts of Finland, where they merge into corresponding formations on the Soviet side of the national border. The most extensive of these formations is the pre-Karelidic granite-gneiss area; in the still older (c. 2,800 m.y.) metavolcanics and metasediments, small magnetite deposits have been found.

O f the Middle Precambrian formations, the rocks of the Svecokarelidic folded region make up the largest part of the area of Finland. Included among them are crystalline schists of volcano-sedimentary origin as well as ultrabasic, basic, intermediate and acidic intrusions of the same age as, or younger than, the schists and granitoids. The economically most important ores are associated with these formations.

At the beginning of the century, the schist zones running from central Sweden to the southern parts of Fin- land in an approximately SWW.-NEE. direction were classified as Svecofennian, and the schists running from Lake Ladoga in a NNW. direction as Karelian formations. They are n o w viewed (Metzger, 1959; Simonen, 1960, 1962, 1964, 1971; Eskola, 1963) as belonging to the same Svecokarelidic geotectonic cycle, the evolution- ary sediments of which are met with in the eastem and northern parts of the country close to the ancient pre- Svecokarelidic basal complex, and the geosynclinal sediments in the south-west. The old terms ‘Svecofennian’ . and ‘Karelian’ are used nowadays mainly in a geographical sense. The signifiance of the radiometric age determinations’ to the development of the present concepts has been of a fundamental nature.

The anorogenic rapakivi massifs, which occur in the south-east and south-west and contain small veins of tin and lead, are among the youngest (1,550-1,650 my.) of the Middle-Precambrian formations.

The Jotnian sandstone arid siltstone, which are over a kilometre thick and occur in the west, date back to the oldest part (1,300-1,400 m.y.) of the Late Precambrian and the youngest part of the Middle Precambrian. They

1. The majority of the radiometric age determinations presented in this publication were camed out by Dr O. Kouvo and his associates at the laboratory of the Geological Survey of Finland. The figures were published in the annual reports of the survey between 1964 and 1972.

are found in the grabens of Pori and Muhos which are bounded by faults running approximately SE.-NW. The arkose sandstones in the south-west are penetrated by hypabyssal diabase dykes (1,250 my.), which probably represent intrusion channels of plateau basalts that once extended to the surface of the earth.

The formations of the Palaeozoic folded region occur along the Norwegian border. A n economically more interesting Palaeozoic formation is the carbonatite plug of Sokli (350 m.y.) (Paarma, 1970) found (in Archaean surroundings) in eastern Lapland. It is associated with mineralizations of P, Nb, Fe, REE, T h and U. Unfolded Palaeozoic and Jotnian formations are known to exist at the bottom of the Gulf of Bothnia (Veltheim, 1962, 1969; Winterhalter, 1972).

The most important structural features are the well- preserved schist chains and areas of volcanic and sedimentary origin belonging to both the Archaean and Sve- cokarelidic folded regions as well as faults and fractures running SE.,-NW., SW.-NE., S.-N. and E.-W. A large number of investigators during the present century have dealt with the faults and the associated block structures and displacements (Sederholm, 191 3; Tuominen, 1957; Marmo, 1959; Härme, 1961, 1963, 1966; Mikkola, 1971; Talvitie, 1971; Gaál and Rauhamäki, 1971). Which fractures and faults originated and moved during the Svecokarelian orogeny, or the platform stage that followed it, or even during the Quaternary period, is a mat- ter of conjecture.

In the view of Paarma and M a r m o (1961), Mikkola and Niini (1968), Millola (1971) and Gaál (1972), the movements associated with the fault zone running in a north-westerly direction from Lake Ladoga controlled the genesis of the sulphide ores met with in the vicinity of this zone. Others have emphasized additional factors in the formation of the sulphide ore belt (Kahma, 1973; Piirainen, 1975).

Main mineralized areas The most important mineralization in Finland is shown in Table 1 and Figure 1, along with the annual production of the mines and the tons of ore cumulatively cal- culated up to the year 1970, as well as the known reserves.

Although magnetite deposits of small or medium size (Huhus, 44)’ have been found in Early Precambrian formations (c. 2,800 m.y.) in eastern Finland and molybdenite ore, now mined out, was discovered at Mätäsvaa- ru (42) (Kranck, 1945), virtually all the ores worth mining are contained in Middle Precambrian formations.

O f greater importance are copper- and zinc-sulphide ores occurring in the crystalline schists, which are likely to contain noteworthy amounts of sulphur, iron, cobalt, nickel, lead, gold and silver, and the nickel-copper ores contained in basic or ultrabasic rocks. About 90 per cent of the mined sulphide ores and known reserves belong to deposits situatcd in a belt from about 40 to 150km broad and at least 400 k m long running from Lake Lad-

1. Refers to the number given on the Metallogenic Map o/ Europe, Sheet 2. .

40

The metallogenic map of Finland-explanatory text

oga to Raahe. It is referred to as the Main Sulphide Ore Belt, and includes, according to the terminology proposed by Chatalov (in Bogdanov et al., 1967), the Outo- kumpu Ore District as well as the ore zones of Vihanti and Kotalahti.

On the south-west side of the Main Sulphide Ore Belt, there occur rather small copper, zinc, lead and nickel sulphide ores, like the deposits at Karsikumpu (49), Ylo]ärvi (58), Haveri (56), Orijärvi (73), Aijala-Met- sämonttu (74), Kornäs (59, Petolahti (54), Sääksjärvi (57) and Storm (64), and small beryllium-, niobium- and lithium-bearing pegmatite deposits, like the ones at Haapaluoma (5 i), Kaatiala (50), Eräjärvi (59), Tammela (69, 70) and Kemiö (75). On the north shore of the Gulf of Finland, magnetite deposits of medium or small size occur at Jussarö (77) and Nyhamn (79). In association with the youngest granite massifs (1,550-1,650 m.y.), there occur small greisen-type deposits of tin, beryllium, tungsten and sulphides, as at Eurajoki (66) (Haapala and Ojanperä, 1972; Haapala, 1974). On the north side of the Main Sulphide Ore Belt at the

far end of the Gulf of Bothnia, there are the important titanium-vanadium magnetite deposits of Otanmäki (28) and Mustavaara (20) as well as the large chromite deposit of Kemi (19). Further north there are a number of magnetite deposits of small or medium size in the area of Misi (14, 15) and Kolari (9, 1 i), and the extensive Kit- tilä district where copper (7-8) and iron-manganese mineralization (5) has been found. In east Lapland, close to the Soviet border, there is the Hercynian carbonatite plug of Sokli (350 m.y.) (4) in the Archaean formations (Paarma, 1970), and the possibilities for its economic

TABLE 1. Output and reserves of the main ore deposits in Finland

exploitation are currently being investigated. In the gran- ulite area in north Lapland quite a few small placer gold deposits (1-3) are known (Stigzelius, 1944).

THE CHROMITE ORE OF KEMI

The chromite ore of Kemi (Elijärvi) (19) occurs in a layered intrusion (2,430 my.) scores of kilometres long and composed of basic and ultrabasic rocks. The intrusion rests between older, Archaean (c. 2,800 m.y.) gneissose granite and Svecokarelidic schists. At its thickest, it measures about 2 k m and has a NE. strike and dips around 70" NW., and consists of anorthosites, norites, gabbros, homblendites, pyroxenites and serpentinites contained in beds with a north-west trend. These rocks are found in association with the chromite ores in the close proximity of the footwall contact of the intrusion.

The chromium mineralization runs parallel to the general strike as a layered, slightly disseminated ore type and-particularly in the Elijärvi deposit-as a brecciated ore, in which fragments composed of layered ore types are brecciated by the massive chromite ore. The main mineral constituent is chromite, which is alumobere- zowskite (Kahma et al., 1962) with Cr:Fe = 1.55 (Ku- janpaä, 1971). The only economically noteworthy ore mineral is the chromite, which occurs as idiomorphic grains averaging 0.2mm in size. The other oxides include magnetite, ilmenite, haematite and rutile. In addition, small amounts of pyrite, chalcopyrite and millerite are present. The gangue consists mainly of talc, carbonate and serpentinite.

No. Name Time of Main Annual Mined Ore Known operation products output up lo reserves amounts

1.1.1970 1.1.1970 of ore

in millions of tonnes

1 1 14 15 19 20 27 28 29 31 32 37 38 39 40 41 42 47 49 55 56 58 73 74 74 75 77

Kolari (Rautuvaara) Kärväsvaara Raajärvi Kemi Mustavaara Lahnaslampi Otanmäki Lampinsaari (Vihanti) Hitura Pyhäsalmi Kotalah ti Luikonlahti Paakkila Cutokumpu Vuonos Mätäsvaara Hammaslahti Karsikumpu (Hällinmäki) Korsnäs Haven Ylöjärvi Orijärvi Aijala Metsämonttu Kemiö Jussarö

) (Misi) (1975)

1959- 1967-

(1 975) 1969- 1952- 1954- 1970- 1962- 1959- 1968- 1919-69 1913- 1971- 1940-47 1972- 1966- 1961- 1942-60 1943-58 176íL54 1949-58 1952- 1966- 196 1-67

Fe

Fe Cr v, (Fe) Talc V, Fe, Ti Zn Cu, Pb, S Ni, C u Cu, Zn, S Ni, Cu Cu, Co, Ni, Fe, S Asbestos Cu, Co, s Cu, Ni Mo Cu, Zn, S Cu Pb, REE Au, Cu Cu, w Cu, Zn, Pb Cu, Zn. C u Pb, Z n

Fe, M n

(0.8)

0.6 1 3.3 0.35 0.25 (1.6) 0.2 0.2 1.2 13.4 0.71 6.8 0.17 0.79 5.1 0.48 4.3 0.52 0.75 0.04 , 6.0 0.49 19.7

1.2 0.4 0.6 2.7 o. 1 O. 6

1.5 - 4.0

1.2 O. 8

0.08 I .O 0.13 (0.2) 1.7

18

3.5 Large

8.0 20 15 Large 25.8 8.5

Large

7.7 28

O. 3

0.4

23-60

18

6.8 . Large Large 2.0 34 22 Large 31 13 Large

27 28 1.2 5 3.3 0.9 1.5 4.0 1.2 O. 8 1.4

25-60

41

A. Kahma

The ore is classified among early magmatic deposits (Härme, 1949; Kahma et ai., 1962; Kujanpää, 1971; Pii- rainen, 1974). The layered ore became differentiated in the basal portions of the originally nearly horizontal intrusion. It is assumed to have been brecciated during the movements which forced the intrusion out of its original position. Then the spaces between the autoliths which represented the layered ore were filled by a later differentiate richer in chromite.

THE MAIN SULPHIDE ORE BELT

The sulphide ores of the Main Sulphide Ore Belt are divided mainly on the basis of their location, association of elements and rocks and the isotopic composition of the lead, into the Outokumpu Ore District (38, 40, 41), Vihanti Ore Zone (29, 32, 35) (Rouhunkoski, 1968) and Kotalahti Nickel-Copper Ore Zone (Gaál, 1972).

Ni, Cu ores in the Kotalahti Ore Zone

This zone contains the most significant part of the nickel-copper deposits known at present, which extend over a distance of more than 400 k m and include the deposits of Hitura (31), Makola (30), Kotalahti (37), Laukunkan- gas (61) and Parikkala (62). The deposits at Kotalahti, Hitura and Makola have been mined.

The host rock of these, mostly pipe-like, deposits is generally serpentinite, pyroxenite or norite. In addition to the main ore minerals, pyrrhotite, pentlandite and chalcopyrite, they contain magnetite, pyrite, sphalerite, cubanite, gersdorfite, millerite and bornite as well as, in the form of alteration products, in many instances also mackinawite, violarite and melnikovite (Haapala, 1969; Papunen, 1970; Häkli et al., 1975).

The U, Th-lead determination made from the zircon of a differentiate (diorite) in the host rock of the Kotal- ahti ore has given an age of 1,925 m.y. (Geological Sur- vey of Finland, 1972).

These nickel-copper deposits , are early magmatic ores. In the nickel-copper ore zone of Kotalahti, the mineralization has been controlled, according to Gaál (1972), by the following four factors: (a) occurrence in basic to ultrabasic plutonic rocks; (b) connection with transcurrent faults; (c) connection with domes and bra- chyantiforms; and (d) interaction between the basic magma and the country rocks. I

O f the interactions in the country rocks caused by the hot basic magma, the most important is sulphurization. Häkli (1 971) reports that at least a portion of the sulphur contained in the basic nickel-bearing magma was derived from sulphide-bearing mica gneisses. The hot basic magma also brought about facies changes in surrounding country rocks. The charnockites belonging to the granu- lite facies surrounding the intrusives originated, according to Gaál and Rauhamäki (1971), in this manner.

Cil, Co, Zn. Ni and S o m in the Outokurnpu Ore District

In the Outokumpu Ore District there are half a dozen sulphidic copper deposits which contain cobalt. zinc and nickel in noteworthy amounts as well as a little chromium. They are to be found in an area measuring about 60 x 100 k m in association with metamorphic Svecokar-

elian quartzites, mica and black schists (Peltola, 1960, 1968), carbonate and skam rocks and serpentinites (Gad et ai., 1975; Isokangas, 1977). O f these deposits, that at Outokumpu, which was discovered in 1910, is economically the most important and the one described in detail.

The Outokumpu copper ore (40) is located in a brecciated Svecokarelidic quartzite horizon running SW.- NE. for a length of about four kilometres on the hanging wall of which occurs an ophiolithic serpentinite lens and on the footwall alternating layers of black and mica schist. The quartzite horizon may have been originally a siliceous sinter (Huhma and Huhma, 1970). The serpentinite lenses are surrounded in many places by a dolom- ¡te formation, at the contacts against the quartzite and in the intercalations of which chrome-bearing skam minerais are to be found. The centre of the ore deposit lies in an axis depression, and its lateral dip varies between 30" and 80"SE.

The discovery of the Outokumpu ore in 1910 proved of fundamental importance to the development of mod- ern mining operations in Finland. By the end of 1970, the mine had yielded some 20 million tons of ore containing an average of 3.8 per cent copper, 28 per cent iron, 25 per cent sulphur, 1 per cent zinc, 0.12 per cent nickel, 0.24 per cent cobalt and 0.8 ppm gold, 0.9 p p m silver, 25-50 ppm selenium and 0.002-0.154 p p m tin as well as 0.01 per cent Cr203. The Ni : C o ratio vanes in different parts of the ore, but averages 1 : 2.

The main minerals are chalcopyrite, pyrrhotite, pyrite and sphalerite, with accessory cubanite, mackinavite, cobalt-pentlandite, magnetite, stannite, eskolaite and karelianite (Kuovo and Vuorelainen, 1958; Kuovo et ai., 1959, 1963; Long et al., 1963; Thayer et ai., 1964). A large number of sulphur-isotope determinations (Kuo- vo, 1958; Ault et ai., 1960; Mäkelä, 1974) have been made from the ore. The total variation of the 634S-values of 258 sulphide samples was 25 per cent (+ 5.8 to - 19.2 per mil). On this basis Mäkelä suggested that the variation of the 634S-values was caused by changes in the chemical state of the ore-forming fluids controlled by a submarine volcanic-exhalative mechanism. The sulphur-isotope compositions of the remobilizates produced by the metamorphism are on the average 2.6 per mil lighter than the primary sulphide material.

The lead model age of the galena contained in the Outokumpu ore is approximately 2,200 m.y. (Kuovo, 1958; Kuovo and Tilton, 1966). The higher lead model age suggests that the lead contained in the ore had separated about 2,200 m.y. ago from the uranium-thorium- lead surroundings, and in the subsequent phase of the Svecokarelidic orogeny became remobilized. The age of the uraninite present in the ore dates this stage.

Great differences have been advanced concerning the genesis of the Outokumpu ore, particularly on the origin of the ore solutions. In the earliest hypotheses, the ore was assumed to have been borne by the granite or the serpentinite on the hanging wall of the ore or by the intermediary subintrusion (Vähätalo, 1953; Disler, 1953). More recently, the ore has been viewed as originally syngenetic, and the remobilization of the sulphide material is regarded as having taken place in connection with the metamorphism (Borchert, 1954; Saksela, 1957; Mi kkola, 197 1 ; Mikkola and Väisänen, 1972; Mäkelä, 1974; Peltola, 1977).

42

The metallogenic map of Finland-expianatory text

FIG. 1. The main geologic and metallogenic units of Finland.

43

A. Kahma

Other ore deposits of the Outokumpu type are the copper-nickel ore at Vuonos, on the extension of the ore field, at a distance of about 6 k m to the north-east (Huh- m a and Huhma, 1970) which is also situated in an axial depression, and the similar type copper ore of Luikon- lahti (38).

Zn, Cu, Pb and S ores in the Vihanti Ore Zone

The Vihanti Ore Zone (Rouhunkoski, 1968) covers an area about 40km broad and at least 200km long, in which some ten sulphide deposits containing varying amounts of zinc, copper, lead and barium as well as a little gold and silver occur in highly metamorphosed Svecokarelidic crystalline schists. It is bounded on its south-west side by a fault zone which gives rise to a negative gravimetric anomaly. The crystalline rocks include dolomites, mica schists, mica gneisses and acidic and basic volcanic rocks, largely altered into Skarn and cordierite-anthophyllite rocks. The lead model ages determined from the galena contained in the sulphide deposits of the zone vary between 2,025 and 2,100m.y. (Kuovo and Kulp, 1961). The zinc ore of Lampinsaari, which was discovered in 1947, is the best described of the deposits in the zone.

The Lampinsaari (Vihanti) zinc ore (29) is located in a highly metamorphic, Svecokarelidic schist complex running ENE.-WSW. T h e most important of the ore bodies lie at the northern margin of the monocline in drag-folded parts of the contact between the quartzite and the dolomite, where they replace the calcareous rocks. The surrounding rocks include. magnesium-rich gneisses, which contain an abundance of cordierite which, like certain of the altered Skarns, are assumed (Rouhunkoski, 1968) to have formed metasomatically. Pyrite ores are located at the southern edge of the schist complex, being in most instances contained in quartzite, which has been frequently observed to be brecciated.

The zinc ore contains an average of 10-11 per cent zinc, 0.53-0.85 per cent copper, 0.46-0.54 per cent lead, 2.3-2.5 per cent barium oxide, 0.4ppm gold and 26- 30 p p m silver. The main minerals are sphalerite, chalcopyrite, galena, pyrite and pyrrhotite, and the accessories are cubanite, vallerite, arsenopyrite, stannite, molybdenite, native gold and silver.

The origin of the ore solutions has been variously viewed as syngenetic (Mikkola, 1963), magmatic (Rou- hunkoski, 1968) and metamorphic (Mikkola and Väsän- en, 1972; Mikkola, 1971). The lead model ages (2,025- 2,100 m.y.) of the galenas from the Vihanti Ore Zone (30 determinations) and the lead model age (1,830m.y.) of the granite penetrating the Vihanti ore m a y be explained, similarly to that at Outokumpu.

Another possible explanation is that the lead model ages (2,025-2,100 my.) might represent a mixture of the remobilized pre-Svecokarelidic lead (2,800 my.) with the lead from the Svecofennidic formations of south- west Finland (l,800-l,900 my.). It is difficult, however, to imagine thirty determinations from a zone over 200 k m long giving the same reading (within the margin of error of the method) as the product of a random mix. The age determinations (2,145 m.y.) made from the albite diabase sills occurring in the schists of north and east Finland (Sakko, 1971) also strongly support the first explanation.

Some 100 k m to the south-east of the Lampinsaari zinc ore occurs the large Pyhäsalmi sulphide ore deposit (32), which contains (O. Helovuori, oral communication) approximately 0.85 per cent copper, 28 per cent zinc, 37 per cent sulphur, 33 per cent sulphidic iron and 4.9 per cent Bao. The main minerals are pyrite, sphalerite and chalcopyrite as well as, along the margins of the deposit, pyrrhotite (Helovuori, 1964). The massive sulphide ore is situated in a gently folded monocline in a schist complex composed of Svecokarelidic acidic and basic metavolcanics (Helovouri, oral communication) and cordierite-anthophyllite and sericite rocks, The lead model age determined from the ore is 2,055 m y . (Kuovo . and Kulp, 1961).

About 60 k m south-east of the Pyhäsalmi mine, there occurs the Säviü (35) copper ore, which is situated in a partly brecciated schist complex composed of garnet-, cordierite- and anthophyllite-sillimanite gneisses and amphibolites. In addition to the chief mineral constituent, chalcopyrite, there are to be found, in places, sphalerite and pyrrhotite. The lead model age is 2,025 m.y. (Geological Survey of Finland, 1965, 1966).

COMPARISON OF THE SULPHIDE ORES OF SOUTHERN FINLAND AND THE MAIN SULPHIDE ORE BELT

Known to exist on the south-western side of the Main Sulphide Ore Belt, in addition to a few nickel-copper deposits (54, 57 and 67) contained in Svecokarelidic crystalline schists, are the following sulphide deposits : Karsikumpu (49), Haveri (56), Ylöjärvi (58), Orijärvi (73), Aijala-Metsämonttu (74) and Korsnäs (59, of which the first deposits have been classified as pneumatolytic and the other ones as hydrothermal deposits (Hyvärinen, 1969; Stigzelius, 1944; Himmi, 1954; Clark, 1965; Tuominen and Mikkola T., 1950; Eskola, 1914, 1950). W h e n the (Svecofennian) sulphide deposits of the south- west are compared with those of the Vihanri and Ouro- kumpu areas of the Main Sulphide Ore Belt, the following differences appear: The polymetallic sulphides ores of the Outokumpu and

Vihanri show regenerated, strata-bound features (Bor- chert, 1954; Saksela, 1957; Mikkola, 1971; Mikkola and Väisänen, 1972; Mäkelä, 1974), whereas the main part of the (Svecofennian) sulphide deposits (e.g. Ylöjärvi, Korsnäs and Karsikumpu) are primary, epigenetic deposits.

The mean of the lead model ages of the sulphides of the Vihanti Ore Zone is 2,050 m.y. and that of the Outo- kumpu Ore District about 2,200 m.y., whereas the lead model ages of the (Svecofennian) sulphide deposits and prospects vary between 1,800 and 1,920 m.y.

Between 50 and 55 per cent of the Karelidic formations on the north-east side of the negative gravimetric anomaly and in the Kotalahti Ni, Cu Ore Zone consist of crystalline schists, of volcanic or sedimentary origin; whereas, in the Svecofennian formations to the south-west such schists account for only 10-20 per cent of the total formations, which contain 20-30 per cent migmatite, probably derived from schists, and about 60 per cent of acidic, intermediate and basic intrusives, which indicates that the mean metamorphic temperature of the formations on the south-

44


west side of the Kotalahti Ni, Cu Ore Zone was higher than on the north-east side, probably because they were deeper in the earth’s crust.

Largely on the basis of the foregoing, it can be assumed that the lead model ages of the sulphides in the Outo- kumpu and Vihanti ore areas represent the ages of formation of the probably originally volcano-sedimentary sulphide-ore deposits close to the Archaean continental shelf (Kahma, 1973). The remobilization of these deposits presumably took place during the orogenic stage of the Svecokarelidic geotectonic cycle, 1,800-1,920 m.y. ago, when the nickel-copper delosits of the Kotalahti Ore Zone and the (Svecofennian) sulphide ores of southem Finland were also formed. It is possible that after the orogenic stage, the Main Sulphide Ore Belt between Lake Ladoga and Raahe (Fig. 1) was possibly dislocated (probably several kilometres) to form a graben, in which the ores were preserved from deep erosion during the Proterozoic and Phanerozoic eons.

IRON ORES

Nuutilainen and Paakkola have divided the iron deposits of Finland into the following genetic classes: (a) magmatic segregation deposits; (b) contact-metasomatic deposits: (c) bedded deposits: (d) residual deposits; and (e) bog and lake deposits.

The ores of greatest economic significance, Olanmäki (28), Mustavaara (20), Misi (14-15) and Kofari (1 i), are situated in northern Finland and belong to categories (a) and (b). Deposits of Class occur in different parts of the country, but the deposit at Jussarö (77), is the only one to have been mined in recent decades.

V, Ti magnetite ores

The V-, Ti-magnetite deposit of Otanmäki is located on the south-west side of Lake Oulunjärvi, and consists of several hundred steeply dipping ore bodies, which occur in the form of lenses or veins. Together with closely associated brecciated anorthosites, these ore bodies enclose the amphibolite like an arch. O n the south side of this arch hornblende gabbro is found, and near its point of contact with the amphibolite, there occurs a group of ore bodies running parallel to the arch formed by the main ore deposit. The ore bodies and their host rock exhibit banding, and in the richer, more compact ore bodies intrusive features can also be observed.

The most important minerals contained in the ore are vanadium-bearing magnetite and ilmenite. In places, the magnetite has undergone martitezation, and it contains ilmenite exsolutions as well as ulvite, hercynite and pleonaste. The ilmenite also has haematite exsolutions. In addition, the ore contains from 1 to 2 per cent sulphides: pyrite, pyrrhotite, sphalerite, chalcopyrite and pentlandite.

The annual production of the mine amounts to 1.2 million tons of ore, containing an average of 38-40 per cent magnetite, 27-31 per cent ilmenite and 1-2 per cent pyrite. The most valuable product of the mine is vanadium, which accounts for an average of 0.62 per cent of the magnetite concentrate.

The magnetite deposit of Otanmäki is a magmatic ore, the genesis of which has been linked to the conspi- cuously differentiated basic rocks occumng in the sur-

roundings (Pääkkönen, 1956; Paarma, 1954; Vaasjoki, 1947; Nuutilainen and Paakkola, 1977).

Magnetite deposits in northern Finland

The magnetic deposits of the Misi area are situated as stocks or stratiform lenses mainly in serpentinites, gabbros and skam rocks. In association with these rocks, there also occur albitites, albite gabbros and gabbros, which are in many instances markedly scapolitized, as well as crystalline schists composed of dolomites, arkoses and mica schists.

The ore contains mostly magnetite, which has partly turned into martite, as well as small amounts of pyrite. The most important deposits in the area occur at Raa- järvi, Leveäselkd and Kärväsvaara. Some 450,000 tons of ore are mined each year at Raajärvi. This yields about 300,000 tons of magnetite concentrate with an iron content of 65 per cent.

The Misi ores are believed (Nuutilainen, 1968) to have crystallized under hydrothermal conditions from hydromagma, differentiates of which are the albite gabbros, albitites, serpentinites and magnetite ores occumng in the region.

The Kolari iron-ore district (9-1 1) is located in northem Finland close to the Swedish border. It consists of a number of small or medium-sized iron deposits (Rau- tuvaara, Hannukainen, Juvakaisenmaa, Sivakkalehto, Rytijänkä and Mannakorpi), of which the ones at Rau- tuvaara and Hannukainen have been most throughly investigated and are economically the most important.

The magnetite ore of Rautuvaara (1 I) is stimulated in Svecokarelian metamorphic and skarned carbonate- and Sapropel-bearing metasediments and metavolcanics, which are penetrated by acidic intrusives. The nearly vertically dipping, ruler-shaped ore body contains some 18 million tons of ore with an average iron content of 37 per cent. Further, the ore contains from 2 to 5 per cent sulphides, mainly pyrrhotite. Magnetite is the principal mineral component, and the gangue includes diopside, amphibole, plagioclase and olivine. Rautuvaara is included (Shaikh, 1964; Nuutilainen and Paakkola, 1977) among the metasomatic iron ores, but the existence of a haematite deposit is also known in the Kolari district, at Taporova. It has been interpreted to be a syngenetic deposit, with different sedimentation facies (Hiltunen and Tontti, 1976).

Magnetite deposits in southern Finland

O n the southern coast, there occur quite a number of small and medium-sized magnetite deposits, notably the ones at Jussarö. Kafkskär and Nyhamn.

Discovered in 18 14, the iron-ore field of Jussarö (77), which lies mostly under water, occurs in banded and folded Svecokarelian crystalline schists surrounded by acidic intrusives. The schists consist of metavolcanics and metasediments. The chief ore mineral constituent is magnetite. The ore has been mined in the periods 1834- 61 and 1961-67. The ore contains an average of 21-22 per cent Fe, 1.7-1.8 per cent M n (in gamet), 40-45 per cent SiO2, 0.02-0.04 per cent P and 0.01 per cent S.

The origin of the ore has been considered to be both magmatic (Saksela, 1939, 1970) and syngenetic (Mikko- la, 1966).

45

A. Kahma

Concluding remarks References

With the exception of the economically unimportant placer gold of Lapland (1-3) and the manganiferous lake deposits, the ore deposits of Finland are situated in Early Precambrian (c. 2,800 m.y.) and Middle Precambrian (1,500-2,300 m.y.) formations.

The sulphide ores of importance from the standpoint of the national economy can be divided into copper- nickel deposits associated with basic and ultrabasic rocks (C. 1,900 m.y.) and the sulphide ores found in well-preserved Svecokarelian crystalline schists (1,800- 2,300 m.y.) which contain varying amounts of copper, zinc, cobalt, nickel and lead.

Over 90 per cent of the sulphide ore so far mined in Finland and existing in the known reserves belongs to deposits situated in the Main Sulphide Ore Belt. This belt extends diagonally across the country over a breadth of between 40 and 150 km in a north-westerly line from Lake Ladoga to the coast of the Gulf of Bothnia. The Main Sulphide Ore Belt includes, for example, the Out- okumpu Ore District and the Kotalahti Nickel and Vi- hanti Zinc Ore Zones. O n the western side of the Gulf of Bothnia, though not on any direct extension of the above-mentioned ore belt, a corresponding polymetallic sulphide-ore zone, Skelleftefeltet, is known to occur in Sweden.

O n the northern side of the Main Sulphide Ore Belt there occur the important chromite ore of Kemi and the only iron deposits being mined in this country at present (1973), the most notable of which are the vanadium- titanite-bearing magnetite deposits of Otanmäki and Mustavaara. No iron and phosphorus ores comparable in magnitude to those occurring in northern Sweden and the Kola Peninsula, on the Soviet side of the border, have been discovered in northern Finland.

O n the southern Finnish coast and in the proximate hinterland, the Svecokarelidic crystalline schists are known to contain small, polymetallic sulphide ores as well as some iron deposits. In economic significance, however, these occurrences do not correspond to the otherwise analogous polymetallic ore district of central Sweden.

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48

Zones rédactionnelles 7-08-09-23-24-43

Feuilles NO': 2, 3, 5, 6, 9

La Carte métallogénique des régions occidentales de l'Union des Républiques - So cialist es Soviétiques* T. V. Bilibina, V. G. Grouchevoï, A. D. Dachkova, A. P. Nikolskii, I. A. Petrova, V. A. Perevoztchikova, I. F. Poustovalov, V. M. Sergievskii, A. A. Oudalova Coordonnateurs: V. G. Grouchevoï et E. T. Chatalov MINISTERE DE LA GEOLOGIE DE L'U.R.S.S. INSTITUT DE RECHERCHES SCIENTIFIQUES GÉOLOGIQUES DE L'UNION (v.s.E.G.E.I.)

Sredni Prospect 72B Leningrad V 26 U.R.S.S.

Sommaire Introduction 5 1

Divisions géotectoniques de la partie est de la Plate-forme d'Europe orientale 5 1

Plate-forme russe (S.I.) 51 Plate-forme épibaiïcalienne de Petchora 54 Plate-forme épivarisque des Scythes et de Touran 56

Dalle des Scythes 56 Dalle de Touran 56

ia structure géologique et la métallogénie du socle cristallin de la partie est de la Plate-forme d'Europe orientale 56

Partie orientale du Bouclier baltique 57 Unités structurales du socle cristallin 57 Métallogénie de la partie orientale du Bouclier baltique 59 Répartition dans l'espace des minéralisations 61

Bouclier cristallin ukrainien et Antéclise de Voronej 64

Unités structurales du Bouclier ukrainien et de 1'Antéclise de Voronej 64 Métallogénie du Bouclier ukrainien et de 1'Antéclise de Voronej 67

Composition du socle cristallin précambrien 72 Métallogénie : kaolin, fer, plomb, zinc 72

Socle cristallin de la Plate-forme russe 72

Structure géologique et métallogénie de la couverture sédimentaire de la Plate-forme russe et de la Plate-forme des Scythes et de Touran 73

Structure géologique 73 Plate-forme russe 73 Plate-forme des Scythes et de Touran 75 Remarques 75

Contents Introduction 5 1

Geotectonic divisions of the eastern part of the eastern European platform 51

The Russian platform (sensu lato) 51 The Epi-Baikalian platform of Pechora 54 The Epi-Vanscan Scythian and Turan platform 56

Scythian block 56 Turan block 56

The geological structure and metallogeny of the crystalline basement of the eastern part of the eastern European platform 56

The eastern part of the Baltic shield 57 Structural units of the crystalline basement 57 Metallogeny 59 Spatial distribution of the mineralizations 6 1

The Ukrainian crystalline shield and the Voronezh anteclise 64

Structural units of the Ukrainian shield and the Voronezh anteclise 64 Metallogeny of the Ukrainian shield and the Voronezh anteclise 67

The crystalline basement of the Russian platform 72

Composition of the Precambrian crystalline basement 72 Metallogeny 72

Geological structure and metal'ogeny of the sedimentary cover of the Russian platform and the Scythian and Turan platform 73

The Russian platform 73 The Scythian and Turan platform 75 Observations 75

Geological structure 73

Manuscrit remis en 1969

49

T.V. Bilibina, V.G. Grouchevoï, A.D. Dachkova et al.

Métallogénie de la couverture sédimentaire de la Plate-forme russe 76

Présentation 76 Substances minérales utiles métalliques 76 Substances minérales utiles non métalliques 78

Métallogénie du socle et de ia couverture sédimentaire de la dalle des Scythes 87

Présentation 87 Métallogénie du socle de la dalle des Scythes 88 Métallogénie de la couverture sédimentaire de la dalle des Scythes 88

Métallogénie de la dalle de Touran 89 Présentation 89 Méga-anticlinal de Mangychlak 89 Bombement de Touarkyr-Krasnovodsk 90 Ensellement de Tourgaï 90

Structure géologique et métallogénie des régions plissées de la partie européenne de l’U.R.S.S. 93

Présentation 93 Cha,îne plissée vansque : l’Oural 93

Evolution géotectonique et métallogénique de l’Oural 94 Zones métallogéniques de l’Oural 97

Le Caucase 104 Chaine plissée alpine 104

Aperçu sur l’évolution géotectonique et sur les zones structurales du Caucase 105 Zones métallogéniques du Caucase et brèves caractéristiques des principaux gisements 106

ia Crimée montagneuse 110 Aperçu géotectonique 110 Minéralisations 1 1 1

Les Carpates orientales 1 1 1 Divisions structurales I l 1 Évolution et zones métallogéniques I i2

Résumé et conclusions 113

Metallogeny of the sedimentary cover of the Russian platform 76

Presentation 76 Useful metallic mineral substances 76 Useful non-metallic mineral substances 78

Metallogeny of the basement and of the sedimentary cover of the Scythian block 87

Presentation 87 Metallogeny of the basement of the Scythian block 88 Metallogeny of the sedimentary cover of the Scythian block 88

Metallogeny of the basement and of the sedimentary cover of the Turan block 89

Presentation 89 The Mangyshlak mega-antecline 89 The Tuarkyr-Krasnovodsk upward 90 The Turgay saddle 90

Geological structure and metallogeny of folded regions of the European part of the USSR 93

Presentation 93 Vanscan folded chain: The Urals 93

Geotectonic and metallogenic evolution of the Urals 94 Metallogenic zones of the Urals 97

Alpine folded chain 104 The Caucasus 104

Outline of the geotectonic evolution and the structural zones of the Caucasus 105 Metallogenic zones of the Caucasus and a brief description of the main deposits 106

Geotectonic outline 110 Mineralizations 1 1 1

The eastern Carpathians 1 1 1 Structural divisions 1 1 1 Evolution and metallogenic zones 112

The mountainous area of the Crimea 110

Summary and conclusions 113

50

Métallogénie des régions occidentales de l'U.R.S.S.

Introduction par I. F. Poustovalov ia notice explicative de ia Carte métallogénique des régions occidentales de l'Union des Républiques Socia- listes Soviétiques (à l'échelle 112 500 000) contient une brève description des particularités de la structure géolo- gique de ce temtoire et les données concemant la répar- tition et la métallogénie des gisements de substances minérales métalliques et de certaines autres, non métal- liques.

Sur le temtoire présenté, on distingue plusieurs ré- gions à structure géologique d'âge différent (fig. l), dont ia plus importante est la Plate-forme ancienne d'Europe orientale. Elle est bordée au sud-est par la Plate-forme épivarisque des Scythes et de Touran et au nord-est, entre l'Oural et le Timan, par la Plate-forme épibaïka- lienne de ia Petchora (relativement petite, elle est appe- lée aussi Synéclise de la Petchora). Le reste du territoire étudié est occupé par des régions à structures plissées, d'âge varisque ou alpin. Les premières, d'âge varisque, comprennent l'Oural, les îles Vaïgatch et ia Nouvelle- Zemble, la zone plissée du Bassin du Donets, les presqu'îles de MangyChlak et du bombement de Touarkyr. Les secondes, d'âge alpin, sont représentées par le Cau- case, ia Crimée montagneuse, et les Carpates orientales bordant au sud la Plate-forme d'Europe orientale et la Dalle des Scythes.

ia partie occidentale du temtoire de i'Union Sovié- tique est répartie sur la Carte métallogénique d'Europe sur les feuilles numéro deux, trois, cinq, six et neuf. Etant donné que sur le périmètre des feuilles six et trois se trouvent des temtoires ne faisant pas partie de YEU- rope proprement dite le professeur P. Lafitte en 1967, a exprimé le souhait de les intégrer dans la Carte métallo- génique, afin de ia compléter. II s'agit des régions occidentales de l'Asie centrale, de l'ensellement de Tourgaï et d'une petite partie de ia Sibérie occidentale contiguë à l'Oural. Une grande partie de ce territoire asiatique est occupée par ia Plate-forme épi-hercynienne de Touran réunie à la plate-forme des confins de la Sibérie occidentale par i'intermédiaire de la dépression de Tourgaï. Sur la côte est de la mer Caspienne se trouvent les structures plissées varisques de la presqu'île de Mangychlak et du bombement de Touarkyr et plus au sud, les plis alpins des Grand et Petit Balkan et de ia chaîne du Kopet- Dag.

En plus des gisements de substances minérales métal- liques, on rencontre, sur la Carte métallogénique, des gisements et des indices de diamant, de phosphates, de soufre, de sels potassiques, de chlorure de sodium, d'asbeste, de micas, de néphéline, etc. ia densité graphique des données géotectoniques portées sur ia carte à i'échel- le 1/2 500 O00 n'a pas permis de reporter tous les gisements dans certaines zones plissées de cette carte c o m m e l'Oural et le Caucase. Dans ces zones, les groupes d'indices de minéralisation et de gisements, sont souvent désignés par un seul symbole.

Les régions métallogéniques distinguées dans les structures de plate-forme ainsi que les zones métallogé- niques et les districts minéralisés des régions plissées, se distinguent nettement les unes des autres d'après leurs dimensions. Dans certaines régions, elles ont une petite extension, dans d'autres, les zones métallogéniques se

poursuivent sur des centaines de kilomètres. Malgré ceia, elles correspondent dans tous les cas à des critères communs métallogéniques et géologiques.

ia notice explicative a été faite conformément au plan établi en accord avec le coordonnateur du Comité de rédaction de ia Carte métallogénique d'Europe: E. T. Chatalov. Eile est conforme aux principes généraux des spécialistes soviétiques de métallogénie, exposés dans le célèbre ouvrage : <<Principes généraux d'analyse métallo- génique régionale et méthodes pour i'élaboration des cartes métallogéniques des régions plissées» (1 957).

Dans ia notice explicative, un bref aperçu des carac- téristiques de la structure géotectonique précèdera pour chaque région, ia présentation métallogénique.

Les géologues du V.S.E.G.E.I. qui ont participé à l'établissement de la Carte sont les suivants:

Zones de boucliers: Partie orientale du Bouclier baltique (presqu'île de Kola, et Carélie) : T. V. Bilibina et V. A. Perevoztchikova. Bouclier cristallin ukrainien et territoire de i'Anomalie magnétique de Koursk (KMA): A. P. Nikolskïi. Districts de la Plate-forme russe et de ia Plate-forme des Scythes et de Touran: I. E Poustovalov et A. A. Ouda- lova. Ensellement de Tourgai: B. M. Mikhailov, A. A. Ouda- lova et I. E Poustovalov.

Zones plissées varisques: Oural: I. A. Petrova et V. M. Sergievskïi. Monts des Mougodjaxy: A. D. Dachkova.

Zones plissées alpines: Caucase: V. G. Grouchevoï. Crimée montagneuse: I. F. Poustovalov et A. A. Ouda- lova. Carpates orientales : V. G. Komeeva. Iles de l'Océan arctique: M. F. Lobanov.

Les noms des auteurs ayant participé à la rédaction de la notice, sont indiqués dans i'en-tête et dans les notes infrapaginales de chaque chapitre.

La coordination générale de ia notice explicative a été réalisée par les docteurs es-sciences minéralogiques et '

géologiques : V. G. Grouchevoï et E. T. Chatalov.

Divisions géotectoniques de la partie est de la Plate-forme d'Europe orientale par I. F. Poustovalov

PLATE-FORME RUSSE. PARTIE EST DE LA PLATE-FORME DEUROPE ORIENTALE

Déjìniticn. limites et histoire

La Plate-forme russe, représentant la partie est de ia Pla- te-forme de l'Europe orientale, a été c o m m e cette demiè- re, le fruit d'une longue histoire depuis l'Archéen jusqu'à i'époque actuelle qui se reflète dans ia diversité des formations structurales qui ia constitue : i'étage inférieur

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T. V. Bilibina, V.G. Grouchevoï, A. D. Dachkova et al.


1 2

3a: 3b: 4 5

I

II

III

IV

V

VI

VI1

VI11

IX

X

Isohypses certaines et supposées du socle cristallin. Axes des principaux éléments structuraux positifs et néga- tifs des plates-formes avec le numéro renvoyant 21 la Iégen- de. zone plissée. dépression marginale. Fractures. Limite de la Plate-forme d'Europe orientale et de la Plate-forme des Scythes et de Touran. Plate-forme d'Europe orientale

1 Bouclier baltique. 2 Synéclise baltique. 2a Bombement de Loknov. 3 Ensellement de Lithuanie. 4 Ensellement d'Orcha-Kresttsy. 5 Bombement de Pestovo. 6 Synéclise de Moscou. 7 Arltéclise de Biélorussie. 8 Périsynclinal de Lvov. Sa Selle du Dniestr. 9 Bassin de Kichinev. i0 Bouclier Ukrainien. I 1 Antéclise de Voronej. i2 Antéclise Volga-Oural. 12a Voûte de Tokmovo. 12b Voûte de Tatane. 12c Voûte de Kotelnitch. 12d Voûte de la Kama. 12e Voûte de Bachkirie. 12f Ensellement de Kazan-Sergiev. 12g Ensellement d'Abdoulino. 12h Bassin d'Osa-Birsk. i3 Bassin de Brest. 14 Selle de Polessk. 15 Ensellement de Pripet. 16 Selle de Tchernigov. 17 Bassin du Dniepr-Donets. 18 Ensellement de Patchelma. 19 Synéclise du bord de la Caspienne. 20 Dépression marginale Pré-carpatique. 2 1 Dépression marginale Pré-dobroudgienne. 22 Dépression marginale Pré-ouralienne.

Plate-forme de la Petchora. (Synéclise de ia Petchora) Plate-forme des Scythes et de Touran.

Dalle des Scythes. 23 Bassin du Donets. 24 Ensellement de Tersk-Koum. 25 Ensellement d'Ingo1-Kouban.

Dalle de Touran. 26 Ensellement de Tourgaï. 27 Ensellement du nord d'oustiourt. 28 Miga-anticlinal de Mangychlak. 29 Bombement de Touarkyr. 30 Bassin d'outre-Caspienne. 31 Dépression marginale du pré-Kopet-Dag

Plate-forme de Sibérie occidentale.

Zone plissée bailalienne (Timan).

Zone plissée varisque (Oural). Zone plissée alpine. ,

Caucase.

Crimée montagneuse.

Carpates orientales.

(socle de la Plate-forme) est représenté par des roches fortement métamorphisées et disloquées d'âge et de composition différents qui se sont formées au cours de l'Archéen et du Protérozoïque inférieur.

L'étage supérieur (couverture sédimentaire de la plate-forme, ou Plate-forme russe), a une puissance variable et est constitué essentiellement de sédiments non méta- morphisés, non tectonisés, de compositions diverses. Dans la coupe de cette couverture, on rencontre des sédiments continentaux, marins, et lagunaires du Proté- rozoïque moyen et supérieur, du Paléozoïque, du Méso- zoïque et du Cénozoïque. L'accumulation de ces sédi- ments a commencé lors de la phase de développement de plate-forme qui a suivi l'achèvement du plissement à la fin du Protérozoïque inférieur et au début du Protéro- zoïque moyen.

La Plate-forme européenne orientale (fig. I) est limi- tée, au nord-est par ia chaîne de Timan et à l'est par les structures plissées de l'Oural. Au sud-est et au sud, sa limitc passe par l'extrémité sud de la Synéclise du bord de la Caspienne et de là, vers l'ouest-nord-ouest, suivant un gros accident tectonique (chevauchement du Donets) eile se poursuit en longeant les confins nord du Bassin du Donets. Ensuite, cette limite, qui contourne la dé- pression du Donbass et le massif de Marioupol (Bouclier cristallin d'Ukraine) passe dans la partie nord de ia mer d'Azov jusqu'à l'isthme de Perekoup, en Crimée. Au sud-ouest, la Plate-forme est limitée par la dépression marginale pré-carpatique constituée de terrains cénozoï- ques, située sur le bord nord-est des Carpates orientales. A l'ouest et au nord-ouest, le cadre plissé de ia plate- forme, ainsi que sa partie occidentale se trouvent en dehors des frontières de l'Union Soviétique.

La surface actuelle du socle cristallin de la Plate-for- m e n'est pas horizontale. Elle est compliquée par un certain nombre de hauts-fonds, de fosses et de dépressions dont la formation remonte en partie au Protérozoïque ou au début du Paléozoïque. La surface inégale du socle cristallin est la conséquence non seulement d'une Ero- sion ayant suivi un exhaussement pré-dévonien moyen, mais aussi par un certain nombre de grands accidents tectoniques qui affectent la couverture et le socle sous- jacent. Ce dernier est découpé par ces accidents, en un certain nombre de blocs qui, au cours du Protérozoïque supérieur et du Paléozoïque ont été affectés de mouvements positifs et négatifs, réitérés.

Les grands éléments de structure de premier ordre (zones hautes et dépressions) du socle ont déterminé le caractère des zones tectoniques de la plate-forme dans son ensemble. Ils ont conditionné notamment la réparti- tion des sédiments de la couverture sédimentaire, apparus au cours de la période de développement de la plate- forme au Protérozoïque moyen et supérieur ainsi qu'au Paléozoïque inférieur. Les formations du Protérozoïque supérieur se sont déposées dans un certain nombre de dépressions très anciennes formées à l'est de la Plate- forme européenne orientale. Les sédiments paléozoïques inférieurs d'âge cambrien inférieur, ordovicien, silurien et dévonien inférieur qui constituent l'un des étages structuraux de la couverture sédimentaire, se rencontrent dans les parties ouest et nord de la plate-forme. L'extension des sédiments pré-dévoniens moyens dans la Plate-forme russe est visible sur la carte schématique (fig. 2) dressée d'après les matériaux de N.S. Igolkina, E. P. Brouns, L. A. Vardanianets.

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T.V. Bilibina, V.G. Grouchevoï, A. D. Dachkova et ai.

FIG. 2. Carte schématique de l’extension des dépôts antérieurs au Dévonien moyen de la partie est de la Plate-forme d‘Europe onentale d‘apres E. P. Brouns, L. A. Vardaniants et N. S. Igolkina (1968) :

Limites d‘extension des dépôts du Dévonien inférieur (d,); Limites d‘extension des dépôts du Silurien (s); Limites d‘extension des dépôts de l’Ordovicien (o); Limites d’extension des dépôts du Cambrien (c); a) Limites d‘extension des dépôts vendiens du Protérozoïque supérieur (Pt,); b) Limites d‘extension de ia série de Volynie et de ia série supérieure de Bavly, du Vendien; Limites d’extension des dépôts du Riphéen (Protérozoïque supérieur PtJ; Limites d‘extension des dépôts du Protérozoïque moyen (PI& Socle cristallin de la Plate-forme Archéen: Ar Protérozoïque inférieur: Pt,;

Limites de l’Oural plissé.

Zones d’afleuremenu ou de hauts-fonds du socle cristallin

Dans la partie est de ia Plate-forme de l’Europe orientale, le socle cristallin ameure (fig. l) dans la partie est du Bouclier baltique (presqu’île de Kola et Carélie), en Ukraine (Bouclier cristallin ukrainien), sur le Don (Dis- trict de Pavlovsk), dans la partie sud-est de 1’Antéclise de Voronej et en Biélorussie (Antéclise de Biélorussie) au voisinage de ia ville de Glouchkovtsy. L‘Antéclise de Biélorussie est séparée de 1’Antéclise de Voronej par la dépression d’Orcha-Kresttsy.

Outre les structures positives les plus soulevées énu- mérées ci-dessus, et oÙ le socle ameure, on observe encore un certain nombre de petits hauts-fonds où le socle a été touché par des sondages à une profondeur faible de 295 m (haut-fond de Lokno), de 305 m (haut- fond de Vorotilovo), de 382 m (haut-fond de Lettonie).

Zones de couverture sédimentaire épaisse (Plate- forme russe S.S.)

Sur une grande partie du temtoire de la plate-forme, le socle cristallin disparaît sous une très puissante couverture de roches sédimentaires. Dans la suite du texte, les régions ainsi recouvertes, de ia Plate-forme européenne orientale, situées en Union Soviétique, seront désignées sous le nom de Plate-forme russe.

Dans ia Plate-forme russe une grande structure, i’An- téclise Volga-Oural, où le socle est fortement soulevé par rapport à celui des dépressions et ensellements qui I’entourent, occupe une position particulière.

L’Antéclise Volga-Oural est située dans la partie orientale de la plate-forme. Elle est séparée de I’Antéclise de Voronej par la dépression de Patchelma ou de Ria- zan-Saratov. Cette antéclise est constituée par trois grandes unités indépendantes: les arcs anticlinaux de Tok- movo, de Tartane et de Bachkirie.

Dans i’axe de l’anticlinal de Tokmovo, le socle cristallin se rencontre à une profondeur de 8 0 0 m au-dessous du niveau de la mer. Dans la zone axiale de i’arc Tatarie, on le rencontre par des sondages à des profondeurs de i 500 à 1 550 mètres. Sur le versant oriental de l’arc de Bachkirie, situé à ia limite orientale de ia Plate- forme russe et de la dépression marginale de l’Oural longeant le versant ouest de l’Oural, le socle se trouve,

d’après les données de la géophysique, à une profondeur supérieure à i0 O00 mètres.

Outre les antéclises à socle plus proches de ia surface, on trouve sur la plate-forme, un certain nombre de syné- clises, de dépressions et de bassins. Parmi les plus importants, on peut signaler les synéclises de la Baltique, de Moscou, du bord de la Caspienne, les dépressions et les bassins de Brest, de Lvov, du Dniepr-Donets, de la mer Noire, les ensellements de Patchelma et du Pripet ce dernier étant la continuation directe du Bassin Dniepr- Donets. ia mise en place et le développement de structures telles que les synéclises de Moscou, de la Baltique et de la région de la Caspienne, datent de la fin du Pro- térozoïque et du début du Paléozoïque. La synéclise de ia région de la Caspienne a poursuivi son évolution d’une manière importante au Mésozoïque et un peu au Cénozoïque. Dans les parties centrales des dépressions, le socle cristallin est enfoncé à une profondeur importante et n’a pas été atteint par sondage. Ainsi dans la partie centrale de la synéclise de Moscou, le socle se trouve à une profondeur de 5 à 6 O00 m, dans ia dépression de Dniepr-Donets à 7 O00 m et plus et dans la synéclise au bord de ia Caspienne, à une profondeur supérieure à 14000mètres. Les isohypses du socle cristallin de la Plate-forme russe sont figurées sur ia figure 1.

PLATE-FORME EPIBAÏKALIENNE DE PETCHORA

La seconde grande structure dans la plate-forme de la partie européenne de i’Union Soviétique est représentée par la Plate-forme épibaikalienne, de la Petchora (syné- clise de la Petchora). Elle s’est réunie à la Plate-forme, plus ancienne, de l’Europe onentale, à ia suite du plissement bailalien qui s’est achevé au Cambrien. Cette structure est bordée à i’ouest par le Timan et à Yest par l’Oural et son prolongement (Paï-Khoi]. Son socle est formé par une série de schistes argileux, fortement dislo- qués et métamorphisés, d’âge protérozoïque à cambrien. Après destruction des édifices montagneux apparus à la place du géosynclinal du Timan, la région occupée actuellement par la synéclise de ia Petchora est passée à son stade de développement de plate-forme. L‘évolution de ia synéclise de la Petchora depuis le Dévonien moyen, ne s’est pas distinguée pendant toute la période suivante de l’évolution des districts voisins de la Plate- forme russe.

54


i ci- -

55


A la base de ia couverture sédimentaire de ce temtoire, des sondages ont fait apparaître des sédiments de l’Ordovicien et du Silurien, par endroits du Dévonien inférieur, représentés par des faciès terrigènes et carbo- natés qui, presque partout, sont recouverts en discordance par des sédiments du Dévonien moyen. Les sédi- ments mésozoïques qui ont une large extension sont, eux-mêmes, recouverts par des formations continentales néogènes et quatemaires de puissances variées.

Le socle baikalien de la plate-forme de la Petchora se rencontre aussi à une profondeur irrégulière; on observe aussi un certain nombre de hauts-fonds alignés dans ia direction nord-ouest parallèlement à la chaîne du Ti- man. Ces hauts-fonds sont séparés, par un certain nombre de dépressions linéaires où le socle schisteux se trouve par endroits, à une profondeur de 6 O00 à 7 O00 m selon les données de la géophysique. Le socle cristallin, de m ê m e âge que celui connu dans ia Plate-forme russe, se rencontre ici à de plus grandes profondeurs encore et jusqu’à présent aucun sondage n’a pu l’atteindre. C‘est ia profondeur du socle schisteux baïkalien (Protérozoïque- Cambrien), qui est figuré par les isohypses de la figure 1.

PLATE-FORME EPIVARISQUE DES SCYTHES ET DE TOURAN

La Plate-fornie épivarisque des Scythes et de Touran, ia plus jeune des zones de plates-formes de la partie euro- péenne de l’U.R.S.S., est située au sud-est du temtoire décrit. Elle comporte un socle plissé d’âge paléozoïque supérieur comportant aussi des sédiments du Trias, dans ia région du pré-Caucase, actuel.

Dalle des Scythes

Dans la partie européenne de l’Union Soviétique, à l’ouest de ia Caspienne, se trouve la partie scythe de la plate-forme, que nous désignerons par la suite sous le n o m de «Dalle des Scythes». Elle est contiguë à ia Plate-forme russe et occupe le territoire de la Ciscaucasie (Pré-Caucase) et de ia steppe de Crimée. Depuis le Juras- sique inférieur, l’évolution de ia Dalle des Scythes ne s’est distinguée en rien de celie des régions du sud de ia Plate-forme russe, à laquelle elle s’est rattachée après l’achèvement des plissements varisques. Des sondages dans l’ouest de ia Ciscausie, ont montré ia présence du socle cristallin, connu sur le temtoire de ia Plate-forme russe, qui est recouvert ici par des sédiments fortement plissés, métamorphisés, et tectonisés au Paléozoïque su- périeur qui fait partie aussi du socle de ia Dalle des Scy- thes.

Des ameurements de ce socle plissé au Paléozoïque supérieur, sont observés dans le bassin du Donets, dont les formations plissées représentent la partie occidentale du système plissé Donets-Mangychlak, recouvert sur de grandes étendues de ia Plate-forme des Scythes et de Touran, par une couverture sédimentaire mésozoïque et cénozoïque. Les sédiments mésozoïques et paléogènes constituent une série de formations de plate-forme, à pendage léger, alors que les sédiments néogènes et quaternaires reposent horizontalement ou presque horizontalement, atteignant leur plus grande puissance (4 000-5 O00 m) dans les avant-fosses récentes du Pré- Caucase (ensellement d‘lndoi-Kouban et de Tersk- Koum). La forme du socle varisque sous la Dalle des

Scythes est représentée également par des isohypses sur ia figure 1.

Dalle de Touran

La partie de la Plate-forme épivarisque des Scythes et de Touran, située à l’est de ia Caspienne porte le n o m de Dalle de Touran et touche au nord-ouest la dépression de ia région de ia Caspieme et au nord l’extrémité des zones plissées de l’Oural sud et des Monts Mougodjary. Le socle varisque de ia dalle de Touran, qui comprend des éléments disloqués du Permien et du Trias, aílleure au bombement de Touarkyr et dans ia partie centrale de la presqu’île de Mangychlak, dont les structures sont considérées depuis l’époque d’A.P. Karpinsky c o m m e une continuation directe des édifices plissés du bassin du Donets. En Turkménie occidentale, se situent quelques régions disparates au point de vue cadre géostructural. Au sud de ia dalle de Touran on a les édifices, du Kopet-Dag et du grand Balkham, plissés dans ia seconde moitié du Néogène et constitués par les sédiments jurassiques’ crétacés, paléogènes et néogènes. A l’ouest du Kopet Dag se trouve la dépression de Turkménie occidentale ou de ia région de la Caspienne représentant un secteur de grande subsidence au sein de ia zone du plissement alpin. Elle est remplie par de puissants sédiments pliocènes et quaternaires que l’on trouve égaiement dans la profonde dépression marginale du pré-Kopet-Dag.

Au nord-est de ia presqu’île de Mangychlak, s’étend le vaste territoire de l’ensellement du nord d‘oustiourt dont la couverture sédimentaire est constituée par des sédiments néogènes et quaternaires horizontaux, que l’on retrouve aussi dans la dépression de Tourgaï.

Dans la partie occidentale de ia dalle de Touran, dans les presqu’îles de Krasnovodsk et de Mangychlak et sur le bombement de Touarkyr, les sédiments de la pre- mière couverture sédimentaire, sous-jacents à la couverture du Néogène, sont constitués par des roches, d‘âge jurassique, crétacé et paléogène, disloquées et affectées de plis anticlinaux.

Les isohypses de cette région, sur ia figure 1, repré- sentent le modèle du socle plissé de ia dalle de .Tou- ran.

La structure géologique et la métallogénie du socle cristallin de la partie est de la Plate-forme d’Europe orientale Sur de grands espaces de ia partie est de la Plate- forme d’Europe onentale, le socle cristallin se présente à une grande profondeur, sous une puissante couverture sédimentaire. I1 n’a pas été étudié jusqu’à présent. Le territoire de I’Antéciise Volga-Ourai est relativement plus étudié. O n y trouve les districts pétroliferes de la région de la Volga et du pré-Oural, connu sous le n o m de second Bakou et OU on y a fait une grande quantité de sondages profonds d’exploitation et de prospection, dont beaucoup ont atteint le socle de ia Plate-forme russe.

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Métallogénie des régions occidentales de W.R.S.S.

Le socle est le mieux étudié dans les régions où il affieure, ou bien là où il se trouve à une faible profondeur. La partie orientale du Bouclier baltique, le Bou- clier cristallin d'Ukraine et la région de l'Antéclise de Voronej, se rattachent aux régions occidentales de l'Union Soviétique.

PARTIE ORIENTALE DU BOUCLIER BALTIQUE par T. V. Bilibina et V. A. Perevoztchikova

Unités sirucrurales du socle cristallin

D'après l'ensemble des données géologiques sur cette région, on distingue parmi les principales unités structu- raies dont le développement s'est réalisé depuis des périodes très anciennes (plus de 3 milliards d'années): - le bloc de la mer Blanche: région de structures plis-

sées archéennes : zones centrales soulevées des Caré- lides, - ia région de Kola et des Carélides, - les zones de plate-forme, réactivées. Dans toutes les parties du temtoire décrit, sont plus

ou moins conservés les traits principaux propres aux complexes structuro-formationnels géosynclinaux ar- chéens des Belmondes, des formations géologiques de l'Archéen supérieur (Protérozoïque inférieur), des Caréli- des (Protérozoïque) et des structures ou formations su- rimposées lors d'époques d'activations calédoniennes et varisques de zones de plate-forme.

Les principaux traits de la structure géologique et de ia tectonique des zones plissées archéennes, protérozoï- ques, ainsi que les structures de plate-forme réactivées, présentent les caractéristiques suivantes. La zone plissée archéenne du bloc de la mer Blanche Cette zone est limitée par des zones d'accidents profonds, le long desquelles par endroits des intrusions d'âges différents se sont mises en piace. Ce bloc comprend, en Carélie, le littoral de la mer Blanche ainsi que les districts sud de ia presqu'île de Kola, séparant les zones des Carélides de Kola et de Carélie. ia structure interne du bloc conserve les traits d'un grand mégasyn- clinorium de premier ordre. Les formations de gneiss (dans ia partie inférieure de ia coupe constituée de granito-gneiss et de charnockites) comprennent des faciès à micas, à amphiboles, des gneiss fortement alumineux et sont associées à des amphibolites du complexe de la mer Bianche. Ces formations sont plissées en plis de direction essentiellement nord-ouest et forment à l'intérieur de cette structure régionale, un certain nombre de synclinoriums de deuxième ordre, déversés vers le sud- ouest et le sud. Ces structures sont compliquées par des fractures transversales et des plis de troisième ordre de direction nord-est ou presque nord-sud. Les données géochronologiques sur ces roches obtenues par ia métho- de potassium-argon, donnent des âges variant ici de 3 000, 3 500 à 1 900 M. A.'; 2030M. A.2 et 1 680, 1 800 M. A. 2. Ces données variées de la géochronologie s'expliquent par les différences de métamorphismes, affectant ces roches, incluant une diaphtorèse. Les formations intrusives comprennent des complexes de roches basiques, ultrabasiques et des granitoïdes de genèse ul-

1. K. A. Chourkin et aí., 1966-67. 2. A. A. Polkanov, E. K. Gerling, 1961.

tra-métamorphique souvent complexe (palingénétiques, rhéomorphiques, anatectiques, métasomatiques).

Les Carélides de Kola et de Carélie Les zones caréliennes de Kola et de Carélie situées au nord-est et au sud-ouest du bloc de la mer Bianche ont une structure interne complexe. Dans les parties centrales de ces zones, on trouve des blocs de massifs internes de Carélides: bloc de Mourmansk dans ia presqu'île de Kola et Bloc Carélien, le long de la frontière Carélie- Finlande. Autour de ces blocs, formant noyaux, se sont soulevées les zones géosynclinales internes et externes des Carélides, séparées des noyaux par de profonds accidents disjonctifs.

Dans ces noyaux des massifs internes, affieurent des granitoïdes archéens et en partie catarchéens du socle des Carélides avec des âges absolus atteignant 3 590 M. A. (WAr) et des restes de faisceaux de gneiss archéens et d'amphibolites formant des plis de direction nordiest à nord-sud ou nord-ouest. Les intrusions du Protérozoïque recoupent les structures de ce complexe.

Les formations géosynclinales, provenant des sillons internes et externes des Carélides, comprennent des roches appartenant à plusieurs étages structuraux : l'étage inférieur (insuffisamment divisé) est, semble-t-il, ratta- ché au socle archéen formé par des roches des séries de ia Toundra, de Tikchozero, de Keïvy, en partie de Gimolyskoe et Parandovo (base de la série). Elles sont constituées par des gneiss micacés et fortement alumineux par des amphibolites foliés et porphyroblastiques et plus haut dans la série, par des roches tuffogènes, métamorphisées (schistes verts, amphibolites, porphy- roïdes). Différents horizons isolés sont constitués par des schistes siliceux à magnétite et par des schistes fortement alumineux. Par endroits, ces couches sont tectonisées en conformité avec les gneiss archéens et les granito-gneiss, et en climat catazonal. Elles ont pris alors une autre composition pétrographique, et leur âge géochronologi- que est en partie archéen supérieur ou protérozoïque inférieur. Les formations magmatiques de ce groupe sont représentées par des complexes basiques, ultra-basiques et granitoïdes (depuis la série gabbro-anorthosite, diorite, jusqu'aux granites essentiellement à microcline). Ces déterminations d'âge varient de 2 600 à 2 800 M. A. (série Poimas-Toundra) et de 2 250 à 2 560 M. A. (série «Poros ozerav, de ia presqu'île de Kola, Saamides de A.A. Polkanov) ainsi que de 1 750 à 1 950 M. A. (dans les autres districts de ia presqu'île de Kola et de Carélie). Les variations des chiffres donnés par ia géochronologie sont conditionnées égaiement par un phénomène de mé- tamorphisme, ia diaphtorèse.

Les séries de l'ensemble précédent non subdivisées sont recouvertes par endroits, avec discordances stratigraphiques ou angulaires nettement marquées, par les formations protérozoïques de la série de Toungoud-Nad- votsk et des séries analogues de Porojarva et autres. Ces séries qui forment l'étage susjacent individualisé des Ca- rélides proprement dites sont constituées de quartzites, conglomérats, schistes verts d'origine tuffacée, laves mé- tamorphisées, basiques, ultrabasiques et acides. Les formations précédentes des Carélides sont affectées de plis linéaires, de direction nord-ouest ou presque est-ouest, conformés à l'orientation initiale des dépressions géo- synclinales, et sont percées par des intrusions protérozoï- ques de roches basiques, ultra-basiques et de granitoïdes.

T.V. Bilibina, V.G. Grouchevoï, A.D. Dachkova et ai.

Dans les anticlinoriums séparant les synclinoriums, partout se sont conservés dans les zones soulevées, outre le complexe de roches archéennes, des restes, séries de la Toundra et de Keïvy, dans la presqu’île de Kola et de Tikchozero et de Parandovo (bas de la série) en Carélie, qui ont un âge archéen supérieur à protérozoïque infé- rieur. Ici, elles sont généralement disloquées, suivant la direction nord-ouest des dépressions des Carélides, et sont percées par des intrusions de roches basiques et ultra-basiques, ou de granitoïdes du ProtérozoÏque (en partie de genèse métasomatique), liées aux zones d‘accidents disjonctifs Les déterminations géochro- nologiques sur les roches de ce groupe varient ici de

plus, ne reflétant seulement que l’époque carélienne de leur métamorphisme.

Dans les zones plissées des Carélides, on observe des ” structures surimposées (synclinaux enfoncés en graben) par les formations appartenant aux étages supérieurs des CarélideS. Les plus visibles sont localisées dans les dis-

centraux et méridionaux des Carélides, et on y rencontre des séries de quartzites, de carbonates, de schistes, et celles volcanogènes diabasiques au Protérozoïque moyen (série de Segozero, Onega, et de Souïsar, etc.) correspondant au Jatulien et au Sarislien. Dans les autres districts de la presqu’île de Kola et de Carélie du Nord, les roches analogues de cet étage, ne sont pas distinguées de façon sufisamment sûre, mais sont présentes dans la composition du complexe stmctural non divisé de Pet- chenga-Imandra-Varzouga. Les grabens synclinaux et les cuvettes sont conservés dans les blocs affaissés des Café- lides, entre les sutures, tectoniquement rajeunies, des accidents disjonctifs profonds des Carélides. Habituelle- ment, leur sont liées des intrusions de roches basiques du Protérozoïque moyen, et dans la frange sud du hou- clier, des intrusions de granite «Rapakivi», de type plate-forme. Les déterminations géochronologiques sur les roches de ce groupe, varient de 1 670 à 1 770 M. A.

La formation des Carélides, s’est achevée dans les fosses géosynciinaies par l’accumulation de sédiments bigarrés hétérogènes de la série inférieure du Jotnien (Vepskaja, d‘après K. O. Krak), de hnmennyibor et de Chokcha, accompagnée Par un certain nombre d‘intrusions de roches basiques de la série gabbro-dionte-quartzique. Ces âges des roches de la série inférieure du Jot- nien sont de l‘ordre de 1 300-1 580 M. A.

Les zones à structures de plate-forme surimposées Les structures de plate-forme surimposées de la Plate- forme du Protérozoïque supérieur sont représentées par les fosses jotniennes et riphéennes, situées vers la bordure sud du Bouclier baltique OU elles sont en partie cachées sous la couverture sédimentaire de la Plate- forme russe. Sur le pourtour sud du bouclier, ces sédi- ments sont conservés dans les fosses d‘Onega et de La- doga (grès de Salmi et de Priozersk du Jotnien supérieur- Riphéen); des sédiments de m ê m e âge sont connus sur le littoral sud et nord de la mer Blanche (séries de Malo- chouïka et de Terskiï formées de grès et d’aleurolites riphéens). Ils sont représentés également par des sédi- ments riphéens dans la partie la plus septentrionale de la presqu’île Srednij, de l’île de Kildin et dans la presqu’île Rybachij: dépression marginale de la zone plissée des Timanides (baikalides). Les âges tirés des données géo- chronologiques atteignent des valeurs de l’ordre de

1 200 M. A. pour le Jotnien et 1 100-715 millions d’an- nées pour le Riphéen de l’extrême nord. Ces séries sont recoupées par des dykes de diabases et de gabbro-diabases, d’un âge atteignant 930 M. A., bien qu’on note éga- lement des chiffres de 360 M. A. Les intrusions anorogéniques, paléozoïques d’âge correspondant aux phases calédoniennes (380-5 18 M. A.) et varisques (290 M. A.) des chaînes plissées voisines sont localisées principalement dans la presqu’île de Kola et sont liées aux zones de fractures profondes longtemps actives de direction est-ouest et nord-est. Toutes les zones de fractures profondes, séparant les principales

720 à 910 A. atteignant rarement 995 M. A. et structures de la partie est du bouclier baltique, contrô- lent la répartition des intrusions d‘âge et de composition différents. Les intrusions de roches basiques, ultrabasiques et alcalines sont situées à l’intersection des zones de fractures profondes mises en place à l’Archéen et au Pro- térozoïque et rajeunies au Paléozoïque. L’activation de ces zones de fractures profondes s’est poursuivie avec une intensité variable jusqu’au Cénozoïque. Représentation cartographique Toutes les unités structurales énumérées plus haut, déve- loppées dans ia partie orientale du Bouclier baltique, sont représentées dans la légende de la Carte métallogé- nique d‘Europe, validée en 1964. Conformément à cette légende, on a distingué les séries profondément méta- morphisées des Archeïdes (Z) et les formations volcano- gènes et sédimentaires métamorphisées-dinërenciées de la zone de plissements careliens PrOté~OzOïqUeS (KI- Dans les zones des Carélides de Kola et de Carélie, les noyaux anciens médians, touchés aussi par le plissement protérozoïque sont séparés des Archéïdes. Dans ces zones, sont représentés par un signe paniculier (ArK) les complexes d‘âge discutable et non différenciés de façon sûre. A l’intérieur des zones plissées, on a distingué, dans la mesure où cela était possible pour le Précambrien, des subdivisions en formations plus détaillées, reflétant l’évolution des processus de sédimentation, de magmatisme et de métamorphisme, Y compris l’ultramétamor- phisrne.. Les séries métarnorphiques de IArchéen et des noyaux des séries de la mer Blanche et de Kola, sont désignées par un seul signe (Z), sans détermination de leur appartenance aux formations, mais comportent des hachures indiquant le degré élevé de métamorphisme, des faciès granulitiques et amphibolitiques.

Les séries précambriennes plus jeunes, d‘âge discutable, ou non subdivisées dont les roches sont métamor- phisées de façon un peu plus faible et irrégulièrement, sont également indiquées par un seul signe, sans subdivision en formations (SK). Néanmoins, les complexes de roches métamorphiques qui en font partie (schistes cristallins fortement alumineux, micacés et à amphiboles, roches volcanogènes, basiques et acides, métamor- phisées dans le faciès amphibolique, ainsi que quanzites et schistes magnétitiques) correspondant d’après leurs particularités lithologiques et de faciès, aux formations volcano-sédimentaires précambriennes fernigineuses et spilito-kératophyriques.

Les formations magmatiques profondes ultraméta- morphiques de l’Archéen sont subdivisées en deux groupes:

a) zones de migmatites et de granites, avec prédomi- nance de roches à faciès granulitique (Z);

,

58


b) granites et migmatites protérozoïques et archéens non subdivisés, désignés par l'indice SK.

Les roches basiques profondément métamorphisées de l'Archéen (gabbro-anorthosites) qui ne sont pas partout séparées des roches du Protérozoïque inférieur sont réunies sous un seul signe de la légende: complexe d'intrusions basiques.

Les séries métamorphiques de la zone de plissement pro- térozoique (Carélides), caractérisées par Yapparition irré- gulière de métamorphisme à faciès amphibolique et schistes verts, peuvent être attribuées, avec suffsam- ment de certitude aux formations volcano-sédimentaires à kératophyres-spilites et à spilites-diabases, ainsi qu'aux formations temgènes fiyschoïdes, (aréno-argileuses). Les formations volcano-sédimentaires comprennent les laves et les tufs basiques et acides métamorphisés, les spilites et les paraschistes verts des séries de Pétchenga, Iman- dra-Varzouga dans les zones des Carélides de Kola et de Carélie. La formation temgène flyschoïde est représentée par' des schistes fortement alumineux et des quartzites micacés de la partie supérieure de la série de Keïvy et de la série de Ladoga.

Les complexes intrusifs et intrusifs-métamorphisés des Carélides sont désignés par les signes de la Iégen- de :

Complexe d'intrusions acides: '

minance des roches de composition granitique;

Complexes ultrabasiques de Montcha et Petchenga, qui ont une position structurale différente dans les anciens sillons géosynclinaux ou géanticlinaux des Caréli- des.

Dans la partie supérieure (Jatulien) des Carélides (Séries de Segozero, d'Onega, etc.), caractérisée par l'altemance de quartzites, de conglomérats, de diabases, avec prédominance locale de schistes argileux ou riches en matières organiques, ainsi que par le développement de faciès de couverture de roches volcaniques basiques, on peut distinguer deux formations : picrito-porphyritique et une formation de molasse, comprenant plusieurs sous-formations. La première est désignée, du fait de l'absence dans la légende, de subdivision plus proche, par le signe aspilites ultérieures». Les complexes magmatiques de l'étape finale de formation des Carélides sont représentés par des diabases voisines de la formation des << trapps)) (signe: complexes d'intrusions basiques) et des intrusions subvolcaniques de granite à faciès «rapakivi B (signe : corps intrusifs granitiques tardifs).

a) zones de granites et migmatites avec nette prédo-

b) granitoïdes alcalins.

Les structures paléozoïques surimposées de la plate- forme sont révélées, à l'échelle de la carte, seulement dans les secteurs activés du Précambrien plissé, où sont localisées les intrusions de roches ultrabasiques, alcalines avec carbonatites du Paléozoïque inférieur ainsi que le complexe de syénites néphéliniques du Dévonien, désignés respectivement par les signes de la légende: Complexes alcalins.

Tous les massifs connus de roches alcalines paléozoï- ques se trouvent dans les soulèvements anticlinoriaux, des Carélides de la région de Kola et dans le bloc archéen de la mer Blanche, où leur répartition est con- trôlée par des fractures profondes.

Parmi les accidents disjonctifs, on distingue d'après les données d'études complexes géologiques et géophysi- ques de l'est du Bouclier baltique, trois groupes de fractures représentées par des signes conventionnels sur la légende :

Fractures poly-orogéniques longtemps actives et fractures profondes.

Autres dislocations disjonctives. Les fractures du premier groupe qui ont une impor-

tance métallogénique essentielle sont liées aux limites des anciens sillons géosynclinaux des Carélides et des noyaux de socle archéen surélevés dans les géanticli- naux.

Métallogénie de la partie orientale du Bouclier baltique Cette métallogénie est déterminée par les associations plus ou moins complexes de gîtes minéraux et de processus géologiques caractéristiques qui se sont déroulés dans cette région, au cours de trois grandes époques métallogéniques : Archéen, Protérozoïque et Paléozoï- que. L'époque métallogénique archéenne L'époque métallogénique archéenne, en incluant dans ce terme, également la période de développement géologi- que de l'Archéen supérieur ou des Carélides inférieures (SK), est caractérisée par des gîtes minéraux formés sous l'action des processus de métamorphisme régional, à faciès granulitique et amphibolitique et «d'ultraméta- morphismen (quartzites à magnétite et Pegmatites à muscovites et à feldspaths de qualité céramique de Caré- lie et de la presqu'île de Kola).

Les gisements de quartzites à magnétite sont localisés dans certaines formations des séries de Toundra, Gimoly et du bas de la série de Parandovo dans les Carélides de Kola et de Carélie. Les gîtes, de caractère stratiforme, alternent avec des schistes et des gneiss à amphiboles, à micas et quartz, avec des quartzites, des Phyllites et parfois des porphyroïdes. Les couches minéralisées sont prises dans les plissements et ont subi le métamorphisme (Olenogorsk, Gimoly, Kostamouskcha. etc.). I1 n'y a pas de données sûres concernant l'âge précis des quartzites à magnétite des Carélides inférieures de Kola et de Carélie et il n'est pas exclu qu'il y ait eu une période très longue d'accumulation, les formations initiales ferrugineuses volcano-sédimentaires caractéristiques dont ils proviennent s'étant déposées de l'Archéen supérieur au Protéro- zoïque inférieur.

La genèse des gisements est considérée c o m m e sédi- mentaire et métamorphique. La formation des minerais de fer est une conséquence du métamorphisme inteme ayant transformé les accumulations de fer des sédiments de la formation ancienne ferrugineuse volcano-sédimen- taire.

Les processus d'ultramétamorphisme dans cette ré- gion ont favorisé le développement très important de formations pegmatitiques, parmi lesquelles, de nombreux filons ont été exploités pour la muscovite ou les feldspaths utilisables en céramique (Petchnoe, Pirtozero, Strelminskoe, Olentchik, Khetalambina). Les gisements sont localisés principalement, dans le bloc de la mer Blanche, parmi les gneiss micacés, fortement alumineux et à amphiboles et les amphibolites de l'Archéen, fortement touchés par les processus de granitisation. Parmi

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les Pegmatites muscovitiques et feldspathiques, on distingue plusieurs types:

i) à muscovite-microcline-plagioclase, 2) à microcline-plagioclase, 3) à plagio-microcline.

Elles sont représentées par des catégories plus ou moins différenciées de types morphologiques divers, parmi lesquels prédominent les filons différenciés et de texture en gros grain et les gîtes stratiformes ou lenticulaires. O n constate une liaison entre les filons pegmatitiques et les parties très disloquées des structures plis- sées, affectées de zones de fissuration: de ce fait, leur position sécante par rapport à la schistosité ou à la foliation est habituelle.

Epoque métallogénique protéro:oïque Carélides inférieures (Pro t é rozoïq ue in féri eur) - Types : l'époque métallogénique protérozoïque est caractérisée par une association plus complexe de substances minéra- les utiles, dont l'apparition, au cours du développement de la chaîne des Carélides inférieures, est liée à des processus géologiques minéralisateurs, plus différenciés qu'à l'Archéen. A côté des processus de concentration sédi- mentaire et par métamorphisme, les processus intrusifs- métamorphiques, intrusifs et volcaniques jouent un rôle important.

Aux gisements d'origine sédimento-m&tamorphique, on rattache les gîtes d'une matière premiere fortement alumineuse (schistes à disthène) (Vorgelourta, Tavourta, Tchervourta) ainsi que les gîtes de chalcopyrite, de genè- se complexe, liés à l'accumulation de la formation à kératophyre-spilite (Khautovara, Parandovo, lalonvara). Cependant l'action d'un granite est parfois évoquée pour expliquer la genèse de ces derniers gîtes.

Au développement du magmatisme, aussi bien de type basique ou ultrabasique, qu'acide, sont associés divers types de gisements.

Aux complexes ultrabasiques (gabbro-péridotites), sont liés les gisements magmatiques et hydrothermaux- métasomatiques, de cobalt, cuivre, nickel des groupes de Petchanga et de Montchegorsk. Les intrusions de gabbro-labradorites et de gabbro, sont à l'origine de gîtes magmatiques de titano-magnétite (Tsaga).

Les complexes intrusifs et métamorphiques de composition granitique, s'accompagnent de gisements de cuivre et molybdène ou de molybdène seul (Piaiavara, Vitchtchevara, Ialonvara, etc.). A l'époque protérozoïque, se rattachent aussi les

filons hydrothermaux, quartzeux à plomb et zinc, liés aux granites alcalins protérozoïques (îles Medvejii; PonoiSkoe, presqu'île Tifovskii). Répartition: Les gîtes minéraux, des types qui viennent d'être cités, sont localisés dans les Carélides de Kola et de Carélie.

Dans la zone de Kola, certains constituent la zone minéralisée en cuivre et en nickel où sont localisés les gîtes importants non seulement en CuNi, mais aussi en fer titané, liés chacun à l'évolution de parties différen- ciées de magma basaltique. ia répartition des gisements de cuivre et de nickel est contrôlée par des fractures profondes et par des intrusions complexes de gabbro-péri- dotites, liées spatialement aux roches volcaniques basiques, d'âge voisin, déposées dans les sillons géosyncli- naux de Carélie (groupe de Petchenga) ainsi que dans les zones géanticlinales (groupe de Montchegorsk, etc.).

Dans la zone des Carélides de Kola, se rencontre aussi la majorité des gisements connus de disthène dans les roches de la formation flyschoïde terrigène de la série de Keïvy.

Dans la zone carélienne des Carélides (Protérozoïque inférieur), un développement prédominant revient aux gisements de pyrite, et à la minéralisation en cuivre et molybdène, liés aux développements des zones de sillons géosynclinaux des Carélides et des granites intrusifs mé- tarnorphiques.

Carélides supérieures (Protérozoïque moyen) - Types: la métallogénie des Carélides supérieures est caractérisée par des gítes minéraux liés à des processus sédimentaires ou liés à des magmatismes de la série basique ou acide.

Des minerais de fer sédimentaires métamorphisés, sont représentés seulement par des concentrations peu importantes d'hématite dans les dolomites de la formation molassique (Souoiarvi).

Les processus métallogéniques associés aux complexes volcanogènes et intrusifs basiques (diabases, trapps) aboutissent à la formation soit de petits gisements hydrothermaux de cuivre, quartz, carbonates, en filons ou en dissémination (Harovary, Sviatnavolok, Mouiozerskaia, Mikheeva-Selga), soit d'amas de titano- magnétite dans les diabases intrusives, provenant de sé- grégations magmatiques au sein des intrusions différen- ciées (Koikary. Poudojgora).

Aux complexes granitiques, en particuler aux intrusions subvolcaniques de granites du type << rapakivi », sont liés les gisements polymétalliques à minéralisation polyphasée complexes : magnétite, sulfures de cuivre, de plomb, de zinc, d'argent, suivie par cassitérite et scheelite (Pitkiaranta, Faddeinkelia, Kovat-larvi). Les compo- sants exploités sont le cuivre, le zinc, l'étain, et en partie l'argent. Répartition: Les gîtes mis en place au cours du dévelop- pement des Carélides supérieures, dernière chaîne plissée précambrienne de la bordure orientale du Bouclier baltique, sont localisés essentiellement en Carélie.

Époque métallogénique paléozoique '

A u cours de l'époque métallogénique paléozoïque, qui se différencie nettement des époques précambriennes par le caractère des minéralisations, s'est mise en place une minéralisation endogène, associée à un magmatisme alcalin, localisé dans les parties réactivées du socle pré- cambrien de la plate-forme. Ce magmatisme aboutit à la formation soit de complexes à roches ultrabasiques, alcalines et carbonatites, soit à des complexes différenciés de syénites néphéliniques.

Les intrusions annulaires de roches alcalines-ultrabasiques sont à l'origine de grands gisements de titane et de fer, avec apatite et autres minéraux, associés à des carbonatites (Enskoe, Gremiakha- Vyrmes). Les intrusions exceptionnelles de syénites néphéliniques différenciées, contiennent des roches alcalines très riches en néphkline (minerai d'aluminium) et de très importants gîtes d'apatite (groupe de Khibine).

ia répartition des gîtes de l'époque métallogénique paléozoïque est déterminée par la position des intrusions minéralisées groupées dans les parties activées du bouclier, en rapport avec les fractures profondes. Ces zones de développement des intrusions alcalines sont connues

60

Métallogénie des régions occidentales de I'U.RS.S.

dans les structures anticlinoriales des Carélides de Kola et dans le bloc archéen de la mer Bianche.

Répartition dans l'espace des minéralisations Zones métallogéniques Les règles générales de la répartition spatiale des diffé- rents types de gîtes minéraux qui viennent d'être présen- tées, permettent de distinguer un certain nombre de zones métallogéniques dans la partie orientale du Bou- clier baltique (fig. 3) et constituent les principaux 616- ments de ia subdivision métallogénique de cette ré- gion.

FIG. 3. Schéma de la subdivision métallogénique de la partie orientale du Bouclier Baltique :

Zones métallogéniques : I II de Mourmansk (ferrugineuses); III d'Outre-Imandra (à fer); IV de Gimoly-Kostamouchka (à fer); V de Ialonvara-Salmi (à cuivre-molybdène); VI VI1 de Keïvy (à disthène); VI11 de Petchenga-lmandra-Varzouga (cobalt-cuivre-nicke!); IX De Vetrenyï Poias (cobalt-cuivre-nickel).

de !a mer Blanche-Ramozero (à mica);

de Khautovara-Parandovo (à pyrite et chalcopyrite);

C o m m e on le voit sur le tableau I, six zones métal- logéniques ont pu être tracées localisant l'emplacement des types de gîtes les plus importants caractéristiques des époques métallogéniques archéenne, protérozoïque et paléozoïque.

Les gisements de l'époque archéenne et protérozoï- que inférieure sont localisés dans quatre zones: zones à micas (I) et zones à minerai de fer (II, III, IV). Ceux de l'époque protérozoïque moyenne sont regroupés dans quatre zones caractérisant cinq types de gîtes: zones à mica-cuivre-cobalt (VI11 et IX); zone à bauxites méta- morphiques (VII), zone à pyrite, chalcopyrite (VI); zone à cuivre et molybdène (V). Pour l'époque métallogénique paléozoïque, on ne peut encore déterminer que des limites approximatives pour les zones minéralisées, du fait du caractère surimposé du magmatisme paléozoïque et de la minéralisation, et du fait du nombre limité de facteurs utilisables pour la détermination de ces zones (intrusions paléozoïques, dislocations disjonctives, minéra- lisation).

Pour chacune des zones précédentes, sont précisés les types de gisement représentés dans ia zone, leur liaison avec les processus et formations géologiques, leur con- trôle structural et lithologique, et leur caractère surimpo- sé ou non des minéralisations.

Certains gisements n'ont pu être rattachés à des zones métallogéniques particulières en l'absence de tout un ensemble de facteurs géologiques permettant d'en fixer les limites.

Zones métallogéniques des régions plissées archéennes ou protérozoïques in fériarres La définition des zones métallogéniques archéennes ou protérozoïques inférieures est soumise à différentes ri- gles. Ainsi, les zones métallogéniques à mica et feldspaths situées dans le Bloc de ia mer Bianche, sont liées au domaine où se manifeste le processus d'ultraméta- morphisme dont les limites ne sont pas nettes et on peut considérer alors ces zones c o m m e représentant simplement des zones minéralisées en mica, plutôt que des zones métallogéniques limitées par l'extension du phé- nomène géologique générateur.

C o m m e on l'a vu, le développement du processus pegmatitique se manifeste dans les parties disloquées des structures plissées, dans les zones où sont présents des gneiss micacés fortement granitisés, ou d'autres types de gneiss, ainsi que des amphibolites de la série de ia mer Bianche. Le caractère conventionnel du contrôle structurai et l'homogénéisation des couches anciennes sous l'influence du métamorphisme régional et de I'ultramCta- morphisme, ne permettent pas de déterminer avec certitude les limites d'extension des zones pegmatitiques à micas et, à l'échelle donnée, les limites données correspondent simplement à celles de districts minéralisés.

Par contre, les zones métallogéniques à minerai de fer sont nettement délimitées par le contour des reliques de formations géosynclinales constituées de roches de la formation volcano-sédimentaire ferrugineuse, et au stade d'érosion actuel apparaissent sous forme de faisceaux disparates de schistes cristallins et de quartzites à ma- gnétite, superposés à des couches de gneiss. Ces zones sont connues, aussi bien dans les régions des Carélides de Kola, que de Carélie, au sein des zones anticlinonales internes (de Mourmansk et de Zaimandrovo) et dans la région du soulèvement médian (de Cimoly-Kostamouk- cha). On note, dans ces régions, leurs relations structurales avec les fractures anciennes profondes, synchrones à ia période de mise en place du géosynclinal du Protéro- zoïque inférieur (ou du géosynclinal de l'Archéen supé- rieur).

,

61


Zones métallogéniques des Carélides Formées au cours de l'époque métallogénique protkro- zoïque, elles s'étendent, en règle générale, dans toute l'étendue des Carélides et, en particulier, elles sont cal-, quées sur les zones de répartition de formations particu- lières, c o m m e les formations à spilites et kératophyres, à spilite et diabase, les formations flyschoïdes temgènes ou des intrusions de la série acide et basique qui leurs sont associées. Certaines zones métallogéniques, caracté- risées par un seul type de gisement, sont nettement déli- mitées, par exemple les zones à nickel, cuivre. cobalt, ou la zone à disthène. D'autres plus complexes, réunissent plusieurs types de gisements de formation successive c o m m e les zones à pyrite-chalcopyrite et les zones poly- métalliques, à cuivre et molybdène. Dans le premier type, la plus simple des zones métallogéniques, la zone à cobalt-cuivre-nickel, divisée en plusieurs sous-zones (sous-zone de Petchenga, d'lmandra- Varzouga et quelques autres plus petites) est nettement contrôlée par des systèmes de fractures profondes, déterminant la localisa-

tion des intrusions ultrabasiques nickèliíères, notamment lorsque ces fractures séparent des régions à mouvements verticaux relativement nombreux dans les sens positif et négatif. Les plus grands gisements se rencontrent dans les sous-zones de Petchenga et d'lmandra- Vurzougu, dans la presqu'île de Kola où s'est manifesté, de Façon extrêmement intense, le magmatisme basaltique profond, au sein d'une croûte continentale amin- cie.

La répartition des intrusions nickèliferes à l'intérieur des sous-zones, est liée à des fractures moins importantes, affectant soit des couches de compétences différentes (par exemple: Phyllites de Petchenga et de roches volcaniques basiques), soit suivant des contacts de massifs d'anorthosite plus anciens, au sein des structures plissées rigides de l'Archéen, à partir de leurs intersections avec les fractures profondes précédentes (Mouíchtoundra), soit dans d'autres situations géologiques du m ê m e type. Les minerais sont concentrés dans les horizons inférieurs des massifs de gabbros et de péridotites différenciés,

TABLEAU I. Zones métallogéniques de la partie orientale du Bouclier Baltique ~~ ~ ~~ ~ ~ ~ ~~

Situation géotectonique Epoque métaiiogénique Nom et type métallogéniques des zones Types génétiques des gisements et des distrias; numéro sur le schéma

de la subdivision métallogénique

Zone plissée archéenne archéenne Ar (Z)

mer Blanche-Ramozero B micas I pegmatitique I

archéenne ou carélienne - Mourmansk II ' sédimentaire métamorphique précoce - Zaimandrovo III Ar-K - Gimoly-Kostamoukcha IV (SKI fernigineuses

(quartzites à magnétite).

Zone plissée protérozoïque protérozoïque (carélienne) - Ialonvara Salmi à cuivre- hydrothermal-métasomatique inférieure (KI molybdtne (pyrites); hydrothermal (mo - Khautovara-Parandovo VI lybdtne); hydrothermal-méta

somatique de contact (polymé tallique)

à chalcopyrite

- Keïvy VI1 à aluminium sédimentaire métamorphique

- Petchenga - Imandra - Varzouga VI11 - Vetrenyi Poïas IX métasomatique magmatique et hydrothermal.

à cobalt, cuivre-nickel

Plate-forme paléozoïque District minéralisé des Khibiny à apatite pegmatitique métasomatique et néphéline

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mais peuvent aussi former des amas recoupant le contact de ces massifs et pénétrant dans les roches encaissantes des filons en prenant parfois la forme filonienne.

La deuxième zone métallogénique à un seul type de gisement, celle à disthène est extrêmement simple et se calque sur une bande étroite de schistes aréno-argileux très alumineux, transformée en schistes à disthène par métamorphisme, appartenant à la formation flyschoïde terrigène de Keïvy des Carélides de Kola. La répartition plus précise des gisements de disthène dépendrait semble-t-il, de la disposition d'anciennes lentilles de bauxites au sein de la série schisteuse.

rapportant à des minéralisations de plusieurs types:

ne plissé des Carélides (plus précisément: zones d'extension de la formation à spiíites et kératophyres et de ia formation flyschoïde terrigène et zones de fractures longtemps actives, fréquemment utilisées par des granites

d'âge variable). La répartition des gîtes élémentaires dans cette zone est dominée par des contrôles lithologiques et structuraux: zones de rebroussement de couches, zones de quartzites métasomatiques, endo- et exocontacts des massifs granitiques, failles d'ordre élevé, etc. Zones a *sements palPozoïques dans la partie Le tracé des zones minéralisées, comportant des ments du Paléozoïque liés aux intmsions alCa- lines, est déterminé uniquement par la localisation des intrusions minéralisées et des dislocations disjonctives qui déterminent leur emplacement dans les socles réacti-

des zones à gisements du Paléozoïque inférieur liés aux

été notées mais sans être situées préci- sément dans I'espace.

du Bouclier ballique

La demière zone métallogénique Plus compiex'% se vés (Khibine-Lovozero). 11 en est de même pour le tracé pyrite-chalcopyrite; Cu-Mo; polymétallique à Sn, zn?

générale dans tout le domai- complexes ultrabasiques à carbonatites o,', des zones linéaires de direction nord-ouest et nord-est ont s'étend d'une

Rapport avec les formations et les processus géologiques

Contrôle stnicîural et lithologique de la minéralisation Importance industrielle Exemples de gisements

ivec les processus d'ultra- Dislocation disjonctive ancienne dans les structures Grands gisements Strelna, Olentchik, Kheto- nétamorphisme (formations anticlinales lambina, Lac Pechnoe, Pir- magrnatites et granites) tozero

ivec dépôts et métamor- Couches de roches siliceuses et marneuses, enrichies Grands gisements Olenogorsk, Kostamoukcha, ihisme de la formation voi- en concentrations sédimentaires de fer dans les zo- Gimoly , ano-sédimentaire ferrugi- nes de métamorphisme de faciès amphibolitiques ieuse

ivec les termes acides de la Zone de broyage de durée prolongée, parfois syn- Gisements moyens et Parandovo, Khibiny, Jalon- ormation à spilites-kérato- chrone aux intrusions subvolcaniques de porphyres; petits vara, Khautovara, Nialmo- ihyres et avec les granites zersk, Piaiavara, Vitchiche- noyennement acides et ies aux exocontacts des intrusions granitiques et à une vara, Lebedeva-Gora, Pit- ranites Rapakivi certaine distance de celles-ci. kiaranta, Faddein-Kelia, Ko-

systèmes de fractures de différents ordres localisés

vat-Iarvi

ivec la formation terrigène Horizons de roches argileuses avec lentilles de Grands gisements Volgelourta, Tavourta, réno-argileuse alumineuse bauxites Tchervourta, Bolchoi Rov,

Chouourourta Novaia

ivec le complexe de roches Systèmes de failles d'ordre supérieur souvent Gisements grands, Groupe de Petchenga, Grou- iasiques et ultrabasiques dif- intercalées, parties inférieures des intrusions érenciées

moyens et petits pe de Montchegorsk, Tsaga

ivec les intrusions centrales Horizons de juvites et d'autres syénites riches en Grands gisements Khibiny le syénites néphéliniques A nepheline patite

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T.V. Bilibina. V.G. Grouchevoï, A.D. Dachkova et al.

BOUCLIER CRISTALLIN UKRAINIEN ET ANTECLISE DE VORONEJ par A. P. Nikolskiï Le second afileurement des formations précambriennes se trouve dans la partie sud-ouest de la Plate-forme russe. II est connu sous le n o m de Bouclier cristallin ukrainien (B.U.C.). D’autre part, un petit afileurement de roches précambriennes apparaît dans la partie centrale de la Plate-forme russe (A.V.) dans les environs de la ville de Pavlovsk, située dans la partie sud-est de l’An- téclise de Voronej. Dans tout le reste de I’Antéclise de Voronej, les roches précambriennes disparaissent sous une couverture de sédiments, dont la puissance, par exemple, dans sa partie sud, atteint, par endroits, 500 m et plus. Compte tenu de l’histoire commune du dévelop- pement du Bouclier ukrainien et de 1’Antéclise de Voro- nej, à l’Archéen et au Protérozoïque, ainsi que de la res- semblance des séries précambriennes et des gîtes miné- raux des deux unités structurales, les caractéristiques des deux régions sont présentées conjointement.

Auparavant, il convient d’indiquer qu’il n‘existe pas de consensus général pour le découpage du Précambrien de ces régions, pour lesquelles plusieurs schémas diffé- rents ont été proposés. La description proposée ici par l’auteur sur la subdivision du Précambrien du Bouclier ukrainien et de l‘Antéclise de Voronej correspond à un point de vue légèrement different de ceux émis par de nombreux géologues qui ont étudié le Précambrien de ces régions. .

Stratigraphie des terrains archéens (ou Protérozoïque inférieur?). Les roches disloquées et métamorphisées de l’Archéen supérieur se divisent en trois séries (de bas en haut): - Série à schistes et amphibolites de Konka-Verkhovt-

sev, du bouclier ukrainien correspondant, dans le district de I’Antéclise de Voronej, à la série de Mikhaï- lovka.

-. Série de Krivoï-Rog du Bouclier ukrainien et série de Koursk correspondante dans le district de I’Antéclise de Voronej. L‘ensemble de ces deux séries sera dési- gné par la suite sous le n o m unique de «série de Kri-

- Série gneissique du Bouclier ukrainien correspondant à la série de Vorontsov dans I’Antéclise de Voro- nej.

,

voï-Rog)>.

La série inférieure: Les séries à schistes et amphibolites de Konka-Verkhovtsev et de Mikhailovka, sont consti- tuées par des amphibolites formées à partir de coulées de diabases et tufs associés de schistes de composition va- riée, de métagrès, de paragneiss, de plagioporphyres quartziques, de quartzites ferrugineuses, parfois de con- glomérats. La puissance de ces séries varie de 5 O00 à 8 O00 mètres. Leur limite inférieure n’a pas été établie. Leur limite supérieure est constituée par la base de la série de Krivoï-Rog. Les formations conglomératiques de ces séries contiennent parfois des galets et des blocs de plagiogranites, ce qui peut s’expliquer par l’érosion d’intrusions plus anciennes n’afileurant pas au-

, jourd‘hui. Unités structurales du Bouclier ukrainien et de I Antéclise de Voronej Les formations précambriennes du Bouclier ukrainien et du socle de l’Antéclise de Voronej peuvent être divisées en deux ensembles superposés : l’ensemble archéen supé- rieur à la base et i‘ensemble protérozoïque. Des formations plus anciennes, rapportées à l’Archéen inférieur, n’ont pas été rencontrées jusqu’à maintenant en place dans les affleurements existants. Leur existence n’est inférée que par la présence de galets et de blocs de gra- nitoïdes rencontrés dans les formations plissées de l’Ar- chéen supérieur, et se distinguant de celles-ci par leur composition. Les formations plissées du Bouclier ukrainien et du socle de I’Antéclise de Voronej seraient donc à rapporter à l’Archéen supérieur. Cependant, de nombreux chercheurs les rattachent au Protérozoïque infé- rieur et compte tenu du caractère encore discutable de cette subdivision des sédiments précambriens, les formations de zone plissée sont indiquées sur la Carte mé- tallogénique par le signe Z. Les zones plissées de l’Archéen supérieur Les couches puissantes intensément disloquées de roches volcano-sédimentaires rapportées ici à l’Archéen supé- rieur, ont subi un métamorphisme et une granitisation intense. D e plus, les formations plissées ont été rempla- cées en grande partie par des roches ultramétamorphi- ques et ont été recoupées par des intrusions. Ces formations de la zone mobile de l’Archéen supérieur, sont réu- nies sous le n o m de complexe géologique de Krivoï- Rag,

Les couches métamorphisées volcano-sédimentaires de I’Archéen supérieur forment de vastes surfaces de la zone plissée.

La série de Krivoï-Ron: La série de Krivoï-Rog se subdivise en trois unités:-l’unité inférieure est constituée de quartzito-grès, de conglomérats quartziques, alternant plus haut avec des schistes phyllitoïdes i quartz et à biotites. Les conglomérats quartziques de cette unité rappellent, d‘après leurs caractères, les conglomérats de Witwa- tersrand.

Dans l’unité moyenne, prédominent les quartzites ferriferes alternant avec des lentilles de schistes à biotite et de schistes à amphibole et biotite. Les intercalations de grès et de conglomérats sont rares.

Dans l’unité supérieure, ce sont les schistes à graphite-biotite et quartz qui prédominent ainsi que les méta- grès polymictiques alors que les marbres de composition dolomitique, les Conglomérats, les roches volcaniques ’basiques et les quartzites ferriferes sont plus rares.

La puissance de la série de Krivoï-Rog varie de plusieurs centaines de mètres à 4 O00 m et son extension vane de 1’Antéclise de Voronej au Bouclier ukrainien. Dans I’Antéclise, son domaine d‘extension est connu sous le n o m d’anomalie magnétique de Koursk (K.M.A.); dans le Bouclier, elle ne constitue qu’une bande étroite. Sur la carte, les zones d‘extension des roches de la série de Krivoï-Rog ont été individualisées et dési- gnées par l’indice Z.

La série de Krivoï-Rog est transgressive sur les formations de l’unité inférieure. Avant la transgression, . aussi bien sur le temtoire du Bouclier ukrainien, que de I’Antéclise de Voronej, une lacune de sédimentation pro- longée a eu lieu, pendant laquelle un certain nombre de secteurs ont été soulevés et soumis i l’érosion et i ia destruction avec formation d’un manteau d‘altération à latérite et à kaolinite.

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Métallogénie des régions occidentales de i'U.RS.S.

La série supérieure: La série supérieure constituée par la série gneissique sur le temtoire du Bouclier ukrainien, est représentée principalement par des paragneiss à biotite et plagioclase et à amphibole, biotite et plagioclase, plus rarement par des gneiss à amphibole et pyroxène (parfois avec hypersthene), par des paragneiss à biotite et graphite, encore plus rarement par des marbres, des quartzites, des quartzites ferriferes. I1 est parfois difficile de distinguer les roches de la série gneissique des paragneiss de la série inférieure. La puissance des roches de la série gneissique vane de 5 O00 à 8 O00 m et plus.

Sur le versant nord-est de 1'Antéclise de Voronej, de nombreux sondages ont mis à jour des couches fortement disloquées de métagrès et de schistes, ne passant que rarement à des paragneiss. Ces couches en contact, par une fracture régionale, avec des roches de la série de Mikhailovka de l'unité inférieure sont distinguées sous le n o m de séries de Vorontsov. L'âge géochronologique sur biotite des secteurs métamorphiques de la série de Vo- rontsov correspond à l'âge des micas de la série gneissique de l'unité supérieure du Bouclier ukrainien: 2 O00 M. A. Les parties inférieures de la coupe de la série de Vorontsov rappellent les roches des termes supérieurs de la série de Krivoï-Rog. Ces faits permettent de supposer que les roches de la série de Vorontsov du socle de 1'Antéclise de Voronej sont des homologues de celles de la série gneissique du Bouclier ukrainien. Le faible méta- morphisme des roches de la série de Vorontsov est vraisemblablement conditionné par le fait que le territoire de l'Antéclise de Voronej s'est soulevé lentement et c'est pourquoi ïérosion n'a pas encore découvert les zones profondes soumises à un ultramétamorphisme régional.

Tectonique des formations archéennes (ou Protérozoique inférieur). L'ensemble des trois séries présentées ci-dessus B roches volcano-sédimentaires ont été soumises simultanément à un plissernent intense avec formation de plis de direction nord-ouest.

On a vu plus haut qu'à la fin de la formation de la série inférieure dans la zone mobile de I'Archéen supé- rieur (ou Protérozoïque inférieur?), il s'est produit des mouvements épirogéniques, provoquant la formation d'un certain nombre de blocs soulevés parmi lesquels le plus important était celui de la zone Koursk-Dniepr devenu le cœur de l'anticlinorium du m ê m e n o m (fig. 4). Dans les parties marginales de cette zone, s'est produit une accumulation de puissantes couches de sédiments ferriferes, transformés ultérieurement en quartzites, à magnétite de la série de Krivoï-Rog et de la série gneissique. Dans la partie occidentale du bloc soulevé, se sont formés les quartzites ferrugineux des zones métallogéni- ques de Krivoï-Rog et d'hgoulets, ainsi que ceux de l'anomalie magnétique de Rylsk alors qu'au nord-est et à l'est sont apparus les quartzites ferriferes des zones de Mikhailovsk et d'orekhov-Pavlograd (fig. 4). A u voisinage d'autres blocs soulevés, d'autres gisements par exemple Pervomaïsk-Zvenigorod occupent des surfaces plus petites. A u cours du plissement ultérieur, tous les blocs soulevés se sont comportés comme des blocs rigides, dans les structures plissées, occupant les parties centrales des anticlinoriaux, comme, par exemple dans celui de I'anticlinorium Koursk-Dniepr. A la suite des phases de plissement intense dans l'ensemble du territoire du Bouclier ukrainien et de I'Antéclise de Voronej, s'est mis en place une série de complexes intrusifs ultramétamor-

phiques * du cycle Archéen supfrieur (ou Protérozoïque inférieur). On distingue la série suivante de complexes (des plus

anciens aux plus jeunes): Complexe de Kamenka, constitué par des métagab- bros, des diabases, des métapéridotites, et des méta- pyroxénites, ces roches sont désignées sur la carte c o m m e intrusions basiques: Z. Complexe d'Eliseev : constitué de diorito-gneiss, de diorites, de diorites quartzites (désignées sur la carte comme: roches de composition moyenne, Z). Complexe de Saksagan-Jitomir, formé de granito- gneiss à oligoclase, à microcline et oligoclase, de migmatites, de plagio-granites, et d'adaméllites. Complexe de Tokovo, constitué de granito-gneiss à microcline, de granites, et de syenites. Complexe du Dniepr, formé de granito-gneiss aplitiques, de migmatites, de granites aplitiques et d'aplites. Les trois derniers types de complexes, à granitoïdes

sont notés sur la carte c o m m e des granito-gneiss, migmatites et syénites: Z.

L'évolution des cycles orogéniques de l'Archéen su- périeur (Protérozoïque inférieur?) s'est achevée après la mise en place des complexes précédents par l'intrusion de diabases filoniennes, de Pegmatites, et par la formation de métasomatites hydrothermales, sous forme d'albitites, d'aegyrinites, de schistes alcalino-amphibolitiques, de quartzites métasomatiques, de roches chloriti- sées, carbonatisées.

Les firmations plutoniques puis sédimentaires de plate- forme Formations pIuIoniques: A u Protérozoïque inférieur, après le passage au stade de plate-forme du tem-toire du Bouclier ukrainien, à la suite de la tectonique précéden- te, se sont mis en place des complexes intrusifs de roches basiques, acides et alcalines du groupe de Korostensk- Marioupol. Parmi ces énormes massifs intrusifs (plus de 5 O00 km2), Ie massif de Korostensk et celui de Korsoun- Novomirgorod sont situés dans les parties nord-ouest et centrale du Bouclier ukrainien. Leur formation s'est faite en plusieurs phases et dans l'ordre suivant: roches basiques et ultrabasiques puis roches acides et alcalines.

Formations sédimentaires et volcaniques du Protérozoi'- que moyen et supérieur: Dans la partie nord-ouest du Bouclier ukrainien, au Protérozoïque moyen, sur la surface érodée du massif de Korostensk, s'est déposée la formation de plate-forme de la série d'orvoutch où pré- dominent les quartzites et les grès, avec à la base des roches effusives, basiques et acides.

Les roches du groupe de Korostenck-Manoupol sont indiquées sur la carte c o m m e les formations anorogéni- ques analogues des Carélides. Les roches de la série d'orvoutch sont attribuées au Jotnien. rattaché au Pro-

,

i. Le t e m e uComplexes intrusifs ultramétamorphiquesm est introduit pour désigner les grouper de granitoïdes, comprenant i coté des foma- tions intrusiver, des formations métasomatiques apparues à la suite de la granitisation. Nous avons étendu les noms des types de complexes définis en Ukraine, aux complexes semblables du socle de I'AniécIise de Voronej.

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térozoïque moyen. A u milieu des formations précam- briennes du Bouclier ukrainien et de l'Antéclise de Voro- nej, sur de petites surfaces, on a constaté des restes de cratères provenant de volcans érodés d'âge paléozoïque et mésozoïque, formations qui n'ont pas été reportées sur la carte.

A u cours de l'étude des deux régions, on a fait de nombreuses déterminations d'âges par ia méthode potassium-argon, en particulier sur les micas des granitoïdes et des schistes métamorphiques. L'âge des micas des roches de la zone plissée de l'Archéen supérieur est égal à 1 950f 150 M. A. Ces chiffres sont bien confirmés par

des déterminations faites avec la méthode au plomb radiogénique.

L'âge de ces mêmes roches par la méthode potassium-argon appliqué aux feldspaths potassiques ou à ia roche totale est deux fois et demi plus petit que celui établi d'apres les micas. Avec les amphiboles, l'âge don- né par ia m ê m e méthode donne souvent des chiffres une fois et demie à deux fois supérieurs à l'âge des micas.

L'âge déterminé sur les micas des roches du complexe de Korostensk-Marioupol a été de 1 600 M. A. et sur ceux des roches de la série d'orvoutch de 1 300 M. A.

FIG. 4. Schéma de la subdivision métallogénique du Précambrien du Bouclier ukrainien et de I'Antéclise de Voronej : 1 Limites du Bouclier ukrainien et de l'htéclise de Voronej; 2 Limites des zones métallogéniques; 3 Limites supposées de l'Anticlinal Koursk-Dniepr; 4 Surface d'extension des roches de la série de Krivoï Rog du Bouclier ukrainien;

Zones métallogéniques: I de Krivoï Rog; II du Dniepr moyen; III d'Orekhov-Pavlograd; IV d'hgoulels; V de la région à l'ouest de la mer d'Azov; VI de Kirovograd; VI1 de Jmennka. VI11 de Jitomir; IX de Pervomaïsk-Zvenigorod; X de la région A l'Est de la mer d'Azov; XI de Korosten; XII de Korsoun-Novomirgorod; XII1 de Belgorod-Mikhailovka; XIV d'Oskol; XV de Rylsk; XVI de Koursk; XVII de Chatalov; XVIII de Pavlovsk.

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Métallogénie du Bouclier ukrainien et de IAntécIise de Voronej La métallogénie des formations précambriennes du Bou- clier ukrainien et du socle cristallin de PAntéclise de Voronej est caractérisée par l'existence de grands gisements de fer, liés aux roches de la formation des «quartzites femeres». Les dimensions des gîtes et ia qualité des minerais permettent de considérer les deux régions c o m m e de très grandes provinces ferriferes à l'échelon mondial. Les autres substances minérales métalliques utiles jouent ici un rôle secondaire.

Epoques métailogén iques Dans le Précambrien du Bouclier ukrainien et de l'Anté- clise de Voronej, deux époques métallogéniques ont été mises en évidence: Archéen supérieur (Protérozoïque inférieur?) et Protérozoïque. La première est ia plus importante des deux, et est caractérisée par I'accumulation de grandes masses de fer.

Époque métallogénique de 1 Archéen supérieur (Proté- rozoïque inférieur?). ia formation de sédiments volcano- sédimentaires de l'Archéen supérieur (Protérozoïque in- férieur?) s'est accompagnée de la manifestation réitérée des processus de minéralisation, rapportée aux étapes géosynclinales et postorogéniques de développement de ia chaîne plissée.

A u cours de la formation des séries géologiques géo- synclinales, à faciès volcano-sédimentaires, on a constaté une accumulation à quatre reprises de sédiments femferes, transformés ultérieurement en quartzites à magnétite. La période la plus importante est celle correspondant au dépôt de la série moyenne de Krivoï-Rog.

A la m ê m e époque métallogénique, on rapporte aussi la formation de gisements sedimento-métamorphiques de graphite.

Époque métaiiogénique protérozoïque. L'époque métaiio- génique protérozoïque est liée à l'époque d'activation tectono-magmatique se déroulant déjà dans des conditions de plate-forme. La minéralisation endogène carac- téristique est en rapport avec les roches des complexes magmatiques de Korostensk-Marioupol. A cette époque,

'

I - Krivoï-Rog; II - Dniepr moyen; III - Orekhov- Pavlograd; IV - Ingoulets; V - Région ouest de la mer d'Azov; VI - Kirovograd; VI1 - Jmennka; VI11 - Jito- mir; IX - Pervomaïsk-Zvenigorod.

Ainsi que les zones métallogéniques suivantes du Protérozoïque formées à la suite de l'activation du Bou- clier ukrainien : X - Région est de ia mer d'Azov; XI - Korostensk;

XII - Korsoun-Novomirgorod. Dans 1'Antéclise de Voronej, on distingue les zones

métallogéniques suivantes de l'Archéen supérieur (Proté- rozoïque inférieur?) :

XII1 - Belgorod-Mikhailovka; XIV - Oskol; XV - Rylsk; XVI - Koursk; XVII - Chatalov; XVIII - Pa- vlovsk.

Les caractéristiques des zones métallogéniques et de leur type sont données dans le tableau 2.

Les zones métallogéniques de Krivoï-Rog, de Belgo- rod-Mikhailovka et d'Oskol sont constituées essentiellement des roches de ia série de Krivoï-Rog, contenant des couches puissantes de quartzites femferes. Dans les zones énumérées, on rencontre des gisements d'une importance exceptionnelle de minerais de fer, appartenant aux types métamorphisé, métamorphique et résiduel. Types de gisements de fer: Les gisements de fer du type métamorphisé sont représentés par des minerais pauvres : quartzites femferes constituant des strates de piu- sieurs dizaines ou centaines de mètres de puissance, à teneur en fer variant de 33 à 39 Yo. Parfois, les gisements de quartzites ferriferes se présentent c o m m e des strates puissantes ou une série de strates ayant une position très inclinée ou presque verticale (fig. 5). A l'heure actuelle, les quartzites ferriferes sont exploités en camère; on a constaté que leur extraction était rentable et qu'elle aug- mentait chaque année. Pour exploiter à ciel ouvert de grandes carrières mécanisées, il faut de vastes gisements de quartzites ferriferes essentiellement en structures synclinales: gisements de Krivoï-Rog, de Kremenchougsk, de Gorynichne-Plavninsk dans la zone de Krivol Rog et dans YAntéclise de Voronej, de Lebedinsk, de híikhaï- lovsk, Korobkovsk, de Stoiïensk, de Pogrometsk, de Tcherniansk.

se rapporte la formation de concentrations industrielles de nepheline (utilisée c o m m e minerai d'aluminium), dans les SyéniteS néphéliniques et de faibles indices de minéralisation en cuivre.

F,~. 5. coupe du gisement de fer du de Korobkovo- Nord (Anomalie magnétique de Koursk) d'après A. A. prazo- rovskïi et N. A. Plaksenko.

Répartition spatiale des minéralisations ia répartition des zones métallogéniques de l'Archéen supérieur (Protérozoïque inférieur?) sur le territoire du Bouclier ukrainien et de 1'Antéclise de Voronej, dépend de ia nature des séries renfermant les formations volcano-sédimentaires où sont localisées les couches quartzites femferes initiales, ainsi que de leur extension, et des phénomènes métamorphiques ayant provoqué leurs transformations en minerai.

Les processus d'activation de ia plate-forme qui ont conditionné la formation des intrusions protérozoïques, ont joué également un rôle essentiel dans ia répartition des gîtes associés des deux districts.

Zones métallogéniques: Dans le Bouclier ukrainien (fig. 4), on distingue les zones métallogéniques suivantes de l'Archéen supérieur (Protérozoïque inférieur?) :

- 1 roches sédimentaires; 2 minerais sédimentaires; 3- 4 schistes du Protérozoïque (Pt); 5 quartzites typiques stéri- les; 6 gneiss à deux micas à faciès conglomératique; 7 quartzites ferriîères non subdivisées; 8 horizon de quartzites à ma- gnétite-cummingtonite; 9 horizon supérieur de quartzites à magnétite; 10 horizon de quartzites à magnétite et hématite; I I horizon inférieur de quartzites à magnétite.

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TABLEAU 2. Zones métallogéniques du Précambrien du Bouclier Ukrainien et de I'Antéclise de Voronej

Position géotectonique Epoque métallogénique Nom et ~ y p c métallogénique Types génétiques des gisements des zones No sur le schéma

de la subdivision métallogénique

Zone plissée de l'Archéen Archéen supérieur (Protérozoïque - Krivoï Rog I, métamorphisés supérieur inférieur?) - Belgorod-Mikhailovka XIII, et métamorphiques - Oskol XIV, à minerais de fer

~ ~ ~~

Zone plissée de l'Archéen Archéen supérieur (Protérozoïque - Dniepr moyen II, métamorphisés et minéralisation supérieur inférieur ?) - Pervomaïsk-Zvenigorold IX, en pyrites - Rylsk XIV, - Koursk XVI, - Chatalov XVII, à minerais de fer

~~~~~~~ ~ ~ ~

Plate-forme Protérozoïque? Dévonien - - KriVOï Rog I, résiduels Carbonifere inférieur - Belgorod-Mikhailovka XIII, - Oskol XIV, - Dniepr moyen II, minerais de fer

Zones plissées de l'Ar- Archéen supérieur (Protérozoïque - Orekhovo-Pavlograd III métamorphisés chéen supérieur inférieur ?) - Ingoulets IV, - Région ouest de la mer d'Azov V, - Kirovograd VI, - Jmenn VI& - de Jitomir VIII, - de Pavlov XVIII, à minerais de fer

~ ~~

Plate-forme Protérozoïque inférieur - région est de la mer d'Azov X, magmatogtne - métasomatique (à néphéline, cuivre, fluorine)

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Rappon avec les processus Contrôle stnictural et lithologique Importance industrielle Exemples de gisements géologiques et les formations de la minkralisation

Avec dépôts et métamor- phisme de Ia formation de quartzites ferriferes (partiellement amphibolitiques et facits de schistes verts)

Avec dépôts et métamor- phisme des formations de quartzites ferrifères (facies épidote-amphibolite). Hydrothermales-métasoma- tiques

Structures plissées, liaisons avec quartzites ferrugi- Grands gisements Gorychne-Plavni, neuses de ia série moyenne de Krivoï-Rog de fer Pervomaïsk, Mikhailovka,

Tchemiansk

f

Structures plissées, liaisons avec quartzites ferrugi- Gisements moyens et Tchertomlyk, Samotkansk. neuses dans les roches de la formation à spilites, petits de fer, indices de Sourskoe kératophyres, de la série à schistes et amphibolites pyrite (Konka-Verkhov tsev)

Manteaux d'altération Minerai de fer dans les quartzites ferrugineuses Grands gisements Gostichtev, Belozersk, de fer Iakolevsk.

Avec accumulation et méta- Structures plissées, liaisons avec quartzites ferrugi- morphisme des formations neuses de la série gneissique, essentiellement sédi- de quartzites ferrugineuses ments de Ia formation flyschoïde (facies granulitiques, avec large développement de la granitisation)

Petits gisements de fer Korsak-Mogila, Gouliay- Polskoe

. . Intrusions de syénites néphé- Zones d'enrichissement en néphiline dans les syéni- Indéterminé Oktiabrskoe, Ekaterinin, liniques de type centrai tes alcalines Retrovskoe

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Dans les zones métallogéniques du Bouclier ukrainien et de 1’Antéclise de Voronej, une très grande importance industrielle revient aux gisements riches en fer. de type résiduel qui forment des gisements stratiformes ou de couverture (fig. 6) représentant le manteau d’altéra- tion des quartzites femferes, au cours d’émersion du stade ultérieur de plate-forme. La formation des minerais riches en fer de genèse résiduelle a été conditionnée par le départ de ia silice des quartzites ferriferes, au cours de l’altération qui a accompagné ia martitisation de ia ma- gnétite. La sidérose, la chlorite, l’hématite très fine, I’hy- drohématite de néoformation ont une grande extension, imprégnant les minerais riches. O n distingue dans les gisements de type résiduel, les minerais de martite, de martite-mica («fer bleu))), les minerais de martite et d‘hydrohématite («fer bleu rouge))), les minerais d‘hy- drohématite («fer rouge))); dans les gisements de l’Ano- malie magnétique de Koursk, on rencontre également des minerais transformés en sidérose. La puissance des couches constituant les gîtes de minerais de fer résiduels, se mesure dans le sens vertical par dizaines de mètres, l’extension de ces couches peut aussi s’orienter linéaire- ment, les gisements de fer acquièrent alors la forme d’un chenal et se poursuivent verticalement jusqu’à 100 et m ê m e 200 à 400 mètres. Dans ia zone de Krivoï-Rog, les minerais résiduels présentent m ê m e ia forme en colonnes, se poursuivent, sans modifications notables, sur une profondeur de 1,5 à 2 kilomètres. La majorité des gisements de fer résiduels en forme de colonnes a pris naissance grâce à la transformation de bancs subverticaux de quartzites ferriferes finement zonées (jaspilites). Les jaspilites sont les plus répandues dans l’horizon minéralisé de ia série moyenne de Krivoï-Rog où sont concentrés 90% des réserves en minerais riches de ia zone rnétallo- génique de Krivoï-Rog. Le développement de ces gisements en forme de colonnes a été favorisé par la forte fissuration des jaspilites.

Outre les gisements en forme de colonnes, on rencontre dans ia partie sud de ia zone métallogénique de Kri- voï-Rog des gisements riches en martite stratiformes liés à la base de la série supérieure à celle de Krivoï-Rog. Leur formation est liée à l’altération des sédiments siliceux et feniferes, pendant un arrêt de sédimentation avec émersion, avant le dépôt des roches de la série supérieure à celle de Krivoï-Rog.

La formation de gisements de minerais de fer riches du type métamorphique dans les quartzites ferriferes est génétiquement liée aux processus métasomatiques. Les minerais métasomatiques n’ont atteint une importance industrielle que dans ia zone de Krivoï-Rog, où les mi- néraux ferriferes récupérables sont représentés par ia magnétite ou par l’hématite et la magnétite (Pervo- maïsk). Associés à ces minéraux, on rencontre ia chlorite, ia cummingtonite, ia rhodosite, l’aegyrine, et des carbonates. En fonction de leur rapport quantitatif, on distingue respectivement : les minerais de chlorite-cummingtonite-magnétite, ceux de rhodosite-magnétite, et ceux de carbonate-magnétite.

Les gisements de minerais de fer riches des zones métallogéniques de Belgorod-Mikhailovka et d’Oskol du district de l’Anomalie magnétique de Koursk (fig. 6) sont liés au manteau d’altération pré-dévonien supérieur et, au sud, dans la zone de Belgorod au manteau d’altéra- tion pré-carbonifere inférieur. Ils se sont formés par l’ai- tération des quartzites ferriferes de ia série moyenne de

Krivoï-Rog (série de Koursk). Les minerais de ce type ont une grande importance économique et le district de l’anomalie magnétique de Koursk représente selon ses réserves en minerais riches en fer, un des plus grands réservoirs de fer du monde. Ces minerais se présentent à des profondeurs variées sous la couverture de plate-forme. Dans les districts nord (gisements de Mikhailovka), les minerais reposent à de faibles profondeurs jusqu’à 60 m et leur extraction se fait à ciel ouvert, tandis que dans les districts sud de l’anomalie magnétique de Koursk (district de Belgorod), les minerais reposent à une profondeur allant jusqu’à 530 mètres. C o m m e dans la zone métallogénique de Krivoï-Rog, ia puissance des corps minéralisés n’est pas constante et varie, dans les districts à manteau d‘altération de type couche de 20- 30 m à 50 m et peut atteindre dans ceux de type linéaire 400 m et plus. La teneur en fer des minerais varie de 40 à 65%. Les minerais représentent une matière première métallurgique de haute qualité, car, ils contiennent 33 à 6% de silice et quelques pour mille, d‘impuretés (phosphore et soufre).

Zones métallogéniques renfermant des minerais defer de la série inférieure à la série de Krivoï-Rog. Les zones métallogéniques du Dniepr moyen, de Pervomaïsk-Zve- nigorod du Bouclier ukrainien et de Rylsk, de Koursk et de Chatalov, de 1’Antéclise de Voronej sont liées aux zones d’extension des roches des séries à schistes et amphibolites et Mikhailovka. Dans les zones indiquées, les roches de ia série de Krivoï-Rog, n’ont qu’une extension peu importante. Les quartzites ferriferes sont pré- sents au sein de ces séries inférieures, provoquant des anomalies magnétiques qui sont à l’origine de ia décou- verte de petits gisements de fer métamorphique c o m m e ceux de Soursk, de Cheriomlyksk, Samolkansk, Gra- novsk etc., dans le Bouclier baltique et quelques autres dans 1’Antéclise de Voronej. Dans le district de l’anomalie magnétique de Belozersk, on a mis en évidence ces dernières années, un grand gisement industriel de fer de type résiduel affectant des quartzites ferriferes de la m ê m e série. Les minerais du gisement de Belozersk sont de haute qualité.

Les roches volcano-sédimentaires de ia série inférieu- re ont été d’autre part rencontrées par des sondages de reconnaissance et localement on a pu mettre en évidence une minéralisation en pyrite, avec très peu de pyrrhotite, de blende, de chalcopyrite, de galène.

Dans les roches ultrabasiques de ia région du Boug et du Dniepr, on connaît des gisements résiduels, d’héma- tite brune naturellement associés (gisement de Devla- dovsk.

La large extension dans la série inférieure à schistes et amphibolites, de roches du magma basique et ultrabasique, était un facteur favorable à la formation de gisements de manganèse et de bauxite dans les roches de ia zone du Dniepr moyen.

Zones métallogéniques renfermant des gisements de fer de la série supérieure à la série de Krivoï-Rog. Dans les zones métallogéniques d‘Orekhov-Pavlograd et d’lngou- leis, ia série gneissique contient de nombreuses lentilles de quartzites à magnétite auxquelles sont liés les gisements de fer Gouliaï-Polsk, Korsak-Mogila.

Dans ces zones, les roches de la série gneissique ont été soumises à une granitisation intense. Les quartzites à

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Métallogénie des régions occidentales de I'U.R.S.S.

FIG. 6. Coupe géologique schématique du gisement de fer de Mikhailovsk d'après I. N. Pavlov : 1 Quaternaire non subdivisé; 2 Tertiaire non subdivisé; 3 Crétacé non subdivisé; 4 Jurassique supérieur non subdivisé; 5 Dévonien supérieur non subdivisé; 6 brèche minéralisée; 7 minerais de fer riches; 8 quartzites femferes.

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m2 m7

magnétite se présentent sous forme de bandes d'une largeur de plusieurs centaines de mètres à plusieurs dizaines de kilomètres parmi les granito-gneiss et les paragneiss. En règle générale, elles sont intensément méta- morphisées, et (avec formation fréquente des minéraux c o m m e l'hypersthène et l'olivine), elles ne contiennent pratiquement pas d'hématite et ont un grain plus gros que celui des quartzites ferriferes de la Série de Krivoï- Rog.

Parmi les quartzites ferriferes de cette série supérieu- re, on a pu mettre en évidence des petits gisements reconnus par sondages de minerai de magnétite, de martite et de martite-magnétite. Cependant, jusqu'à maintenant, on n'a pas mis à jour ici, de grands gisements. Par la suite, lorsque l'importance des minerais pauvres exi- geant un enrichissement augmentera fortement, un certain nombre de secteurs de quartzites ferriferes des zones d'orekhov-Pavlograd et d'lngoulets pourront se transfor- mer en gisements industriels.

Les zones métallogéniques de la région ouest de la mer d'Azov, de Kirovgrad, de Jmerin et de Jitomir, sont caractérisées par la présence de gisements de graphite, de pegmatite à micas et feldspaths (pour céramique) et par-

fois de minerais de fer. Les indices de substances miné- rales utiles mentionnées sont localisées dans les roches de la série gneissique supérieure à la série de Krivoï-Rog qui ont été soumises à une granitisation intense.

Dans les zones métallogéniques de Jitomir, et de la région occidentale de la mer d'Azov, dans les roches de la série gneissique, sont localisées des strates de quartzites à magnétite ayant donné dans certains cas, de petits gisements de minerais riches en magnétite (gisements de Voloda rsk).

La zone métallogénique de Pavlovsk de I'Antéclise de Voronej est liée à la zone d'extension des grès et schistes, faiblement métamorphisés, de la série de Vorontsov (équivalent de la série supérieure à la série de Krivoï- Rog, dans l'Antéclise de Voronej). La série de Vorontsov est affectée de plis de direction nord-ouest et recoupée par de nombreuses petites intrusions de roches basiques et ultrabasiques et plus rarement de granites. Les intrusions de roches basiques et ultrabasiques ne se prolongent pas dans la couverture sédimentaire.

Dans les massifs de gabbro et péridotites de la zone de Pavlovsk, on a mis en évidence des indices d'une minéralisation en nickel sulfuré.

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T.V. Bilibina, V. G. Grouchevoï, A. D. Dachkova et al.

SOCLE CRISTALLIN DE LA PLATE-FORME RUSSE par I. E Poustovalov

Composition du sode cristallin précambrien

Dans la Plate-forme russe, le socle cristallin est recouvert par une épaisseur de sédiments subhonzontaux de puissance variable. D’après les données de L. A. Varda- niants et S. N. Tikhomirov grâce auxquelles on a dressé, pour la première fois, la Carte géologique du socle cristallin de la Plate-forme européenne orientale (U.R.S.S.) à l’échelle 1/2 500 000, ce sont les sédiments de l’Archéen qui sont les plus largement répandus dans le socle de la plate-forme. Les sédiments du Protérozoïque ont un moindre développement. Séries sédimentaires m ftamorphiques de IArchéen et du Protérozoïque inférieur Ces sédiments rapportés à l’Archéen sont représentés, c o m m e sur les boucliers précédents, par des roches fortement tectonisées et métamorphisées, d‘origines diverses. Parmi les roches de l’Archéen, la plus large extension revient aux gneiss et granito-gneiss du complexe le plus ancien, ainsi qu’aux para-gneiss et les para-schistes de composition variée qui forment un complexe plus jeune du socle archéen.

Des gneiss à biotite, amphibole et biotite, à plagioclases et biotite, enrichis en minéraux fortement alumineux: grenat, sillimanite et cordiérite, prédominent dans la composition du complexe le plus ancien. O n y trouve rarement des gneiss renfermant du graphite. Les roches de ce complexe ont été soumises au métamorphisme du plus haut degré et ont perdu presque tous les caractires de leur origine primitive. Leur composition chimique et minéralogique les rapprochent fortement des granites et granodiori tes.

Le second complexe de para-gneiss et de para-schistes est représenté par un ensemble très varié de roches parmi lesquelles les plus typiques sont les schistes à grenat et biotite, à sillimanite, grenat et biotite, les gneiss et les schistes cristallins à graphite.

Les roches de ce complexe sont affectées par un métamorphisme de degré inférieur à celui subi par les roches du premier complexe et leur étude permet d’indiquer pour elles une origine sédimentaire. Elles sont surtout répandues dans l’est de la Plate-forme russe (Anté- clise Volga-Oural). A partir de là, elles se poursuivent presque jusqu’à la dépression de Patchelma sous forme de plusieurs bandes de direction presque nord-sud. O n les trouve également dans les districts occidentaux de la plate-forme, au sud du golfe de Finlande, en Biélorussie et dans un certain nombre d‘autres points. O n suppose que le complexe de paragneiss et de para-schistes est à rattacher à l’Archéen supérieur.

Sur ces sédiments de l’Archéen, repose en discordance angulaire et stratigraphique, un ensemble de roches également fortement métamorphisées, mais conser- vant à la vue un certain nombre de caractères des roches sédimentaires.

Ces sédiments qu’on peut rapporter au Protérozoïque inférieur, sont bien représentés dans le district de l’An- téclise de Voronej, dans ia région de l’Anomalie magné- tique de Koursk, de Krivoï-Rog et ont été décrits ci- dessus.

Dans les districts de la plate-forme, on n’a pas trouvé jusqu’à présent de sédiments pouvant être attribués au

Protérozoïque moyen. Les roches sédimentaires du Pro- térozoïque supérieur, pratiquement non métamorphi- sées, se rencontrent dans les parties les plus profondes des dépressions et des synéclises et forment l’étage structurai le plus bas de ia couverture sédimentaire de la Plate-forme russe.

Roches magmatiques et métasomatiques Outre les formations sédimentaires, et métamorphiques ou non, précédentes, les roches magmatiques et métaso- matiques, représentées par divers granites, granodiorites, syénites, gabbro-norites, gabbro-diabases et autres varié- tés de roches basiques, jouent un grand rôle dans la composition du socle cristallin. Les granites et les granodiorites, mis en évidence par des sondages, appartiennent au type magmatique et métasomatique. Ces roches, en particulier les granites métasomatiques ont une très large extension. Les granites subvolcaniques du type a rapakivi», connaissent un large développement dans les districts occidentaux de la Plate-forme russe. Les syénites ne sont connues que localement, à l’aide de quelques forages seulement. Des roches magmatiques basiques (gabbro-norites et leurs variétés) ont été rencontrées dans la région de la Volga moyenne, en Biélorussie et dans la région de la Baltique. C‘est là qu’elles connaissent leur plus large extension.

Sur les roches du socle cristallin de la Plate-forme russe, au sein de la couverture sédimentaire qui recouvre le socle, il y a presque partout un ancien manteau d‘al- tération du pré-Dévonien moyen, de puissance et de composition variées. C e manteau, à l’exception de quelques petites surfaces, n’a pratiquement pas été étudié.

Métallogénie: kaolin, fer, plomb, zinc La métallogénie ainsi que les roches du socle cristallin n’ont fait l’objet d’aucune étude; on peut signaler seulement quelques indices dispersés. Avec le manteau d‘alté- ration du pré-Dévonien moyen de ia Plate-forme dans les districts où des roches de composition granitiques sont connues dans le socle, la présence de kaolins primaires (Louga, Gatchina) a été déterminée. Aux roches du socle, sont associés des minerais de fer dans le district de la ville de Lykhvi (République socialiste soviétique d’Estonie) où par des sondages, on a constaté la présence de schistes à magnétite de l’Archéen; au nord de 1’Esto- nie, dans les roches du socle, on a reconnu la présence d‘une minéralisation polymétallique (plomb et zinc); dans les autres districts de la Plate-forme russe, jusqu’à maintenant, on n’a pas constaté d’indices nets d’une minéralisation dont le développement éventuel se pré- sente dans des conditions assez favorables.

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Structure géologique et métallogénie de la couverture. sédimentaire de la Plate-forme russe et de la Plate-forme des Scythes et de Touran par I. F. Poustovalov 1

STRUCTURE GEOLOGIQUE

Plate-forme russe

La formation de la couverture sédimentaire représentée par des sédiments non métamorphisés et non tectonisés s’est déroulée pendant l’étape de développement de la plate-forme de cette région.

Cette étape a débuté après l’achèvement des mouvements orogéniques au Protérozoïque inférieur. Des séries sédimentaires séparées par un certain nombre de lacunes, correspondant à des émersions, et ayant une large extension régionale, se sont accumulées sur la plate- forme depuis le Protérozoïque supérieur.

O n note à plusieurs endroits dans la coupe du Proté- rozoïque supérieur, du Paléozoïque, du Mésozoïque et du Cénozoïque, ces lacunes stratigraphiques caractéri- sées, sur de vastes espaces de la plate-forme, par une destruction des roches et la formation de manteaux d’al- tération à la place d’une accumulation de sédiments marins.

Grâce aux particularités du développement géologi- que et de la structure de la couverture sédimentaire de la plate-forme et grâce à l’histoire du développement de son cadre plissé, on peut distinguer un certain nombre d’étapes indépendantes dans le développement de la plate-forme au cours de la période de son Etablissement. I1 faut noter que la partie orientale de la Plate-forme de l’Europe orientale, ainsi que les géosynclinaux successifs qui l’ont entourée, se trouvaient en rapports mutuels étroits et que les mouvements de plissement qui se déroulaient dans les zones mobiles, ont exercé une action directe sur le développement de la Plate-forme russe.

Dans la couverture sédimentaire de la Plate-forme russe, on distingue cinq étages structuraux. Les limites entre les étages sont déterminées par des mouvements verticaux oscillatoires de la plate-forme qui ont provo- qué sa restructuration sur le plan tectonique, lequel à son tour, a entraîné une variation des conditions paléogéo- graphiques, des conditions de sédimentation et de la composition lithologique des formations sédimentaires que reflète l’alternance des régimes marins et coniinen- taux. Ces mouvements verticaux oscillatoires de l’est de la Plate-forme de l’Europe, ont conduit au soulèvement ou a l’affaissement soit de tout le territoire, soit de grands secteurs particuliers provoquant des transgressions et régressions, des lacunes de sédimentation ainsi que l’accumulation de formations continentales ou marines sur de grandes surfaces.

Les grandes discordances stratigraphiques qui témoi- gnent de ces mouvements verticaux oscillatoires dans

1. Se reporter à la figure I pour la localisation des subdivisions structurales et tectoniques des plates-formes citées dans le texte.

l’ensemble de la plate-forme ou dans de grandes régions de cette plate-forme, ont permis de distinguer un certain nombre d’étages structuraux, correspondant à des stades définis du développement de la Plate-forme russe.

Etage structural du Protérozoique supérieur (Pt4 L‘étage structural le plus bas et le plus ancien de la couverture sédimentaire de la Plate-forme russe correspond a l’étape de développement du Protérozoïque supérieur (Pt3). Les sédiments formés au cours de cette étape sont représentés par des sédiments continentaux terrigènes, rouges ou gris, essentiellement arénacés, plus rarement argileux. Dans l’ensemble de la Plate-forme, les roches de cet étage sont localisées uniquement dans les zones déprimées du socle cristallin (synéclises, etc.). Sur les hauts-fonds du socle les sédiments de cet âge sont absents, ce qui indique des conditions continentales au Protérozoïque supérieur. Lorsque se sont déroulées l’al- tération et la destruction des roches du socle largement émergé, le matériel détritique et le produit du manteau d’altération ont été transportés dans les dépressions con- tiguës. Les sédiments du Protérozoïque supérieur de la Plate-forme russe ailleurent dans l’Isthme de Carélie et dans la zone interlacustre: lac Ladoga-lac Onega. D’autre part, dans cette dernière zone, ailleurent aussi les quartzito-grès de Chokcha, attribués actuellement au Protérozoïque moyen.

A ce m ê m e étage structural du Protérozoïque supé- rieur, se rapporte aussi la série de Volynie, du complexe de Vendy, bien développée dans les parties sud-ouest et ouest de la Plate-forme russe. Cette série est constituée par un ensemble volcano-sédimentaire, à basaltes, tufs et tuffites, associés à des intercalations moins importantes de roches sédimentaires. Dans la coupe de la série vol- canogène qui se trouve presque à la base de la couverture sédimentaire de la Plate-forme russe, on observe quelques nappes de lave liées au système des volcans de type fissural. D’après les données de sondage, la puissance de cette masse volcano-sédimentaire atteint par exemple, sur le versant occidental du Bouclier ukrainien, dans le district de Volynie, 300 m et par endroits plus. A côté des roches effusives d‘âge protérozoïque supérieur, on rencontre aussi des variétés intrusives de roches basiques, sous forme de corps stratiformes et plus rarement de dykes.

Etage structural du Cambrien inférieur au Dévonien inférieur: cbldl Avec les sédiments du Cambrien inférieur, commence le second étage structural (cbldl), constitué par des sédi- ments du Cambrien, de l’Ordovicien, du Silunen et du Dévonien inférieur, étage qui a une extension limitée dans le temtoire de la Plate-forme russe.

Les roches du Cambrien inférieur sont répandues dans les parties nord et ouest de la partie européenne de l’Union Soviétique. Elles constituent dans ces régions la série baltique. A sa base, se trouvent des grès à grain fin et moyen, avec des intercalations d‘aleurolites et d’argiles, qui sont recouvertes par des argiles gris verdâtre et bleuâtre, connues sous le n o m «d‘argiles bleues» avec de rares intercalations d‘aleurolites et de grès de puissance variable. La série de roches du Cambrien inférieur affleure le long du rivage sud du golfe de Finlande et en s’enfonçant progressivement vers le sud, se recouvre de sédiments plus jeunes.

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Pendant le Cambrien moyen et supérieur, les vastes espaces de la Plate-forme russe représentaient une zone continentale.

ia transgression de l'Ordovicien inférieur a envahi les synéclises de la Baltique et de Moscou ainsi que les districts sud-ouest de la plate-forme. Les sédiments ordoviciens représentés essentiellement par des roches carbonatées et argilocarbonatées reposent selon le degré d'érosion antérieure sur les grès de la série dite de Tis- krès, qu'on attribue conventionnellement au Cambrien moyen, et sur les argiles bleues de ia série de la Balti- que.

Les sédiments du Silurien sont développés dans la synéclise de la Baltique, dans les bassins de Brest et de Lvov, dans la selle du Dniestr, en Podolie et sont repré- sentés par des roches argileuses et carbonatées.

Les sédiments du Silurien supérieur sont remplacés progressivement par ceux du Dévonien inférieur qui ne se sont développés que dans les parties les plus profondes du périsynclinal de Lvov et de la fosse de la synéclise de ia Baltique, ainsi qu'à l'est de la Plate-forme russe, dans la partie nord-ouest de ia synéclise du bord de ia Caspienne.

Pendant tout le Paléozoïque inférieur, les districts de l'Antéclise Volga-Ourai et de l'Antéclise de Voronej, des Boucliers cristallins d'Ukraine et de ia Baltique étaient représentés par une zone continentale sur laquelle péné- traient par moments, les transgressions de mers peu profondes. Le second étage structural s'achève par I'accumulation de sédiments rouges du Dévonien inférieur, essentiellement continentaux.

I

1.

Etage structural du Dévonien moyen au Trias: d2tl A u début du Dévonien moyen, le temtoire de ia Plate- forme russe connaît un enfoncement important et tout son territoire est recouvert par une mer peu profonde. Les sédiments du Dévonien moyen reposent en transgression sur différents sédiments recouvrant une grande partie de l'Antéclise Volga-Ourai et pratiquement ia to- talité de 1'Antéclise de Voronej. Les parties les plus hautes de l'Antéclise Volga-Oural sont entièrement recouvertes par des sédiments marins au cours du Frasnien inférieur (Dévonien supérieur).

A u Dévonien, est liée une nouvelle étape d'activité magmatique intense dont les manifestations se notent essentiellement dans les régions orientales et centrales de la Plate-forme ainsi que dans le Bassin du Dniepr- Donets, dans le Timan, et en quelques autres points. Ainsi, la série volcano-sédimentaire d'une puissance de plus de 1 O00 m, reconnue par sondages dans ia région de ia selle de Tchernigov, présente une alternance de roches sédimentaires normales, de tufs, de diabases, de Porphyrites et de trachydoléntes.

Dans ia partie orientale de ia Plate-forme russe, les roches magmatiques sont représentées par des laves de composition andésitobasaltique et en un certain nombre de points, on a constaté une altemance de roches sédi- mentaires, à faune marine, avec des intercalations de tufs et de laves basiques.

A u troisième étage structurai de ia couverture sédi- mentaire de ia Plate-forme, se rapportent les sédiments du Dévonien moyen et supérieur, du Carbonifere, du Permien et du Trias inférieur (d2tl). Cet étage se divise lui-même nettement en trois sous-étages structuraux: étage inférieur: d2hl t, étage moyen: hlv-tl et supé-

rieur: p2tl. Dans ia Plate-forme russe, au début du Dévonien

moyen s'est achevée ia restructuration sur le plan tectonique et à partir de ce moment commence une nouvelle étape de développement de plate-forme.

A u Viséen (Carbonifère inférieur), des sédiments continentaux houillers se déposent sur les flancs ouest et sud de la synéclise de Moscou, ainsi que dans ia partie orientale de ia Plate-forme ob ces sédiments sont pré- sents à des profondeurs de 900 m et plus.

C'est aussi au Viséen, que se forment les gisements de bauxite et kaolin de Tikhvin et d'autres régions de ia Plate-forme russe. Dans le Bassin du Donets ainsi que dans le perisynclinal de Lvov, pendant tout le Carboni- fère, en particulier Carbonifère moyen et supérieur, il se produit une accumulation de sédiments houillers, avec de nombreuses intercalations de charbon, de différentes puissances et qualités.

Les sédiments du Carbonifere moyen et supérieur sont représentés par des sédiments terrigènes et carbona- tés, reflétant les mouvements verticaux positifs et néga- tifs réitérés, correspondant soit à des régressions, soit à des transgressions.

Les sédiments du Permien, marins, lagunaires ou continentaux, sont très répandus dans ia partie orientale de ia Plate-forme russe. Dans la partie occidentale, on ne les trouve que dans les bassins de Brest et du Dniepr- Donets. Dans les limites de la Plate-forme, le Permien supérieur repose en discordance sur les sédiments du Permien inférieur. Dans les parties centrales et orientales, on a des sédiments continentaux rouges du Permien supérieur qui sont pratiquement dificilement séparables des sédiments continentaux du Trias inférieur. A ia suite du plissement hercynien qui a envahi le géosynclinal de l'Oural et le Bassin du Donets, ia Plate-forme russe a connu au début du Mésozoïque des soulèvements importants. Elle s'est transformée alors sur toute son éten- due en zone émergée pendant le Trias, le Jurassique infé- rieur et par endroits, le Jurassique moyen. La plus grande époque de formation de manteaux d'altération, dont les produits ont été pratiquement détruits dans leur tota- lité, est liée à cette période.

Étage structural Trias moyen-Crétacé: t2-c Au quatrième étage structural, appartiennent les sédi- ments du Trias moyen et supérieur, du Jurassique et du Crétacé (t2-c). Les sédiments marins du Trias supérieur et moyen ne sont connus jusqu'à maintenant que dans le temtoire de ia Synéclise de Petchora, dans le Bassin du Donets, et dans ia synéclise du bord de ia Caspienne, aux environs du Mont Bogdo. Les sédiments marins du Jurassique supérieur sont largement répandus à l'est de ia Plate-forme russe. Les mouvements tectoniques y avaient déjà exercé une influence dans le district du géo- synclinal alpin.

L'affaissement de l'est de ia Plate-forme au Jurassi- que supérieur et au Crétacé s'est accompagné du soulè- vement simultané de ces parties nord-ouest qui, pendant tout le Mésozoïque, étaient émergées.

Les faciès des sédiments du quatrième étage structurai sont surtout terrigènes à ia base et carbonatés dans ia partie supérieure. Au sein de ce dernier faciès, au Créta- cé supérieur, est représenté le faciès de craie blanche, largement répandu en Ukraine et dans les districts sud de ia R.S.F.S. de ia Russie.

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Métallogénie des régions occidentales de l’U.R.S.S.

Étage structural du Cénozoïque: (Pg, N, Q) (Paléogène, Néogène, Quaternaire) Le cinquième étage structural qui comprend les sédi- ments du Cénozoïque (Pg, N, Q) est représenté dans la partie sud de la Plate-forme par des formations marines, alors que dans la partie nord, les formations de cet étage sont soit absentes, soit essentiellement continentales, avec exception pour le Quaternaire, OU le faciès marin est connu. Ainsi, les transgressions mannes quaternaires de la Caspienne se sont largement répandues dans la val- lée de la Volga et dans la synéclise du bord de la Cas- pienne.

.

Plate-forme des Scythes et de Touran

La formation de la couverture sédimentaire de la Plate- forme des Scythes et de Touran s’est déroulée également pendant l’étape de développement de la plate-forme, qui a commencé au début du Jurassique inférieur.

L a dalle des Scythes: Dans la couverture sédimentaire de la dalle des Scythes située à l’ouest de la mer Caspienne, on distingue plusieurs stades de développement qui reflttent les diverses restructurations de ce temtoire.

Le Jurassique moyen et inférieur (i, j2) entre dans’ la composition de l’étage le plus ancien de la couverture sédimentaire; le second étage comprend les sédiments du- Jurassique supérieur, du Crétacé, du Paléocène (l’EocEne et l’Oligocène compris) (i 3Pg2) ; le troisième étage comprend les sédiments de l’Oligocène, du Miocè- ne et du Néogène inférieur comprenant l’étage méotien (Pg3-Nlm); l’étage quaternaire englobe tous les sédiments du Pontien (Néogène sup.) à l’actuel PJ2pn - 44).

Les plaines de pré-Caucasie sont constituées, en partant de la surface, par des sédiments quaternaires et néo- gènes. Les roches du Paléogène, du Crétacé et du Juras- sique se trouvent à différentes profondeurs et affleurent dans la zone de l’avant-pays montagneux du versant nord de la chaîne du Grand Caucase.

A la base de la couverture sédimentaire de la dalle des Scythes dans le pré-Caucase, dans le Bassin du Do- nets et en d’autres endroits, on a constaté la large extension des phénomènes d‘activité magmatique, représentée par des coulées volcaniques, des sédiments tufogenes et les intrusions basiques, plus rarement acides.

Les roches magmatiques du Jurassique inférieur et plus rarement moyen n’affleurent pas et ont été mises en évidence par des sondages.

L a dalle de Touran: Dans la coupe de la couverture sédimentaire de la dalle de Touran, située à l’est de la Caspienne, on distingue nettement trois étages structuraux constitués par des sédiments mésozoïques et cénozoïques.

Le socle de cette partie de la Plate-forme est consti- tué par des sédiments fortement tectonisés et métamor- phisés du Permien et du Trias (p et t) et aftleure au centre des structures du miga-anticlinal de la presqu’île de Mangychlak et du bombement de Touarkyr. Dans d’autres régions de la dalle de Touran, il se trouve à diffé- rentes profondeurs recouvert par la couverture de roches

sédimentaires. L‘étage structural inférieur de cette couverture comprend des sédiments du Jurassique inférieur et moyen (i, j,) recoupés de failles affleurant sur les bordures anticlinales de Mangychlak et de Touarkyr. L‘éta- ge moyen est constitué également par des sédiments du Jurassique supérieur, du Crétacé, du Paléocène et de l‘Éocène Cj3Pg2) affectés aussi de failles. L‘étage supérieur est représenté par des sédiments de l’Oligocène, du Néo- gène peu affectés par des failles, et par les couches horizontales de roches du Quaternaire (Pg3Q). Dans la coupe de la couverture sédimentaire de la Plate-forme, les sédi- ments continentaux houillers du Jurassique sont largement répandus dans la presqu’île de Mangychlak, dans le bombement de Touarkyr et du grand Balkhan, mais les sédiments continentaux du Néogène supérieur et du Quaternaire sont particulièrement développés dans les districts nord de la Plate-forme : dans la région de la mer d’Aral et dans l’ensellement de Tourgaï. Un ancien manteau d‘altération, lié à d‘autres époques continentales apparaît dans l’ensellement de Tourgaï et les régions limitrophes de l’Oural-Sud. Dans l’ensellement de Tour- gaï, on a constaté que le manteau d‘altération le plus ancien repose sur une surface paléozoïque-triasique (pré- Jurassique) d’aplanissement qui apparaît à l’heure actuelle à différents niveaux hypsométriques. La formation des manteaux d‘altération qui sont la source des gisements de bauxite de l’ensellement de Tourgaï se rapporte à I’Aptien-Albien du Crétacé inférieur, au Crétacé supé- rieur Turonien-Coniacien et, à la fin du Crétacé supé- rieur et au Paléocène inférieur. L‘immense surface de I’Oustiourt est constituée par des sédiments horizontaux de l’étage sarmatien, du Néogène, recouverts par endroits de sables consolidés et de sables éoliens rema- niés.

O n remarque, parmi les roches sédimentaires de la presqu’île de Krasnovodsk, et dans la partie orientale de l’anticlinal du Grand Balkhan, de petites intrusions gra- nitoïdes du Paléozoïque supérieur (granites, granodion- tes et granites biotitiques cataclasés). Au sud de la partie centrale du Grand Balkhan (presqu’île de Krasnovodsk) et dans la partie occidentale de la chaîne du Kopet-Dag, la carte indique la zone d’extension du plissement alpin qui a englobé les sédiments du Jurassique, du Crétacé et du Paléogène. Dans la zone où s’est manifesté ce plissement le long de la chaîne du Kopet-Dag et sur le littoral oriental de la Caspienne, s’est formée une dépression profonde comblée par une masse épaisse de sédiments néogènes et quaternaires. Le prolongement de cette dé- pression à l’ouest de la Caspienne est représenté par la fosse intra-montagneuse de la Koura, dans le Caucase.

Remarques I1 découle de cette brève description que l’évolution de l’est de la Plate-forme d‘Europe orientale occupant le territoire de la partie européenne d‘Union Soviétique depuis l’Océan glacial arctique jusqu’au versant nord de la chaîne du Grand Caucase, s’est achevée au début du Mésozoïque. A partir de ce moment, la Plate-forme rus-. se et la Plate-forme des Scythes et de Touran contiguë représentaient déjà une structure de plate-forme consoli- dée sur laquelle s’exerçait la forte influence des mouvements des orogenèses cimmérienne et alpine, qui ont affecté le géosynclinal alpin situé dans le Kopet-Dag, le Caucase, la Crimée, et les Carpates orientales.

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T. V. Bilibina, V. G. Grouchevoï, A. D. Dachkova et al.

METALLOGENIE DE LA COUVERTURE SEDIMENTAIRE DE LA PLATE-FORME RUSSE

Présentation

Dans les sédiments de la couverture sédimentaire de la Plate-forme russe, on a presque exclusivement des gisements d'origine exogène, de substances minérales utiles, aussi bien métalliques que non métalliques, se rapportant essentiellement à deux types génétiques. Le premier est du type sédimentaire, en relation avec les couches subhorizontales des formations encaissantes et le deux%- m e du type d'altération; ils sont encaissés tant près de la surface du socle cristallin sous la couverture (Plate-for- m e russe), qu'au-dessus et au milieu des formations de couverture (Plates-formes russe et des Scythes et de Tou- ran). D'autre part, dans le Bassin du Donets, on connaît depuis longtemps des indices polymétalliques hydrothermaux et des gisements de cinabre, qu'on rencontre parmi les sédiments tectonisés et ailleurant du Carbonifere. Dans les couches sédimentaires du Paléozoïque inférieur d'Estonie, on a détecté également des indices de plomb et de zinc.

Dans la couverture sédimentaire de la plate-forme, les gisements de substances métalliques les plus répan- dus, sont les gisements de minerais de fer, de minerais d'aluminium, représentés par des bauxites et des roches bauxitiques, et de minerais de manganèse. Parmi les gisements stratiformes de substances minérales utiles non métalliques, les plus répandus sont les gisements de sels minéraux (chlorure de sodium et chlorure de potassium) liés aux sédiments lagunaires du Dévonien, du Permien et du Néogène. Le chlorure de sodium de pré- cipitation est également très répandu au fond des lacs contemporains des steppes de Crimée, de ia synéclise du bord de la Caspienne, où se trouvent de très grandes salines - lacs Elton et Baskotuntchak et un certain nombre de lacs, plus petits, dispersés sur les vastes espaces du Kazakhstan occidental et de la Turkménie.

Parmi les autres substances minérales utiles non mé- talliques, il faut mentionner les phosphorites, largement répandues parmi les roches de la couverture sédimen- taire, les gisements de soufre, les placers à minéraux de titane, abondants dans le Bassin du Dniepr-Donets et dans l'ensellement de Tourgaï, les indices de diamant trouvés dans les sédiments alluvionnaires contemporains du pré-Oural ou de l'Ukraine.

Sur la Carte métallogénique, on distingue dans les régions à structure plissée du type des boucliers cristallins baltique et ukrainien et dans celles de l'Oural et du Caucase, des zones métallogéniques ayant un caractère linéaire et se poursuivant sur des centaines de kilomètres de long et sur des dizaines, et plus rarement des centaines de kilomètres de large.

A u contraire, dans les régions à structure de plate- forme, (Plates-formes russe et des Scythes et de Touran), on regroupe les zones minéralisées dans des régions mé- tallogéniques ayant une extension similaire en longueur et largeur. C o m m e exemple, on peut donner les régions ferriîëres de Kertch-mer d'Azov, de Toula-Lipetsk, de Khoper, de ViathKama, le bassin manganésifere de Nikopol, qui entre, lui-même, dans la vaste province manganésilêre péri-euxinienne.

L'ensemble des régions métallogéniques ferriîëres si- tuées par exemple, dans les régions centrales de la Plate-

forme russe et correspondant dans ce cas aux zones métallogéniques des régions plissées, forme une province métallogénique, la province femfere de Russie centrale. Entrent dans cette province, toutes les zones métallogé- niques femferes de cette région, y compris les riches gisements du manteau d'altération de l'anomalie magné- tique de Koursk. Sur la carte métallogénique des districts occidentaux d'Union Soviétique, on montre les gke- ments de substances minérales utiles métalliques et non métalliques que nous caractériserons maintenant bnève- ment.

Les substances minérales utiles rnètalliques par I. E Poustovalov et A. A. Oudalova Provinces métallogéniques ferrijères: Dans la partie européenne de l'Union Soviétique, on trouve des gisements d'âges variés de minerais de fer de type, qualité, composition et conditions de gisements différents. Ils sont réunis en de grandes régions métallo- géniques, où sont concentrés, sur de petites ou grandes surfaces, différents gisements renfermant des réserves de minerais de fer parfois énormes, parfois limitées.

C o m m e provinces métallogéniques ferriferes, la Car- te indique les provinces (bassins) de Toula-Lipetsk, de Viatka-Kama, de Khoper et de Kertch-région de la mer d'Azov. Dans la province de Kerích-Mer d'Azov, située dans le temtoire des Plates-formes russes et des Scythes, entrent des districts minéralisés de Kertch, de Taman et de la mer d'Azov, qui forment une seule grande province métallogénique femîëre.

Les indices et les gisements de minerais de fer les plus anciens de ia couverture sédimentaire sont liés aux sédiments du Dévonien moyen et supérieur qui, au-delà de ia Plate-forme russe, se poursuivent sur le versant occidental de l'Oural. Les indices de minerai de fer dévoniens, qui sont recouverts par des sédiments plus jeunes, n'aííieurent pas. C'est pourquoi, ils ont été indi- qués sur la carte sous la forme de points isolés Touima- zy, Chougourovo. Les indices de minerais de fer connus parmi les sédiments jurassiques des districts occidentaux (R.S.S. de Lettonie et de Biélorussie) sont constitués par des sidéroses et n'ont pas d'importance industrielle (ré- serves insignifiantes, et voisinage du gisement de fer exceptionnel de l'Anomalie magnétique de Koursk dans le socle de ia Plate-forme russe). D e même, à l'heure actuelle, sont sans intérêt, les minerais de fer des sédi- ments quaternaires d'un certain nombre de régions, ainsi que les minerais de fer pisolithiques et oolithiques des lacs de Carélie, qui étaient exploités au début du XVIII' siècle. Ils ne sont pas indiqués sur la carte.

Les gisements de minerais de fer des provinces mé- tallogéniques de Toula-Lipetsk, de Viatka-Kama et de Khoper sont liés aux sédiments des troisième et quatriè- m e étages structuraux de la couverture de plate-forme.

La province métallogénique Toula-Lipetsk comprend un certain nombre de gisements de minerais de fer, petits par leurs dimensions et leur réserve, qui se sont formés pendant la lacune continentale qui s'est prolongée à la fin du Tournaisien (Carbonifere inférieur) jusqu'au Jurassique supérieur. . La masse de minerai de fer repose en discordance à la surface des calcaires d'âge dévonien supérieur-carbonifere inférieur et est recouverte par des sédiments mé-

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sozoïques aréno-argileux. Les minerais de fer se sont accumulés dans de vastes dépressions fermées.

O n observe les sédiments femferes les plus puissants, dans les grabens et les secteurs affaissés au cours de la lacune sédimentaire ancienne. L'horizon minéralisé ayant à l'origine la forme d'une strate continue, fut ensuite érodé et, à l'heure actuelle, est conservé sous for- m e d'un certain nombre de corps minéralisés isolés de forme, dimension et puissance variées. La puissance des corps minéralisés varie de 1Ocm à 61x1; celle de leur projection sur une surface horizontale de plusieurs dizaines à plusieurs centaines de kilomètres carrés; leur forme est le plus souvent irrégulière.

Les minerais sont constitués essentiellement par des limonites brunes, plus rarement par des sidéroses. La province métallogénique Viatka-Kama est caractéri- sée par la présence de nombreux petits gisements et indices de minerais de fer dispersés sur une grande surface. Dans cette province, on connaît des minerais sédimen- taires dans les iédiments du Trias inférieur et du Juras- sique supérieur.

Les sédiments minéralisés du Trias inférieur reposent sur les couches marneuses bigarrées ou aréno-argileuses de iä série de Vetlouga du Trias inférieur. La masse minéralisée d'une puissance de 4 à 20m est constituée d'argiles et de sables, renfermant de 3 à 16 horizons. minéralisés de puissance très minime (de 0,2 à 0,4 m). Ces horizons sont constitués par des concrétions et des intercalations lenticulaires de sidérose ou de limonite brune, associées de préférence aux intercalations sableuses.

Les minerais de fer du Jurassique supérieur sont liés aux sédiments aréno-argileux marins, parmi lesquels, on dénombre de 4 à 8 horizons minéralisés d'une puissance de 0,3 m maximum chacun, ia puissance globale minéra- lisée ne dépassant pas 1,5 mètre. Les minerais de fer sont constitués par des sidéroses et des limonites brunes se présentant en lentilles. Le recouvrement des gisements varie de 1,4 à 32 mètres. Par suite de la dispersion extraordinaire des corps minéralisés sur une grande surface, ies gisements ne présentent pas d'intérêt d'exploitation à l'heure actuelle. L a province métallogénique de Khoper réunit un certain nombre de secteurs et d'indices isolés. Les sédiments ferriferes sont caractérisés par un faible recouvrement et affleurent m ê m e par endroits. Ces sédiments reposent en transgression sur ia surface érodée, inégale des sédiments du Turonien ou du Santonien (Crétacé supérieur), repré- sentés par de ia craie ou des mames crayeuses, qui sont recouverts par des mames du Santonien supérieur ou du Campanien. L'horizon ferrifere principal d'une puissance variant de 0,4 à 1 1 m, est constitué par des minerais limonitiques. La plus grande puissance de cet horizon s'observe dans les secteurs où le socle affaissé est formé par des sédiments turoniens.

Province des grès cuprij2res: La minéralisation en cuivre de ia bordure de l'Oural représentée par les «grès cupriferesm permiens, est liée aux sédiments du 3e étage structurai de la couverture de plate-forme.

Le domaine d'extension de la minéralisation en cuivre, délimité par les affleurements des sédiments cupriferes permiens, s'étend le long du versant occidental de

l'Oural, sur plusieurs centaines de kilomètres du nord au sud.

Dans ia bande minéralisée, qui atteint par endroits une largeur supérieure à 100 km, on a détecté environ 7 O00 indices et petits gisements de minerais de cuivre. Sur ia Carte métallogénique, on n'indique parmi ceux-ci qu'un petit nombre qui fixe les limites de ia province métallogénique. La minéralisation en cuivre a été ren- contrée sur pratiquement toute ia coupe de ia série du Permien supérieur, mais la plus forte concentration du cuivre a été constatée dans les roches des étages Tata- rien, Kazanien et Couginka.

La minéralisation sédimentaire originelle est liée tant aux sédiments continentaux rouges, qu'aux sédiments marins. Dans les premiers, qui correspondent à des sédi- ments de plaine alluviale et de delta, du Permien supé- rieur, les corps minéralisés liés aux roches aréno-argileuses, ont une forme en rubans ou en lentilles irrégulières. La longueur des corps minéralisés vane de 20 m à 1 km. La minéralisation est représentée par des sulfures de cuivre ou par des minéraux secondaires du cuivre. Dans ces mêmes sédiments continentaux, on trouve aussi un autre type de minéralisation secondaire dont l'origine est due à une lixiviation des combinaisons primaires de cuivre par les eaux souterraines qui circulent et à leur resédi- mentation ultérieure. La minéralisation secondaire est liée le plus souvent aux roches perméables à l'eau, enrichies en restes de végétaux et les corps minéralisés ont la forme irrégulière de nids ou de lentilles. U n type de minéralisation plus prometteur est représenté par ia mi- néralisation des sédiments marins du sous-étage : Kaza- nien inférieur, qui reposent, en transgression, sur les séries rouges. Les sédiments marins cupriferes ont été étudiés par sondages et ont une large extension dans la région de ia bordure de l'Oural. La minéralisation est liée au faciès argileux de ces sédiments, renfermant une quantité élevée de substances organiques. Les minerais se présentent sous forme d'une dissémination fine répar- tie dans ia roche plus ou moins régulièrement et sont représentés par de ia chalcopyrite, de ia chalcosine et de ia bornite, avec des teneurs moyennes en cuivre jusqu'à 0,9 Oh.

Les gisements de cuivre de ia région ouest de l'Oural, autrefois exploités, ont perdu à l'heure actuelle leur importance.

Province métallogénique à manganèse: A ia couverture sédimentaire de la Plate-forme russe est liée l'une des plus grandes provinces métallogéniques manganésiferes d'Europe, celle de Nikopol constituée par un certain nombre de gisements de manganèse indépen- dants. Les plus importants d'entre eux sont les gisements de Nikopol et de Bolchoï-Tokmak.

Le gisement de manganèse de Nikopol. divisé à l'heure actuelle, en deux zones d'exploitation occidentale et orientale, a été découvert en 1883. La formation stratiforme de minerai de manganèse, d'une puissance de 1,5 à 2 m et par endroits 43 à 5,5 m, représente un horizon très continu, se poursuivant sur le versant sud du Bou- clier cristallin ukrainien sur une distance d'environ 200 k m avec une largeur atteignant i 5 kilomètres.

L'horizon minéralisé dont l'âge est rapporté à l'Oli- gocène moyen, repose sur des sables à glauconie et est recouvert par une formation argileuse. ia faune reconnue dans ces argiles est du m ê m e âge que celle de I'ho-

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T.V. Bilibina, V.G. Grouchevoï, A. D. Dachkova et al.

rizon minéralisé. La puissance de la couche de I'Oligo- cène varie dans la partie nord du gisement de 3 à 5 m, mais au sud, elle monte jusqu'à 15 à 20 mètres. L'horizon minéralisé, de m ê m e que tous les gisements paléo- gènes du bassin, présente un faible pendage monoclinal dirigé vers le bassin de ia mer Noire.

L'horizon minéralisé, représenté par une roche aré- no-aleurito-argileuse, renferme plusieurs variétés de minerais de manganèse qu'on rencontre soit sous forme de concrétions irrégulières (blocs anguleux, nodules), d'oolithes et de pisolithes, soit sous forme d'intercalations massives, associées à de petites particules temgenes. Les constituants du minerai représentent en poids environ 50% de ia composition de ia strate. La teneur en man- ganèse de la strate atteint 15 à 25%.

Dans le bassin manganésifere, on distingue trois types de minerais: - minerais oxydés, représentés par des oxydes et hy-

droxydes de manganèse; - minerais carbonatés, constitués par de la calcite man- ganésifere et de la rhodochrosite calcique; - minerais oxydo-carbonatés ou mixtes, contenant des hydroxydes et des carbonates de manganèse. E n étudiant les deux gisements, on a constaté une

disposition zonale des différents types de minerais suivant le pendage de la strate minéralisée (fig. 7). Les oxydes se trouvent dans les parties nord du gisement, ils alternent avec des variétés carbonatées. Entre les oxydes et les carbonates, on trouve habituellement une zone intermédiaire où Yon a dans ia partie supérieure de la strate des oxydes et, dans la partie inférieure des carbonates.

FIG. 7. Coupe géologique schématique Nord-Sud dans la partie nord du gisement de manganèse de Bolshe-Tokmak, d'aprts V. I. Griaznov: 1 granites, gneiss, migmatites, schistes cristallins (Archéen);

. 2 roches kaoliniques (manteau d'altération); 3 sables et argiles charbqnneux (Paléocène-Eocène moyen); 4 argile, sables argileux (Eocène supérieur); 5-8 série oligocène; 5 minerais carbonatés de manganèse; 6 minerais mixtes (carbonates et oxydes); 7 minerais oxydés; 8 argiles, couche supérieure i la minéralisation; 9 argiles et sables (Miocène moyen); 10 argiles et calcaires (Samatien); 11 sables, argiles, calcaires (Pontien); 12 argiles brunes (Pliocène - Quaternaire); 13 alluvions de la rivière Konka; 14 loess et argiles sableuses (Quaternaire).

m N

La strate de minerai de manganèse est presque horizontale et on I'a reconnu à des profondeurs de 10 à 100 mètres. Dans les dépressions profondes, eile ameure par endroits.

La formation de gisements sédimentaires de manga- nèse à l'Oligocène moyen s'est déroulée dans les conditions littorales en bordure d'un bassin marin ouvert, de salinité normale. La source du manganèse déposée dans ia mer oligocène, sur le versant sud du Bouclier cristallin d'Ukraine est à rechercher dans les roches de ce bouclier, qui ont été détruites par altération. L'horizon mangané- sifere a pu naître alors par suite de l'érosion du manteau d'altération qui recouvrait la zone du Bouclier cristallin. La strate minéralisée du gisement de Nikopol, est exploi- tée au moyen de mines et à ciel ouvert (puits et camè- res), puis enrichie. Les ressources des gisements de Niko- pol et de Bokhoï-Tokmak représentent environ 80% des réserves de manganèse reconnues en Union Soviétique. L'horizon minéralisé du gisement de Bolchoï-Tokmak composé essentiellement de minerai carbonaté, est toujours en cours d'étude pour une exploitation future.

Les gisements polymétalliques: Les indices de substances minérales utiles endogènes à Yest de la plate-forme d'Europe orientale, ont été étudiés de façon insuffisante. Ils sont liés aux fractures profondes qui recoupent les roches du socle et de ia couverture sédimentaire. Ces failles ont permis la mise en piace d'intrusions de granitoïdes et d'épanchements de diabases et de basaltes. Les gisements les plus importants sont ceux de mercure (cinabre) du Bassin du Donets, où Yon rencontre aussi des indices de plomb et zinc. Des indices hydrothermaux ont été décelés également par un certain nombre de sondages dans les différentes régions de la Plate-forme russe. Des indices de sulfure, liés aux roches basiques, ont été mis en évidence dans la partie orientale de la Plate-forme. Ces indices n'ont pas d'importance pratique, car ils sont situés à de trop grandes profondeurs.

Des indices de minéralisation polymétallique hydrothermale situés dans la couverture sédimentaire de ia plate-forme étaient déjà connus sur le versant sud du Bouclier baltique, en Estonie et dans les districts contigus de Leningrad et de Novgorod, où Yon a mis en évi- dence environ 300 points de minéralisation métallique. Les indices les plus nets sont observés dans la région du lac Ouliaste, aux environs de la ville de Vykhma et du village de Vivikonda en Estonie, dans les zones tectoni- sées des formations carbonatées de I'Ordovicien, du Si- lurien et par endroits aussi, du Dévonien moyen. Dans ia m ê m e région, une minéralisation polymétallique sui- furée a été également mise en évidence par sondages, dans les zones d'accidents tectoniques recoupant les roches de l'Archéen.

Les substances minérales utiles non rnélalliques par I. E Poustovalov et A. A. Oudalova. Dans ia couverture sédimentaire de la Plate-forme russe, les gisements exogènes de substances minérales utiles non métalliques connaissent un développement prépon- dérant sous des types divers : gisements sédimentaires de manteaux d'altération et gisements alluvionnaires, liés à divers horizons stratigraphiques et à différents étages structuraux.

Sans aborder les roches carbonatées gréseuses et argileuses, qui sont les plus largement répandues et utilisées en tant que matières premières pour les matériaux de

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construction, les fondants, les liants, les tuiles, nous nous arrêterons sur des substances minérales utiles plus rares et de plus de valeur, parmi lesquelles les phosphorites, les sels minéraux, les bauxites, le soufre et autres substances représentant des matières premières non metalli- ques de plus grande importance économique. Provinces métallogéniques à phosphorites: Caractères généraux : l'est de ia Plate-forme européenne orientale est une région classique d'extension de phos-

grès à Obolus, le phosphore étant contenu dans les coquilles d'Obolus (Obolus appolenis). Aux endroits où l'on a une accumulation massive de ces coquilles, on a démontré un certain nombre de gisements industriels exploitables. La puissance de l'horizon de phosphorites varie de i à 5 mètres. ia teneur en P205 atteint parfois 36%. Dans le cas d'une faible teneur en coquilles d'Obo- ius, la roche demande un enrichissement. Les phosphorites ordoviciennes à coquilles, sont traitées en Estonie, dans le district du village de Maardou, près de Tallin et phorites du type

phontes, et aussi Les gisements de phos-

beaucoup d'indices de phosphates dans la région de Leningrad, près de la ville de Kingi- sepp. Un certain nombre de gisements, tels que: Azeri, Saka-Ontika, Krasnoseìsk, ont été reconnus ces derniè- res années et leur importance industrielle a été démon- trée: les sédiments du Carbonifere et du Permien dus dans ia Plate-forme russe ne contiennent pratique-

tes dans des sédiments du ont été jusqu3à maintenant, dans la région du Toula,

dans le bassin du fleuve OuPa. Ici, l'horizon de phosphates est représenté par des de phosphorites peu concentrées disséminées dans l'argile et il n'a pas

N i ~ ~ e a ~ x phosphatés mésozoi&es. Par contre les phosphorites du Mésozoïque, représentées aussi par des va- riétés concrétionnées, connaissent un grand développe- ment dans la Plate-forme russe.

Niveaux Jurassique supérieur/Crétacé inférieur. Les horizons de phosphorites mésozoïques sont connus dans le Callovien, Oxfordien, le Kimméridgien et au Volgien dans le Valanginien, I'Hauterivien, le Barrémien, ainsi que dans les sédiments de l'Aptien et 1'Albien.

Les plus grands gisements mésozoïques de phosphorites sont liés au Volgien et au Valanginien. Parmi Ceux- ci, se détache le très grand bassin de phosphorites de Viatka-Kama, dont la coupe est représentée sur la figure 8. Les phosphorites à nodules du Valanginien moyen, ont une extension régionale et sont exploitées industriellement. Les phosphorites du Jurassique supérieur ont également une grande extension; elles forment des gisements importants dans la région de ia Volga et dans les régions centrales de la Plate-forme russe. La coupe et la structure des gisements du Jurassique supérieur et du Valanginien sont données sur la figure 9.

Niveaux cénomaniens. ia plus grande importance revient aux phosphorites du Cénomanien, qu'on trouve

n'ayant pas d'importance économique, sont liés aux sé- diments, d'âges variés, associés à des bassins marins ouverts, de salinité normale. Les faciès à phosphates sont souvent les faciès glauconieux particulièrement ré-

étudiée. Sur le territoire de ia Plate-forme russe, on a plusieurs variétés de phosphorites du type a plate-for- m e » à savoir: phosphorites en nodules, en couches stratiformes et phosphorites en grains et coquilles sous for- m e de lentilles.

Les plus répandus sont les phosphorites à nodules. Elles forment un certain nombre de grands gisements au nord et au centre de ia Piate-forme russe, ainsi que dans la région d'Aktioubinsk au nord-ouest du Kazakhstan, zone plissée COntingUë à la Plate-fOITlle russe. Les Con- clusions générales, tirées d'un grand nombre de travaux de recherches, ont permis d'établir un certain nombre de règles dans la répartition des phosphorites de ce type grâce aux études de A. D. Arkhangelskii, A. V. Kazakov et al., un lien certain a été établi entre la formation des phosphorites et les transgressions marines qui ont envahi ia plate-forme. O n a constaté égaiement que toutes les principales accumulations de phosphontes se sont déposées après des lacunes stratigraphiques et reposent à la base de ia couche transgressive ultérieure. Les phosphontes de la Plate-forme msse qui se présentent en couches de puissance relativement faible, sont réparties sur d'énormes espaces. La partie phosphatée se présente sous forme de concrétions ou de nodules isolés, cimentés essentiellement par un ciment argilo-sableux et souvent par des sabres glauconieux.

U n e autre regle importante mise en évidence est que la plus grande quantité de gisements industriels de phosphorites de la Plate-forme russe est liée aux zones de structure tectonique ancienne comme les synéclises et leurs versants.

pandus dans les sédiments du Mésozoïque de la région ment pas de Seuls des indices de phosphori-

pratique.

,

Au point de vue stratiuaphique9 la présence $hori- 'Ons renfermant des phosphorites est connue dans les dans la partie occidentale de ]a Plate-forme russe ainsi

que sur les versants et dans la de yAntéclise de sédiments de l'Ordovicien, du Carbonifere inférieur, du Permien inférieur, du Jurassique supérieur, du Crétacé inférieur et supérieur, du Paléogène et du Néogène. Niveaux phosphatés paléozoïques. Les indices de phosphates les plus anciens ont été constatés au sud-ouest, dans la région de Podolie où l'on rencontre, dans les sédiments de l'Ordovicien, parmi des schistes argileux, des concrétions et nodules arrondis, connus sous le n o m de phosphorites primaires de Podolie.

U n autre bassin de phosphorites (à minerai du type à grains et à coquilles) est lié aussi aux sédiments de l'Or- dovicien. I1 se trouve au nord-ouest de la Plate-forme russe et se prolonge le long de ia côte sud du golfe de Finlande, depuis Tallin jusqu'à la proximité de Lenin- grad. L'horizon de phosphorites est représenté par des

Voronej et dans le Bassin Dniepr-Donets, dans les régions de Biélorussie, ainsi que dans les zones centrales et méridionales de ia Plate-forme.

Dans les régions mentionnées, on connaît un certain nombre de grands gisements industriels, c o m m e par exemple, les gisements de Polpinski,' de Chtchigrov, Slo- boda-Kotorets etc, La structure du faisceau de couches montrée sur ia figure 10 et de nombreux gisements de phosphorites du Cénomanien sont préparés pour l'ex- pioitation et un certain nombre de gisements sont déjà exploités. Les phosphorites dans ce niveau minéralisé se présentent en nodules, elles reposent dans des sables quartzo-glauconieux ou forment une plaque solide connue sous le n o m de «samorod» et constituée par des nodules réunis par un ciment carbonaté et phosphaté.

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FIG. 8. &helle stratigraphique générale des dépôts rnésozoï- ques à phosphorites et fer de la dépression de Viatka-Kama d'après V. P. Naborchtchikov et S. G. Doubeikovskïi: 1 sables; 2 argiles; 3 galets; 4 sables calcaires; 5 calcaires (lentilles et concrétions); 6 aleurites; 7 grès; 8 sidérite (concrétions); 9 phosphorites (concrétions).

FIG. 9. Coupe de la série à phosphontes du gisement d'Ego- rievskoe d'après N. T. Zonov et Ts. I. Oufliand : I argiles; 2 argiles sableuses; 3 sables; 4 concrétions de phosphorites; 5 grès phosphatés; 6 coquilles phosphatées; J, km-ox: Oxfordien-Kirnméridgien; JI v1.]: Volgien; Crïv1.]: Valanginien.

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FIO. IO. Coupes de dépôts phosphatés de la Plate-forme russe : A: série à phosphorites du gisement de Polpinsk d'après S. 1. Savinov; B: série à phosphorites du gisement de Sloboda-Kotorets d'aprts L. A. Rousinov; C: série à phosphorites du gisement de Chtchigry d'après Ts. I. Oufliand;. 1 sol; 2 argile; 3 argile sableuse; 4 sable; 5 calcaires compacts; 6 grès calcareux; 7 mames; 8 craie; 9 craie arénade; IO loess, argile sableuse; 1 1 gaize; 12 phosphates en couches; 13 concrétions de phosphates; 14 nodules de phosphates; 15 grès phosphatés. Q: Quaternaire, st: Santonien, t: Turonien, Cml.3: Cénomanien, Cr2: Crétacé supérieur, al: Albien, Cri: Crétacé inférieur, CI : Car- bonifere inférieur.

A

B

C

El 1

v. ml .,. .

a

9

rn 10 m 11

13

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Les phosphorites en nodules de Podolie et de la région du Dniestr sont également du Cénomanien. Niveaux du Crétacé supérieur. Dans les régions sud et sud-ouest de la Plate-forme russe, ainsi qu'au sud-est et au-delà, dans la région contiguë de la région d'Aktiou- binsk, au nord-ouest du Kazakhstan, on trouve en abondance des phosphorites du Crétacé supérieur: les phosphorites d'Aktioubinsk qui occupent de vastes surfaces, sont connues dans tous les étages stratigraphiques du Crétacé supérieur. Ces gisements du Crétacé supérieur représentent une grande partie des réserves de phosphorites, mises en éviderice à l'est de ia Plate-forme de l'Eu- rope orientale. D'après la qualité des minerais, les phosphorites du Crétace supérieur se distinguent nettement des phosphorites du Jurassique supérieur et du Crétacé inférieur, ayant une teneur plus faible en P205, mais plus forte en sesquioxydes. Dans cette région, ce sont surtout les gîtes du Santonien (Crétacé supérieur) qui ont la plus grande importance industrielle, en particulier dans le district d'Aktioubinsk, où l'on a mis en évidence un certain nombre de très grands gisements. Les phosphorites de cet âge forment ici un certain nombre de couches, représentées par endroits par une plaque, solidement cimentée, constituée par des nodules. La puissance des couches productives atteint 1 m et le ciment est gréseux. C o m m e exemple de coupe de phosphorites santoniennes de ce district, on peut donner la coupe stratigraphique de ia série de phosphorites du gisement Novo-Oukrainsk qui se trouve à quelques kilomètres de la voie de chemin de fer (fig. 11). Niveaux cénozoïques. Outre les variétés du Mésozoïque, on connaît ici des variétés de phosphorites en nodules du Cénozoïque, mais elles présentent des perspectives limitées (phosphorites de l'Oligocène de ia région de Kaliningrad, du Bassin du Donets, de l'Eocène dans la région de Tchernigov et dans un certain nombre d'autres régions et districts méridionaux.

Les phosphontes des gisements exploités de la Plate- forme russe servent de matières premières pour la pré- paration d'une farine phosphoritique utilisée pour enn- chir les sols acides et lessivés, abondants dans les zones autres que celles des sois à tchemoziom.

Provinces métallogéniques des séries évaporitiques : O n rencontre trois époques dans l'histoire de la formation de la couverture sédimentaire de la Plate-forme russe, où, dans les conditions d'un climat aride, s'est produite i'accumulation de puissantes couches de sédiments évaporitiques, représentés par de l'anhydrite, du gypse, du sel g e m m e et des sels de potasse qui constituent par endroits un certain nombre de gisements stratiformes à fortes réserves. ia répartition des formations évaporiti- ques obéit à une règle générale, celle de refléter les par- ticularités du développement tectonique et de la structure de la couverture sédimentaire. Toutes les couches d'évaporites sont liées aux districts des grandes syné- clises, des bassins et des dépressions marginales où sont concentrés de grands gisements de sel g e m m e et de sels de potasse ainsi que les structures en diapirs. Les deux premières grandes époques d'accumulation de sédiments évaporitiques dans la Plate-forme russe sont les périodes dévonienne et permienne. La troisième est l'époque mioche, au cours de laquelle, dans les régions méridio- nales de ia Plate-forme russe, le dépôt de sels de potasse

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FIG. 11. Coupe de la série phosphorites du gisement de Novo-Oukrainsk d'après B. M. Gimmelfarb : 1 argiles; 2 sables; 3 loess, sables argileux; 4 phosphorites en couches; 5 concrétions de phosphorites; 6 nodules de phosphorites. Q 7 Quaternaire, Cr2 cp: Campanien, Cr2 st: Santonien, Cr, al: Albien.

m3

et de sel gemme s'est réalisé dans la dépression marginale précarpatique et dans la fosse transcarpatique. Formations dëvaporites du Dévonien. A u Dévonien, l'accumulation des sels s'est produite au Dévonien moyen et au Dévonien supérieur. Les sédiments évapo- ritiques de cette période, représentés par des gypses, des anhydrites et des couches de sel gemme, ont été mis en évidence par de nombreux sondages dans les Synéclises de Moscou : Viazma, Nelidovo et dans la Synéclise baltique. A u nord-est de la Synéclise de Moscou, dans le district du village de Seregovo, on a mis à jour le cœur d'une structure en diapir, constituée par du sei gemme, que la majorité des chercheurs considère c o m m e d'âge dévonien supérieur.

Les sédiments évapontiques du Dévonien supérieur sont aussi largement répandus dans le Bassin Dniepr- Donets, où les dômes de sel sont développés largement. Dans ce bassin (qui représente un énorme graben, limité par des failles en escalier de grande amplitude), les sondages et les données géophysiques ont montré que les structures diapiriques sont liées à deux zones étroites, parallèles à la direction du graben. L'étude des structures


diapiriques, elle-même, a montré qu'il y avait des structures fermées, dans lesquelles les masses de sel se trouvent à des profondeurs de 2,5 k m et plus, et des structures diapiriques ouvertes, avec noyaux de sel ailleurant (fig. 12). Dans un certain nombre de structures (Romny, Isatchki, etc.), les masses de sel ont transpercé les sédi- ments du Paléozoîque et du Mésozoîque. La base des diapirs saliferes n'a pas été mise en évidence par des sondages jusqu'à ce jour. La puissance des différentes strates de sel g e m m e dans la coupe du Dévonien supé- rieur en dehors des zones diapiriques n'est pas constante; elle varie de quelques mètres par endroits - à 100 m et plus.

FIG. 12. Coupe géologique de la structure en dôme du sel de Romny d'aprts IOU. A. Kosygin : 1 Quaternaire (sables et argiles); 2 Paléogtne (sables et calcaires); 3 Crétacé supérieur (roches carbonatées); 4 Jurassi- que supérieur (roches argilo-sableuses); 5 CarboniEre supé- rieur (roches argilo-sableuses bigarrées); 6 Carbonifere moyen (calcaires, série à houille); 7 CarboniTere inférieur (calcaires, intercalations d'argilites); 8 Dévonien (gris quartziques, argilites, calcaires); 9 sel; 10 brtches.

N S

m 9 10

Les sédiments évaporitiques du Dévonien sont égale- ment répandus dans l'ensellement du Pripet, qui repré- sente le prolongement nord-ouest du Bassin Dniepr- Donets. Dans cette dépression, la puissance des sédi- ments dévoniens atteint 3 3 à 4 kilomètres. Les sédi- ments évaporitiques sont liés au Dévonien moyen et supérieur et l'accumulation de sel la plus importante se rapporte à la fin du Frasnien supérieur et au Famennien. Au cours de cet épisode, il s'est déposé, pendant le Fras- nien supérieur seulement, une couche de sel atteignant une puissance supérieure à 1 100 m et au Famennien, une couche de sel d'environ 2 O00 mètres. La puissance des différentes strates de sel gemme varie de quelques mètres à 80-100 mètres. Dans la coupe de la formation salifere du Dévonien supérieur du district de la ville de Starobino, on a rencontré quatre strates de sel de potasse occupant une vaste surface au nord-ouest de la dépres- sion. La strate supérieure a une puissance de 5,18 m, la seconde de 2,81 m , la troisième de 20,16 m et la quatriè- m e de 15,3 mètres.

La troisième strate, qui a la plus grande extension, représente aussi le principal horizon d'importance industrielle, étant exploité par un certain nombre de puits.

Dans le district de la ville de Sofigorsk, au cœur de la zone exploitée, on a construit deux grands combinats d'enrichissement et de conditionnement de sels potassiques. L'exploitation de la seconde strate potassique est aussi réalisée dans ce gisement exceptionnel.

Formations dëvaporites du Permien. La seconde époque d'accumulation intense de sédiments évaporitiques, est la période permienne, au cours de laquelle le dépôt de ce type de sédiments a eu lieu essentiellement à l'est de la Plate-forme d'Europe onentale, dans la dépression marginale pré-ouralienne, dans la synéclise du nord de la Caspienne, dans le Bassin du Dniepr-Donets et dans la synéclise de la Baltique.

Dans l'est de la Plate-forme russe, la formation la plus développée est la formation évaporitique du Koun- gounen (Permien inférieur), à laquelle sont liées des ressources énormes de sel g e m m e et de sel de potasse.

A la suite de conditions tectoniques et climatiques favorables au Permien inférieur, les eaux sont devenues de moins en moins profondes dans la partie orientale de la Plate-forme et le bassin marin s'est transformé progressivement en une lagune dans laquelle se sont déposés au Koungourien, non seulement du sel gemme, mais aussi des sels de potasse. Dans la dépression marginale pré-ouralienne, se trouve le très grand bassin salifère de la K a m a supérieure (gisement de Solikamsk. no 7) qui, par ses ressources en sel de potasse, est un gisement reconnu et exploité d'importance mondiale. Au nord du bassin de la Kama, on a mis en évidence un second bassin salifère, celui de la Petchora supérieure, encore peu étudié, mais recélant une zone de sel de potasse, au milieu du sel gemme.

La formation salifère du Koungounen, se poursuit vers le sud, dans la dépression marginale pré-Ouralien- ne, jusqu'à sa jonction avec la synéclise du bord de la Caspienne, laquelle est caractérisée essentiellement par une tectonique diapirique exceptionnelle en Europe. Dans le district d'Emba, en particulier, on dénombre plusieurs centaines de dômes de sel du type ouvert ou fermé (fig. 13). La hauteur de la colonne de sel se recon- trant dans les diapirs n'a pas été mise en évidence jusqu'à ce jour et, d'après les données de la géophysique, elle atteint par endroits (par exemple dans le district du lac Inder) 8 k m et plus. Au sein de nombreux dômes, on a établi la présence de sel de potasse.

Les sédiments évaporitiques du Koungourien, parmi lesquels, on a rencontré des strates de sel gemme, ont été, d'autre part, mis en évidence dans la Plate-forme russe au nord-est de la synéclise de Moscou, dans le district des fleuves Soukhona, Dvina supérieur et près de la ville de Solivytchegosk où l'on extrayait du sel dès les XVe et XVIe siècles.

Des sédiments évaporitiques sont connus aussi dans cette région dans les sédiments du Permien supérieur. Ils sont représentés essentiellement par des gypses et des anhydrites, liés au sous-étage supérieur de l'étage de Kazan. Ils ont une grande extension dans les parties nord-est et est de la Plate-forme russe et un large déve- loppement dans le bassin du fleuve Soukhona, dans la région de la Volga près de Gorki et dans les districts de i'antéclise Volga-Oural.

Les sédiments évaporitiques de l'étage de Kazan s'étirent sous forme d'une bande du fleuve Soukhona, au nord, jusqu'à la synéclise du bord de la Caspienne au

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FIG. 13. Coupe de la structure en dôme de sel d‘Achtchboulak constitue une bande de direction nord-ouest, se poursui- d’apres A. I. Benin : vant au-delà des frontières de l’Union Soviétique. Dans 1 Albien; 2 Aptien; 3 Néocornien; 4 Jurassique; cette bande, on a démontré un certain nombre de gise- 5 Perno-Trias avec dépôts du Koungourien; 6 chapeau de ments de sel de potasse parmi lesquels les gisements de gypse; 7 sous-zone à halite; 8 sous-zone à halitecamallite; Kalouch et de Stebnikov sont exploités. En dehors de la 9 sous-zone à halite-polyhalite. dépression marginale pré-Carpatique, on connaît des gi-

sements de sei g e m m e également dans ia fosse transcarpatique où des gisements de sel non indiqués sur ia carte sont liés aux sédiments du Tortonien moyen, en un certain nombre d‘endroits (Solotvin, Tereblia, ...). Les gisements de sel de Solotvin sont exploités depuis la seconde moitié du XVIII‘ siècle.

Dans la partie est de la Plate-forme de l’Europe orientale, sont ainsi concentrées d’énormes ressources de sei gemme et de sel de potasse, ainsi que de gypse et d‘anhydrite, dont une partie seulement sont reconnues et exploitées. O n ne peut porter sur ia carte, l’énorme quantité de gisements et d’indices existants, et c’est pourquoi les auteurs n’ont pu y figurer que les gisements les plus importants de sei de potasse et un certain nombre de gisements de sei gemme. Provinces métalloaéniaues à soufie:

1 2 3 4 5 6 7 8 9 m- rn p7q Ir+?

sud. Ces sédiments sont aussi connus dans la partie nord de ia synéclise baltique, dans ia région de Kaliningrad. Là, dans ia coupe du sondage de Niven, on a mis en évidence une masse puissante de sei g e m m e atteignant 174 m (profondeur entre 1 045 et 1 219 m). Au sein du sei gemme, on a découvert une strate de polyhalite d’une puissance d‘environ 2 mètres.

Au-deli des zones précédentes, la formation salifère du Permien inférieur est répandue également dans ia fosse Dniepr-Donets, dans le district des cuvettes de Sla- viansk-Bakhmout et Kalmious- Torets et eile se poursuit vers le nord-ouest pratiquement jusqu’au Méridien de Tchernigov. Dans ia coupe du Permien inférieur de ia cuvette de Slaviansk-Bakhmout, quelques strates de sel gemme atteignent 30 i 40 m (strates de BriantseLg. de 28 à 32 m (strate inférieure de Briantser) et 30 m (strates supérieures de Briantsev). Elles sont exploitées par un certain nombre d‘entreprises. Le sei g e m m e des strates exploitées est de haute qualité et renferme jusqu’A 973 à 98,5% de NaC1.

L’étude des gisements de sel du Bassin Dniepr-Do- nets a confirmé l’hypothèse selon laquelle on pourrait y découvrir, aussi des sels de potasse. Des indices de sel de potasse liés a ia formation évaporitique du Permien infé- rieur ont en effet été découverts dans les structures de Vertiev-Kochelev, Itchntan, Ozerian, Machev, Ok- tiabrsk, Alekseev, etc.

Dans ia formation évaporitique du Dévonien de la structure romaine, on a rencontré deux intercalations de sei de potasse. U n e des intercalations de plus de 8,3 m d’épaisseur (ia strate n’a pas été reconnue entièrement), a été reconnue à une profondeur d’environ 700 mètres.

Formations d’évaporites du Miocène. En dehors des formations évapontiques dévoniennes et permiennes de la Plate-forme russe, on connaît des sédiments évaporiti- ques d‘âge plus jeune, liés à ia dépression marginale pré- carpatique, située à ia limite de la Plate-forme de l’est de l’Europe et de ia zone plissée des Carpates orientales. La formation salifere, se rapportant au Miocène (Torto- nien), est caractérisée par ia présence de gisements stra- tiforrnes lenticulaires de sel de potasse. Cette formation

Dans ia partie &ro&enne d i l’Union soviétique, se trouvent deux bassins de soufre liés aux sédiments lagunaires du Permien supérieur et du Néogène. Les plus connus sont le bassin de la Volga moyenne, situé dans la partie orientale de ia Plate-forme russe et le bassin de l’est des Carpates situé dans la zone d‘articulation des confins sud-ouest de ia Plate-forme russe et de la dépres- sion marginale pré-carpatique, à sédiments néogènes.

La règle générale de ia répartition des gisements de soufre réside dans leur liaison avec les zones de passage de plate-forme aux dépressions marginales de régions plissées. Cette règle est moins nette, uniquement dans les gisements de ia Volga moyenne. Ceux-ci sont liés aux sédiments de plate-forme à léger pendage, du sous-étage du Kazanien supérieur (Permien supérieur) et se trouvent sur le versant sud-est de la voûte de Jigoulevsk. Pour ia majorité des gisements de soufre, on a constaté que les sédiments qui renferment du soufre sont liés, en règle générale, aux faciès de sulfates et de carbonates des sédiments lagunaires et sont subordonnés presque exclusivement aux roches carbonatées qui se trouvent au contact des roches sulfatées. La minéralisation en soufre est liée habituellement aux murs et aux toits des intercalations de carbonates qui alternent avec des gypses et des anhydri tes. Formations à soufre du bassin évaporitique permien de la Volga moyenne et d’autres régions. Cette tendance se manifeste particulièrement nettement dans les gisements de la Volga moyenne, dans la coupe du sommet de I’éta- ge Kazanien. Dans ce district, on observe jusqu’à huit strates de calcaires renfermant du soufre. La majorité des gisements de soufre de la plate-forme sont liés aux brachyanticlinaux et aux soultvements en forme de coupoles dans les districts gazo-pétroliferes, ou dans les districts voisins. Dans ia région orientale de ia Plate-forme russe, outre les sédiments précédents renfermant du soufre de la région de Kouibychev (Volga) liés au faciès de lagune de l’étage de Kazan, on rencontre aussi des indices de soufre sur de grandes surfaces dans d’autres districts du pré-Oural.

Les indices de soufre se trouvant aussi dans les formations anciennes du Permien supérieur et inférieur,

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sont connus dans la République socialiste soviétique autonome des Komi, dans la région du fleuve Severnaia- Keltma dans la synéclise du bord de la mer Caspienne et dans d'autres districts. O n a rencontré, d'autre part, des roches minéralisées en soufre, dans le dôme de sel d'Efemov. dans le Bassin du Dniepr-Donets.

Le large développement de formations évaporitiques du Permien inférieur et du Permien supérieur, dans la partie orientale de la Plate-forme russe, ainsi que la manifestation d'une minéralisation en soufre dans un certain nombre de régions très éloignées les unes des autres, permet de considérer ce territoire c o m m e une zone prometteuse quant à l'implantation de travaux de prospection du soufre. Formations à soufie des bassins évaporitiques tortoniens de la bordure de la dépression marginale pré-carpatique. Le second district à soufre, en avant de la dépression marginale pré-carpatique, est lié aux sédiments évapori- tiques de l'étage tortonien du Néogène. Les sédiments contenant du soufre constituent une bande de direction SE-NW, à la limite de la zone de plate-forme et de la dépression marginale pré-carpatique. Les roches renfermant du soufre ont un léger pendage vers la dépression. Cette bande de soufre pré-Carpatique, se poursuit à l'in- térieur de la République de Pologne où, ces dernières années, on a mis en évidence un certain nombre de grands gisements de soufre natif, tels que Tarnobjegsk, etc. C o m m e dans les autres régions à soufre, cet élément est lié aux calcaires qui alternent avec des sédiments sul- fatés. Le soufre, dans cette région, se rencontre aussi sous plusieurs présentations : dissémination fine, crypto- cristallin et en gros cristaux.

Dans la région précédente minéralisée en soufre, on a mis en évidence un certain nombre de gisements et d'indices de soufre, tels que Jidatchev, Sorok, Goumenets. Tloumatch, Roukhota, qui permettent d'élargir favora- blement ses perspectives économiques.

Provinces métallogéniques à bauxites: Tous les indices et gisements de bauxites de la Plate- forme russe se rapportent à plusieurs époques de formation. Les plus répandues sont les bauxites de genèse sédi- mentaire du Carbonifere inférieur. Aux sédiments de cet âge sont, en effet, liés un grand nombre d'indices et de gisements dans les régions centrales et septentrionales de la partie européenne de l'Union Soviétique: au sud du Timan, le long du fleuve Onega, dans le district de la ville de Tikhvin, dans le Bassin carbonifere de la région de Moscou et dans la région de 1'Antéclise de Voronej. En Ukraine, dans la région du Bouclier cristallin ukrainien et sur son versant sud, on rencontre des indices de bauxites plus jeunes : Crétacé et Paléogène-Néogène.

Tous les indices de gisements de bauxites reconnus, se rapportent à deux types principaux : a) Type primaire : gisements du manteau d'altération; b) Type secondaire : gisements sédimentaires formés grâce aux produits resé- dimentés des manteaux d'altération. Gisements primaires de bauxites ou de manteaux dálté- ration. Des gisements primaires de bauxites sont connus dans le district Onega-Nord, sur le versant sud-ouest de I'Antéclise de Voronej et sur le versant sud du bouclier cristallin d'Ukraine.

Dans le district Onega-Nord, les bauxites se sont for- mées, par altération des basaltes, des Porphyrites, et des

paraschistes basiques du Protérozoïque supérieur. Dans la région de I'Antéclise de Voronej, la formation s'est effectuée à partir des métabasaltes et des paraschistes de la série métamorphique de Koursk, du Protérozoïque inférieur.

Les gisements primaires du district Onega-Nord, for- més pendant la période continentale correspondant à la lacune sédimentaire-Dévonien supérieur-Carbonifere in- férieur, se rencontrent dans la partie supérieure de la coupe du manteau d'altération et sont représentés par les variétés ferro-gibbsitiques, contenant 40 à 45 Yo d'A1203. Sur le versant sud-ouest de l'Antéclise de Voronej, le

manteau d'altération bauxitique présente une épaisseur allant jusqu'à 400-500m et s'est bien conservé sur les versants des reliefs anciens. Ces bauxites sont aussi localisées dans la partie supérieure du manteau d'altéra-. tion et sont représentées par les variétés à gibbsite et boehmite contenant de 18,l à 41,5 % d'AI2O3. Dans cette région, le district de Belgorod comprend plusieurs gîtes: celui de la zone de Gostichtchev, du village de Iakovlev et d'autres points (gisements de Iakovlev et de Gosticht- chev).

ia troisième région à gîtes primaires est celle d Ù Bouclier cristallin ukrainien. U n exemple de gisement de cette région est celui de Vysokopole lié au manteau d'al- tération de roches basiques du Précambrien, essentiellement des amphibolites. Ici, Ia strate minéralisée, repré- sentant la partie supérieure du manteau d'altération, se trouve sous forme de gisements isolés. Les formes de cette strate sont conditionnées par le caractère du relief ancien des roches pré-cambriennes. Le gisement s'étend sur 2 k m de long et 100 à 800 m de large, la profondeur de la strate à bauxites est de 60 à 70 mètres. D'après les type de minerais, on distingue dans les gisements les variétés pierreuses, friables, et terrigènes. Le minéral principal des bauxites est la gibbsite.

Gisements secondaires de bauxites sédimentaires. Les gisements secondaires sédimentaires de bauxites ont une importance industrielle plus grande que les gisements primaires du manteau d'altération. Ils se sont formés à la suite du remaniement et du transport des produits du manteau d'altération dans les dépressions et les secteurs affaissés du relief ancien. Les gisements sédimentaires sont donc généralement développés dans les mêmes ré- gions que les gîtes primaires.

Dans le district Onega-Nord, les gisements sédimen- taires de bauxites sont liés aux dépressions anciennes remplies par des sédiments datés du Viséen (Carbonifere inférieur). Les bauxites au sein de ces sédiments ont une structure détritique et contiennent avec différents rapports quantitatifs, fonction des types de bauxites, de la gibbsite et aussi de Ia boehmite. JA teneur en A1203 peut atteindre 53,62%. Sur la carte, sont indiqués les gisements de bauxites de Plesetsk et de Chirbozersk.

Les bauxites sédimentaires de 1'AntécIise de Voronej, sont situées dans les dépressions du relief ancien, ainsi que dans les secteurs affaissés, sur les gradins successifs recouverts. Contenues dans des formations d'âge tournaisien et viséen (Carbonifere inférieur), ces bauxites de nature détritique, ont des textures variées : bréchiques conglomératiques, aleurolitiques, scoriacées ou coiomor- phes. Elles contiennent de la gibbsite et de la boehmite. Le minerai principal bauxitique est constitué par une

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T.V. Bilibina, V.G. Grouchevoï, A.D. Dachkova et ai.

substance finement dispersée, constituée par de la boehmite, de l'oxyde de fer et de la kaolinite.

En dehors de ces deux régions, les bauxites sédimen- taires sont représentées dans le district de Tikhvin et dans le district de Miagozero situé entre les districts d'Onega-Nord et de Tikhvin.

Le district de bauxites de Tikhvin qui est une des plus anciennes régions pour l'exploitation de bauxites qui se poursuit encore à l'heure actuelle, se trouve à i'in- térieur des régions de Leningrad et de Novgorod. Les gisements de bauxites et de roches bauxitiques sont loca- lisés à la partie inférieure de l'horizon de Toula, du Car- bonifère inférieur et représente un manteau d'altération resédimenté. Dans ce district, on connaît plus de 20 petits gisements et indices de bauxites. Sur la carte, on en a porté uniquement cinq des plus typiques. La forma- . tion bauxitique de Tikhvin repose sur la surface inégale- ment érodée des sédiments dévoniens et est liée à d'anciennes petites vallées. Cette formation constitue alors de petites lentilles linéaires d'une largeur de 50 à 250 m, d'une longueur de 0,5 à 2 km, suivant i'axe des vallées. La couche bauxitique elle-même, se trouve à une profondeur de 0,5 à 90m sous la surface et parfois peut atteindre 114 mètres. Le type principal de bauxite est le type à boehmite-gibbsite-kaolinite, avec une teneur en A1203 de 37,8-50,8 Yo.

Les gisements sédimentaires de bauxites du sud du Timan, sont également liés à i'horizon de Toula du Viséen. Les bauxites reposent dans les dépressions du relief ancien sur la surface érodée des calcaires famenniens. ia puissance du faisceau de couches de bauxites est inconstante et varie de 0,5 à 6 mètres. Leur teneur en AI2O3 varie de 50 à 60%.

En dehors des districts qui viennent d'être mention- nés, où l'on a reconnu des gisements d'importance industrielle, on a découvert, en un certain nombre de points du bassin carbonifere de la région de Moscou, jusqu'à 70 indices de bauxites et de roches bauxitiques reposant à la surface karstifiée de calcaires d'Oupa, du Tournaisien et recouverts par une série carbonifere de l'horizon de Bobnk du Viséen moyen. Ces indices de bauxites ont une forme lenticulaire irrégulière remplissant parfois des cavités, des poches et des fissures iso- lées. Les dimensions des corps bauxitiques sont tri% inconstantes.

L'ensemble de ces indices forme aux confins sud de la synéclise de Moscou, une zone d'une largeur de 15 à 20 k m et d'une longueur d'environ 150 km, s'étendant plus loin vers le nord-ouest, sur le versant occidental de cette synéclise.

L'extension des gisements de bauxites du Carboni- fere inférieur dans la Plate-forme russe, est déterminée par des affleurements de sédiments du Carbonifere infé- rieur qui ressort dans la partie nord de cette Plate-forme sous forme d'une bande de direction presque nord-sud. Cette bande part de la presqu'île d'Onega au nord, traverse le district de Tikhvin, longe ensuite les flancs ouest et sud du bassin carbonifère de la région de Moscou puis, contournant par l'est i'Antéclise de Voronej, se poursuit le long de ses versants sud et sud-ouest pour disparaître dans le territoire de la Biélorussie. La zone de bauxites indiquée sur la Carte métallogénique, où Yon observe des indices de bauxites éluviales et de type sédi- mentaire, a une grande importance pour la compréhen- sion du contexte climatique et paléogéographique du

Carbonifère inférieur, dans la Plate-forme russe. Vers l'est, les sédiments du Carbonifire inférieur contenant des indices de bauxites s'enfoncent progressivement et disparaissent à une grande profondeur.

Parmi les gisements de bauxites sédimentaires plus récents, on distingue les gisements liés aux sédiments crétacés et paléogènes, que i'on rencontre sur le Bouclier cristallin d'Ukraine.

Aux sédiments du Crétacé inférieur, sont liées les bauxites du gisement de Smeban. Dans ce gisement, ces sédiments sont représentés par une alternance de sable kaolinique et d'argiles réfractaires, contenant une ou deux intercalations de roches bauxitiques et remplissent une grande dépression qui se suit sur 80 k m de long et qui se raccorde au Bassin du Dniepr-Donets.

Les gisements du Paléogène-Néogène sont connus sur le versant sud du Bouclier cristallin d'Ukraine, où ils se trouvent à proximité des gisements primaires liés aux manteaux d'altération. La mise en évidence des gisements de bauxites du Mésozoïque et du Cénozoïque dans les régions méridionales de la Plate-forme russe a une importance particulière, car la formation des manteaux d'altération sur le versant oriental de l'Oural, dans i'ensellement de Tourgaï et dans de nombreuses autres régions d'Europe occidentale, est liée à des émersions et aux lacunes du Crétacé et du Paléogène qui ont une large extension régionale.

Les gîles alluvionnaires de minéraux du titane: U n certain nombre de niveaux sédimentaires de la Plate- forme russe, présentent des sédiments temgènes sublit- toraux, à forte teneur en minéraux du titane: rutile, ilménite, etc.

La majorité des gisements alluvionnaires reconnus sont liés aux versants des grands bombements de socle précambrien : Antéclise de Voronej et Bouclier d'Ukrai- ne. L'enrichissement des roches temgènes en minéraux du titane est dû au triage de ces minéraux, au cours de leur transport, à partir des anciens manteaux d'altération où ils étaient largement répandus, provenant des roches du Précambrien sous-jacent. C e transport s'est effectué surtout au Paléozoïque inférieur et, par endroits, au Pa- léozoïque moyen et supérieur. Dans les dépressions importantes entourant les bombements de socle précam- brien altérés, les sédiments titanifères du Paléozoïque inférieur et du Paléozoïque moyen reposept à une grande profondeur. A côté de ces niveaux cachés, un certain nombre de sédiments plus récents, riches en minéraux titanifères, d'origine similaire ou provenant du remaniement des sédiments précédents sont à i'affleurement.

Ainsi, les faciès de grès du Viséen, affleurant dans les zones centrales de la Plate-forme sont, par endroits, fortement titanifères.

D e m ê m e dans les sédiments crétacés, ont été mis en évidence un certain nombre de gisements de minéraux du titane, liés aux faciès de grès et de sables très littoraux. Les sédiments terrigènes se poursuivent habituellement le long de la ligne de rivage et renferment des concentrations de minéraux utiles répartis plus ou moins régulièrement. D e fortes concentrations de minéraux du titane, sont connues ainsi dans le Bassin du Dniepr- Donets, et dans d'autres régions de la Plate-forme russe.

A u Paléogène-Néogène, en Ukraine, dans le sud de la

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Plate-forme russe, des gisements alluvionnaires titaniferes ont également été reconnus.

Les sables quartzeux à grain fin, des étages de Pol- tava et du Sarmatien (Néogène), renferment en effet des intercalations lenticulaires riches en minéraux métalli- ques et notamment titaniferes, qui se sont formés par suite de remaniements répétés de sédiments plus anciens.

Ces découvertes encore récentes montrent que la couverture sédimentaire de la Plate-forme russe repré- sente une grande province titanifere, sous forme de placers fossiles de minéraux de titane enfouis ou affleu- rants.

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Gisements alluvionnaires de diamants: Les diamants. Dans les sédiments alluvionnaires contemporains de l'est de ia Plate-forme d'Europe orientale, on rencontre des cristaux isolés de diamants. Ceux-ci ont été trouvés dans la région du Bouclier cristallin d'Ukrai- ne, dans les vallées des rivières Teterev, Boug moyen, Dniestr, dans l'ensemble du Timan et sur le versant occidental de l'Oural, depuis le cours supérieur de la Pet- chora au nord, jusqu'à la rivière Belaja au sud.

Ces dernières années, on a, de plus, constaté la pré- sence de pyrope, satellite du diamant, en Ukraine, dans les sédiments du Cambrien et du Silurien de Podolie; dans ceux du Carbonifere, du Bassin du Donets; dans les sédiments flyschoïdes du Crétacé et du Paléogène des Carpates orientales, au sud de l'Ukraine, dans ceux du Paléogène et du Néogène, dans le Bouclier cristallin d'Ukraine; ainsi que dans les sables de plage actuels de la mer Noire dans les districts de la ville d'Otchakov, du Liman et du Boug. La découverte de petits diamants dans les sédiments du Sarmatien moyen, en un certain nombre de points de la région du Dniepr moyen, ainsi que la dispersion sur le temtoire de l'Ukraine de diamants isolés déjà mentionnés montrent qu'il est possible de découvrir les sources primaires des diamants en Ukraine et mettent en évidence la nécessité de rechercher les cheminées kimberlitiques diamantifëres.

La plus grande quantité de diamants a été trouvée sur le versant occidental de l'Oural où le premier diamant a été découvert en 1929. Depuis, jusqu'à la seconde guerre mondiale, on a trouvé dans l'Oural environ 300 diamants isolés, liés aux sédiments alluvionnaires du Paléogène-Quaternaire. Des travaux de prospection géologique ont permis d'établir la présence sur le versant ouest de l'Oural, de gisements alluvionnaires de diamants qui se présentent sous forme de deux bandes allongées de plus de 1 100 k m de long. Outre le versant occidental de l'Oural, on a rencontré des diamants isolés sur le versant oriental de l'Oural moyen depuis le bassin de la rivière Toura, au nord, jusqu'à la ville de Sver- dlovsk au sud.

A la suite des travaux récents (précédemment men- tionnés), sur le versant occidental de l'Oural, à côté des alluvions tertiaires et quaternaires, on a mis en évidence des placers fossiles liés aux sédiments de la base de la série de Takata du Dévonien moyen, dans le bassin de la rivière Vichera. Sur ce m ê m e versant occidental de l'Ou- rai nord, on a trouvé également des diamants dans des sédiments plus anciens: dans la série de Rassolna, du Protérozoïque, ainsi que dans celle de Teplogorsk, de l'Ordovicien et celle de Polioudov du Silurien inférieur. Dans le bassin de ia Vichera, comme dans d'autres

régions de l'Oural, on a constaté ces dernières années, dans la série de Takata, la large extension du grenat pyrope, satellite du diamant, indiquant la présence proche de roches kimberlitiques diamantifères à l'origine de placers de diamants primaires, et de placers secondaires des sédiments littoraux cachés de l'Oural. Ils ont fourni les matériaux des gisements alluvionnaires paléogènes quaternaires dont une partie a une importance industrielle et est exploitée.

Les recherches des sources primaires in situ des diamants de I'Oural se poursuivent. A la suite de travaux et d'études sur les caractères des diamants : dimensions, arrondis, etc., on a montré que les sources primaires des diamants de l'Oural se trouvaient non loin des endroits où ils ont été concentrés dans les gisements alluvionnaires anciens.

Toutefois, jusqu'i maintenant, dans l'est de la Plate- forme d'Europe orientale, on n'a pas trouvé de chemi- nées de kimberlites. Jusqu'à présent, on considère com- m e des cheminées d'explosion les cheminées reconnues dans file d'Elov, dans le golfe de Kandalakcha, dans la région d'Arkhangelsk, celle de Nenoksa, dans le district de Gorki (zone de la crête de Vorotilov); celle du district de la ville de Kalouga, au nord d'Ijevsk, sondages de Sektyr et près du village de Rousskaia Jouravka, dans l'Antéclise de Voronej. Certaines de ces cheminées sont indiquées sur la carte. La grande puissance des sédi- ments, recouvrant le socle cristallin de la Plate-forme russe, complique beaucoup, tant la solution du problème concernant les sources primaires des diamants de I'Oural, que les recherches de cheminées de kimberlites diamantifères dans l'est de la Plate-forme d'Europe orientale.

METALLOGENIE DU SOCLE ET DE LA COUVERTURE SEDIMENTAIRE DE LA DALLE DES SCYTHES

Présentation par I. E Poustovalov ia strupre géologique de la dalle des Scythes a été défi- nie plus haut. Dans cette notice explicative, on a d'autre part, rattaché à la dalle des Scythes, cette partie du Bas- sin du Donets où ameurent des sédiments houillers tec- tonisés du Carbonifere et du Permien. Sur la Carte mé- tallogénique, cette partie du Bassin du Donets avait été indiquée par un signe particulier en tant que zone faisant partie de l'avant-fosse varisque, ceci en accord avec la Carte tectonique de l'U.R.S.S. et des Pays voisins, à l'échelle de 1/5 O00 O00 sous la rédaction de N.S. Chats- kii et également en accord avec la Carte internationale tectonique de l'Europe à l'échelle de 1/2 500 000, dressée en 1962.

A l'heure actuelle, en liaison avec le réexamen des données sur la subdivision des régions tectoniques du temtoire de l'Union Soviétique, on a adopté au V.S.E.G.E.I., une nouvelle interprétation de la nature tectonique du Bassin du Donets. Cette nouvelle interpré- tation consiste à penser que les sédiments plissés de la partie affleurante du Donbass qui s'enfoncent vers le sud-est en direction de la mer Caspienne, ainsi que vers le nord-ouest en direction du Dniepr, représentent le socle paléozoïque supérieur de la dalle des Scythes dont la large extension a été constatée sur les vastes espaces


du Pré-Caucase et de la Crimée steppique. La nette dif- férence entre les sédiments du Bassin du Donets et ceux des régions voisines de ia Plate-forme russe, ressort du contraste entre les ameurements du Bassin du Donets, où les sédiments sont fortement tectonisés réunis en un système de plis linéaires découpés par de nombreuses failles et par de grandes fractures et les sédiments de la Plate-forme plus au nord et au nord-ouest non tectonisés et d’une puissance beaucoup plus faible. Sur l’origine de la nature du Bassin du Donets, on a de nombreuses opinions qui s’excluent parfois les unes les autres. Toute- fois, l’hypothèse émise déjà par A. P. Karpinskïi est de- meurée inchangée et à l’heure actuelle est admise par tous. Selon lui, les structures plissées du Donbass et de la presqu’île du Mangychlak représentent un système plissé Donets-Mangychlak et les structures plissées de Mangy- chlak sont alors le prolongement des structures plissées du Bassin du Donets. Cette hypothèse est démontrée par les données des toutes dernières recherches.

En tenant compte des faits précédents, on peut indiquer que ia Plate-forme des Scythes comprend toute ia partie de ia Plate-forme située au sud de la Plate-forme russe, à l’ouest de ia mer Caspienne et à l’est de ia mer Noire, y compris le Bassin du Donets au nord-ouest. Vers le sud, on y rattache ia plaine au nord du Pré- Caucase et le temtoire de la Crimée steppique. On a relativement peu étudié ia métallogénie de ia couverture Sédimentaire et du socle de la Plate-forme recouvert sur de grandes surfaces par ia couverture sédimentaire.

Métallogénie du socle de la dalle des Scythes par I. E Poustovalov et A. A. Oudalova Le socle de la dalle des Scythes a été le plus étudié, dans le Bassin carboniíëre du Donets. O n a effectué de grands travaux de prospections et de recherches géologiques en rapport avec l’étude de l’importance économique des gîtes de charbon.

Grès cuprijères du Permien inférieur du Bassin du Donets Dans cette région, on a mis en évidence des gisements de cuivre qui, par leurs caractères et leur type, sont analogues aux gisements des «grès cuprifères» décrits dans ia région de l’Oural. Ils sont liés génétiquement aux sédi- ments de la formation continentale du Permien infé- rieur. Tous les indices et gisements de cuivre sont con- centrés dans les cuvettes de Bakhmout-Slavjansk et de Kalmious-Torets, mais l’échelle de ia Carte ne permet pas d‘y figurer les zones cuprifères. Les petits indices et gisements de cuivre indiqués n’ont pas, à l’heure actuelle, d’importance pratique.

Les minerais de cuivre sont liés à la partie supérieure de ia série rouge et les plus grandes concentrations sont associées aux intercalations de grès et conglomérats gris. La répartition de ia minéralisation est irrégulière. A u total, on y dénombre environ cinq horizons enrichis en cuivre, chacun ayant une puissance de 0,5 à 0,8 mètre.

En dehors de la minéralisation primaire, représentée par des sulfures de cuivre disséminés (chalcosine, chalcopyrite), on observe une minéralisation secondaire, liée à la resédimentation du cuivre sous forme d’enduits et de croûtes de malachite et d‘azunte. La teneur moyenne en cuivre varie de 0,03 à 1,68%.

Minéralisations polxmétalliques à Zn, Pb, Cu, Au du Donbass Parmi les sédiments plissés du socle de ia dalle des Scy- thes dans le Bassin du Donets, où on note également de petites intrusions de caractère basique, on trouve des gisements et des indices hydrothermaux polyrnétalli- ques, d‘une minéralisation de mercure absente des sédiments de la couverture sédimentaire de la Plate-for- m e :

Les indices de minéralisation polymétallique (gisements de Esaouloba, d‘Ostryï-Bouger dans les districts de ia chaîne Nagoinfi sont liés génétiquement aux accidents tectoniques post-paléozoïques : petites failles et zones broyées conjuguées à des fractures profondes de direction principalement Nord-Sud.

Dans ia principale structure anticlinale du Donbass, ia minéralisation polymétallique est liée à deux zones broyées passant le long du flanc nord, et dans la partie axiale de ia structure.

Elle est localisée dans de petits filons de quartz qui recoupent les schistes argileux, fortement tectonisés et disloqués du Carbonifère inférieur et moyen. La puissance des filons est peu importante, elle vane de 0,8 à 1 my et leur longueur atteint 200 mètres.

La minéralisation est représentée par de ia blende, de la galène, de la chalcopyrite et de la pyrite aurifëre. A l’heure actuelle, ia minéralisation n’a pas une importance industrielle par suite des petites dimensions des corps minéralisés et de ia faible teneur en constituants utiles. Minéralisation en mercure du Donbass La minéralisation de mercure, qui a une importance industrielle, est liée aux zones broyées affectant des brachy-anticlinaux qui augmentent ia complexité de la structure anticlinale principale du Donbass.

Une minéralisation est encaissée dans les différentes variétés de roches, depuis les sédiments du Carbonifere inférieur jusqu’au Trias. Celle d’importance industrielle est liée aux strates de grès quartz eux du Carbonifère moyen.

Les corps minéralisés ont une forme variée. Le plus souvent, on les rencontre sous forme de petits filonnets, parfois sous forme de lentilles ou de gisements stratifiés, enfin sous forme de nids et de grains dispersés parmi les grès.

La puissance et l’extension des corps minéralisés varient dans de larges limites selon leurs formes. Les corps lenticulaires ont une puissance atteignant 20 à 30 my les filons 0,2 à 1,5 my l’extension des corps minéralisés varie de 15 à 100 mètres.

L a métallogénie de la couverture sédimentaire de Ia dalle des Scythes par A. A. Oudalova Aux sédiments de la couverture sédimentaire de la dalle des Scythes, sont liés les gisements de fer du bassin, dit de Kertch, dans la région de ia mer d’Azov (zone métal- logénique de Kertch-mer d’Azov), situé le long du littoral de ia mer d’Azov et de la mer Noire sur une surface d‘environ 10 O00 km’.

Les sédiments minéralisés sont représentés par ia masse aréno-argileuse littorale du Pliocène moyen.

Les plus grands gisements de fer de ce bassin, sont concentrés dans trois districts minéralisés principaux: Kertch, Taman et mer d’Azov, où les caractères et les

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conditions de gisements des minerais, sont conditionnés par le contexte varié (géologie et faciès) de leur formation.

Dans le district de Kertch et dans la presqu'île de Taman. les gisements minéralisés sont liés à des cuvettes légèrement inclinées. Ces formations ferriferes reposent presque horizontalement, ou avec un faible pendage vers les parties centrales des cuvettes. Les corps minéralisés ayant la forme de strates d'une puissance moyenne de 9 à 12 m, sont caractérisés par une augmentation progressive de la puissance vers le centre de la cuvette. Le minerai est constitué par des Oolithes de limonite, cimentées par une substance aréno-argileux.

Dans le district de ia mer d'Azov, les sédiments minéralisés qui reposent sur des roches du socle cristallin s'enfonçant doucement vers le sud, se poursuivent sur ia rive nord de ia mer d'Azov, par une bande de 5 à 55 k m de large s'étendant sur 200 k m environ. L'horizon minéralisé qu'on trouve dans ce district est caractérisé par sa constance sur une grande surface, son enfoncement progressif au-dessous du niveau de ia mer d'Azov, vers le sud, et son amincissement en biseau vers le nord. Des sondages dans l'île de Binoutch, dans la partie nord de la mer d'Azov, ont rencontré l'horizon minéralisé A une profondeur de 98 à 114 mètres.

Dans la coupe des sédiments aréno-argileux minéra- lisés, on dénombre jusqu'à quatre strates lenticulaires de minerai de fer, d'une puissance de 0,2 à 3,7 m, alternant avec des grès ferrugineux. Ces minerais sont d'après leur âge et leur composition, analogues aux minerais des districts de Kertch et de Taman. La teneur en fer des minerais du bassin du Kertch-mer d'Azov, varie de 20 à 40%. Ils sont caractérisés par une forte teneur en phosphore et en manganèse. Les minerais oolithiques de la presqu'île de Kertch sont exploités à ciel ouvert. Après enrichissement, les minerais sont réduits au four et utilisés en métallurgie.

METALLOGENIE DE LA DALLE DE TOURAN par I. F. Poustovalov

Présentation

ia dalle de Touran située à l'est et au nord-est de la mer Caspienne, occupe une vaste surface entre ia Caspienne et la mer d'Arai, ainsi qu'au nord-est de celle-ci. La structure géologique a été indiquée plus haut, rappelons qu'on y distingue les structures suivantes (fig. i): 1) Méga-anticlinal de Mangychlak (presqu'île de Mangy- chiak) dont les structures plissées varisques forment le socle de ia dalle de Touran, 2) Ensellement du nord d'oustiourt, 3) Ensellement de Tourgaï, 4) Bombement de Touarkyr (presqu'île de Krasno- vodsk), 5) Bombement du grand Balkhan, 6) Bassin d'outre-Caspienne ou de Transbailalie, situé sur la côte est de ia mer Caspienne et observable jusqu'à ia frontière séparant l'Union Soviétique de l'Iran. SOUS l'épaisse couverture de sédiments quaternaires de cette fosse, se trouve ia partie occidentale des structures plis- sées alpines de ia chaîne du Kopet-Dag, qui s'allonge le long de ia frontière avec l'Iran.

Les conditions naturelles difficiles où de nombreuses régions du territoire décrit (nette carence ou absence

totale d'eau douce, caractère désertique ou semi-déserti- que, absence de population) n'ont pas favorisé jusqu'à ces derniers temps, l'étude et la mise en valeur de la partie sud-ouest de la dalle de Touran. A ia suite de l'étude géologique récente de ia presqu'île de Mangy- chlak et de ia Turkménie occidentale, on a mis en évi- dence de très grands gisements de gaz et de pétrole. Cependant, l'étude de ia métallogénie des districts portés sur ia Carte, en est encore au stade initial. La région la plus étudiée, à cet égard, est le district de l'ensellement de Tourgaï, situé au nord de la mer d'Aral, entre les structures plissées de l'Oural et du Kazakhstan. Dans ia dalle de Touran, se trouvent trois districts minéralisés séparés les uns des autres par des secteurs où i'on n'a pas mis en évidence jusqu'à maintenant de gisements de substances minérales utiles : 1) presqu'île de Mangychlak, 2) bombement de Touarkyr-Krasnovodsk, 3) l'ensellement de Tourgaï et du nord de la région de ia mer d'Aral.

Méga-anticlinal de Mangychlak Le méga-anticlinal de Mangychlak se poursuit sur plus de 400 k m vers le nord-ouest et sa largeur par endroits est supérieure à 100 kilomètres. I1 est caractérisé par des plis linéaires. A u cœur de ces plis, ressortent des sédi- ments du socle de ia dalle de Touran, fortement tectoni- sés et métamorphisés, du Permien et du Trias.

U n certain nombre d'indices d'origine exogène sont liés au socle de ia plate-forme, aux sédiments du Per- mien et du Trias. Parmi ceux-ci, on peut noter un petit gisement de limonite brune (Temir-Taou), des indices de cuivre et de manganèse. Indices de cuivre: Les indices de cuivre de Mangychlak se rapportent à deux types génétiques. Le premier type de minéralisation de cuivre est représenté par des grès cuprifères du Per- mien et du Trias, le second type est constitué par une minéralisation hydrothermale qui se manifeste sous for- m e de filons de quartz, à gangue de carbonates dans les zones d'accidents tectoniques. O n a rencontré des indices de cuivre dans ia série de Dolnapa du Permien, ainsi que dans les séries à Cératites et de Karadjaltyk du Trias. Les grès cupritëres et les indices hydrothermaux de Mangychlak n'ont pratiquement pas été étudiés; jusqu'à maintenant, l'âge de ia mise en place de ces derniers n'a pas été établi et, pour les grès cupritëres,-on ne sait pas encore clairement si tous les indices sont syngénéti- ques ou épigénétiques, apparus après le dépôt des roches aréno-argileuses du Permien et du Trias. Gisements sédimentaires de manganèse: O n sait que la minéralisation en manganèse essentiellement de type sédimentaire, tant à Mangychlak que dans les régions de ia presqu'île de Krasnovodsk, et du bom- bernent de Touarkyr (indices de Mangychlak. de Kyzyl- koup, de Kachoba. de Kachoba-Nord, de Karaiman, de Ianael, et d'hazdeou, est liée aux sédiments aréno-argileux et marneux du Paléogène. Les roches manganésifè- res y sont présentes sous forme de fines intercalations ou lentilles, concrétions, poches. Dans le gisement de Karai- man, à l'est du bombement de Touarkyr, le manganèse est lié à une zone fissurée dans les calcaires jurassiques.

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Bombement de Touarkyr-Krasnovodsk Dans le bombement de Touarkyr, dans ia presqu'île de Krasnovodsk, dans le grand Balkan et dans la partie occidentale de la chaîne du Kopet-Dag, on a décelé éga- lement des indices de substances utiles non métalliques; parmi ceux-ci, les plus répandus sont ceux de matières premières chimiques: soufre, barytine, witherite, célesti- ne et phosphorites. Indices de phosphorites du Crétacé: O n connaît des indices de phosphorites dans la région du bombement de Touarkyr, dans la presqu'île de Krasno- vodsk, et dans l'ouest de ia chaîne du Kopet-Dag. Les phosphorites des régions indiquées sont localisées dans les sédiments de l'Albien, du Cénomanien, et du Turo- nien. Les phosphorites cénomaniennes constituent une ou deux intercalations de faible puissance, constituées de concrétions et nodules de phosphorites cimentés par un ciment sableux, qui n'ont pas pour l'instant d'importance industrielie. Les phosphorites des autres niveaux n'ont, jusqu'à présent, présenté qu'une importance mi- néralogique.

Indices de soufre du Néogène et du Quaternaire: Ces indices de soufre qu'on rencontre souvent sous for- m e de poches, parfois sous forme d'accumulations de formes irrégulières, sont liés aux sédiments néogènes et quaternaires. Ils ne présentent qu'un intérêt minéralogi- que, et servent d'indices prévisionnels, parmi d'autres, d'une éventuelle présence de gaz et de pétrole dans ces régions.

Indices de barytine, witherite, célestine: A l'ouest du Kopet-Dag, on connaît un certain nombre d'indices de barytine, de witherite et de célestine qu'on rencontre sous forme de filons et de lentilles dans les sédiments albiens et aptiens. Les filons sont liés aux failles de direction nord-sud ou nord-est. Les indices de célestine sont liés aux sédiments de l'étage Aktchagyl du Néogène, et ne présentent pas d'intérêt industriel. Gisements de sel et de suvate de soude actuels: Dans les roches de ia couverture sédimentaire de la dalle de Touran, on a noté un certain nombre de gisements de chlorure de sodium qu'on rencontre fréquemment parmi les sédiments contemporains et quaternaires du littoral de la mer Caspienne ainsi que dans les lagunes de bordure et ies golfes de la mer Caspienne. Les gisements de sel habituellement ne sont pas indiqués sur ia carte, à l'exception de gisements de sulfates de sodium du golfe de Kara-Bogaz-Gol qui ont une importance mondiale. Les réserves de sel de ce golfe sont sans cesse renouve- lées grâce aux courants d'eaux, venus de la mer Caspien- ne. L'évaporation intense de l'eau, en été, conduit à une augmentation de la concentration du sei et à ia fonna- tion de saumures concentrées : ia rapa ». En automne et en hiver, lorsque la température de l'air est inférieure à 5 " C et pour une certaine concentration de sel, il se produit une précipitation du sulfate de sodium à partir de la ((rapa )> : mirabilite Na2S04. i O H20. En été, la mirabili te par un processus naturel, perd son eau et se transforme en sulfate anhydre de sodium: ia thénardite, qui est exploitée. Les réserves de mirabilite dans le golfe de Kara-Bogaz-Gol sont pratiquement inépuisables. Outre ia mirabilite, il se produit également dans ce golfe une précipitation de NaCI.

Ensellement de Tourgaï Dans la couverture sédimentaire de cet ensellement qui repose sur le socle plissé varisque, on connaît des gisements et indices de fer, de bauxites, des gisements alluvionnaires enfouis de minéraux du titane, et des gîtes de chlorure de sodium (dans le groupe des lacs de Kaksyky- lych). Gisements de minerais defer oolithique du Crétacé supérieur et du Paléogène: Dans i'ensellement de Tourgaï, on distingue nettement deux groupes de gisements de fer. A u groupe nord (feuille 3 de la carte métallogénique d'Europe) se rapportent les très grands gisements de minerais de fer oolithiques du Crétacé supérieur et du Paléogène : Aiatsk, Lisakov, etc. Leurs réserves sont estimées approximativement à 15 milliards de tonnes au moins. Le plus grand d'entre eux est le gisement d'Aiatsk, dont la surface globale représente plus de 2 500 km'. Dans i'horizon minéralisé, on distingue deux types de minerais : minerai primaire, oolithique, à sidérose et leptochlorite et minerai oxydé à hydrogoethite. La puissance de la strate minéralisée varie de l m à 9 m et l'épaisseur de la couverture de O à 80 m dépend du relief de la surface du sol. A ia base de ia strate minéralisée sub-horizontale, on observe soit des sables quartzeux glauconieux du Cénomanien, soit par endroits des éluvions de roches paléozoïques ou soit des sédiments du Crétacé inférieur. Les argiles du toit de l'horizon minéralisé sont recouvertes par des sédiments du Campanien-Maestrichtien, et par ceux du Paléogène. Ils ont été affectés par des périodes d'érosion, si bien que par endroits, la strate minéralisée, elle-même, a été partiellement ou totalement détruite. O n a distingué trois grandes époques d'érosion : Quaternaire, Danien-Paléo- cène, et Campanien-Maestrichtien. A l'époque de I'éro- sion du Crétacé supérieur, l'horizon minéralisé a été par endroits entièrement érodé.

C o m m e le supposent de nombreux chercheurs, ia source du fer serait le manteau d'altération des roches paléozoïques. Les réserves des minerais de fer du gisement d'Aiatsk sont d'environ 7 milliards de tonnes. Ou- tre le ksement d'Aiatsk, on rencontre, dans ia partie nord de ia dépression nord de Tourgaï, un certain nombre de petits gisements de minerais oolithiques du Cré- tacé supérieur, enfouis à une profondeur importante (100-165 m) et qui n'ont aucune importance industrielle. Les gisements du Crétacé supérieur de minerais de fer oolithiques qui viennent d'être présentés, se sont formés dans des conditions sublittorales et présentent des faciès de petits golfes ou de lagunes.

Dans cette partie de l'ensellement de Tourgaï, au sud du gisement d'Aiatsk, sont localisés d'autres gisements de minerais de fer oolithiques mais d'âge oligocène moyen. Le plus grand d'entre-eux est le gisement de Lisakovsk. O n y trouve également les gisements de Kirov et de Chielin. Ces gîtes se sont formés dans d'anciennes vallées fluviales. Le gisement de Lisakovsk est allongé sous la forme d'une bande de direction nord-sud. I1 atteint 100 k m de long pour une largeur de 1,5 km, atteignant par endroits 4 kilomètres. Le gisement est lié à un large sillon d'une profondeur de 25 à 40 m, taillé dans les argiles de ia série de Tchegan de l'Oligocène. Le minerai principal est l'hydrogoethite et les minéraux accessoires sont ia sidérose et I'hydrohématite.

U n autre groupe de gisements de minerais de fer

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oolithiques du m ê m e type est situé plus près de la mer d'Aral et connu sous le nom de «gisements d'Aral Nord». Les plus grands et les mieux étudiés d'entre eux sont les gisements de Katanboulak, Taldy-Espe et de Kokboulak. Ces minerais de fer sont localisés dans des plis synclinaux à faible pendage; les sédiments de la série de Tourgaï attribuée à l'Oligocène moyen, entrent dans la structure de ces plis. La partie inférieure de ia série de Tourgaï, apparaît dans la coupe du gîte de Katanboulak, oii elle se rencontre dans les parties les plus profondes des sillons d'érosion qui représentent les lits des rivières. Elle est constituée de sédiments meubles, sableux, aleuritiques, plus rarement argileux, parmi lesquels se rencontrent ies minerais de fer oolithiques. La forme des gisements est habituellement irrégulière. Quelques gisements stratiformes ont plus de continuité c o m m e par exemple celui de Taldy-Espe qui se poursuit sur 22 k m avec une largeur atteignant 43 k m par endroits. La strate minéralisée ameure dans la partie sud de l'autre gisement de Katanboulak, alors qu'à d'autres endroits, le minerai est recouvert par une masse de roches atteignant lorn et plus. La puissance du gisement n'est pas constante, passant par exemple dans le gisement de Taldy- Espe, de O à 10 mètres. La puissance moyenne du gisement atteint 3 m dans la partie centrale. Dans le secteur nord-est, dans le profond sillon d'érosion large de 400 à 500 m, la puissance de la strate minéralisée vane de 11,25 à 25,7 m (fig. 14, 15).

Outre les minerais de fer oolithiques de genèse sédi- mentaire, on trouve dans la partie nord de i'ensellement de Tourgaï, des gisements formés par métasomatose de contact, associés aux sédiments du Carbonifëre inférieur du socle de la plate-forme connus sous le n o m de «groupe de Sokolov-Sarbaï». La description des minerais de fer de ce groupe sera donnée au cours de l'examen de la métallogénie de l'Oural. Gisements de bauxites du Crétacé inférieur et supérieur et du Paléocène Dans i'ensellement de Tourgaï, on connaît un certain nombre de gisements et d'indices de bauxites concentrés

FIG. 14. Schéma montrant la répartition des différents secteurs du eisement de minerai de fer oolithiaue de Taldv-EsDe d'am& - - L. Ñ. Formozova :

1 Zones d'extension du minerai; A-B, C-D: lignes des coupes (voir figure 15).

FIG. 15. Coupes transversales à travers le gisement de minerai de fer oolithique de Taldy-Espe (voir position sur la figure 14) d'après L. N. Formozova : 1 argiles sableuses; 2 argiles-silts supérieures à la minéralisation; 3 grès et sables femferes avec Oolithes; 4 minerai; 5 silts et sables inférieurs à la minéralisation.

A m

Secteur NE

* m

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T.V. Bilibina, V.G. Grouchevoï, A. D. Dachkova et ai.

dans trois régions minéralisées : Région de Kouchmou- rom-Oubagan. région de Mougodjary et vallée supérieu- re du Tobol.

Chacune des régions indiquées est caractérisée par ia présence de bauxites du type plate-forme, formées a des époques géologiques différentes. Pour l’ensemble de I’ensellement de Tourgaï, on a établi trois époques de formation de la bauxite : époque aptienne-albienne, époque cénomano-turonienne et époque paléocène-éocène. D’après ia composition des minerais, tous les gisements se rapportent au type gibbsitique. D’après les conditions de gisements, on distingue deux types de gisements: les types Kouchmouroun et Akmolinsk.

Le type de Kouchmouroun correspond à des gisements d‘une faible puissance, formés de lentilles stratiformes horizontales ou légèrement inclinées. Leur mur est représenté soit par des argiles du Jurassique inférieur, soit par des roches du Carbonifere inférieur ou de leur manteau d‘altération qu’on peut attribuer au Trias infé- rieur moyen. Dans le district du gisement, sur les sédi- ments à lignites du Jurassique, conservés dans des dé- pressions de type graben, on rencontre une formation renfermant de la bauxite, qu’on peut attribuer à la série de Chetir-Giz du Cénomanien. Elle est recouverte par des sédiments de ia série d’Aiatsk du Turonien. Les sédi- ments bauxitifères sont enfouis sous une couverture de 35 à 105 m d‘épaisseur à partir de la surface. Cette formation bauxitique est constituée par un certain nombre d‘horizons formés par des bauxites rouges non transfor- mées, par des bauxites grises lessivées, et par des allites. Les bauxites pierreuses rouges ont une texture pisolithique et forment des corps lenticulaires d’une puissance atteignant 7 mètres. Les bauxites grises forment des gisements stratiformes d‘une puissance de quelques centi- mètres à 10 m, se poursuivant parfois sur trois kilomè- tres de long. Le ciment de la bauxite pierreuse rouge est représenté essentiellement par de la gibbsite de différen- tes variétés. Le gisement type de Kouchrnouroun est le plus important au point de vue économique.

Dans le gisement voisin d’Oubugan Ouest, les bauxites forment un certain nombre de corps lenticulaires recouverts par 50 à 60 m de morts terrains. La formation bauxitifere recouvre des basaltes et des roches carbona- tées à faune du Carbonifere inférieur (Tournaisien, Vi- séen), par l’intermédiaire d’un manteau d’altération continentale, à partir duquel se sont formés vraisemblablement les sédiments bauxitiques. Ces derniers, séparés de ce manteau, par des argiles bariolées, se présentent sous forme de bauxites meubles et de bauxites rouges de texture pisolithique. Leur puissance varie de 3,6 à 22,6 mètres.

C e type Akmolinskde gisement est localisé dans de profondes cavités karstiques creusées dans les calcaires constituant le mur. C e type correspond à des gisements de dimensions horizontales restreintes, mais de très fortes épaisseurs. C e type differe du précédent par le fait que, dans ce dernier, les formations stratiformes de bauxites ont été remaniées A la suite d’un soulèvement important, alors que les gisements karstiques n’ont pas été remaniées, car pendant le soulèvement s’est poursuivie l’évolution des cavités karstiques et des formations qui les remplissent aboutissant aux gisements de bauxites. C o m m e exemples de ce type de gîte, on peut prendre les gisements de Livanovka. de Krasno-Oktiabarsk, de Karasor. etc. qui datent du Crétacé.

Sur le versant occidental de l’ensellement de Tourgaï (versant orientai de l’Oural), se rencontrent les groupes de gisements de bauxites de la région des Mougodjary et de la vallée supérieure du Tobol, qui datent du Crétacé inférieur. L‘époque plus précise de formation des gisements de bauxites de ces deux groupes au cours du Cré- tacé inférieur est 1’Aptien-Albien.

La majorité des gisements de bauxites connus dans la vallée supérieure du Tobol, ont une origine karstique. Ces dépressions karstiques atteignent par endroits 200 m de profondeur et sont remplies de sédiments bariolés du Crétacé inférieur. Ces bauxites sont représentées par des variétés pierreuses des variétés meubles.

Ces formations bauxitifères et les gisements de bauxites de l’ensellement de Tourgaï qui peuvent reposer sur le manteau d’altération des roches cristallines et pa- léozoïques du socle, ou sur les produits de remaniements successifs de ce manteau, sont situées à la base de roches sédimentaires marines formées après de longues péno- des continentales. C‘est le cas aussi pour les gisements de bauxites du Paléocène-Eocène, situés au-delà des limites de la Carte métallogénique, dans la région de Tselino- grad à l’est de l’ensellement de Tourgaï.

Ainsi , sur le versant oriental de l’Oural et dans I’ensellement de Tourgaï, on rencontre au Crétacé et au Paléocène, trois périodes continentales au cours desquelles se sont formés de puissants manteaux d‘altération, qui ont fourni les matériaux pour la formation de gisements de bauxites.

U n certain nombre de gîtes de bauxites d’Ukraine et d’Europe occidentale sont égaiement liés à ces périodes continentales de I’Aptien à 1’Eocène qui ont ainsi une large extension régionale.

Gisements alluvionnaires de minkraux de titane Des concentrations élevées d’ilménite ont été découver- tes, grâce aux études géologiques de ia dernière décennie dans la région de l’ensellement de Tourgaï. Ces concentrations sont localisées au sein des sédiments continentaux, connus sous le n o m de série à Indricotherium de l’Oligocène moyen. Cette formation continentale est re- présentée par des sables aleuritiques, de grains fins à moyens, passant à des aleuntes. Elle renferme des mol- lusques d’eau douce, des ossements de la faune à Indri- cotherium, une flore à feuilles caduques, des fragments de lignite, des lignites bruns. Cette formation repose sur des sédiments marins de ia série de Tchegan, de I’Oligo- cène moyen. Sa puissance ne dépasse pas 30 à 40 m dans la région de l’ensellement de Tourgaï.

Les indices de minéraux du titane, portés sur la Carte en tant que gisements alluvionnaires, constituent des lentilles (gisements de Tourgaï et gisements de Karaka- mych, etc.). Le faciès sédimentaire de ces lentilles est un faciès de dépôts de lacs et de marais et de courants alluviaux. Ces courants ont apporté les minéraux de titane, avec les petites particules de sable aleuritique, dans les parties ouest et centrale de l’ensellement de Tourgaï. Ce sont ces courants qui sont à l’origine des gisements alluvionnaires de type «en épis» avec un concentré plus fin transportable à de grandes distances. Le minéral pnnci- pal des gisements alluvionnaires titaniferes de cette ré- gion est l’ilménite, les minéraux accessoires le rutile et le leucoxène; ces minéraux proviennent de la destruction des roches magmatiques et métamorphiques des structures plissées de l’Oural et du Kazakhstan.

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Métallogénie des régions &dentales de I'U.RSS.

Gisements shdimentaires de manganèse du Paléocène et de fer du Crétact! supérieur Dans la plate-forme épi-hercynienne de Sibérie occiden- taie contiguë de i'ourai, à la latitude des villes de Seve- rouralsk et d'lvdel, se trouvent un certain nombre d'indices et de petits gisements de manganèse qui forment la province métallogénique manganésifere transouralienne. Cette province se présente sous forme d'une bande étirée parallèlement à I'Oural se poursuivant sur presque 200 kilomètres. Sa largeur ne dépasse pas 2 km aux endroits où les roches manganbiferes du Paléodne ameurent. Les minerais de manganèse sont liés à la &rie de Talitsa du Paléodne située sur le versant oriental de i'oural nord et qui recouvre le complexe de sédiments paléozoï- ques tectonisés. ia série de Talitsa est représentée par une couche terrigène de sables et de graviers, avec des intercalations d'argilites. Les strates manganésiîëres de ia série de Talitsa s'enfoncent en pente douce vers i'est jusqu'à une profondeur de 200 mètres. Les minerais de manganèse sont représentés par des oxydes et des carbonates. ia variation de la composition des minerais suit le pendage des roches. Ici, on observe un passage progressif des minerais oxydés aux minerais carbonatb. ia puissance des corps minéralisés ne dépasse pas habituellement 3 à 5 m mais par endroits, elle monte jusqu'à 10 m et plus. La teneur en manganèse du minerai atteint 30 à 33%.

Sur ia Carte mttallogénique, sont marqués les petits gisements et indices de Bourmantovo au nord, de Mar- siaty et de Polounotchnoe. d'Ekaterininka et de Kola.

Ici même, sur le versant oriental de l'Oural nord, à rest de Severouralsk et d'Ivdel, on retrouve dans les sédiments du Crétacé supérieur (Turonien-Santonien) recouvrant le socle varisque de l'Oural, le m ê m e prolongement des gîtes de minerais de fer sédimentaires oolithiques, connus dans le reste de i'enseilement de Tourgaï et mentionnés plus haut. Ces minerais de fer n'ont été que faiblement étudiés et leur importance pratique n'a pas été établie.

En résumé, dans les Plates-formes de Touran et de Sibérie occidentale, depuis ia mer d'Arai au sud, jusqu'au 69' degré de latitude nord, on distingue dans ia couverture sédimentaire les principales provinces métal- logéniques suivantes : 1) province de minerais de fer d'Arai-Nord; 2) province de bauxites de Tourgaï; 3) province de minerais de fer de Tourgaï-Nord; 4) province de manganèse de Transouralie.

ia province de minerais de fer d'Aral-Nord est cons- tituée de plusieurs districts femferes, auxquels appartiennent ies grands gisements de fer de Katanboulag- Kokboulag et celle de Tourgaï qui contient les gisements d'Aiatsk et de Lisakovka.

La province bauxitiîëre de Tourgaï est caractérisée par une large extension régionale de manteaux d'altéra- tion mésozoïque et palwzoïque, auxquels sont liés les gisements de bauxites de Tourgaï et du versant oriental de l'Oural, réunis en un certain nombre de districts minéralisés bauxitiferes indiqués sur la Carte.

ia province de minerais de fer de Tourgaï Nord est située au nord du 52' degré de latitude nord (partie nord de i'ensellement de Tourgai] et s'étend le long du versant oriental de I'Oural sud et moyen jusqu'au bassin de la rivière Tagil au nord. Dans la partie nord de cette province encore peu étudiée, on a mis en évidence différents

indices isolés et de très petits gisements de fer qui n'ont pas d'importance pratique jusqu'à maintenant.

La province métallogénique manganésifere de Tran- souralie est située le long du versant orientai de i'oural nord B ia latitude des villes de Severouralsk et d'Ivde1 (feuille no 3).

Structure géologique et métallogénie des régions plissées de la partie européenne de l'U.R.S.S. PRESENTATION

La Plate-forme russe, c o m m e on I'a déjà indiqué, est limitée à l'est par des structures plissées varisques et au sud et au sud-ouest par des structures plissées alpines. Au sud-est, les édifices montagneux plissés n'afíleurent pas. Ils sont largement érodés, et disparaissent sous la couverture sédimentaire du Crétacé supérieur et du Cé- nozoïque de ia Dalle de Touran. L e s mouvements tectoniques qui se sont manifestés dans les géosynclinaux voisins et qui ont formé les édifices plissés ameurant autour de la Plate-forme, se sont manifestés aussi dans le domaine de la Plate-forme voisine, sous forme de mouvements épirogéniques positifs ou négatifs.

O n note dans i'histoire de i'évolution du cadre plissé de la Plate-forme russe, plusieurs cycles tectoniques in- dépendants. Les manifestations des plissements baikaliens les plus anciens sont observés dans le Timan et dans un certain nombre de régions de I"Oura1, chaîne dont la formation se rapporte essentiellement aux plissements ultérieurs varisques.

Les plissements varisques, outre I'OuraI, se sont ma- nifatés sur le territoire de ia Plate-forme des scythes et de Touran (Bassin du Donets, Préeaucase, ensellement de Tourgaï, Mangychlak, etc.) ainsi que dans la partie nord-ouest du Caucase, chaîne dont l'évolution est liée dans l'ensemble à I'orogenèse alpine.

La description des caractéristiques et de la métailogé- nie des structures plissées, débutera a partir de l'Oural qui représente une chaîne plissée varisque de structure complexe.

CHAINE PLISSEE VARISQUE: L'OURAL par A. D. Dachkova, i. A. Petrova et V. M. SergievskiT

L'Oural, avec la ceinture du Protérozoïque supérieur du Timan et de la presqu7le de Kanin, avec la presqu'ile de Paï-Khoï et les îles de Vaïgatch et de Nouvelle-amble, constituent le système plissé de l'Oural-Timan-Nouvel- le-amble, de structure complexe et à développement polycyclique. Nous l'appellerons dans ce qui suit, sous le t e m e plus breE de «ceinture plissée de I'Oural~. A ce système plissé, appartiennent également les Mougoájary qui représentent le prolongement sud de la ceinture plis- sée de l'Oural ainsi que le socle de la partie occidentale de i'ensellement de Tourgaï.

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Evolution géotectonique et rnétallogknique de l'Oural , O n peut distinguer dans l'évolution de cette ceinture, plusieurs cycles tectono-magmatiques: archéen (Ar), protérozoïque inférieur-moyen (Ptl-Ptt), protérozoïque supérieur (Pt,), protérozoïque supérieur-paléozoïque inférieur (baïkalien ou Calédonien inférieur, Pt3-cb) et ordovicien-trias (varisque 0.t.)

Les cycles tectono-magmatiques pré-ordoviciens: Cydes archéen et protérozoïque inférieur. Les formations cristallines archéennes et protérozoïques inférieures qui constituent le socle de la ceinture plissée de l'Oural, affleurent au ceur de l'anticlinal de Taratach dans la partie nord de I'anticlinorium de Bachkirie (Oural sud). Les gneiss, les migmatites et les amphibolites sont attri- bués à l'Archéen. Leur âge atteint 3300M.A. Ils sont traversés par des granites à microcline qui ont un âge d'environ 2 700 M. A. O n ne connaît pas d'indice de minéralisation important rattaché au cycle archéen.

Cycle protérozoïque moyen. A u Protérozoïque inférieur, se rapportent les gneiss, les schistes micacés, les amphibolites, les pyroxénolites qui les recoupent, les plagiogranites (âge 2200M.A.), et le complexe des granites à microcline, des granites gneissiques et des roches hybrides. L'âge des granites est de 1 950 M. A., il correspond A la limite supérieure du Protérozoïque inférieur. C o m m e dans les autres ensembles géosynclinaux du Protérozoï- que inférieur de ia Plate-forme russe, on a ici des quartzites ferrugineuses à magnétite, ilménite et hypersthène. Étant donné ia petite échelle de ia Carte, les formations du Protérozoïque inférieur sont réunies à celles de l'Archéen et sont indiquées par ia couleur de 1'Archéen. Cette m ê m e couleur avec le signe PC est appliquée aux couches profondément métamorphisées du Précambrien de l'anticlinorium de Mougodjary, qu'il n'est pas possible, 1 l'heure actuelle, de découper avec précision.

CycIe protérozoique inférieur tardi-protérozoïque moyen. Aux formations de l'étape tardive du cycle tectono-magmatique, protérozoïque inférieur-protérozoïque moyen de l'Oural, appartiennent la série de Bourziansk recou- pées, les granites de Rapakivi dont l'âge est de 1 600 M. A. environ (d'après ia méthode Rb-Sr) et, peut- être, ia série susjacente de Machak. Sur ia Carte, ia série de Bourziansk est indiquée par le signe B I. Eile repose, en nette discordance, sur les sédiments du Précambrien inférieur. La série de Machak, formée de conglomérats, de grès et de schistes et le complexe effusif diabaso-por- phynque qui lui est subordonné, sont métamorphisés par des granites d'un âge de 1 350 M. A. (méthode Rb-

Dans les sédiments de la série de Bourziansk sont localisés les gisements de magnésite (Saika) et de sidéro- se (Bakal), formés semble-t-il à ia fin du Protérozoïque supérieur.

Cycle protérozoique supérieur (PtJ. Les sédiments du géosynclinal du cycle protérozoïque supérieur (PtJ, dont l'âge est compris entre 1 300-650 M. A., ont un caractère mio-géosynclinal et se subdivisent en deux séries : série

Sr).

I. Sur la Carte métallogénique, on n'a pas distingué par des signes conventionnels, les stades de développement parmi les formations des cycles protérozoïque supérieur et protérozoïque supérieur à paléozoï- que inférieur. Par convention, la série de Yourmatinsk y a été désignée par l'indice B2, celle de Karataou par l'indice B,.

de Iourmata, temgène à carbonates et série de Kara- taou l. Les minerais de sidérose et d'ankérite sont subor- donnés aux couches carbonatees, ils sont répandus dans l'arc de Bachkirie et on peut distinguer dans le Timan des minerais analogues. Le géosynclinal Oural-Timan du Protérozoïque supérieur a formé dans l'Oural centrai, au cours dc cette période, un arc dont le côté convexe est tourné vers l'est.

Dans l'Oural, parmi les complexes intrusifs du cycle protérozoïque supérieur, qui ont une importance métal- logénique, on distingue le complexe gabbroïque de Kousa accompagné de gisements de titano-magnétite. Quelques intrusions de granitoïdes, qui correspondent vraisemblablement au stade précoce de ce cycle sont étroitement liées aux complexes gabbroïques. Les granites du stade intermédiaire (âge 750-625 M. A.) et les roches alcalines du stade tardif (âge 640-600 M. A.) sont développés essentiellement dans le Timan.

Cycle tardi-protérozoïque supérieur pré-paléozoïque (Baï- kalien: B). Les formations du cycle tardi-protérozoïque supérieur à pré-paléozoïque, distinguées par le signe non subdivisé (B) du Baikalien, sont développées essentiellement dans ia zone de l'anticlinonum d'Oural-Taou, et dans l'anticlinorium Oural-ouest, de l'Oural central. Elles sont représentées de ia façon la plus complète dans l'Oural-nord, l'Oural polaire et l'Oural sub-polaire. Leur âge n'est pas supérieur à 620-600 M. A. L'étude de ia zonalité de faciès des sédiments pré-ordoviciens de la partie nord de l'Oural permet de conclure que le géosyn- clinal à l'époque vendienne et au Cambrien, a acquis une direction ouralienne presque nord-sud recoupant ia direction des Timanides du Protérozoïque supérieur (Pt3). I1 n'est pas possible d'identifier cette zone plissée des Ouraiides précoces, avec les Timanides du Protérozoï- que supérieur car ia direction du système plissé du Pro- térozoïque supérieur-Paléozoïque inférieur, n'est pas conforme à celle des Timanides. Les autres arguments sont la direction ouralienne, presque nord-sud, des zones de faciès dans les couches pré-ordoviciennes de l'Oural- nord, de l'Oural polaire et de l'Oural sub-polaire, l'âge cambrien supérieur-cambrien moyen, des granites potassiques du stade intermédiaire (490-525 M.A.) et l'âge ordovicien (460-445 M. A.) des formations magmatiques et minéralisées de l'étape tardive. D e plus, ia présence de granites typiques du stade intermédiaire d'âge cambrien moyen-cambrien supérieur, ia présence de formations magmatiques typiques du stade tardif, ainsi que la grande lacune temporelle et ia nette discordance entre les sédiments protérozoïques supérieurs-cambriens et les sé- diments ordoviciens ne permettent pas d'attribuer les formations cambriennes (et peut-être vers le haut, en partie ordoviciennes inférieures) au cycle ordovicien moyen-trias.

Dans ia métallogénie de cette zone plissée, une grande importance revient A ia minéralisation des stades intermédiaires et tardifs liée aux granites et aux porphyres très divers semble-t-il, la liaison avec ces derniers étant encore insuffisamment précisée.

Sur le versant oriental, les formations géologiques du Précambrien supérieur, ameurent dans les structures géanticlinales et ne sont pas toujours distinguées, avec certitude, du Paléozoïque inférieur. Sur ia Carte, elles sont indiquées par le signe des a sédiments non-distin- gués» du cycle bailalien (B).

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Toutes les formations énumérées, à l'exception de la zone plissée du Timan, furent, à partir de l'ordovicien, entraînées dans un affaissement géosynclinal réitéré, puis affectées par les phases de plissement, pendant le cycle tectono-magmatique varisque.

FIG. 16. Schéma de la subdivision géostnicturale de l'Oural à la fin du cycle tectono-magmatique varisque.

Le cycle tectono-magmatique varisque (o-t) Etapes d'évolution. Pour le cycle varisque, on a bien mis en évidence l'évolution complexe qui le divise en plusieurs étapes et sous-étapes, ainsi que la subdivision du géosynclinal en plusieurs zones géotectoniques qui se distinguent les unes des autres par l'évolution géolo& que, le magmatisme et la métallogénie.

A l'étape précoce, correspond une durée allant de l'ordovicien au Tournaisien supérieur (o-cltl), au stade intermédiaire une période allant du Toumaisien supé- rieur au début du Permien (clt2-pI) et enfin à l'étape tardive, une période allant de la seconde moitié du Per- mien inférieur au Trias inférieur-moyen.

La formation la plus ancienne du cycle varisque est la formation à spilites et diabases de l'Ordovicien moyen. Au cours de ce cycle, le magmatisme de l'Oural a acquis un caractère fémique nettement marqué qui distingue l'Oural des autres régions d'Union Soviétique et d'Europe.

Evolution des zones géotectoniques à caractères initiaux miogéosynclinaux de la région occidentale de l'Oural, et de leurs minéralisations. Dans l'ensemble plissé du cycle varisque, on distingue tout d'abord un certain nombre de zones géotectoniques, à caractères miogéosynclinaux, localisées dans la région occidentale de l'Oural (fig. 16). D'ouest en est, on rencontre ainsi: l'avant-fosse pré- ouralienne; 'des soulèvements transversaux localisés au sein de cette avant-fosse; la zone de structures plissées des sédiments de type plate-forme du Paléozoïque moyen; la zone de I'anticlinorium de l'Oural occidental; la zone du synclinorium Zilair-Vichera et ses analogues au nord; les zones de l'anticlinorium de l'Oural central (Oural-Taou).

el m [71

Limites des zones d caractere euséosvnclinai Limites des zen- d caractere eugéosynclinal sous la couverture des ddiments de plate-forme Limites des zones géoslruauralen Limites des zoner géostructurales sous la couverture der ddiments de Plate- forme Zoner géostructurales d'origine miqéosynclinale: 1. Avant-fosse préauralienne; 2. Soulevements transversaux de l'avant-fosse pré-ouralienne; 3. Zone de structures pli& du Paléozoïque moyen du type plate-forme; 4. Zone anticlinale de l'Oural occidental; 5. Zone synclinale de Zilair-Vichera et se$ analogues au nord. 6. Zone anticlinale de l'Oural central (OurabTaou). Zoner géostructurales d'origine eugéosynciinaie: 7. Dépression intragéosynclinale de Tagil-Magnitogorsk et ses analogues au nord (synclinaux de Voikar et de Vitchoutchinskiil: 8. Dépresnion Bpi- eug4osynciinaie de Magnitogorsk. 9. Bombement intra-&doanticlinai de l'Oural oriental; 1 O. Dépression intragéosynclinale d'Alapaevsk-Bredy; 11. Bombement intragéoanticlinal de Tobolsk; 12. Dépression intra- géosynclinale de la région de Tobolsk. Zones géostructurales de la Périphérie orientale de l'Oural de: 13. Turgaï-Ouest, 14. Turgai-Centre.

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- L'avant-fosse pré-ouralienne (i, fig. 16). Le début de la formation de ia dépression se rapporte au Carbonifère moyen et supérieur. Au cours du Permien et du Trias, elle s'est remplie de sédiments de formations de faciès divers: flysch, molasse, évaporites, <<red beds», et charbon. Les grès cupriíères, à faciès fluviatile, deltaïque et sub-littoral sont liés à ia formation de red beds ». - Des soulèvements transversaux (2) se distinguent localement dans l'avant-fosse, d'âge post-permien, et de direction habituellement nord-ouest. Dans les couches carbonatées d'âge plus ancien (o-p), est localisée une minéralisation téléihermale de Pb, Zn, C u et F, d'âge vraisemblablement triasique. - Zone de structure plissée du Paléozoïque moyen (d2- hl) de type plate-forme (3) de composition carbonatée et secondairement terrigène. Ici, on a des hématites oolithiques et des bauxites à chamosite ferrugineuse du Fras- nien, ainsi que des sédiments houillers du Viséen infé- rieur. - Zone de i'anticlinorium de l'Oural occidental (4). Cette zone se poursuit du 60' degré au 5 le degré de iati- tude nord. Dans cet anticlinorium, ressortent les formations déjà mentionnées des cycles de l'Archéen, du Pro- térozoïque inférieur-moyen, du Protérozoïque supérieur, du Protérozoïque supérieur-Paléozoïque inférieur, avec des indices d'une minéralisation pré-ordovicienne, liée aux séries métamorphiques pré-ordoviciennes et en partie à des granites plus jeunes (ordoviciens ou siluriens) et à des porphyres c o m m e on i'a vu plus haut. La minéra- lisation du cycle varisque proprement dit se manifeste ici en liaison avec des métasomatites alcalines surimpo- sées et de petites intrusions basiqueS.et ultra-basiques. - Zone du synclinorìum de Zilaïr-Vichera (5). Cette zone est constituée essentiellement de sédiments carbo- natés de l'Ordovicien au Carbonifère inférieur, inclusi- vement. Dans l'Oural polaire, dans cette zone, on observe un soulèvement brachy-anticlinal de sédiments pré- ordoviciens et dans l'Oural-sud, dans la partie la plus orientale de ia zone oii se rencontre la formation à spilites-kératophyres et à amas pyriteux du Silurien, on observe des intrusions d'hyperbasite, ainsi que des grès à grauwackes du Famennien-Tournaisien inférieur. - Zone de YAnticlinorium de l'Oural centrai (Oural- Taou) (6). Elle est constituée par l'ensemble des formations des cycles protérozoïque supérieur et protérozoïque supérieur-paléozoïque inférieur. La minéralisation hydrothermale, polymétallique à métaux rares est liée essentiellement aux granites cambriens et aux porphyres ordoviciens. Lx cycle hercynien s'est traduit par l'apparition d'une métasomatose alcaline au Dévonien supérieur et par l'intrusion de granites permiens (?) avec des indices d'une minéralisation polymétallique et de terres rares.

Évolution des zones géotectoniques à caractères initiaux eugéosynclinaux de la région centrale de l'Oural, et de leurs minéralisations. A l'ouest et à l'est, le groupe des zones eugéosynclinales centrales est séparé des zones miogéosynclinales occidentales et des zones périphéri- ques orientales par des fractures profondes. Les mouvements tectoniques à la fin de l'Ordovicien ont entraîné la division du sillon eugéosynclinal en plusieurs sillons in- tragéosynclinaux particuliers et en rides géoanticlinales, égaiement séparées par des fractures profondes. A ia suite des mouvements tectoniques ultérieurs qui se sont déroulés à ia fin du Silurien-début du Dévonien, des

zones de subsidence et de surrection de deuxième géné- ration ont commencé à fonctionner nettement au début du Dévonien moyen.

O n distingue les zones de subsidence dans les zones eugéosynclinales suivantes: Tagil-Magnitogorsk (7), Aia- paevsk-Bredy (lo), Région du Tobolsk (12) et les zones de surrections eugéosynclinales de l'Oural oriental (9) et du Tobolsk (1 1).

Au début des étapes précoces de développement de ia zone plissée (Ordovicien, Silurien et début du Dévo- nien), dans les zones de subsidence, se sont formées essentiellement des formations volcanogènes : formations à diabases-albitophyres, & andésites-basaltes, à an- désites-dacites, à basaltes-trachytes potassiques, repré- sentées de la façon la plus complète, dans la zone de . Tagil-Magnitogorsk et de ia façon la plus fragmentaire dans la zone du Tobolsk. Les complexes à amas pyriteux de I'Ordovicien, du Silurien et d u Dévonien sont liés aux formations à diabases-albitophyres et à andésites-dacites. Parmi les minéralisations localisées dans les roches sédimentaires, on rencontre les bauxites liées aux formations carbonatées dévoniennes et les minerais de manga- nèse associés à des formations silico-schisteuses séparant les coulées volcaniques.

Dans la période qui s'étend de l'ordovicien au début du Dévonien moyen, il y a eu également formation de plusieurs complexes intrusifs importants par leur teneur en métaux, et répartis essentiellement dans les zones de subsidence intragéosynclinales. Parmi ces complexes, on en distingue deux à hyperbasites, accompagnés de gisements de chromite, d'asbeste et de talc; des gisements de nickel, de cobalt, de fer et de magnésite sont liés aux manteaux d'altération de ces roches; des gisements de platine, de magnétite, de cuivre disséminé, sont liés â un complexe de dunites, pyroxénites, gabbros; des gisements de fer de type skam, parfois avec cuivre et cobalt, des gisements d'or, plus rarement d'or et d'arsenic, sont associés à des intrusions de diorites-plagiogranites; enfin des gisements de fer de type skam, parfois aussi de cuivre, sont liés à des intrusions de gabbro-syénites.

A partir du Dévonien moyen, dans la seconde moitié des étapes précoces de développement de la zone plissée, il se produit un léger changement dans le caractère du magmatisme des intragéosynclinaux. Parmi les formations volcanogènes, prédominent les formations à andé- sites-dacites et à basaltes-andésites. L'activité intrusive s'est manifestée essentiellement dans la formation d'intrusions (en majorité de petites et moyennes dimensions) de granitoïdes, de basicité élevée (diorites, granodiorites, syénito-diontes), accompagnées de gisements de fer de type skam, de gisements de cuivre et de gisements filoniens d'or.

Cette étape d'activité tectono-magmatique s'achève par une phase de plissement et de surrection pendant le Famennien-Toumaisien inférieur, et par l'intrusion d'un ensemble post-tectonique de dykes, de diabases et de diorites.

Les formations pré-ordoviciennes anciennes et parfois des granites anciens ressortent dans les structures anticlinales ainsi formées, l'étape proprement varisque de développement ne commençant qu'à partir du Dévo- nien moyen.

ia période qui s'étend du Tournaisien supérieur à la fin du Carbonifire-début du Permien, est caractérisée par la formation de dépressions géosynclinales de la

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seconde génération et ensuite par un plissement en plusieurs phases et par un soulèvement général (stade inter- médiaire de l'évolution de la zone plissée). L'activité volcanique se manifeste seulement dans les dépressions (Magnitogorsk (S), Alapaevsk-Bredy (lo)), par des épan- chements de basaltes, de porphyres diabasiques, lipariti- ques et trachyliparitiques. Parmi les formations sédi- mentaires, les formations à houille, à carbonates et à molasses se sont développées.

Parmi les complexes intrusifs, liés structuralement aux dépressions, ou aux fractures qui les délimitent, on rencontre un certain nombre de types minéralisés : - formation à hyperbasites post-viséennes à laquelle

sont liés des gisements de chromite et les principaux gisements d'asbeste; - granites potasso-sodiques, hypabyssaux auxquels sont liés des gisements de fer et de scheelite de type skam et des minéralisations en or; - plagiogranites-diorites auxquels est liée une minérali- sation diverse en or (or-arséno-pyrite, or-pyrite, or- polymétallique). Ce dernier ensemble est daté entre ia fin du Carbonifère inférieur et le début du Carbo- nifere moyen. Des intrusions de diorites-granites (âge 280-290

M. A.), de granites normaux ou ultra-acides à minérali- sation pegmatitique à métaux rares, de syénites néphé- liniques alcalines sont plus jeunes, localisées dans les structures géoanticlinales et se rapportent à la fin de l'étape intermédiaire (h3-p,).

Dans la période de consolidation des structures varisques (étape tardive: Permien-Trias) sont apparues des intrusions granitiques sous forme de stocks nettement discordants du Permien supérieur, des granites pegma- toïdes du Trias et des dykes de granitoïdes de composition variée, depuis les Porphyrites diontiques jusqu'aux aplites et felsites à minéralisation complexe, essentiellement en or, ainsi que de petites intrusions de syénites alcalines et néphéliniques, à minéralisation de terres rares. Le magmatisme s'achève par des épanchements d'une formation à rhyolites et basaltes qui se manifeste uniquement dans la partie orientale de la dépression eugéosynclinale initiale.

Évolution des zones géotectoniques périphériques de Ia partie orientale de l'Oural el de leurs minéralisations. Le groupe de zones périphériques orientales de l'Oural parmi lesquels on examinera seulement ia zone occidentale de Tourgaï(l3) et la zone de Tourgaï centrale (14), est séparé de l'ensemble des zones eugéosynclinales précé- dentes par une profonde fracture régionale. Ces zones périphériques sont d'autre part recouvertes presque en totalité par des sédiments de plate-forme. La particula- rité des zones périphériques orientales, c'est la présence à la base des formations appartenant au cycle varisque, d'un complexe de formations géologiques analogues par leur composition, aux sédiments de l'étape tardive des Calédonides du Kazakhstan central. Ici, se trouve la formation dévonienne à andésites et liparites (d,-d2), la formation rouge de molasse continentale, et ia formation temgène marine à carbonates, pratiquement de plate- forme (d3fm-h,vl). L'étage proprement varisque a un développement raccourci. Dans la zone occidentale de Tourgaï, ce complexe pré-varisque est constitué par un ensemble basalto-andésitique volcanogène, de porphyrites, où les roches plus acides du Viséen moyen-Namu-

rien sont moins développées; à l'est, cet ensemble passe à une série terrigène à carbonates, du m ê m e âge. Ces sédiments sont traversés par des intrusions du complexe de gabbro-granodiorite du Bachkirien supérieur. A ce dernier, se rattache une minéralisation très importante de magnétite de type skarn accompagnée d'une minéra- lisation accessoire de sulfures de cuivre, de plomb et de zinc.

Après le plissement, il se forme à la limite du Carbo- nifère inférieur et du Carbonifère moyen, une molasse continentale rouge à laquelle sont subordonnés des épan- chements d'andésites et de basaltes.

Dans ia zone centrale de Tourgaï, au Permien, il se produit des intrusions de granodiorites et de syénites alcalines d'âge absolu: 252 M. A. Dans les deux zones de Tourgaï, on rapporte au Trias une formation à rhyolites et basaltes, avec intrusions subvolcaniques de gabbro- dolérites, de micro-granites à sanidine et de lipantes.

La couverture de plate-forme se forme sur l'Oural depuis le Jurassique supérieur. Les principales époques de la métallogenèse continentale sont le Crétacé supé- rieur, le Miocène et le Quatemaire, au cours desquelles se forment des gisements exogènes liés aux manteaux d'altération, des gisements alluvionnaires d'or, de platine, de diamant et d'autres types de substances utiles.

Zones métallogéniques de l'Oural L'Oural représente une province métallogénique spécifi- que dont les particularités du magmatisme et de la mé- tallogénie ont permis à J.A. Bilibin de distinguer un type particulier ouralien de minéralisations. Ces particu- larités se traduisent par la prédominance de la minérali- sation de l'étape précoce et du début de l'étape intermé- diaire liée aux intrusions basiques et ultrabasiques, par les formations volcanogènes du type diabase-albitophyre et basalte-andésite-dacite et par des granitoïdes moyen- nement acides. La métallogénie de l'Oural est caractéri- sée par des métaux tels que cuivre, chrome, platine, nickel, asbeste, cobalt, fer, titane, vanadium, zinc, or, avec un rôle insignifiant ou tout à fait secondaire à l'étain, tungstène, molybdène, etc. Le magmatisme et la métal- logénie de l'Oural ont acquis ce caractère fémique seulement au cours du cycle varisque et il est particulière- ment marqué dans les zones intragéosynclinales.

Sur ia Carte métallogénique, sont représentées des zones métallogéniques e,' minéralisées d'âges variés qui comprennent habituellement non seulement des régions d'extension de certaines associations de minéraux utiles correspondant aux diverses étapes de développement du géosynclinal, mais aussi les régions où l'on rencontre les formations géologiques liées habituellement à ces miné- raux et présentant ainsi des perspectives en ce qui concerne l'apparition de ces associations.

Zones métallogéniques des étapes prévarisques (pré- ordoviciennes) : A u sein des formations pré-ordoviciennes, on a distin- gué trois zones métallogéniques (fig. 17 et tabl. 3). L a zone de Kousa (1) est située dans l'Oural-sud et englobe l'ensemble des intrusions minéralisées de gabbro et de gabbro-diabases du Protérozoïque supérieur. La mi- néralisation est localisée nettement le long d'une zone de fractures et est représentée par des magnétites titaniferes

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T. v. Bilibina, V.G. Grouchevoï, A. D. Dachkova et al.

à vanadium (gisements de Kousa) et par les gisements de pyrite et de barytine (gisement de Medvedev). La zone de Bachkirie-Oufalei'(2). réunit dans I'Oural-sud des zones de sédiments temgènes carbonates du Protéro- zoique, au sud, et une zone de massifs granitiques pré- ordoviciens, au nord. Aux sédiments terrigènes carbona- tés de la série de Bourzian, sont liés les grands gisements télé-thermaux de magnésite (Satka) et de sidérose (Bakaí), et i la série de Iourmatinsk sont liés les gisements sédimentaires de sidérose (Kataskinsk, Toukan, etc.). Enfin, en rapport avec les intrusions granitiques, on connaît des indices de mica, de fluorite, de molybdè-

La zone de Kharbeï(3), comprend la zone des formations pré-ordoviciennes de la partie centrale de l'Oural polaire. Elle est caractérisée par la présence de gisements de molybdène (Kharbei), d'indices d'antimoine, d'arsenic et, semble-t-il, d'une minéralisation surimposée; PO- lymétallique, de cuivre et d'or. Certains types de miné- ralisations de métaux rares, liés souvent aux processus d'albitisation métasomatique, de muscovitisation, de quartzification et de fluoritisation parmi des granitoïdes et des granito-gneiss semblent également avoir un âge plus jeune (Dévonien?). Zones métallogéniques des étapes varisques précoces (02-h I ti) : Pour le cycle tectono-magmatique tarisque, on peut observer des règles assez nettes qui déterminent la réparti- tion et les particularités des zones métallogéniques. La minéralisation de l'étape précoce (oz-hltl) qui a une importance essentielle dans l'Oural est concentrée presque en totalité dans les dépressions intra-géosynclinales. Les zones métallogéniques ont ici une direction présentant un caractère constant, de m ê m e que les zones d'indices magmatiques minéralisés.

FIG. 17. Schéma de ia subdivision métallogénique de l'Oural.

' ne, et des gisements métamorphogènes de titane. ,

,'

'

8 s

Limites des zones métalloghiques et métallifères des cycles tectonic0 magmatiques, préardoviciens. Limites des zones métallogéniques et métallifères du cycle tectonico- magmatique varisque:

Minéralisations de l'étape précoce;

Minéralisations de l'étape intermédiaire;

Minéralisations de l'étape tardive; a Minéralisations d'étape, diverses; 1/1 Principales fractura profondes; a Limiter des zona métallo&niques et métallifdres bous couverture de la plate-

I '

forme post-varisque. Zones métallogéniques et métallifhs de: 1. Kousa; 2. Bachkirie et Oufaleï: 3. Kharbeï; 4. Tagil-Magnitogorsk; 5. Sarannaia; 6. Zilaïr; 7. Soultanovsk; 6. Magnitogorsk; 9. Valerianovsk; 10. Mourzinsk-Adamov; 11. Berezovka; 12. Paï-Khoï-Vaïgatch; 13. Alapamk-Bredy; 14. Imenogorskdysert. 15. Irgir. U I I P 50 Lm

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Zone de Tagil-Magnitogorsk(4). C'est la zone la plus importante et la plus typique de cette catégorie. Elle s'étend à travers tout l'Oural et les Mougodjary et correspond étroitement à la zone géotectonique intragéo- synclinale du m ê m e nom. ia minéralisation s'est mani- festée le plus intensément sur sa bordure ouest, contiguë à une des fractures profondes les plus importantes, sépa- rant la zone eugéosynclinale de la zone miogéosyncli- nale. Près de cette bordure, on a les zones d'hyperbasites d'áges variés. C'est précisément dans cette zone que s'est manifestée de la façon la plus complète, la particularité mentionnée plus haut de la métallogénie du cycle tecto- nomagmatique varisque. Les gisements de chromite les plus importants sont localisés dans les grandes intrusions d'hyperbasites du Silurien de l'Oural-sud (gisement de Kempirsai]. Ailleurs, les roches hyperbasiques en partie plus jeunes, renferment des gisements de dimensions plus petites. Dans les zones où les solutions hydrothermales ont agi sur les serpentinites, on rencontre des gisements peu importants de chrysotile-asbeste, de talc (Chubrovsk, d'lchanov, etc.). Le manteau d'altération de roches hyperbasiques contient des gisements silicatés de nickel (Akkerrnanovka, etc.) de cobalt et de magnésite (gisement de Khalilov). A u complexe silurien de dunite- pyroxénite-gabbro, de l'Oural-nord et de l'Oural moyen, sont liés des gisements, in situ, et les gisements alluvionnaires de platine (Tagil, Kytlyma, etc.) et des gîtes de magnétite peu titanifere, essentiellement dans les py- roxénites (Katchkanar, Visim) et des disséminations de cuivre dans les gabbros.

Parmi les gisements qui accompagnent les granitoï- des à plagioclases du Silurien, les gisements métasomati- ques de contact de fer, contenant parfois un peu de cuivre et de cobalt (mines de Severnye et de Pokrovsk) méritent d'être mentionnés. Le complexe gabbro-plagio- granitique dévonien (eifélien) est caractérisé par une mi- néralisation en or et en or et arsenic (gisements du groupe de Muss). A la fin du Dévonien moyen, remontent les complexes intrusifs à diorites et granodiorites et les gisements métasomatiques de contact, de cuivre et de fer (mine de la Tourza, fig. 18) ainsi que le gisement de fer de Ioun-Iagin, etc.

Parmi les complexes minéralisés à amas pyriteux, on distingue ceux de l'Ordovicien (groupe de gisements de Kaban), ceux du Wenlock (groupe de Krusnouralsk, de Karabach, etc.), ceux du Dévonien (gisements de Gai; Sibui; etc.). La figure 19 représente une des coupes-types des gisements de pyrite.

Aux complexes de gabbros et syénites du Dévonien inférieur, sont liés les grands gisements métasomatiques de contact de fer, avec un peu de cuivre et de cobalt (Vysokogorsk, et Goroblagodat). Les bauxites (gisements de Krasnaja-Chapochka, de Gornostai; etc.) sont liés aux transgressions répétées du Dévonien moyen dans la zone littorale orientale de la dépression intragéosynclinale de l'Oural-nord. Les minerais de manganèse se rencontrent dans les sédiments siliceux parmi les couches volcanogè- nes de l'Oural-sud (gisements de Niiuzgoulovsk, Kousi- movsk). Les formations de minerais de fer de type laté- ritique (Novotroitsk, Orsk et Kempirsai' est) sont largement représentées dans la partie sud de cette zone (Mou- godiary).

Les autres zones de plus petites dimensions, distin- guées sur la Carte, représentent des minéralisations de l'étape précoce généralement d'un seul type.

FIG. 18. Coupes géologiques du gisement de cuivre de type métasomatique de contact, de Tourya (Oural) d'aprts Ia. P. Baklaev. 1 série de grès; 2 série de Moskalev; 3 série de Bogoslovskïi; 4 série de Frolov-Vasilev; 5 série de Bachmakov; 6 série de Souvarov; 7 série supérieure de Vzvoznaia; 8-9 série inférieure; 10 diorites; 1 1 Skarns; 12 cornéennes; 13 accidents tectoniques; 14 diorites quartziques; I5 gabbro-diorites; 16 corps minéralisés.

W.sw gisemcnt d u m w e a u From mine ck Frob E.NE

L L I + + + + I

W.SW mine de Ebgosiovskii mine de Bachmakov €.NE

- Zone minéralisée de la ville de Sarannaia(5). Les limites de la zone peu étendue de la ville de Surannaiu entourent la zone des intrusions d'harzburgites du Silu- rien liées à la fracture de la partie centrale de l'anticlino- n u m de l'Oural occidental au milieu de roches du Paléo- zoïque inférieur et du Précambrien. U n grand gisement de chromite (celui de Saranomk) est lié aux roches ultrabasiques. - Zone de Zilair (6). La zone métallogénique de Zilair s'étend sur la partie sud de la zone géotectonique de Zilair-Vichera, où sont localisées des roches hyperbasiques à chromite ainsi que des couches volcano-sédimen- taires de l'ordovicien, du Silurien et du Dévonien. Aux roches ultrabasiques, sont liés dirkrents gisements de chromite parmi lesquels le plus important est celui de Menjinskii: - Zone minéralisée de Soultanovsk(7). Elle est située sur le versant est de l'Oural moyen, dans la zone géotec- tonique d'Alapaevsk-Bredy et comprend la zone d'extension des formations volcanogènes du Silurien et du Dé- vonien et des intrusions plagiogranitiques qui les traversent. Aux plagiogranites sont liés des gisements de fer du type Skarn, et aux roches volcaniques des amas pyriteux (gisement de Soultunovsk).

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~ ~~

i 3. Province métallogénique Minéralisation des différentes étapes de développe- Gisements magmatiques de chromite, gisements d'Alapaevsk-Bredy ment du cycle tectono-magmatique hercynien. hydrothermaux de chrysotile, asbeste, de talc, poly-

Correspond à la dépression intragéosynclinale métallique, d'or et antimoine. Minéralisation de d'Alapaevsk-Bredy pyrite, indices de minéralisation à Skarns de cuivre

et de fer I

TABLEAU 3. Zone métallogénique de l'Oural

Nom des provinca mé(aliogéniques El* sur le a c h e m

de la subdivision métalbgkniquc

Position gmtcctoniquc : (cyck tectono-magmatique.

rapport avec ler zones stniciuro-formationneIles)

Types @?nétiquer et composition de ia minéralisation

I. Province minéralisée de Cycle post-protérozoïque supérieur. Zone de Gisements magmatiques de magnétite titanifere Kousa l'Oural occidental avec vanadium : minéralisation hydrothermale de

pyrite et barytine

2. Provinces métallogéniques Cycle protérozoïque inférieur-moyen. Zone de Gisements télé-thermaux de magnésite et de mine- Bach kine-Oufaleï l'Oural occidental rais de sidérose

3. Province métallogénique de Cycle protérozoïque supérieur-paléozoïque infé- Indices hydrothermaux de molybdène, d'antimoi- rieur. Zone de Zilair-Vichera et de l'Oural central ne, d'arsenic. Minéralisation surimposée de cuivre,

d'or, polymétallique et de terres rares

4. Province métallogénique de Étapes précoces du cycle hercynien. Correspond à Gisements magmatiques de platine, de chromite, la dépression intragéosynclinale de Tagil-Magnito- de magnétites peu titaniferes, gisements pyriteux gorsk de cuivre, gisements métasomatiques de contact de

fer et de cuivre, et gisements hydrothermaux d'or et d'arsenic, de quartz auriîëre, gisements de chrysotile et d'asbeste, gisements sédimentaires de bauxite, de manganèse. d'hématites brunes oolithiques, etc.

Kharbeï

Tagil-Magnitogorsk

5. Province minéralisée de la Etape précoce du cycle hercynien (?). Zone de Gisements magmatiques de chromite ville de Sarannoï l'Oural occidental

6. Province métallogénique de Étape précoce du cycle hercynien. Zone Zilair- Gisements magmatiques de chromite, gisements

7. Province minéralisée de Soul- Étape précoce du cycle hercynien. Dépression in- Gisements hydrothermaux de cuivre du type pyrite

8. Province métallogénique de Etape précoce du cycle hercynien. Correspond à la Gisements métasomatiques de contact de fer, gise-

Ziiair Vichera pynteux de cuivre

tanov tragéosynclinale Alapaevsk-Bredy et gisements métasomatiques de contact de fer

Magnitogorsk dépression de Magnitogorsk ments hydrothermaux de tungstène, d'or - ~ ~

de Étape précoce du cycle hercynien. Zone de la Gisements métasomatiques de contact de fer du Valerianov Tourgaï occidentale type Skarn

~~~

10. Province métallogénique de Étape intermédiaire du cycle hercynien. Soulève- Gisements hydrothermaux d'or et pyrite, d'or et arsenic, polymétallique et or, pegmatites à métaux rares, gisements quartziques de wolfram et scheelite, filons de quartz aurifere

Murzinsk-Adamov ment de l'Oural oriental r /minéralisée de Bere- fitape tardive du cycle hercynien. Structure swim- Gisements hydrothermaux d'or et pyrite, gisements

posée dans le soulèvement de l'Oural oriental d'or-cuivre-cobalt

~~

12. Province métallogénique de Étape tardive du cycle hercynien. Structure surim- Gisements téléthermaux de cuivre, plomb, zinc et Pai-Khoï-Vaïgatc h posée dans l'avant-fosse fluorite

14. Province métallogénique Minéralisation des différentes étapes de développe- Minéralisation de terres rares d'llmenogorsk-S yserî ment du cycle hercynien. Soulkement de l'Oural

oriental

15. Province métallogénique Minéralisation des différentes étapes de développe- Minéralisation métasomatique hydrothermale de ment du cycle hercynien. Dépression d'Alapaevsk- chalcopyrite. Indices métasomatiques de contact de Bredy fer

d'lrgiz


Formations géologiques et magmatiques minéralisées Importance industrielle Exemples de gisements les pius importantes

Gabbros Gisements grands, moyens et petits Kousa (titane)

O n n'a pas constaté de rapport avec le magmatisme

Grands gisements Satka (magnésite) Bakal (Fe)

Granitique Petits gisements et indices Kharbeï (Mo)

A hyperbasite, à dunite-pyroxénite-gabbros, à gab- Gisements grands, moyens et petits Tagil (Pt) bro-syénite, à gabbro-plagiogranite, à dionte-grano- Katchkanar (Fe. Ti) diorite, à diabase-albitophyre, à kératophyre-spili- Kempirsaï (Cr) tes-diabase, à andésite-dacite, à carbonates, silico- IIIe Internationale (Cu) schisteux, etc. Outchaly (Cu)

Vysokaia (Fe) Sibaï, Gaï (Cu) Mines de Turiia (Cu). Groupe de Miassk (Au), Krasnaïa Chapotchka (Al) Gornostaïskoe (Al)

à hyperbasite Grand gisement Saranoï (Cr)

à hyperbasite, à spilite-kératophyre

Gisements petits, moyens Gisements de Menjinskii (Cr) et Bliava (Cu)

à diabases-porphyrite-albitophyre, plagiogranite Petits Soultanov (Cu) Tetchenskoe (Fe)

Intrusions hypabyssales de granitoïdes (granites, Moyens et petits de la ville de Magnitnaia (Fe) granosyénites, granodiorites, diorites)

Intrusions de granites et de diorites

de Bouranov (w)

de Sokolov (Fe) de Sarbai (Fe)

Kotchkarskoe, Tcheliabinsk (Au). Boevka (W).

Grands gisements

Granitoïdes à plagioclases et granites à microcline Gisements grands, moyens, petits et indices

Formations de dykes de granitoïdes batholitiques Gisements grands, moyens, petits et indices Berezovka (Au) Blagodat (Au, Cu) Pychma-Klioutchevskii (Co, Cu)

O n n'a pas constaté de rapport avec le magma- Grands gisements et indices 1 tisme Amderma (fluorine)

Formations Gisements grands et petits, indices Verblioujegorsk (Cr), - hyperbasiques Bajenov (Asbeste) - diabase-porphyres-albitophyres Alapaevsk (Cr) - granites Aramachev (Sb) Andreevka (Pb, Zn) Pokrovskoe (Pb, Zn)

Syénites néphéliniques (de Miask) Gisements petits et indices Vichnevogorsk

Spilites et kératophyres Indices

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Zones métallogéniques associècs aux zones géosyn- clinales de deuxième génération des étapes varisques intermédiaires : On a vu plus haut que la première moitié de l'étape intermédiaire d'évolution varisque de l'Oural est carac- térisée par la formation au Carbonifère inférieur de dépressions géosynclinales secondaires ou de deuxième génération de type eugéosynclinal (d'après Stille), en grande partie surimposées sur les intragéosynclinaux. U n e minéralisation particulière est concentrée dans ces dépressions et elle caractérise une catégorie particulière de zones métallogéniques, associées aux zones géosyncli- nales des stades intermédiaires. - La zone de Magnitogorsk(8) en est un exemple. Sur' presque toute son étendue, cette zone coïncide avec ia zone géotectonique du m ê m e nom. Dans cette zone mé- tallogénique, sont comprises également des régions où se sont produites des intrusions de granitoïdes du Carboni- fère dans les roches du socle au nord et au sud de la zone synclinale. A ces différents types d'intrusions (granites, granosyénites, granodiorites, diorites) sont liés de grands gisements de fer du type skam (Magnitogorsk, fig. 20), des gisements de scheelite filoniens et de type skam (gisement de Bouranovsk), ainsi que des gisements filoniens d'or. O n connaît également des fiIons de barytine et des indices de plomb. Zone de Valerianovsk (9). Les gisements métasomatiques de contact de fer de Transouralie, caractérisent cette zone métallogénique qui appartient à la m ê m e catégorie de zone que celle de Magnitogorsk. Elle est pratiquement entièrement cachée sous les sédiments du Mésozoïque et du Cénozoïque de la Plate-forme de Touran (ensellement de Tourgaï, partie ouest, mentionnée plus haut). La zone est caractérisée par le développement de roches effusives du Viséen-Namurien et des intrusions comag- matiques de gabbrodiorites et de granodiorites qui sont accompagnées d'une très importante minéralisation de fer, du type skam (gisements de Sokolovsk, de Sarbai') associée à une minéralisation sulfurée accessoire de cuivre, de plomb et de zinc. C e groupe de gisements se trouve à 45 k m au sud-ouest de la ville de Koustanaï.

Le gisement de magnétite de Sokolovsk est situé dans la zone du contact de calcaires et d'un massif intrusif de diorites porphyriques et de syénites porphyriques à albite. Les calcaires forment le toit du gisement. Le gîte a une forme complexe stratiforme et un pendage de 60-80" dans la partie centrale, le pendage est moins fort dans les parties nord et sud. Le corps minéralisé est recouvert de sédiments continentaux albiens-cénomaniens, sur lesquels reposent les sédiments marins du Crétacé supé- rieur, du Paléogène, et du Néogène. La puissance des roches de couverture varie de 35 à 100m et plus par endroits. Dans le district du gisement de Sokolovsk en dehors des minerais de magnétite de type skarn, des minerais pisolithiques d'hématite brune avec des intercalations de bauxites pierreuses et argileuses sont liés aux sédiments du Crétacé inférieur. Les calcaires bruns sont situés à une profondeur de 80 à 96m et ont une puissance supérieure à 50 mètres.

Le gisement de magnétite de type skam de Sarbai' se trouve au contact d'un massif de diorites et d'une couche de sédiments volcanogènes. Le gisement c o m m e celui de Sokolovsk, a une direction nord-sud et un pendage vers l'ouest de 45-50", conformément au pendage des couches

Fra. 19. Coupe transversale de I'amas pynteux et à chalcopyrite de Krasnovgvardeïsk d'après V. P. Pervov : I Porphyrites à plagioclases; 2 Porphyrites diabasiques; 3 tufs et tufites; 4 roches filoniennes sécantes; 5 porphyritoïdes; 6 chiorito-schistes; 7 schistes à quartz et séricite et quartzites secondaires; 8 chalcopyrite; 9 pyrite; IO sulfures disséminés; I 1 pyrite pulvérulente; I2 hématite brune.

de sédiments volcanogènes. Dans le gisement de Sarbai; on compte trois gîtes indépendants. La puissance maximale du gîte atteint 180m, celle du sud-est 140m et celle du gisement ouest, qui se divise en deux corps minéralisés indépendants, environ 1 10 m de puissance totale.

Dans les gisements de magnétite de Sokolovsk et de Sarbai; on distingue les minerais riches à teneur en fer supérieure à 50 Yo et des minerais pauvres (disséminés) dont la teneur en fer varie de 30 à 50%. Les minerais sont facilement enrichissables. A partir de ces minerais,

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fonctionne un grand combinat d'extraction et d'enrichissement. Les ressources du minerai du district de Soko- lovsk-Sarbai; offrent des perspectives d'augmentation, grâce à la prospection des anomalies magnétiques cons- tatées dans la direction d'allongement de la zone métal- logénique de Valerianovsk.

La métallogénie des autres zones des étapes intermé- diaires, est étroitement liée aux intrusions batholitiques synorogéniques et tardi-orogéniques du Paléozoïque su- périeur, localisées dans les anticlinoriums. Elles se trouvent essentiellement localisées dans une grande zone géotectonique : le géo-anticlinorium de l'Oural oriental. D'autre part, la minéralisation hydrothermale la mieux développée est liée à la zone de fracture profonde, qui sépare l'anticlinorium du synclinorium d'Alapaevsk- Bredy qui lui fait suite vers l'est. Zone de Mourzinsk-Adamov (10). C'est la zone la plus étendue, strictement liée aux intrusions granitiques, ce qui détermine ses caractéristiques métallogéniques. Par- mi les gisements hydrothermaux, on connaît des gisements d'or, d'or et arsenic (Kotchkar), une minéralisa- tion filonienne de tungstène (Boevo). U n certain intérêt est présenté par les granites, les Pegmatites intrabatholi- tiques et exo-batholitiques en essaim dans les schistes cristallins et les migmatites, auxquels sont liés les gisements bien connus de pierres précieuses de l'Oural. Zones métallogéniques de minéralisations associées aux éjapes varisques tardives: La minéralisation du stade tardif, associée à des dykes de granitoïdes (porphyres, roches alcalines) post-batholitiques du Permien, caractérise des zones métallogéniques surimposées, relativement petites, et contrôlées par des fractures. C o m m e exemple de telles zones, on peut prendre la zone de Berezovka. Zone minéralisée de Berezovka (1 1). Elle est délimitée par i'ensemble de dykes de granitoïdes post-batholitiques et par la zone d'extension des gisements typiques du stade tardif, qui à Berezovku sont représentés par des filons d'or et de pyrite, à structure typique en échelons (fig. 21), par des filons d'or et de quartz cupriferes (gisement de Blagudal), par des filons de scheelite, enfin par des indices filoniens de quartz et molybdénite. Dans la zone minéralisée de Berezovku, se rencontre aussi un

gisement particulier de substitution (gîte de Pychma- Klourchevsk) de sulfure de fer (pyrrphotine), cuivre et cobalt, d'âge (K-Ar) également post-batholitique (265 M. A.). Une position particulière est occupée par la minéralisation téléthermale la plus tardive, d'âge semble-t-il post-permien, mais plus sûrement triasique. Elle se manifeste sur les versants orientaux et occidentaux de la zone plissée de l'Oural à l'intersection d'anticlinaux transversaux, reflétant, semble-t-il, la structure du socle ancien, et est associée aux fractures qui suivent ces derniers sans lien visible avec les roches éruptives. La zone de Pai-Khoï- Vaigatch (1 2) est la plus importante des zones de minéralisation de l'étape tardive. Elle se trouve dans l'anticlinorium de Paï-Khoï-Vaïgatch et se poursuit dans la zone métallogénique de la Nouvelle- ïemble.

ia minéralisation est représentée par de nombreux, mais petits gisements et indices de plomb et de zinc du type de substitution dans les roches carbonatées (gisement de la presqu'île de Razdelnii; de cuivre et de fluorine (gisements d'hzderma). Tous les gisements se trouvent dans des calcaires et dolomites de l'Ordovicien et du Silurien (?) (mais on connaît également des indices dans les sédiments du Carbonifere et du Permien) et sont liés à plusieurs fractures parallèles recoupant sous un petit angle les structures plissées. Dans cette m ê m e zone, on connaît des granites potassiques du Permien supérieur et du Trias. Zones métallogéniques à minéralisations associées de diflérentes étapes varisques: Quelques grandes zones métallogéniques sont caractéri- sées par la présence d'une minéralisation à différents stades de développement. Elles font partie, soit des zones géotectoniques synclinales, à structures complexes, en blocs, ayant connu des affaissements réitérés (zone d'Alapaevsk-Bredy), soit des zones géotectoniques anticlinales, où les magmatismes granitiques et alcalins s'enchevêtrent de façon complexe (zone d'Ilmenogorsk- S ysert). La zone métallogénique dAlapaevsk-Bredy (1 3), d'après son développement au Silurien et au Dévonien, a repré- senté un intragéosynclinal typique mais plus petit que celui de Tagil-Magnitogorsk. Une minéralisation d'amas

FIG. 20. Coupe géologique du Mont Magnitnaia (Oural) d'après A. N. Zavaritskiii: 1 alluvions; 2 minerai alluvionnaire; 3 minerais oxydés; 4 Skarns; 5 minerais primaires; 6 calcaires métamorphisés; 7 atatschites; 8 Porphyrites; 9 filons de diorite; 10 filons de roches acides; 1 1 failles.

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FIG. 21. Type de filons en échelons du gisement d’or de Bere- zovo, d’après N. Levkovitch : I dykes de granitoïdes; 2 roches encaissantes; 3 filons minéralisés.

La zone dïrgiz(l5) est la continuation sud de la zone précédente à l’intérieur des Mougodjary. Elle est intéres- sante par la présence de petits gisements de pyrite, dans des couches de diabases et d’albitophyres du Viséen supérieur, ainsi que par des indices de fer du type skarn.

pyriteux et les indices d‘une minéralisation de fer et cuivre de type skarn, se rapportent aux étapes précoces et intermédiaires de développement. A u Carbonifère infé- rieur, sur les bordures est et ouest, se sont produites des intrusions réitérées de roches hyperbasiques à l’origine de gisement de chromite (Alapaevsk, Verblioujegorsk, etc.), de grands gisements d‘asbeste, chrysotile (Bajenov), de gîtes de talc, liés à l’action de granitoïdes filoniens sur les roches hyperbasiques. O n rencontre d‘autre part, dans cette zone métallogénique, une minéralisation appartenant, d’après son type, à des complexes minéralisés des étapes tardives, n’ayant pas de rapport visible avec des indices magmatiques: minéralisation d’or et d’antimoine (gisement Aramachev), gisement polymétallique (Pokrovsk. Andreevsk, etc.). L a zone dïlmenogorsk-Sysert (I 4) comprend la zone d’extension des intrusions alcalines des Vichnevye Gory et des Ilmenskie Gory au sud et le complexe granito- gneisso-schisteux de Sysert, au nord. La minéralisation est liée aux Pegmatites alcalines et granitiques. Parmi celles-ci, on connaît des Pegmatites granitiques micacées. dirérentes Pegmatites granitiques et alcalines à terres rarcs, des Pegmatites désilicifiées à corindon-vermiculite, dans les lisérés bi-mktasomatiques de réaction. Les Pegmatites de syénites néphiliniques ont égalcment une importance industrielle.

CHAINE PLISSEE ALPINE Les régions de développement de plissement alpin sont situées au sud de la partie européenne de I’llnion Sovié- tique. Elles bordent au sud les grandes structures de plate- forme: plate-forme russe la plus ancienne, et plate- forme épivarisque des Scythes, dont elles sont séparées par un certain nombre d‘avant-fosses : précarpatique, prédobroudjienne, celle &Indol-Kouban et celle de Tersk-Kouma.

La plus grande structure alpine plissée du temtoire étudié est le Caucase.

La Crimée montagneuse, les Carpates orientales ou ukrainiennes représentent un secteur insignifiant des édi- fices montagneux des Carpates et n’occupent que de petites surfaces de la zone d’étude.

Toutes ces régions ont appartenu à la zone géosyncli- nale de la Méditerranée et on y rencontre dans une certaine mesure le type de minéralisation d’Europe occidentale (d’aprEs A. Bilibin) représenté par des gisements hydrothermaux de plomb, de zinc, de mercure, d’arse- qic, d’antimoine, de barytine, etc.

A u cours de l’examen de la plate-forme de Touran, on a caractérisé brièvement un petit secteur de l’extrémité occidentale du Kopet-Dag recouvert par une puissante couverture de sédiments quaternaires et néogènes, de la fosse de la Caspienne. Nous débuterons par le Caucase, cette brève description de la métallogénie des différentes parties des édifices montagneux alpins.

Le Caucase par V. G. Grouchevoï Le temtoire du Caucase peut être subdivisé du nord au sud suivant les ensembles suivants : plate-forme épiher- cynienne des Scythes, précaucasienne à couverture sédi- mentaire mésozoïque-cénozoïque touchant au nord la Plate-forme russe à socle plus ancien; le méga-anticlinorium du Grand Caucase; la dépression intra-montagneuse de Transcaucasie; le méga-anticlinonum du Petit Caucase limité au sud par la dépression intramontagneuse de la vallée de l’Araks. La région plissée du Caucase représente un secteur de l’ancienne zone géosynclinale alpine méditerranéenne, qui s’est formée sur un substratum paléozoïque (et peut être en partie précambrien), jusqu’à l’époque actuelle. Dans l’histoire de la formation du Caucase, on peut distinguer avec sûreté deux grands cycles d’évolution tectono-magmatique : cycle paléozoï- que et cycle mésozoïque-cénozoïque (alpin). La distinction d’un plus grand nombre de cycles de ce genre (3 ou 4) admis par certains auteurs, contribue à compliquer inutilement le caractère conventionnel et discutable du découpage chronologique des couches métamorphiques anciennes du Paléozoïque et peut-être du Précambrien, ainsi que de nombreuses roches magmatiques (tant anciennes qu’alpines). D’ailleurs, cette distinction n’est fondée souvent que sur quelques déterminations &âge absolu, qui donnent de très grands écarts.

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Aperçu sur l'évolution géotectonique et sur les zones structurales du Caucase: L'échelle de la Carte métallogénique qui a pour but de représenter la répartition des principaux types de miné- ralisations ne permet de figurer que sous une forme généralisée, les traits essentiels de la structure géologique du Caucase.

C o m m e dans la zone du versant sud et plus au sud encore, ainsi que sur le versant nord du Grand Caucase, on trouve, par endroits, en alternance, sous forme de sous- zones nettes, des couches terrigènes carbonatées et flys- choïdes du Jurassique supérieur, du Crétacé inférieur et supérieur et du Paléogène. Parmi les nombreux accidents disjonctifs longitudinaux, un est particulièrement impor-

Cycle anté-alpin. Les couches volcano-sédimentaires pa- léozoïques comprenant, par endroits, également celles qui sont attribuées conventionnellement au Paléozoïque inférieur (Cambrien-Ordovicien) habituellement trans- formées par métamorphisme en schistes cristallins et en gneiss, et injectées de roches intrusives, sont concentrées, essentiellement, dans la partie centrale fortement soule- vée du Grand Caucase (dans les chaînes Glavnyï et Reredovoi] et d'autre part, dans le massif résiduel de Dziroula de la dépression intramontagneuse de Trans- caucasie, ainsi que dans un certain nombre de petits massifs du Petit Caucase qui lui sont apparentés. La masse sédimentaire, et en partie volcanogène, du Paléo- zoïque moyen et supérieur (d, h,, p) et du Trias est représentée également dans les confins sud du Petit Cau- case. Ces roches du Paléozoïque moyen (?) et supérieur forment le socle plissé varisque de la Plate-forme des Scythes précaucasienne. La couche la plus intéressante du point de vue métallogénique est la couche volcano- sédimentaire varisque (à kératophyres et spilites) de la chaîne Peredovoï. Parmi les intrusions paléozoïques du Grand Caucase, on peut distinguer trois ensembles: I'ensemble paléozoïque moyen, de composition complexe (depuis les roches hyperbasiques jusqu'aux plagiogranites gneissoïdes) de la chaîne Peredovoï (Ourouchten); l'ensemble de massifs batholitiques de granitoïdes de la chaîne Glavnyï et de granites dits nordiques néovaris- ques (h+p); enfin, l'ensemble de petites intrusions permiennes de granitoïdes et de syénites porphyriques (ké- ratophyriques), des cours supérieurs de la rivière Kou- ban et du bassin de la Malaia bba. Chacun de ces ensembles intrusifs est caractéristique respectivement des étapes précoces, intermédiaires et tardives de l'évo- lution de la zone plissée géosynclinale varisque du Grand Caucase. Dans le Petit Caucase, ces intrusions sont très peu représentées. Cycle alpin suivant les zones structurales. A l'exception des affleurements indiqués de roches du socle paléozoï- que, tout le reste du temtoire du Caucase est constitué en surface par des roches mésozoïques et cénozoïques dont l'évolution s'est effectuée dans le cadre du cycle alpin. Les sédiments triasiques qui, par leur position tectonique, sont un lien entre les Variscides et les Alpides ne sont connus que dans les zones marginales du Cau- case central et à la limite sud d u Petit Caucase. Les séries géosynclinales du Jurassique inférieur et moyen, essentiellement terrigènes (avec des faisceaux peu développés volcanogènes) carbonatées et intensément tectonisées, sont largement répandues sur les deux versants du Grand Caucase entourant le cœur varisque et constituent la totalité de la partie orientale de la zone structurale que constitue la zone sud de la chaîne de Glavnyï, sur une grande distance. Dans la partie occidentale de cette zone structurale, un rôle important est joué par les roches effusives basiques porphyriques du Bajocien. Sur le versant nord du Grand Caucase, on observe plus souvent des roches effusives du Lias et du Jurassique supérieur.

tant: la fracture profonde du type chevauchement, le long de laquelle les couches métamorphiques paléozoï- ques de la chaîne de Glavnyi sont en contact avec les sédiments jurassiques de son versant sud.

Dans la chaîne inter-montagneuse de Transcaucasie dont la formation a commencé déjà au Mésozoïque infé- rieur ainsi que dans les avant-fosses plus tardives pré- caucasiennes, les couches du Mésozoïque et du Paléo- gène inférieur sont recouvertes par des sédiments paléo- gènes-néogènes de molasses précoces et tardives qui ont été soumises par endroits aux mouvements de la tectonique récente.

Sur la Carte métallogénique, sont indiquées les six zones structurales qui ont une importance métallogéni- que; sur les cartes tectoniques et géologiques, on en distingue habituellement davantage. Le magmatisme intrusif du cycle alpin dans le Grand Caucase est représenté par le complexe jurassique supérieur de massifs assez grands et de petites intrusions de granitoïdes de la chaîne de Glavnyï et de son versant sud (en Abkhasie et Sva- netie); par le complexe plus tardif des petites intrusions acides de la zone de la chaîne Glavnyi du Caucase central (granitoïdes, dacites, albitophyres quartziques), dont i'âge est néogène selon certains géologues et mésozoïque supérieur pour d'autres; enfin, par de petites intrusions laccolitiques de trachyliparites et d'autres roches jeunes, des contreforts nord du Caucase. D'autre part, on trouve des dykes de diabases et de roches voisines, de plusieurs âges de formation,

Dans la structure géologique du Petit Caucase, on distingue habituellement six à sept zones tectoniques délimitées par endroits par des fractures profondes.

L'affaissement géosynclinal important y a débuté à des époques différentes : à partir du Jurassique inférieur pour les zones de Somkhet-Karabakh et de Kafan, jusqu'au Crétacé supérieur pour les zones d'Adjar-Trialet à l'extrême nord-ouest et pour la zone centrale de Sevan- Akera. Dans toutes ces zones, les roches volcanogènes sont plus largement développées que dans le Grand Cau- case. Dans la première des zones mentionnées, on a une puissante couche volcano-détritique à kératophyres et spilite du Jurassique moyen, des couches porphyritiques du Jurassique supérieur et Crétacé supérieur, dans d'autres zones, prédominent les roches volcaniques de l'Eo- cène moyen. Les sédiments terrigènes et carbonatés sont propres aux couches du Jurassique supérieur et localement du Sénonien (celles-ci sont localisées aux limites nord du Petit Caucase). Les vastes surfaces du sud-ouest et du sud de la Transcaucasie sont occupEes par des couvertures néogènes et quaternaires d'andésites et de basaltes, et plus rarement de laves plus acides (andésites-dacites, dacites et liparites) et de leurs tufs.

Dans le Petit Caucase (en dehors dcs granitoïdes paléozoïques mentionnés plus haut), on connaît des roches intrusives appartenant à au moins six complexes d'âges différents: massifs du Jurassique moyen (Batho- nien) composés de roches acides et ncutrcs; intrusions néocomiennes (pré-Cénomanicn) plus répandues, à peu

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près de la m ê m e composition; roches basiques et ultrabasiques éocènes et semble-t-il également crétacées: gfa- nitoïdes à faciès de roches basiques et alcalines de 1’Eo- cène supérieur; intrusions en forme de batholites. de composition complexe depuis les roches ultrabasiques jusqu’aux granites acides, datés de 1’Eocène supérieur au Miocene inférieur; petites intrusions pliocènes d’andési- tes et de dacites. Tous ces complexes intrusifs en dehors du dernier, ont une importance métallogénique. Zones rnétallogéniques dir Caucase et b r è w caractéristiques des principaux giseinenls : Dans le Caucase, il est admis de distinguer deux provinces métallogéniques: le Grand Caucase et le Petit Cau- case, conformément aux traits particuliers de la structure géologique de ces régions brièvement indiquées plus haut et aux différences dans le déroulement de leur formation. Dans l’état actuel des connaissances, il est admis également de distinguer deux grandes époques métallo- géniques correspondant à deux cycles tectonomagmatiques dans l’évolution géologique du Caucase : Paléozoï- que (plus précisément varisque) et mésozoïque-cénozoï- que (alpin au sens large). Province rnétallogénique du Grand Caucase. Dans la province métallogénique du Grand Caucase (fig. 22). on

note six zones métallogéniques principales caractérisées chacune par ses particularités de minéralisation. S’y trouvent tous- les gisements essentiels; au-delà de leurs limites, on ne connaît pour l’instant que de petits indices. Les traits essentiels de ces zones métallogéniques sont brièvement résumés dans le tableau 4.

Zones métallogéniques prévarisques. Ces gisements d’âge paléozoïque existent seulement dans les deux zones nordiques de la partie centrale du Grand Caucase: zone de la chaîne Peredovoï et zone de la partie ouest de la chaine Glavnyï.

L a zone de la chaîne Peredovoi’(1) est caractérisée par des gisements de cuivre du type amas pyriteux, associés à d‘épaisses formations du Paléozoïque moyen (Dévo- nien, Carbonifere), à faciès volcano-sédimentaire (spilites et kératophyres) déposées lors de l’étape géosynclina- le du début du développement varisque. Les corps miné- ralisés lenticulaires et stratiformes reposent habituellement en concordance dans les roches acides effusives et tufogènes-détritíques, associées à des corps stratiformes d’albitophyres laminés, les amas minéralisés eux-mêmes étant intensément laminés. Les minerais ont une structure compacte. Ils sont constitués presque entièrement de sulfures (Fe, Cu, Zn, un peu de Pb) avec une teneur

FIG. 22. Schéma de la subdivision métallogénique du Caucase.

GRAND CAUCASE: ’ I Zone de la chaîne Peredovo (avant-chaîne caucasienne) (Paléozoïque) et zone surimposée (Mésozoïque) - Cu-Zn-W, Mo; II Zone de la partie occidentale de la chaîne Glavnyii (chaîne caucasienne principale) (Paléozoïque) - W, As; III Zone d’Abkhasie-Ratcha (Mésozoïque-Cénozoïque) - Hg, As, Sb; IV Zone de la partie occidentale du versant sud de la chaine Glavnyï (Mésozoïque) - Ba, Pb, Zn; V Zone de la partie orientale du versant nord de ia chaîne Glavnyi (Mésozoïque) - Pb, Zn; VI Zone de la partie orientale du versant sud de la chaîne.Glavnyi: Kakhetinskïi-Belokany (Mésozoïque) - Zn, Pb, Cu. PETIT CAUCASE: VI1 Zone d‘Adjar-Trialet (Mésozoïque) - Cu, Fe, Pb, Zn; VI11 Zone de Somkhet-Karabakh (Mésozoïque) - Cu, Fe, Ba, alunite; IX Zone de Sevan-Akera (Mésozoïque, Cénozoïque) - Cr; X Zone de Kafan (Mésozoïque) - Cu; XI Zone de Miskhan-Zangezour (Cénozoïque) - Cu, Mo, néphéline -XII Zone d‘Erevan-Ardoubad (Cénozoïque) - Zn, Pb, Cu, As.

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minimale en minéraux de gangue. Les phénomènes de modification hydrothermale des roches au voisinage des corps minéralisés sont habituellement voilés par le méta- morphisme ultérieur. En ce qui concerne ia genèse de ces gisements (comme d'une façon générale pour ce type) il n'y a pas encore d'opinion définitivement établie : certains chercheurs les considèrent comme sédimentaires par exhalaison, d'autres les attribuent à des formations hydrothermales voisines de la surface.

Dans la zone métallogénique de la partie occidentale de la chaíne Glavnyi'(II), dans les intrusions granitoïdes de type batholitique, attribuées à l'étape néovarisque (h2-p), on ne connaît que de petits gisements filoniens, des Stockwerks et des indices de tungstène, molybdène et arsenic; ils sont représentés par le gisement d'arséno- pyrite et de scheelite de Kíi-Teberd. A l'étape tardi-oro- génique du cycle varisque, se rapportent les indices d'une minéralisation filonienne polymétallique (Pb-Zn) et de barytine, accompagnant de petites intrusions et des dykes de granites porphyriques et de syénite porphyriques (kératophyres) permiens, au nord-est de la zone de la chaîne de Peredovoï (gisement d'Elbrous et autres gisements dans le cours supérieur du fleuve Kouban). Dans ia zone d'altération mésozoïque et cénozoïque du massif paléozoïque de roches hyperbasiques s'est formé dans le Caucase Nord, le petit gisement de fer de Malka.

Zones métallogéniques alpines. Parmi les gisements du cycle tectono-magmatique alpin du Grand Caucase, il semble qu'il faille considérer c o m m e les plus précoces, attribuables à l'étape initiale géosynclinale, du Mésozoï- que, les gisements qui se sont formés au Jurassique moyen. O n peut les réunir dans trois zones métallogéni- ques alpines: V, IV et VI.

La zone orientale du versant nord de la chaíne Glav- njf(V), constituée essentiellement par une épaisse formation de roches temgènes du Jurassique inférieur et moyen, comporte dans la région de la ville d'Ordjoni- kidze un groupe de gisements de Pb-Zn, dit du Caucase Nord, dont les principaux sont ceux de Sadon et Zgid et ceux moins importants de Fiagdon-Khanikom. Ces filons minéralisés, des deux premiers gisements se trouvent principalement dans des formations isolées de schistes cristallins et de granitoïdes du Paléozoïque supé- rieur et par endroits dans les kératophyres jurassiques, tandis que les filons du groupe de Khanikom, recoupent les formations schistogréseuses du Lias. O n pense que la métallogénie est liée aux intrusions subvolcaniques pré- calloviennes de kératophyre. Ces minerais sont consti- tues de blende, de galène, de chalcopyrite, de pyrite, de pyrrhothine, de quartz et de calcite.

La zone de la partie occidentale du versant sud de la chaine Glavnyi'(1V) est caractérisée par l'importance essentielle des gisements volcano-sédimentaires de barytine, associés à la formation des Porphyrites du Bajocien. Ces gisements se présentent soit en grands gîtes stratiformes (Khaichi, Tchordi) ou par des groupes de filons voisins (groupes de Mekven et de Koutai). Parmi les petits gisements de Pb-Zn connus dans cette zone métallogéni- que, on a reporté sur la Carte ceux de Verkhniaia Kvaïsa dans le sud de I'Osetie et ceux du groupe de Brdzy-Chk- ha-Dzychra en Abkhasie. Les filons du premier gisement, suivent les failles recoupant la formation des porphyres jurassiques, et sont plus jeunes (Néogène). Les

gisements d'Abkasie, du type téléthermal, sont consti- tués par des disséminations et des petites lentilles de galène et de blende, ainsi que par des ocres, dans des calcaires néocomiens. 0 La zone de Kakhetinskij-Belokuny ou de la partie orientale du versant sud de la chaîne Clavnyï(V1) est riche en gisements polymétalliques sous forme d'amas et des filons de pyrrhotine cuprifere, et surtout de blende et de galène (groupe de Belokany, d'Artan) localisés dans la série terrigène jurassique. Des minéralisations liées à des étapes plus tardives appartiennent à des zones particu- lières.

Dans la zone métallogénique paléozoïque de la chaine Peredovoï, mentionnée plus haut, se trouve le grand gisement de tungstène et molybdène (scheelite) de Tyrny-Aouz, qui appartient à une période de formation beaucoup plus tardive, dans les calcaires métamorphi- ques du Carbonifere inférieur. La transformation en skams est due à l'intrusion de roches granitoïdes dont l'âge demeure non éclairci (Jurassique supérieur ou m ê m e Cénozoïque). La zone métallogénique de métaux rares dAbkhasie-

Ratcha (III), localisée le long du grand chevauchement de la limite sud de la partie paléozoïque, dans les parties centrale et occidentale de ia chaîne Glavnyi', est caracté- risée par des minéralisations plus récentes. O n y trouve des gisements de mercure, en particulier dans la série schisteuse du Lias, à l'ouest (Akheï et autres gisements d'Abkhazie), des gîtes d'antimoine (avec tungstène) et d'arsenic à l'est (mispickel à Tsana en Svanétie, et real- gar-orpiment, à Loukhourni, dans la Verkhniaia Ratcha). La minéralisation est liée aux fractures qui accompagnent le grand chevauchement et sans doute à i'activité magmatique néogène ia plus jeune.

A la province métallogénique du Grand Caucase, se rattachent également les gisements sédimentaires de manganèse de l'Oligocène, de la dépression intramontagneuse de Transcaucasie, le grand gîte de Tchiatoura et le plus petit d'Adjameti-Tchkhari.

Province métallogénique du Petit Caucase. Les gisements paléozoïques sont absents de la province métallogénique du Petit Caucase (fig. 22). Les gisements du cycle alpin sont concentrés dans six zones métallogéniques. Les plus anciens d'entre eux, liés à l'étape initiale de développe- ment, sont les gisements associés à la puissante couche volcanogène à spilites et kératophyres du Bajocien, de l'étape géosynclinale initiale bien marquée dans les zones métallogéniques VI11 et X. - la zone de Somkhet-Karabakh (VIII). La première de ces zones recèle des gisements pyriteux cupnferes exploi- tés depuis longtemps pour le cuivre (Chamloug, Alaver- di, Kedabek) et pour ia pyrite, (Tchiragidzor), se présen- tant en amas et en forme de stocks, parfois associés à des filons (Chamloug). O n relie la genèse de ia minéralisa- tion aux manifestations sub-volcaniques de kératophyres quartzeux du Jurassique supérieur, bien qu'on n'ait pas abandonné, jusqu'à maintenant, l'hypothèse d'un rapport avec les intrusions de granitoïdes, plus tardives (pré-cénomaniennes ou paléogènes). Encaissés dans les couches volcano-sédimentaires bajociennes, on rencontre aussi des filons de barytine, par exemple, le gisement de Tchovdar.

Dans cette m ê m e zone métalloghique, on rencontre, lié 1 des époques métallogéniqucs plus récentes, IC grand

107


TABLEAU 4. Provinces métallogéniques du Caucase

Situation péoiecionique

Zone

plissée

hercynienne

Zone

plissée

alpine

Zone

plissée

alpine

Epoque métallogénique N o m et type métallogénique des provinces. No sur le schéma de la subdivision métallogénique

Types gbnbtiques du gisement

hercynienne Zone de la chaîne (hl - P 2 4 Peredovoï I et alpine Complexes polymétalliques

GRAND CAUCASE pynteux (pour les gisements hercyniens). Skarns et hydrothermal (pour les gisements alpins) '

hercynienne Province de la partie occidentale de la chaîne hydrothermal de haute température et pegmatiti- Glavnyï II, Métaux rares que

alpine (Mésozoïque) Abkhasie-Ratcha III en partie Métaux rares domine Cénozoïque

alpine (Mésozoïque)

hydrothermal, le type de basse température pré-

Province de la partie occidentale du versant sud hydrothermal de basse et moyenne température de la chaîne Glavnyï IV Polymétallique et barytine

Province de la partie orientale du versant nord de la chaîne Glavnyï V Polymétallique

alpine (Mésozoïque) hydrothermal de température moyenne

~~~~~ ~ ~~ ~~ ~~

alpine (Mésozoïque) Province de la partie orientale du versant sud de hydrothermal de température moyenne la chaîne Glavnyï (Kakhetskii-Belokany) VI Polymétallique

alpine (Cknozoïque) Adjaro-Trialet VI1 Polymétallique

PETIT CAUCASE hydrothermal de température moyenne et skarns

alpine (Mésozoïque) Somkhet - Karabakh VI11 Nombreux métaux

hydrothermal de température moyenne et Skarns

alpine (Mésozoïque et Cénozoïque) .

Sevan-Akera IX à chromite magmatique

alpine (Mésozoïque) Kafan X hydrothermaux de température moyenne Cuprifere

alpine (Cénozoïque) Miskhan-Zangezour XI A cuivre et molybdène

hydrothermaux de ,température moyenne (filonnets et disséminations, type porphyrique cuprifere) et Skarns. Magmatique (néphéline)

alpine (Cénozoïque) Erevan-Ordoubad XII hydrothermal de basse et moyenne température Minéralisation variée ainsi que magnétitique B skarns.

t

IO8


Rapport avec les processus géologiques et les formations

Contrôle structural et Lithologique de la minéralisation

Importancc industrielle

Exemples de gisements

Rapport avec l'accumulation de la couche paléo- zoïque supérieure volcanosédimentaire de spilites et kératophyres de l'étape précoce et avec les petites intrusions granitoïdes de l'étape tardive. Pour les gisements alpins, rapport avec le magmatisme granitoïde (âge non précisé)

Étape de plissement principal dans les intrusions granitoïdes batholitiques

Lien entre la minéralisation et les roches effusives Grands et et les tufs laminés. petits

de fractures profondes étendues Grand ' (W, Mo)

Elbrouz (Pb, Zn, Ba)

Pour les gisements alpins, liaison avec les zones TYIIIY-AOUZ

Avec les zones d'accidents disjonctifs dans les in- Petits et trusions de granites, de grano-diorites, de diorites- indices quartziques en partie avec les dykes de pegma- lites

Kti Teberda (W, As)

______

Dans les couches argiloschisteuses du Lias et dans Suivant les fractures liées au chevauchement prin- Petits et les couches de flysch plus tardives. Rapport pos- cipal de la chaîne Glavnyi' indices Loukoumskoe (As) sible avec l'activité magmatique tardive

Akheï (Hg)

Dans la couche volcanogbne bajocienne et en par- Rapport avec les accidents disjonctifs tie dans la couche calcareuse néocomienne (étape petits Brdzychkha précoce du cycle alpin)

Grands et Tchordi (Ba),

(Pb, Zn)

Dans les témoins des granites hercyniens, dans les Rapport avec les soulèvements anticlinaux et les Grands et Sadon, Zgidskoe (Pb, kératophyres jurassiques et dans la couche tem- accidents disjonctifs petits Zn), groupe Khani- gène jurassique de l'étape précoce du cycle alpin k o m

Dans la couche temgène jurassique, peut être en Rapport avec les chevauchements et les fractures Grands et Belokany (Cu, Zn, rapport avec les petites intrusions de composition alpines petits Pb) acide et neutre de la fin de l'étape précoce du cycle alpin

Dans ia couche porphyritique volcanogène E n rapport avec les intrusions granitoïdes Petits groupe du village de fioche de l'étape précoce du cycle alpin Mensi (Cu, Pb, Zn)

et Dzama

Dans la couche bajocienne de spilites et kérato- En rapport avec les petites intrusions acides juras- Grands, Alaverdi, Chamloug phyres siques supérieures, mais les gisements de type moyens (Cu), Tchiragidzor

Skarn sont en rapport avec les granitoïdes créta- et petits (FeSJ, Dachkesan cés. Rapport avec les accidents disjonctifs (Feio,), Zagiik (Alu-

nite)

Dans les roches hyperbasiques crétacées-éocènes Intrusions hyperbasiques liées aux fractures pro- Petits Geïdara (Cr) fondes

______ ~~ ~ ~~~ ~ ________~______ ~ - Dans la couche bajocienne à spilites et kératophy- En rapport avec les accidents disjonctifs et les Grands et res petites intrusions de porphyres quartziques indices

Kafan (Cu)

Dans le grand massif granitoïde de composition En rapport avec les accidents du type chevauche- Grands, Kadjaran, Agarak

et petits Dastakert, Tej-Sar complexe. Intrusion de syénite néphélinique ments et les dykes de roches porphyriques moyens (Cu, Mo),

(néphéline)

Dans les couches éocènes, oligocènes et néogènes, En rapport avec les intrusions néogènes petites et . Petits et volcanosédimentaires subvolcaniques ' indices Damdag (As2S3)

Gazma (Zn, Pb, Cu)

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gisement de fer exploité de Dachkesan. La minéralisa- tion est du type magnétite, liée à des Skarns, dans la zone de contact d‘intrusions de granodiorites pré-cénoma- niennes. Dans la m ê m e zone, se trouve également le grand gisement d’alunite de Zaglik, dont la formation est vraisemblablement liée à l’activité post-magmatique qui a accompagné des roches effusives du Jurassique tardif. Enfin, le petit gisement filonien de Pb-Zn de híekh- man dans la partie sud-est de cette m ê m e zone, est lié conventionnellement à l’intrusion de granitoïdes pré- cénomaniens. Deux gisements de chalcopyrite et de sulfures polymétalliques à barytine, proches de hfadneouli dans le nord-ouest de cette m ê m e zone métallogénique, sont associés à des roches de ia série volcano-sédimen- taire du Crétacé supérieur transformées hydrotherma- lement au contact d’intrusions acides subvolcaniques. Le petit gisement d‘hématite de Poladaouri (Tcharakhi], dans ia région voisine de Géorgie, doit son origine B ces mêmes phénomènes d‘activité magmatique néocréta- cée. - La petite zone rnétallogénique isolée1 de Kafan (X) présente des gîtes pyriteux cuprifères du m ê m e type filonien et en Stockwerks (gisement de Kafan) analogues B ceux de ia zone précédente. - La zone métallogénique de Sevan-Akera (IX), située au sud de ia précédente et limitée avec celle-ci par ia zone des grandes fractures chevauchantes, présente une minéralisation en chromite, accompagnant des intrusions hyperbasiques que certains auteurs considèrent c o m m e crétacées et d‘autres c o m m e éocènes (gisement de Gejdar, etc.). - La zone du Petit Caucase métallogénique d’Adjar- Trialet (VII) située à l’extrême nord-ouest, formée au Crétacé-Paléogène est caractérisée par une minéralisa- tion de cuivre, associée à d‘autres métaux (district du village de Merisi, et se présente sous forme de filons et de disséminations qui accompagnent les intrusions éocè- nes de syénite-diorites, auxquelles sont liés également de petits gisements de Skarns à magnétite (gîte de Dza- ma). - La zone métallogénique de Miskhan-Zangezour (XI) s’étend dans les parties centrale et sud-est de l’Arménie (avec ia partie contiguë à la République de Nakhitche- van). Dans la partie sud de cette zone, se trouvent les principaux gisements du type porphyrique, à cuivre et à molybdène (Kadjaran, Dastakert) et un certain nombre d‘autres gisements moins importanjs encaissés dans le grand massif granitoïde de ia limite Eocène et Oligocène. Dans ia partie nord de ia zone, se rencontrent le grand gisement de minerais d’aluminium (Syénite néphélini- que) de Tej-Sur et le petit gisement de pyrite de Tand- zout. Les principaux gisements de cette zone, liés au pluton granitoïde à plusieurs phases, se rapportent à l’étape du dernier plissement intense néo-alpin (phase de plissement et intermédiaires). - La zone métallogénique d’Erevan-Ordoubad (XII) si- tuée à l’ouest de la zone précédente dans ia République de Nakhitchevan et dans la partie voisine de l’Arménie le long du fleuve Araks, est ia derniire zone métallogé- nique distinguée dans le Petit Caucase. Elle accompagne

1. Certains auteurs dunissent ces deux zones métallogéniques en une seule: &Alaverdi-Kufun. Bien qu’elles soient temtonalement séparées par la zone métallogénique de Sewn-Ahru, plus tardive et de structure géologique différente.

les petites intrusions subvolcaniques oligocènes et néogè- nes de l’étape tardive du développement. O n y rencontre de petits gisements de fer dans le district d’Erevan, de petits gisements polymétalliques ( G a m a , etc.) et des gîtes de réalgar-orpiment (Darridag près de la ville de Djoulfi).

Les principaux caractères des zones métallogéniques du Petit Caucase sont résumées dans le tableau 4.

La Crimée montagneuse par I. F. Poustovalov Le temtoire de ia presqu’île de Crimée se divise nettement en Crimée montagneuse et Crimée steppique. La Crimée steppique, à laquelle se rapporte ia presqu’île de Kench, se trouve dans la partie sud de ia plate-forme des Scythes dont le socle est constitué par les formations métamorphisées et tectonisées du Paléozoïque supé- rieur.

Aperçu géotectonique La Crimée montagneuse est constituée par des sédiments du Mésozoïque et du Cénozoïque. Les sédiments paléo- zoïques ailleurent dans ia Crimée montagneuse, sous forme de blocs isolés, uniquement en un certain nombre de points. A u Mésozoïque inférieur, se rapportent des sédiments du Trias supérieur et du Jurassique inférieur constituant une formation flyschoïde argilo-schisteuse, avec des intercalations de grès et d‘aleurolites à concré- tions de sphérosidérites. Cette formation est connue sous le n o m de ((Série de Tauride». Les sédiments de cette série sont fortement tectonisés et notablement métamor- phisés. Les sédiments qui recouvrent cette série, datés du Jurassique moyen sont représentés par des argiles, des grès avec débris végétaux et, par endroits, avec des intercalations de lignites qui forment par exemple le petit gisement de Bechouyskii: Les sédiments de la série de Tauride et du Jurassique moyen, forment l’étage structurai inférieur et ameurent le long du littoral sud de ia Crimée ainsi que dans ia région de Simferopol. Les sédi- ments qui les recouvrent datés du Jurassique supérieur, du Crétacé et du Cénozoïque sont représentés essentiellement par des roches carbonatées et appartiennent à un second étage structural.

, En Crimée montagneuse, on connaît des indices d‘activité magmatique intrusive et effusive. On y rencontre: - des intrusions stratiformes et des petits corps plus ou moins laccolitiques de diabases, de gabbro-diabases, de diorites, de diorites quartziques porphyriques; - des dykes de diabases et de Porphyrites diabasiques, de kératophyres quartziques, etc.; - des couches effusives constituées par des basaltes, des spilites, des kératophyres, des liparites, des dacites, ainsi que les grès et schistes tufogènes qui leur sont liés.

Nulle part, les corps intrusifs et les dykes de roches magmatiques ne traversent les sédiments du Jurassique supérieur et ainsi, on présume pour eux un âge pré- Jurassique supérieur. Les roches effusives et effusivo- sédimentaires (basaltes amygdaloïdes, tufo-grès, tufo- schistes), sont rattachées au Trias supérieur. D’autre part, des nappes de basaltes amygdaloïdes, alternant avec des intercalations de tufs, de tufo-schistes et de schistes argileux à ammonites du Jurassique moyen, indiquent une activité effusive intense également au Bajo-

I10


cien. Ces manifestations sont connues dans un certain nombre de points du littoral sud de la Crimée.

Minéralisations La Crimée montagneuse est pauvre en substances miné- rales utiles. Les indices in situ de cinabre, indiqués sur la Carte, sont liés aux lignes de fractures ou aux parties axiales des structures anticlinales et se rencontrent principalement dans les sédiments de ia série de Tauride, dans les roches du Jurassique moyen et dans certains dykes fissurés de Porphyrites diabasiques et de kérato- phyres. Dans I'indice d'Alminsk, ia minéralisation en mercure est représentée par une dissémination de cinabre dans de fins filonnets de calcite. Dans les autres indices, (Malosalgir) on rencontre le cinabre sous forme d'une dissémination locale au sein de conglomérats, affleurant à proximité de la fracture qui borde le contact des roches du Jurassique moyen et celles de la série de Tauride. Les indices de mercure en Crimée montagneuse n'ont jusqu'à maintenant qu'une importance théorique. Ils soulignent, en effet, la zone bien marquée de minéra- lisation en mercure qui se poursuit du versant sud du Grand Caucase à travers la Crimée jusqu'aux Carpates orientales; cette zone qui renferme une grande quantité d'indices n'a pas eu, non plus, jusqu'à présent, d'importance industrielle.

Parmi les autres substances utiles localisées en Cri- mée montagneuse, il faut relever les bauxites, dont les indices se rencontrent, au sein des calcaires du Jurassi- que supérieur du mont Basman, sous forme d'intercalations d'une puissance de 15 à 20 centimètres. La bauxite y a une structure oolithique. La teneur en Alzo3 atteint 45%. Les indices minéralisés du mont Basman se rapportent aux gisements sédimentaires de bauxite de type géosynclinal.

Les Carpates orientales par I. F. Poustovalov Divisions structurales On distingue dans le temtoire des Carpates orientales les trois zones suivantes de structure et de faciès: ia zone de l'avant-fosse précarpatique, la zone de sédiments flys- choïdes plissés des Carpates orientales, la zone de ia dépression interne transcarpatique.

Ces zones se distinguent les unes des autres non seulement par la structure tectonique et ia composition des sédiments, mais aussi par l'histoire de leur développe- ment, par leur magmatisme, et par leur métallogénie.

Dans chacune des zones, on distingue des sous-zones, plus petites de structures et faciès, orientées dans la direction nord-ouest. Avant-fosse précarpatique. La zone de ravant-fosse pré- carpatique remplie par une formation épaisse de sédi- ments miocènes se subdivise en une partie interne et une partie externe.

L a partie externe touche à la Plate-forme russe et est remplie d'une masse de sédiments argilo-sableux tortoniens et sparnaciens.

La partie interne est constituée par des sédiments du Miocène moyen et du Miocène supérieur, qui, à la différence de la zone externe, sont fortement tectonisés et découpés par des failles longitudinales et des chevauchements. Zone de s&diments flyschoides plissés des Carpates orien-

tales: Dans cette zone, on distingue les sous-zones suivantes: I) zone anticlinale externe, 2) zone synclinale centrale, 3) méga-anticlinorium des Carpates orientales.

La sous-zone anticlinale externe est caractérisée par l'abondance de sédiments flyschoïdes du Crétacé et du Paléogène. Des sédiments de cette sous-zone sont fortement disloqués, rassemblés en système de petits plis, parfois déchirés et jetés vers le nord-est.

La sous-zone synclinale centrale présente des structures anticlinales au cœur desquelles ameurent des sédi- ments du Crétacé supérieur à faciès flysch aréno-argileux, ainsi que des sédiments paléogènes. Parmi ces derniers, les séries de l'oligocène (séries de Krosno et séries à mélilite), les plus développées atteignent 2 000-2 500 m de puissance. Les sédiments de ces séries sont affectés par un système de plis serrés.

Méga-anticlinoriurn des Carpates orientales. voisin de dépression interne transcarpatique, se distingue fortement par sa structure, de la sous-zone externe et de la sous-zone centrale. O n rencontre dans cette sous-zone des sédiments d'âges variés. Dans les Carpates orientales, les sédiments les plus anciens appartenant au Pré- cambrien-Paléozoïque, ameurent dans les cœurs anticlinaux de la partie centrale de I'anticlinorium, dans le massif de Rakhov et dans les monts Tchivtchin. Ces roches sont fortement métamorphisées et sont représen- tées par différents types de gneiss. Sur les flancs des structures anticlinales, ameurent des schistes micacés divers, des amphibolites, des calcaires marmorisés et cristallins. Dans cette sous-zone, il y a eu en abondance des roches du Trias-Jurassique, recouvrant en nette discordance les sédiments du Précambrien-Paléozoïque, mais elles ont été ensuite érodées et ne sont conservées sous forme de blocs isolés qu'au sein des sédiments crétacés (série de Rakhov, du flysch noir).

Au nord-ouest, les sédiments paléozoïques de cette sous-zone disparaissent sous les sédiments flyschoïdes du Crétacé et du Paléogène, ainsi que sous les sédiments du Néogène, à faciès molassiques et lagunaires, OU les roches aréno-argileuses et saliferes sont largement repré- sentées. Dans cette sous-zone, on a de nombreuses intrusions de roches basiques, d'âges variés et des roches effusives à spilites et kératophyres, ainsi que des roches d'épanchement néogènes, mises en place à I'occasion d'une fracturation.

Zone de la dépression interne transcarpatique: Dans cette zone, on distingue également trois sous-zones indi- vidualisées qui se distinguent surtout par la composition lithologique des sédiments. Dans cette dépression, on distingue la chaîne volcanique de Vygorlat-Goutinsk. les sous-zones de Solotvin-Tchop.

L a chaíne volcanique de Vygorlat-Goutinsk est formée par une puissante série de roches volcanogenes miocènes et pliocènes parmi lesquelles prédominent les andésites, les tufs andésito-bvaltiques et les tufo-brèches. Plus rarement, on y rencontre des dacites et des liparites. Les sédiments du Néogène de la dépression transcarpatique sont représentés par des conglomérats et des argiles.

L a sous-zone de Solotvin est caractérisée par les horizons de la série salifere de Transcarpatie, situés A la base de ia puissante série molassique précédente, OU sont exploités un certain nombre de gisements de sel g e m m e (Solotvin, Tereblia, etc.). La sous-zone de Tchop qui se poursuit également

1 1 1


dans la partie nord-ouest de la Roumanie, dans le nord- est de la Hongrie et qui disparaît en Tchécoslovaquie, est constituée par une puissante série de sédiments très récents, sous lesquels sont enfouis des sédiments du Miocène et ceux constituant les faciès marginaux du complexe volcanique de la chaîne de Vygorlat-Goutinsk. Les sédiments de la dépression interne de Transcarpatie ont été affectés à plusieurs reprises, au Tertiaire supé- rieur, par les tectoniques s’accompagnant de la formation de failles. Ces derniers ont servi de voies de péné- tration aux intrusions et aux épanchements de magma, en particulier au Pliocène supérieur.

Dans les Carpates orientales, on note une activité magmatique intense. O n connaît ses manifestations au Trias, au Jurassique supérieur, au Crétacé inférieur, au Paléogène, au Tortonien-Sarmatien, et au Pliocène. Les manifestations intenses de magmatisme correspondent approximativement aux périodes de plissements intenses et de restructuration du domaine du géosynclinal alpin. Les manifestations de l’activité magmatique, essentiellement de caractère effusif, sont très caractéristiques du stade tardif de développement du géosynclinal. C‘est à ce stade d‘ailleurs, que remonte la formation de la dépres- sion interne transcarpatique.

Évolution et zones métallogéniques : Cycles métallogéniques. Pour l’instant, on peut noter, dans le schéma historique de l’évolution métallogénique des Carpates orientales, deux cycles tectono-magmatiques, auxquels est liée la minéralisation endogène: le cycle paléozoïque très peu représenté sur ce territoire et le cycle alpin (Mésozoïque, Cénozoïque) beaucoup plus étudié grâce à des gisements et indices assez nombreux.

Cycle varisque. Les quelques indices de fer et de man- ganèse dans les roches métamorphiques du massif de Rakhov et dans les monts Tchivtchin sont du Paléozoï- que. U n petit gisement d’hématite y est pratiquement épuisé.

Cycle alpin. Dans les couches ílyschoïdes mésozoï- ques (essentiellement crétacées) et paléogènes, on con- naît des gisements et des indices hydrothermaux de fer, de minerais polymétalliques d‘antimoine, d’arsenic et de mercure.

U n e partie importante de ceux-ci peut être rattachée, d’après leur répartition au sein des séries volcanogènes à kératophyres et spilites, à l’étape précoce de l’évolution de la métallogénie alpine, liée aux mouvements tectoniques intenses qui se sont poursuivis jusqu’à la fin du Paléogène. Seules la minéralisation de mercure et vraisemblablement celle d’antimoine et d‘arsenic, qui accompagnent l’activité volcanique intense du Néogène, sont caractéristiques des étapes finales de la métallogénie des Carpates. O n trouve des gisements de fer du cycle alpin dans la chaîne de Vygorlat-Goutinsk. Ils y sont représentés par des limonites brunes, des sphérosidérites et des sidéroses d‘origine sédimentaire et connaissent une large extension. Dans la chaîne qui vient d‘être men- tionnée, on connaît des filons néogènes à fort pendage, qui recoupent les roches ferrugineuses sédimentaires, et qui sont liés aux plans des accidents disjonctifs. Ils sont remplis de sidérose, dont l’origine est en relation avec le processus hydrothermal. Les produits de l’oxydation des gisements de sidérose (goethite et hydrogoethite) étaient autrefois exploités.

C e sont les gisements et indices hydrothermaux qui sont les plus abondants. Ils forment un certain nombre de districts minéralisés et sont liés génétiquement à l’ac- tivité magmatique et postmagmatique jeune. Récem- ment, dans les Carpates orientales, on a mis en évidence la large extension de la minéralisation en mercure qui a été établie dans le sud-ouest de la fosse de Solotvin et dans le nord-est de la fosse de Tchop, ainsi que dans le sud-ouest du méganticlinorium de la zone de flysch des Carpates orientales. Les indices de cinabre, ainsi que la minéralisation polymétallique à mercure sont liés aux zones de croisement des fractures de direction nord- ouest et celles de direction nord-est. Parfois, la direction des filons correspond à la direction de fissures adventi- ves. Des indices d’une minéralisation de mercure sont connus dans des sédiments d‘âge tortonien (Miocène moyen) à Iévantin (Pliocène supérieur-Quaternaire infé- rieur). La minéralisation de mercure des Carpates orientales est du Pliocène inférieur à Pliocène supérieur- Quaternaire inférieur. Dans les gisements polymétalli- ques de mercure largement répandus, la minéralisation en mercure se rapporte à l’étape la plus jeune et est surimposée à la minéralisation polymétallique. Dans les Carpates orientales, à l’heure actuelle,. on a repéré un grand nombre d’indices de mercure. Sur la Carte métal- logénique, compte tenu de son échelle, on porte seulement les indices de caractères variés, qui reflètent, dans une certaine mesure, toute la diversité de la minéralisa- tion hydrothermale caractéristique de la partie soviéti- que des Carpates orientales.

Zones métallogéniques: Compte tenu de la faible surface de cette partie des Carpates, on n’a pas porté sur la Carte les zones métallogéniques. Cependant, ici, on peut distinguer les zones métallogéniques suivantes :

L a zone de l’avant-fosse précarpatique, avec, c o m m e gisements essentiels, les gisements de type sédimentaire: les sels de potasse et le soufre qui sont brièvement décrits dans le chapitre ci-dessus consacré à ia plate- forme russe.

L a zone métallogénique néogène des Carpates àjlysch caractérisée par une minéralisation en mercure et en antimoine. Dans le secteur sud-est de cette zone, on distingue la sous-zone métallogénique de Rakhov où ressortent les caurs précambriens-paléozoïques du massif de Rakhov, avec les petits gisements métasomatiques de fer et de manganèse, ainsi que les indices hydrothermaux de plomb et zinc. ia seconde sous-zone métallogénique, celle de Solotvin, est caractérisée par des indices polymétal- liques complexes néogènes et une minéralisation de mercure du type du Mont Vychkov.

L a zone métallogénique de Tchop qui occupe la partie sud de la dépression interne transcarpatique est caracté- risée par la présence d’indices et gisements hydrothermaux néogènes polymétalliques, et à mercure c o m m e élément satellite. U n ccrtain nombre de gisements contiennent de l’or (Kosoukaia Poliana).

Les indices et gisements de mercure, trouvés en Union Soviétique sur le versant sud du nord-ouest du Caucase, en Crimée montagneuse et dans les Carpates orientales, ne représentent qu’une partie de l’immense zone à mercure méditerranéenne, d‘âge semble-t-il néo- gène supérieur, qui se poursuit au-dell des frontières de l’Union Soviétique, en Tchécoslovaquie et dans d‘autres Etats.

1

I12


Résumé et conclusion par I. E Poustovalov

Dans la partie occidentale de l'Union des Républiques socialistes soviétiques, on distingue les grandes structures suivantes: partie est de la Plate-forme ancienne d'Europe orientale (Plate-forme russe); Plate-forme épi- hercynienne des Scythes et de Touran; Plate-forme épi- baikalienne de la Petchora (synéclise de ia Petchora; zone plissée Oural-Timan-Nouvelle-amble, comprenant les îles de la Nouvelle-Zemble, de Vaïgatch, et la chaîne de l'Oural qui sépare la Plate-forme russe de la Plate-forme épipaléozoïque de Sibérie occidentale; édifi- ces plissés alpins du Caucase, de Crimée montagneuse et des Carpates orientales, limitant au sud et au sud-ouest la Plate-forme russe et en partie la Plate-forme des Scy- thes.

O n distingue nettement dans la structure des plates- formes, deux grands étages structuraux, un étage infé- rieur formé d'un socle plissé et un étage supérieur repré- senté par la couverture sédimentaire. Dans ia coupe de la couverture sédimentaire de la Plate-forme russe et de la Plate-forme des Scythes et de Touran, on a distingué plusieurs étages structuraux qui reflètent les principales étapes du développement sur le pian structurai des plates-formes tout en soulignant le brusque changement du contexte paléogéographique et des conditions de sédi- mentation. Ainsi, dans ia couverture sédimentaire de la Plate-forme russe, on a distingué cinq étages structuraux, dans la Dalle des Scythes, quatre étages et dans la Dalle de Touran, trois étages seulement. Le socle cristallin de la Plate-forme russe est constitué par des formations fortement métamorphisées et tectonisées : gneiss variés, schistes cristallins, roches effusives et intrusives, trans- formées métasomatiquement.

Le socle cristallin précambrien ameure dans la partie orientale du Bouclier baltique, en Ukraine, dans la ré- gion de 1'Antéclise de Voronej et en Biélorussie. Dans tout le reste du territoire de ia Plate-forme russe, il est enfoui à une profondeur variable.

Le socle de la Plate-forme des Scythes et de Touran est représenté essentiellement par des sédiments fortement tectonisés du Paléozoïque supérieur et il aflleure dans ia région du Bassin du Donets, dans ia presqu'île de Mangychlak et dans la région du bombement de Touar- kyr. Dans ces deux régions, les sédiments du Trias fortement disloqués, prennent part également à la constitution du socle. Dans la Plate-forme des Scythes et de Touran, les sédiments du Jurassique, du Crétacé, du

Paléogène et du Néogène constituent la couverture sédi- mentaire.

Dans ia coupe stratigraphique des sédiments de plate-forme du Paléozoïque, du Mésozoïque et du Cénozoï- que et dans les structures plissées qui entourent la partie est de ia plate-forme européenne orientale, on note des lacunes continentales répétées pendant lesquelles il n'y a pas eu de dépôt de sédiments, mais destruction des roches ailleurantes et formation de manteaux d'altéra- tion.

Dans les régions occidentales de l'Union Soviétique, on note l'apparition d'une activité magmatique effusive et intrusive qui a souvent déterminé la spécialisation métallogénique des structures plissées et de différentes parties de la plate-forme.

Dans les boucliers précambriens qui ameurent à l'est de ia Plate-forme d'Europe onentale, on a déterminé deux époques métallogéniques : l'archéenne et la protéro- zoïque, caractérisées chacune par un ensemble de substances minérales utiles. Du fait que la stratigraphie des sédiments les plus anciens des boucliers, des socles, des plates-formes, et de l'Oural, n'ait pas été suflisamment travaillée, on n'a pas pu établir jusqu'à maintenant, de façon certaine, ia corrélation entre les sédiments précam- briens de ces différentes structures. C'est pourquoi, de nombreuses questions sur la spécialisation métallogéni- que des différents cycles tectono-magmatiques, ne sont pas encore définitivement éclaircies.

L'époque métallogénique archéenne dans les régions occidentales de l'Union Soviétique ne se distingue pas par une grande diversité de substances métalliques utiles. U n certain nombre de substances non métalliques, sont liées à cette époque (matières premières, céramique, mica, graphite dans le Bouclier ukrainien).

Pour le territoire décrit, la plus grande importance revient à l'époque métallogénique tardiarchéenne-éopro- térozoïque. A cette époque, remonte l'accumulation de quartzites à magnétite de la presqu'île de Kola, des grands gisements du Bouclier ukrainien et de I'Antéclise de Voronej. C e sont des minerais de fer à teneur relativement faible. Dans la région de 1'Antéclise de Voronej, et dans le Bouclier ukrainien, l'altération continentale prolongée de ces quartzites à magnétite a conduit à Ia formation de minerais de fer résiduels riches qui repré- sentent des gisements extraordinaires par leurs réserves (mises en évidence dans ia région de l'Anomalie magné- tite de Koursk). A cette m ê m e époque, sont reliés, dans le Bouclier baltique, de petits gisements de pyrite, de cuivre, de molybdène et des gisements polymétalli- ques.

A l'époque métallogénique éoprotérozoïque, est liée la minéralisation de cobalt, cuivre et nickel, rencontrée dans les deux districts minéralisés de Peichenga et de Monichegorsk.

A l'étape paléozoïque de développement de la Plate- forme dans ia presqu'île de Kola, il s'est formé l'énorme massif de syénite néphélinique des Khibine, avec le très grand gisement d'apatite d'importance mondiale.

A u cours du Paléozoïque et en partie du Mésozoïque, le temtoire du Bouclier ukrainien a été émergé et soumis à des altérations continentales au cours desquelles se sont formés des manteaux d'altération.

A u Paléogène et localement au Néogène, le Bouclier ukrainien, fut recouvert plusieurs fois de sédiments marins et pendant ses périodes d'émersion, des formations

-


détritiques accompagnées d'un certain nombre de constituants utiles, se sont déposées dans les dépressions ou des grabens affectant ia plate-forme, ainsi que dans ia partie adjacente du géosynclinal méditerranéen.

Le rôle des deux époques métallogéniques : archéen- ne et protérozoïque dans le reste du temtoire de ia Plate- forme russe recouvert de formations sédimentaires n'a pas été déterminé jusqu'à maintenant, car dans ces zones, le socle se trouve à de trop grandes profondeurs.

Dans ia couverture sédimentaire paléozoïque de ia Plate-forme russe, on a essentiellement des gisements sédimentaires de substances non métalliques (sels miné- raux, soufre, phosphorites de l'ordovicien) et des gisements de minerai de fer du Dévonien, qui n'ont pas d'importance économique, du fait de leur situation à de grandes profondeurs. Aux sédiments de la couverture, sont liés les grès cupriferes permiens de la région de I'Oural, les bauxites du Carbonifere inférieur et les roches bauxitiques qui forment dans la Plate-forme russe une zone bauxitifëre allongée suivant ia direction nord- sud des affleurements de roches depuis le groupe des gisements d'Onega Nord, jusqu'à ceux du versant sud- ouest de SAntéclise de Voronej.

A l'époque métallogénique mésozoïque, sont liés les principaux gisements sédimentaires de phosphorites, ia formation d'un certain nombre de provinces ferriferes (de Khoper, de Toula-Lipetsk, de Viatka-Kama et de Tourgai'). Cette époque est caractérisée aussi par le grand développement des manteaux d'altération continentaux et des bauxites, dans ia dépression de Tourgaï et celles de moins grand intérêt d'Ukraine.

L'époque métallogénique cénozoïque est caractérisée par l'accumulation de minerais de fer sédimentaires de la dépression de Tourgaï, de minerais de fer et manga- nèse du sud de l'Ukraine, formant ia province de Kertch-Mer d'Azov et le bassin manganésifere de Niko- pol. A cette m ê m e époque, est liée la formation de gisements de sels de potasse et de soufre dans SAvant-fosse précarpatique.

Dans la couverture sédimentaire du Paléogène et du Néogène de ia Plate-forme des Scythes et de Touran et de ia Plate-forme russe et dans un certain nombre d'autres régions (ensellement de Tourgaï, bassin du Dniepr- Donets), on a constaté par endroits une teneur élevée en minéraux du titane. Les alluvions quaternaires et contemporaines présentent d'autre part, des placers diaman- tiferes, en Ukraine, dans le Timan, et sur le versant ouest de I'Oural.

Les régions plissées qui encadrent la Plate-forme russe se rapportent à deux époques orogéniques : varisque et alpine.

A la première, appartient la ceinture plissée de YOU- ral dont la formation s'est achevée au Trias. La ceinture de I'Oural s'est établie au sein d'un socle cristallin ar- chéen, présent dans la partie est de la Plate-forme russe. I1 apparaît que le premier géosynclinal sur le territoire de l'Oural actuel est apparu il y a environ 2 O00 M. A., pour devenir la branche sud-est des Carélides de ia presqu'île de Kola, branche qui s'est poursuivie le long du Timan actuei.

Dans l'Oural actuei, les fragments du socle cristallin archéen et de ia chaîne initiale protérozoïque mention- née ci-dessus ne se sont conservés que dans les très grandes structures anticlinales. Dans les intragéosynclinaux du cycle hercynien proprement dit, les formations cris-

tallines ont été soumises à un remaniement complet et par endroits même, ont été détruites.

O n a distingué dans l'histoire du développement de ia ceinture plissée de I'Oural, les cycles tectonomagmatiques suivants : Archéen; Protérozoïque inférieur-moyen; Protérozoïque supérieur; Protérozoïque supérieur-Paléo- zoïque inférieur; Ordovicien-Trias (varisque).

O n n'a pas trouvé d'indices importants de minérali- sation associés aux cycles archéen et protérozoïque infé- rieur-moyen. Les trois cycles suivants different beaucoup par le caractère de leur développement, de leur magmatisme et de leur métallogénie.

A u cours du cycle Protérozoïque supérieur, on ne rencontre que des sédiments de type miogéosynclinal.

Le début du cycle protérozoïque supérieur-paléozoï- que inférieur (baïkalien) est caractérisé par un grand développement de séries sédimentaires et le développe- ment notable de l'activité magmatique ne se produit seulement que dans ia seconde moitié du cycle. D'autre part, les poussées de magmatisme ont lieu non pas au début, mais à la fin du dépôt des séries stratigraphiques, c'est-à-dire qu'il se produit une augmentation progressive de L'intensité des phénomènes magmatiques. Dans la métallogénie de ia zone du Protérozoïque supérieur- Paléozoïque inférieur, le rôle principal est joué par la minéralisation liée aux granites et, semble-t-il, par ia métallogénie de l'étape tardive.

Le magmatisme et ia minéralisation présentent un tout autre caractère durant le cycle varisque. Il est carac- térisé par des poussées extrêmement intenses et réitérées d'activité magmatique, à partir de l'Ordovicien moyen. D'autre part, les paroxysmes d'activité magmatique coïncident habituellement avec le début de chaque étape de développement. Le rôle important des fractures profondes ressort nettement. Ces dernières ont servi de voies d'accès pour les magmas spilitiques et diabasiques et ultrabasiques, et sont à ia base de la division de l'Ou- ral, en un certain nombre de zones géotectoniques. La minéralisation de I'étape précoce (cuivre, fer, chrome, nickel, titane, zinc, or, asbeste, platine) s'est manifestée de façon extraordinairement nette, variée et riche; elle est liée soit aux roches volcanogènes, constituées de diabases, d'albitophyres et de basaltes, ou d'andésites et dacites, soit aux roches hyperbasiques, ou aux intrusions basiques et à leurs dérivés acides. Les particularités du magmatisme et de la métallogénie de l'étape précoce de l'Oural ont permis à J. A. Bilibin de définir un type particulier << ouralien >> de minéralisation.

U n deuxième trait caractéristique du cycle varisque de l'Oural est également le développement important du volcanisme au cours de l'étape moyenne de développe- ment qui débute avec la formation des épigéosynclinaux (géosynclinaux de 2' génération, par exemple celui de Magnitogorsk) et l'apparition à ia fin de I'évolution de ces géosynclinaux de complexes h ypabyssaux particuliers de composition granitique, ainsi que de roches hyperbasiques d'âge prébatholitique. La métallogénie de l'étape moyenne ainsi que de Sétape finale du cycle varisque, liée aux granites, s'est manifestée de façon plus uniforme. L'or y joue un rôle important, le tungstène un rôle notable alors que les métaux c o m m e le molybdène, le plomb, l'étain sont faiblement représentés.

La minéralisation de l'étape tardive (plomb, zinc, fluorine) n'est connue que dans la zone externe nord- ouest de ia ceinture plissée de l'Oural.

114


A la bordure sud de la Plate-forme russe, où s'est manifesté le plissement alpin, les édifices plissés du Cau- case, de la Crimée montagneuse et des Carpates orientales, sont caractérisés par une évolution, un magmatisme et une métallogénie bien différents de la ceinture plissée de i'oural.

Dans le plus grand de ces édifices, sur le temtoire . étudié, celui du Caucase, on distingue deux provinces métallogéniques: celle du Grand et celle du Petit Cauca- se. Chacune d'elles est caractérisée par un certain nombre de particularités dans l'histoire commune de i'évolu- tion géologique, et par le caractère de la minéralisa- tion.

Dans la longue période de développement qui a abouti à la formation du Caucase, on distingue nettement deux grands cycles géotectoniques (paléozoïque- varisque, et mésozoïque, cénozoïque-alpin) auxquels sont liées la formation et la répartition des principales substances minérales utiles.

Dans la province métallogénique du Grand Caucase, où les deux cycles se sont manifestés, on rencontre tout d'abord des gisements de cuivre du type amas pynteux, liés aux spilites-kératophyres des étapes précoces du magmatisme varisque, ainsi que des gisements et indices de plomb-zinc, molybdène, tungstène et arsenic, liés aux granitoïdes des étapes tardi-varisques.

Les minéralisations ultérieures du cycle alpin sont représentées à l'étape précoce ou moyenne, par des gîtes de cuivre, des gîtes polymétalliques et de barytine, liés principalement à des accidents disjonctifs affectant les roches volcano-sédimentaires du Bajocien et, lors de l'étape tardive, par des gisements de molybdène-tungstè- ne, plomb-zinc, mercure et tungstène-antimoine, antimoine et arsenic, plus ou moins liés à des granitoïdes.

Dans la province métallogénique du Petit Caucase, toutes les minéralisations sont d'âge mésozoïque ou cé- nozoïque et elles sont liées, en grande partie, au magmatisme des trois étapes d'évolution du cycle alpin. L'étape précoce est caractérisée par des gisements jurassiques, de plomb-zinc-cuivre, et de cuivre, par des gisements créta- cés de fer, de barytine et d'alunite, ainsi que par des gisements paléogènes de cuivre, de plomb-zinc-cuivre, et

de chromite; l'étape intermédiaire est caractérisée par les gisements de cuivre et molybdène dans les intrusions granitoïdes du Paléogène supérieur ainsi que par de grandes concentrations de néphéline (matière première pour i'aluminium, au sein de syénites néphéliniques); l'étape tardive est caractérisée par des gisements moins importants de plomb et zinc et de réalgar-orpiment.

Dans la Crimée montagneuse, où les sédiments les plus anciens sont représentés par des formations flys- choïdes du Trias supérieur et du Jurassique inférieur, les substances minérales utiles métalliques sont pratiquement absentes. Les variétés effusives et intrusives de roches magmatiques basiques (basaltes, diabase, etc.) formant un certain nombre de couches, de corps laccolitiques et de dykes, sont totalement dépourvues de minerais. O n ne connaît ici que des indices hydrothermaux de cinabre qui ne présentent, à l'heure actuelle, qu'un inté- rêt minéralogique.

Dans les Carpates orientales, on distingue la zone géotectonique des formations flyschoïdes plissées et la zone de la dépression interne transcarpatique.

Les sédiments les plus anciens que l'on trouve ici, et qui sont rapportés au Précambrien-Paléozoïque, forment le cœur des anticlinaux dans la région du massif de Rak- hov et celle des monts Tchivtchin. Les flancs des structures anticlinales, à cœur ancien, sont constitués par des roches carbonatées du Trias et du Jurassique. La plus grande partie de la zone des flyschs est constituée par des sédiments crétacés et paléogènes.

ia dépression interne transcarpatique est constituée par des sédiments néogènes parmi lesquels des roches effusives et de petites intrusions d'âges variés, connaissent un large développement.

Dans les Carpates orientales, seule est importante une zone métallogénique néogène, à minéralisation de mercure et d'antimoine, à laquelle sont liés également des indices hydrothermaux polymétalliques.

Ces indices et les gisements de mercure des Carpates orientales soulignent la présence d'une zone de mercure tardi-néogène, que l'on peut suivre le long des régions des édifices plissés alpins, en Union Soviétique, et qui disparaît à i'ouest au-delà de ses frontières.

115

Zone rédactionnelle 10 Feuilles 4 et 7

La métallogénie du Portugal * Orlando da Cruz Gaspar Serviço de Fomento Mineiro. S. Mamede de Infesta, Portugal

Sommaire

Introduction 118

Régions naturelles 118

Zones métallogéniques 1 18

Métallotectes liés à l'activité magmatique et à la tectonique hercynienne 119 Métallotectes liés à la paléogéographie et à la lithologie anté-carbonifere 1 19 Métallotectes liés au magmatisme, au métamorphisme et à la tectonique de l'époque hercynienne 1 19 Métallotectes liés à la paléogéographie et à la lithologie anté-triasique 120 Métallotectes liés à la paléogéographie et à la lithologie du Trias et du Jurassique 121 Métallotectes liés à la tectonique, au magmatisme et au métamorphisme alpins 12 1 Métallotectes liés à la paléogéographie et à la lithologie post-jurassiques 122

Références 122

Contents

Introduction 118

Natural regions 118

Metallogenic zones 1 18

Metallotects related to Hercynian magmatic activity and tectonics 119 Metallotects related to pre-Carboniferous palaeogeography and lithology 119 Metallotects related to the magmatism, metamorphism and tectonics of the Hercynian epoch 119 Metallotects related to pre-Triassic palaeogeography and lithology 120 Metallotects related to the palaeogeography and lithology of the Triassic and Jurassic 121 Metallotects related to Alpine tectonic, magmatism and metamorphism 121 Metallotects related to post-Jurassic palaeogeography and lithology 122

References 122

Manuscrit CU portugais reçu en avril 77.

117

O. da Cruz Gaspar

Introduction Régions naturelles La présente note est une synthèse de la métallogénie du Portugal, conçue en suivant les critères définis par P. Laffitte dans son ouvrage «La métallogénie de la France» (Buff. Soc. GéoI. France, 7’ série, t. VIII, 1966) et en se fondant essentiellement sur la définition des provinces métallogéniques selon L. de Launay et sur celle dFs métallotectes régionaux.

Etant donné d‘une part, que les informations qui figurent sur la carte sont réduites au minimum et n’offrent pas un tableau exhaustif des gîtes minéraux portugais et que d’autre part, les travaux de métallogénie disponibles sont peu nombreux, ce texte est essentiellement destiné à faciliter et à compléter la lecture de la Carte. Il se borne à tracer une esquisse, qu’il est nécessaire d’approfondir rapidement, de la métallogénie portugaise.

FIG. 1. Régions naturelles et zones géotectoniques du Portugal.

1 Bassins Cénozoïques du Tage et du Sado

2 Bordures meso-cénozoïques (Bordures occidentale et méridionale)

3 Massif Hespénque

ASTURIENNE -LfONIENNE

75km .... 3 o-

Nous pouvons considérer c o m m e régions naturelles du Portugal - selon le concept de Laffitte - le Massif hes- périque, les bordures méso-cénozoïques occidentale et méridionale et les bassins cénozoïques du Tage et du Sado (voir figure).

Le Massifhespkrique couvre environ les deux tiers du temtoire portugais et fait partie du rameau occidental de la chaîne hercynienne. 11 est marqué par la phase sarde, à laquelle sont liés les plissements de direction NE-SW tandis que les plissements de plan axial NW-SE, les chamages et le métamorphisme régional dalradien sont associés à une phase anté-westphallien D. Cette région est donc constituée par des formations anté-mésozoïques consolidées depuis la fin de l’orogenèse hercynienne.

Le Massif hespérique est habituellement subdivisé de la façon suivante: zones géotectoniques des Asturies et du Léon, de Galice moyenne et de Tras-os-Montes, du Centre ibérique, d‘Ossa Morena et du Sud-portugais, qui correspondent à des unités géotectoniques bien indivi- dualisées du point de vue paléogéographique, tectonique et métamorphique (Lotze, 1945, et Carte tectonique de la péninsule ibérique et des Baléares, 1974). L’activité magmatique qui a prédominé dans le Massif

hespérique s’est manifestée par les intrusions granitiques - avec une première série subconcordante au Westpha- lien supérieur et une seconde, plus récente, post-tectonique, discordante, qui date de la période s’étendant du Stéphanien supérieur au Permien inférieur. U n grand nombre de minéralisations hypogènes sont liées à ces intrusions qui prédominent essentiellement dans les zones des Asturies et du Léon, de Galice, de Galice moyenne, de Tras-os-Montes et du Centre ibérique. Dans les zones d’Ossa Morena, les intrusions sont de nature tonalitique, diontique et granodioritique. La zone du Sud-portugais correspond essentiellement à une sé- quence eugéosynclinale avec des sédiments et des vulcanites acides et basiques datant du Dévonien supérieur au Westphalien, avec un métamorphisme de faciès schistes verts et de prehnite-pumpellyite. Les zones restantes comprennent, outre les intrusions visées ci-dessus, des métasédiments et des métavulcanites datant du Précam- brien au Dévonien moyen.

Les bordures occidentale et méridionale correspondent à une sédimentation épicontinentale méso-cénozoï- que, avec des épisodes peu intenses de diastrophisme épirogénique et de faible activité magmatique à la fin du Mésozoïque.

Les sédiments des bassins cénozoïques du Tage et du Sado ont commencé à s’accumuler d b le Paléogène.

Zones métallogéniques Dans les régions naturelles ainsi délimitées, nous avons divisé le Massif hespénque en zones métallogéniques que nous avons fait correspondre aux zones géotectoni- ques, celles-ci étant bien différenciées du point de vue géologique et métallogénique. Pour les autres régions naturelles, cette division ne se justifie pas car il n’est pas possible d’y distinguer des zones bien différenciées, que ce soit du point de vue géologique ou du point de vue métallogénique.

118

Métallogénie du Portugal

MkTALLOTECTES LIES A L'ACTIVITE MAGMATIQUE ET A LA TECTONIQUE HERCYNIENNE (métallogenèse endogène antéhercynienne)

Des minéralisations variées se sont formées sous l'influence de I'activité magmatique et métamorphique pré- hercynienne, mais elles n'ont pas paru présenter, jusqu'à ce jour, un intérêt économique appréciable. C'est ainsi qu'on trouve, liés à des roches ultra-basiques et basiques précambriennes, les dépôts de chromite, d'asbeste et de talc de Bragance et Vinhais, dans la zone de Galice moyenne - Tras-os-Montes et celui d'asbeste de l'Arad0 do Castanheiro dans la zone d'Ossa-Morena. Toujours dans cette zone, mais liés aux gneiss précambriens de la ceinture d'Arronches-Campo Maior, on trouve des gisements de chalcopyrite et de pyrite, c o m m e celui de Tinoca.

Dans la région d'Ossa Morena, s'étend une vaste zone de minéralisations de sulfures liés aux dolomies du Cambrien inferieur et aux métavulcanites basiques du Silurien inférieur. Les minéralisations de zinc et de plomb de Balsa, Ficalho, Herdade de Vila Ruida, Pre- guiças et Aguas de Peixes sont associées aux dolomies, tandis que les sulfures complexes d'Algares de Portel et de S. Jon0 do Deserto. qui contiennent de la pyrite, de la galène, de la blende, de la chalcopyrite et de la magné- tite, seraient sous la dépendance des métavulcanites basiques.

O n trouve une ceinture de fer, toujours liée aux dolomies et aux métavulcanites, dans les régions de Monte- mor, Alvito, Couto Mineiro do Carvalhal et Alagada.

La genèse des gisements de sulfures et de fer, est bien entendu controversée. Ia tendance la plus récente consiste à les lier à des manifestations volcaniques, mais certains auteurs ont formulé l'hypothèse que la galène et la blende disposées dans les dolomies seraient liées à des structures récifales tandis que les gisements de fer ne seraient que le résultat d'une métasomatose au contact d'intrusions tonalitiques tardi-hercyniennes. On ne connaît pas de formations importantes de gise-

ments liées au plutonisme granitique, peralcalin granitique et syénitique anté-hercynienne du Haut-Alentejo.

MÉTALLOTECTES LIES A LA PALEOGEOGRAPHIE ET A LA LITHOLOGIE ANTE-CARBONIFERE (métallogenèse exogène antérieure aux principales phases hercyniennes et contrôle lithologique ou paléogéographi- que des circuits hydrothermaux postérieurs)

Les gisements les plus importants sont ceux de fer des zones de Galice moyenne - Tras-os-Montes et d'Astu- ries-Lion, liés à des formations de schiste, de grès et de quartz de l'Ordovicien inférieur. ia principale concentration correspond au gisement de Moncorvo, avec un minerai essentiellement hématitique. Les dépôts de ma- gnétite de Marao et de sidérite de Guadramil sont plus modestes.

Quelques formations limonitiques de dimensions, et d'intérêt réduits sont liées à des métallotectes du Dévo- nien inférieur, c o m m e par exemple celle de Rates.

Dans ia zone d'Ossa Morena, on considère que les dolomies du Cambrien inférieur ont assuré le contrôle lithologique des circulations hydrothermales résultant des intrusions tonalitiques. II faudrait inclure ici les gisements de fer décrits ci-après. Il faudrait également pren-

'

dre en considération les gisements de zinc et de plomb si nous adoptons l'hypothèse des auteurs qui rattachent ces formations minérales à des structures de récifs.

Des formations de tungstène,liées à des étages du complexe cristallophyllien ordovicien et silurien, se rencontrent fréquemment sous ia forme de Skarns ou de roches à calco-silicates minéralisées en scheelite. Bien qu'on ait envisagé l'hypothèse d'une concentration anté- rieure de tungstène - principalement liée à des vulcanites - que ia granitisation hercynienne aurait mis en évi- dence, on a généralement tendance à considérer cette granitisation c o m m e le métallotecte de toutes les formations minérales de tungstène.

Des concentrations antérieures de quelques métaux ou minéraux sont parfois envisagées pour expliquer la présence de gîtes filoniens de sulfures épigénétiques dé- pendant de formations métamorphiques anté-carbonifè- res, sans qu'on puisse discerner un lien quelconque entre elles et une activité magmatique. Toutefois, on manque de données géochimiques pou-

vant confirmer ou infirmer cette idée d'une concentration antérieure de métaux susceptibles d'avoir été ulté- rieurement remis en mouvement par le magmatisme, le métamorphisme ou la tectonique.

METALLOTECTES LIES AU MAGMATISME, AU METAMORPHISME ET A LA TECTONIQUE DE L'ÉPOQUE HERCYNIENNE (métallogenèse endogène hercynienne)

A u Portugal, les minéralisations les plus importantes sont associées à des métallotectes liés à une activité magmatique hercynienne qui a été appréciable dans toutes les zones du Massif hespérique.

Dans la zone du Sud-portugais, l'activité magmatique du début de la phase hercynienne est bien représen- tée par un volcanisme acide auquel sont associés les gisements stratifiés de la ceinture de pyrites de Caveira, Lousal, Aljustrel et Sa0 Domingos, qui sont identiques aux gisements espagnols de Rio Tinto. Les amas de pyrites, dont la teneur en zinc, cuivre et plomb est parfois appréciable, sont liés syngénétiquement à des tufs et à des schistes datant du Dévonien ou Viséen moyen. En liaison avec la phase finale de ce volcanisme, représentée par des vulcanites basiques et neutres des cherts et des jaspes, on trouve dans une ceinture parallèle à celle des pyrites d'innombrables minéralisations de carbonates et de silicates de manganèse, presque toujours oxydés en surface, dont les gisements de Lagoas do Paço, Cerro do Zambujeiro e Curralao, Herdade do Corte do Carrasco, Cerro das Canas Frechas, Herdade do Ferragudo constituent des exemples. Toujours en liaison avec des méta- vulcanites neutres, ainsi qu'avec des calcaires, on trouve dans la zone du Sud-portugais les gisements de fer d'Al- vito, Couto Mineiro do Carvalhal et Vale de Paes. Les gisements de fer-manganèse de la Serra da Mina et de la Serra do Rosalgar dans la zone de Cercal-Odemira sont associés à un complexe vulcano-siliceux identique à celui de ia ceinture des pyrites. O n trouve aussi une quan- tité appréciable de baryte associée aux oxydes et aux hydroxydes de fer-manganèse.

Le magmatisme acide syntectonique et tarditectoni- que hercynien s'est beaucoup manifesté au Portugal, essentiellement dans la zone centre-ibérique mais aussi dans celles de Galice moyenne - Tras-os-Montes, d'As-

I19

O. da Cruz Gaspar

tunes-ikon et d'Ossa-Morena. Il est essentiellement représenté par un granite alcalin à deux micas datant de 280 f i0 millions d'années. D'innombrables minérali- sations d'étain et de tungstène sont liées à ce magmatis- m e mais la question de savoir auquel des deux types de granites elles se rattachent du point de vue génétique est controversée.

Les formations d'étain apparaissent dans des pegmatites (gisement de Lagarès) ou dans des filons quartzeux, sans ou avec tungstène (gisements de Montesinho et de Tuela). L'étain peut aussi apparaître subsidiairement dans des filons quartzeux de tungstène, c o m m e à Panas- queira, Serra de Arga, Ribeira, Vale do Milho, Argemela, Ervedosa et Arouca, etc., où des sulfures sont fréquem- ment associés.

Les gisements de Vale das Catas, Adoria. Borralha et Gerez, par exemple, sont essentiellement des filons quartzeux de tungstène mais, outre les sulfures rencon- trés habituellement dans ce type de dépôt, des sulfures de molybdène et de bismuth sont présents dans les deux derniers.

Bien que le tungstène se présente plus habituellement sous forme de wolframite, on le trouve dans quelques filons sous la forme de scheelite, c o m m e par exemple à Borralha. La majeure partie des concentrations de scheelite est liée généralement à des Skarns, ou des roches à calco-silicates associés aux calcaires et aux vulcanites du complexe de schistes et grauwackes et du passage de l'ordovicien au Silurien. Nous avons déjà vu que la pré- sence préalable de tungstène dans ces formations était admise par certains auteurs. Toutefois, quoiqu'il en soit, il existe une relation spatiale entre les granites hercyniens et les gisements de scheelite dont nous avons parlé.

Des sulfures peuvent être associés aux gisements de scheelite, en plus ou moins grande quantité, par exemple dans les gisements de la région de Caminha (Valdarcas, Lapa Grande, Cerdeirinha) où la scheelite et ia ferbérite voisinent avec des quantités appréciables de pyrrhotine.

A proximité des granites hercyniens on trouve de nombreuses formations pegmatitiques contenant du quartz et du feldspath, parfois minéralisées, avec, outre de la cassitérite, du tantale et du niobium, c o m m e dans le gisement de Penalva do Castelo (Quelhas do Velho), Serra de Arga et Souto do Salto (Boticas), du béryllium, c o m m e celui de Venturinha et Cubos (Mangualde), du lithium, sous forme d'amblygonite, c o m m e dans celui de Masueime ou de la lépidolite, c o m m e à Gonçalo (Guarda).

tes minéralisations d'uranium sont fort nombreuses, bien que de dimensions réduites; elles sont liées aux métallotectes granitiques, essentiellement post-tectoniques de la zone centre-ibérique.

O n les trouve soit à l'intérieur des intrusions granitiques (gisements intra-granitiques), soit dans leurs auréo- les de métamorphisme de contact (gisements péri-granitiques), sous forme de gîtes filoniens ou d'imprégnation dans des failles, des diaclases ou des zones de cisaillement, ou encore associées à des roches basiques. Les minerais d'uranium les plus abondants sont les minerais secondaires, mais on trouve aussi de la pechblende, principalement dans les gisements filoniens de quartzo-jas- poïde enfumé ou de quartz ferrugineux, dans les gisements d'urgeiriça. Cunha Baixa, Borrega et Palheiros de

Talosa, où les «minerais noirs)) d'uranium se rencontrent parfois avec des sulfures divers. Dans les gîtes d'imprégnation, dont celui de Nisa est le meilleur exemple, les minerais d'uranium sont exclusivement secondaires.

I1 a été déterminé radiométriquement que les gisements de pechblende dataient du Jurassique et du Créta- cé. Ce fait, ainsi que leur paragenèse, leur structure et leur relation spatiale avec les granites suscitent de vives controverses quant à leur genèse, les uns supposant qu'ils résultent d'une remobilisation - soit à partir d'une minéralisation primaire, soit à partir de l'uranium contenu dans les granites hercyniens - et les autres qu'ils dérivent d'une pédogenèse liée aux pénéplanations du Permo-Trias et du Crétacé moyen.

Dans les zones de Galice - Tras-os-Montes et du Centre ibérique, on trouve divers gîtes filoniens épigéné- tiques de sulfures, parfois avec de l'or et de l'argent, qui coupent les formations paléozoïques, sans qu'il soit possible, dans la plupart des cas, d'établir une corrélation directe spatiale ou génétique avec les intrusions granitiques. Toutefois, les gîtes filoniens du Campo de Jules, qui contiennent de l'arséno-pyrite et de la pyrite avec de l'or et auxquels sont également associés de la galène, de la blende, de la chalcopyrite et des sulfates d'antimoine, de cuivre et d'argent, sont liés spatialement aux granites hercyniens, O n trouve aussi de petits filons de quartz avec de I'apatite dans les granites, à Castelo de Vide.

L'absence de relation directe observable avec les granites a conduit certains auteurs à considérer les innombrables filons de sulfures c o m m e le résultat d'une tectonique et d'un métamorphisme alpins. Nous ne pouvons toutefois oublier que la plupart de ces gisements se trouvent à proximité des intrusions granitiques, qu'ils attes- tent parfois, en relation avec elles, une certaine zonation et qu'on les rencontre m ê m e quelquefois près de leurs auréoles de métamorphisme, voire à l'intérieur de celles- ci. Les gisements de Terramonte (plomb, zinc, argent), Telhadela, Palha1 Talhadas (cuivre, zinc, plomb), Braçal (plomb), Varsea de Trevoes (plomb, zinc), Gondomar (antimoine, or), et Soeira (baryum) en sont des exemples.

Dans les zones d'Ossa-Morena et du Sud portugais, on considère c o m m e liés au magmatisme hercynien les gîtes de cuivre, du type imprégnation, de Vale de Nor- gueira et Entramalinhas. et les gîtes filoniens de Monte do Trigo, Paço, Camões et Monte Novo, qui seraient sous la dépendance des roches hypo-abyssales porphyriques et granodiontiques anté-westphaliennes et granodioritiques des phases hercyniennes moyennes et tardives de la région de Beja-Evora.

O n considère que de nombreux gîtes filoniens, com- m e par exemple ceux de Barriga0 et Aparis (cuivre), Vache et Torgal (plomb, zinc), Cortes Pereira et Ventosa (antimoine), Chada da Horta, Cabeço das Urzes et Cou- rela dos Moinhos (baryum) sont liés à la tectonique varisque.

,

METALLOTEDES LIES A LA PALEOGEOGRAPHIE ET A LA LITHOLOGIE ANTE-TRIASIQUE Dans la zone centre-ibérique, les seuls gisements productifs sont ceux du bassin carbonifere du Douro qui comprennent les gisements westphaliens-stéphaniens d'anthracite du Peja0 et de S. Pedro da Cova. Les gisements

120


autuniens de houille de Santa-Caíarina et Salgueiral ont des dimensions trop réduites pour être exploitables.

Dans la zone d'Ossa-Morena, on trouve tout juste un petit gisement de houille à Santa Susana.

METALLOTECTES LIES A LA PALEOGEOGRAPHIE ET A LA LITHOLOGIE DU TRIAS ET DU JURASSIQUE Les minéralisations liées à ces métallotectes se répartis- sent dans les bordures occidentale et méridionale méso- cénozoïques. I1 existe un nombre appréciable de dépôts triasiques de gypse dans le complexe de mames et d'argiles des régions d'Agueda, et Figuero dos Vinhos dans la bordure occidentale, et de celle de Loulé dans la bordure méridionale. En relation avec des structures diapiriques, on trouve dans la bordure occidentale, associés aux formations de YHettangien, les dépôts d'anhydrite, de sel gemme et de gypse de Parceiros, Caldas da Rain- ha et Matacaes et dans la bordure méridionale le dépôt de sel gemme de Campinas de Cima (Loulé).

Les lignites des formations de calcaire argileux du Kimmeridgien du bassin carbonifere du Cap Mondego qui s'étend jusqu'à Porto de Mos, ont aussi été exploi- tés.

O n trouve quelques concentrations de manganèse in- terstratifiées dans les grès rouges du Rhétien d'Anadia et de fer hématitique et limonitique dans ceux d'Alvalazere, mais leur importance économique est faible.

Des concentrations supergènes .de minerai de cuivre se rencontrent dans les deux bordures méso-cénozoï- ques, c o m m e celles des grès rhétiens des régions de Coimbra et Santiago de Cacém (Fatecta) et du Jurassi- que de la Cerca das Minas.

C o m m e nous l'avons déjà dit, certains auteurs supposent que les gisements d'uranium liés spatialement aux granites hercyniens se rattachent à la paléogéogra- phie du Crétacé et du Jurassique.

METALLOTECTES LIES A LA TECTONIQUE, AU MAGMATISME ET AU METAMORPHISME ALPINS

Les syénites néphéliniques de Monchique dans la zone du Sud-portugais sont liées à l'orogenèse alpine et ont un intérêt économique potentiel.

La présence de concentrations métalliferes issues de la tectonique et du métamorphisme alpins ne pourra être admise que dans la mesure où seront confirmées les thb ses des. auteurs qui considèrent tous les gisements épigé-

TABLEAU I. Statistiques de production de 1965 à 1975 (en tonnes métriques)

1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 1973 1974 i975

Minerais métalliques firreux Hématite Magnétite Ferro-manganèse

Minerais métalliques non ferreux Antimoine Béryllium Plomb Plomb et argent Cuivre Etain Manganèse Molybdène Niobium et tantale Or et argent Titane Tungstène Zinc Zinc et argent

Substances énergétiques Anthracite Lignite

Substances non métalliques Amiante Baryum Diatomite Feldspath

Lepidolite Pyrites de fer cupriîères Quartz Sel gemme Talc Kaolin

Gypse

52631 51 510 55655 59415 39837 28572 6465 686 1 1 188 28498 33850 112135 86595 87339 87639 67428 43307 44931 - - - 1818 46250 52880 54000 53380 56 160 53970 48010 42 140 45550 24450 20410

21 40 94 130 538 809

7 765

5 3 022 75

1350 7 320 250

-

6 12 51

2 495 803 872

8 607

10 1802 481

I627 3 774 1865

-

- 35 30 1 14 128 29 14 16 15 4 -

2460 2526 3208 2465 708 886 922 1453 935 970 699 621

9832 9665 6928 5526

14 12 6 4 2651 2691 2747 2714 535 604 206 238

1872 2399 2289 2531

905 724 2272 2660

- - - -

- - - -

- 15

2 155 2 221 793

4 734 5

1 1 2 662 890

2 309

3 550

-

-

21 17

1830 2 280 754

5 348 4 12

2 645 752

2 410

3 060

-

-

49 - - 3 15 21

715 - - 2477 2460 2064 734 606 529 187 71 - 12 9 1 1

2414 2266 2 150 610 274 212

2641 2488 2411

I195 - -

- - -

- - -

- - -

427 561 420 191 442 727 396 920 416 537 270 890 253 263 251 704 220 803 230 209 221 621 89705 50726 38606 30614 7888 - - - - - -

48 10 52 85 203 202 127 - - - - 3308 1016 316 320 108 1080 1150 850 1458 I489 2429 2627 3488 4103 3499 2805 3195 4671 1651 1153 1933 2090 16843 23540 30321 20655 24079 30809 19771 18011 24118 29900 16374 80928 112900 104232 106296 95 135 115045 177 522 135496 99839 143039 149 873

616 392 557 854 528 022 561 286 531 125 475 824 558 540 552 760 532402 510 573 461 923 40108 40038 60545 60429 101462 143962 158186 169769 163325 141 288 101404 89 577 97 531 112 709 151 309 166 033 194 490 235 368 285 702 302 381 309 135 293 914 710 720 104 i 460 1200 1807 1275 1204 1110 1 170 I570

40394 34066 37 209 41 948 44 830 53023 51 788 51 592 53602 60 724 59 355

- - - - - 250 750 I200 1200 1200 I200

121

O. da Cruz Gaspar

' nétiques sans lien génétique direct avec le magmatisme hercynien c o m m e le résultat de régénérations ou de lixi- viations de minéralisations anté-alpines. I1 en serait ainsi, par exemple, des gîtes filoniens ou d'imprégnation d'uranium. Mais les études de tectonique nécessaires pour confirmer ou infirmer ces thèses n'ont pas encore été faites.

METALLOTECTES LIES A LA PALEOGEOGRAPHIE ET A LA LITHOLOGIE POST-JURASSIQUES Les dépôts de ce type se répartissent non seulement sur les bordures occidentale et méridionale mais aussi dans le Massif hespérique. I1 convient de mentionner à cet égard les gisements alluvionnaires de Serra de Arga (étain, tungstène, tantale et niobium), Seixo da Beira (étain, titane), Celorico da Beira (étain), Belmonle-Elvas (étain, titane). Les concentrations d'or dans les terrasses du Mondego, du Tage et d'autres cours d'eau ont fait aussi l'objet de recherches mais n'ont pas donné lieu à une exploitation quelconque.

Dans la bordure occidentale se trouvent les gisements de kaolin de Bucelas (Cénozoïque), plusieurs petits dépôts de lignite et de diatomite, dont les plus importants sont liés aux formations du bassin continental pliocène de Rio Maior, et qui contiennent du lignite, des diatomites et des sables kaoliniques présentant un intérêt commercial et qui sont identiques aux sables kaoliniques de la péninsule de Setubal.

Les gisements de kaolin d'Afvaraes, Matosinhos et Senhora da Hora (Custoias) résultent de l'altération de granites hercyniens et certains spécialistes croient que cette altération n'est pas due à la paléogéographie post- jurassique mais à des phénomènes d'altération hydrothermale (hercynienne?).

Le petit gisement d'uranium de l'wrgeiriça serait peut-être lié aussi à des causes actuelles. Dans ce gisement, la minéralisation uraniíëre est liée à des sédiments sableux mal stratifiés, argilo-kaolinique, et à de petits cailloux de quartz.

Les conditions climatiques actuelles ne sont pas de nature à susciter de grandes altérations sur les gisements existants.

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pp. 5-105.

I24

Zone rédactionnelle 1 i Feuilles 4 et 7

Introduction à la métallogénie de l'Espagne * José Sierra, Antonio Ortiz Empresa Nacional ADARO de Investigaciones Mineras, S.A. (ENADIMSA)

Sommaire

Introduction i 26

Cadre espace-temps 126

Régions naturelles 126 Massif hespénque 126 Cordillère ibérique 127 Cordillère catalane 128 Cordillère pyrénéenne 128 Cordillère basco-cantabrique 129 Cordillères bétiques 129

Métallotectes 130 Métallotectes liés à la tectonique, au métamorphisme et au magmatisme anté-hercyniens 130 Métallotectes liés à ia lithologie et à la paléogéographie anté-carboni feres i 30 Métallotectes liés à la tectonique, au métamorphisme et au magmatisme hercyniens 13 1

Métallotectes liés au magmatisme hercynien . précoce 131 Métallotectes liés au magmatisme hercynien syntectonique et post-tectonique 131

Métallotectes liés à la lithologie et à la paléogéo- graphie anté-triasiques 136 Métallotectes liés à la lithologie et à la paléogéo- graphie du Trias au Crétacé 137

La Cordillère bétique 137 Région externe à la Cordillère bétique 138

Métallotectes liés à la tectonique, au métamorphisme et au magmatisme alpins 138 Métallotectes liés à la lithologie et à la paléogéo- graphie du post-Crétacé 140

Contents

Introduction 126

Time-space framework 126

Natural regions 126 The Hespenan massif 126 The Iberian cordillera 127 The Catalan cordillera 128 The F'yrenean cordillera 128 The Basco-Cantabrian cordillera 129 The Betic Cordillera 129

Metallotects 130 Metallotects related to pre-Hercynian tectonics, metamorphism and magmatism 130 Metallotects related to pre-Carboniferous lithology and palaeogeography 130 Metallotects related to Hercynian tectonics, metamorphism and magmatism 13 1

Metallotects related to early Hercynian magmatism 13 1 Metallotects related to syntectonic and post-tectonic Hercynian magmatism 131

Metallotects related to pre-Triassic lithology and palaeogeography 136 Metallotects related to lithology and palaeogeography from the Triassic to the Cretaceous 137

The Betic cordillera 137 Outside the Betic cordillera 138

Metallotects related to Alpine tectonics, metamorphism and magmatism 138 Metallotects related to post-Cretaceous lithology and palaeogeography 140

Reproduction de texte publié en espagnol a l'occasion du u F'rimer Con- gresso hispano-luso-americano de Geologia economica,. Madrid-Lis- boa, 19-25 septembre 1971. Reproduction interdite sans l'autorisation des auteurs.

125

J. Sierra. A. Ortiz

L'exposé des phénomènes métallogéniques nécessite au moins une référence géologique à l'espace et une autre référence au temps. Pour matérialiser la première, nous avons procédé à une division assez classique du pays en régions naturelles, en distinguant d'abord les zones à évolution stratigraphique et tectonique caractéristique et en essayant d'individualiser les cycles métallogéniques, hercyniens et alpins. Dans certains cas, nous avons éga- lement distingué des sous-régions présentant des diffé- rences métallogéniques sensibles.

La référence géologique au temps a été obtenue par un classement chronologique approprié des divers types de métallotectes.

Ainsi que l'ont défini P. Laffitte, F. Permingeat et P. Routhier en 1965, le terme «métallotecte» désigne tout élément géologique (faille, filon, intrusion, caractère paléogéographique, etc.) qui se trouve fréquemment as- socié aux gisements minéraux et paraît jouer un rôle important dans la formation ou, tout simplement, dans la localisation du gisement.

Enfin, et bien que cette étude n'ait pas la prétention d'être complète, il faut signaler qu'elle ne fait allusion à l'uranium que tout à fait occasionnellement car les auteurs ne sont gutre familiarisés avec l'étude de cette substance.

Introduction Une esquisse métallogénique à l'échelon national ne peut avoir pour objectif essentiel que d'essayer d'intégrer les phénomènes métallifêres aux processus de sédimen- tation, métamorphisme, magmatisme et tectonique qui se déroulent dans les zones orogéniques et de plate-forme, de telle façon que, leur communauté d'origine étant démontrée, ils apparaissent ensemble dans l'histoire géo- logique de ia croûte terrestre dont ils constituent seulement des manifestations diverses.

ktant donné que les connaissances actuelles sur l'évo- lution géologique de l'Espagne sont disparates et incom- plètes et que la majorité des études sur nos gisements minéraux ont un caractère très local et fragmentaire, I'in- tégration envisagée ci-dessus n'est pas une tâche facile et il se peut qu'elle aboutisse à des questions en suspens plus nombreuses que les réponses obtenues, Néanmoins, certaines des interprétations et corrélations qui vont être formulées ici pourront servir à orienter d'autres études de caractère régional ou local, d'où elles sortiront modi- fiées ou enrichies.

Bien que les auteurs de la présente étude préparent actuellement une synthèse de la métallogénie espagnole, il leur a paru souhaitable de présenter déjà ce schéma préliminaire à l'occasion du premier Congrès Hispano- Luso Américain de Géologie économique qui s'est tenu en 1971 à Madrid et à Lisbonne. Ils sont toutefois cons- cients du fait que toute synthèse prématurée tend à aug- menter les risques d'extrapolations superficielles ou d'omissions importantes, d'autant plus qu'ils n'ont pas connaissance d'autres essais récents ni de conceptions métallogéniques à l'échelon national qui pourraient leur servir de point de départ et de repère.

Afin de séparer les faits observés des interprétations et hypothèses qui sont plus discutables, nous avons uti- lisé dans la présente étude le concept de «métallotecte», nous inspirant ainsi de la conception exposée par P. Laffitte en 1966 dans son étude sur la métallogénie de la France. Les hypothèses et corrélations métallogéni- ques reposent alors sur l'ordre chronologique des diffé- rents métallotectes liés à la lithologie, à la paléogéogra- phie, à la tectonique, au métamorphisme et au magmatisme.

Aucune bibliographie n'accompagne cette étude, à cause de son trop grand volume. Mais toute la bibliographie de référence figure dans les 93 feuilles de la carte métallogénique espagnole à U200 000, base analytique des présents travaux et à l'élaboration de laquelle les auteurs ont collaboré au cours des deux dernières an- nées. O n y trouve également les noms des personnes, essentiellement de l'IGME 1 et de I'ENADIMSA, qui ont constitué le fichier des indices et des gisements minéraux ainsi que les noms de celles qui ont aidé à établir les cartes.

Néanmoins, à côté de la collaboration particulière de J. Burkhalter, les auteurs ont pu enrichir leur expérience et leurs opinions personnelles sur la métallogénie espagnole grâce à des échanges de vues avec J. Armengot, E. Azcarate, J. M. Fontboté, A. Garcia Loygom, G. Leal, C. Luaces, J. L. Martin Vivaldi, V. Pastor, J. Saenz de Santa Maria, et de F. Vazquez.

Cadre-espace-temps

Régions naturelles Pour chacune des régions représentées sur la figure, nous donnons une brève définition géographique et une syn- thèse élémentaire de son histoire géologique en insistant surtout sur les phénomènes de grande importance métal- logénique, uniquement pour permettre une meilleure compréhension par la suite.

MASSIF HESPERIQUE (I sur la figure)

En se basant principalement sur la synthèse évolutive proposée par J. R. Parga en 1970, il faut souligner certains aspects essentiels.

Le massif est surtout constitué de matériaux datant d'une ère précambrienne 'récente et paléozoïque dans l'évolution de laquelle nous pouvons distinguer deux cycles de sédimentation et d'orogenèse.

A u cours du premier cycle qui dure jusqu'au Silurien, le Massif hespérique se comporte c o m m e un bassin de sédimentation de type géosynclinal dans lequel on distingue deux seuils. L'un correspondrait à la zone du «Oll0 de Sapo» à la frontière septentrionale de la sous- région IC; l'autre seuil se trouverait à la limite entre les sous-régions Id et Ie dans ce qu'on appelle la «frente de Aracenaw. Dans ces deux zones, il n'y a pas de sédimen- tation complète du Cambrien. Pendant cette période, et pendant l'Ordovicien, se produisent des phénomènes de type orogénique (phases tolédanique, ibérique, taconi- que) qui affectent surtout les sous-régions centrales IC et Id. Pendant le Cambrien moyen et supérieur, se produisent des volcanismes à dominance basique dont les plus I. Instituto Geologico y Minero de España.

126

Introduction il la métallogénie de 1'Espagne

représentatifs sont situés au nord des seuils dans les sous-régions Id, Ib et Ia. Des phénomènes de plutonisme et de métamorphisme ont lieu lors de ces phases et les plus importants apparaissent en Id (par exemple Aceu- chal-Azuaga), en IC (par exemple certains orthogneiss de Galice), et en Ib. A la fin de l'ordovicien, le cycle se termine par un volcanisme qui, passant par un stade intermédiaire aboutit à un type acide. O n n'obtient pas ainsi une cratonisation totale mais le géosynclinal commence à s'assimiler à une plate-forme.

Ainsi, au cours du second cycle qui commence au Silurien, aucune zone géosynclinale véritable ne se déve- loppe mais deux zones d'affaissement se créent (Ia et Ie) dans lesquelles se déposent d'importants sédiments dé- voniens et carboniferes alors que la zone comprise entre les deux reçoit des sédiments moins épais et, en partie, de caractère continental ou limnique avec d'importantes lacunes. Au cours du Silurien, se produit également un volcanisme basique et acide dont les manifestations se poursuivent jusqu'à la fin du Dévonien et au début du

Carbonifere; elles sont surtout apparentes en IC et en Id.

Les phénomènes de plissement se produisent au cours des phases bretonne, sudète-palencienne, léonien- ne et asturienne. Des processus de métamorphisme et de granitisation ont lieu en m ê m e temps et ce sont les zones de moindre affaissement qui les reflètent le mieux (IC et Id). Les plutonismes qui y sont associés sont constitués de granites d'anatexie et d'autre d'origine plus profonde.

CORDILLERE IBERIQUE (II) Cette région naturelle comprend une partie des provinces de Burgos, Logroño, Saragosse, Soria, Teruel, Guada- lajara, Cuenca, Castellón et Valence. Elle constitue une chaîne de plissements qui ferme, à l'est, le Massif hespé- rique.

Bien qu'il y ait quelques irrégularités ça et là, les formations stratigraphiques présentent dans leur ensemble, une grande continuité depuis le Précambrien jusqu'au

FIG. 1. Schéma géostmctural de l'Espagne : 1. Massif hespérique; 2. Cordillère ibérique; 3. Cordillère catalane; 4. Cordillère pyrénéenne; 5. Cordillère basco-cantabrique; 6-7. Cordillère bétique; 8. Précambrien et paléozoïque; 9. Roches granitiques.

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100

I27

, I J. Sierra. A. Ortiz

Quaternaire. Ses caractéristiques morpho-structurales actuelles obéissent essentiellement aux influences exer- cées par les orogénies hercynienne et alpine.

Après les plissements de la phase assyntique, un Cambrien très important se dépose; il est de caractère marin transgressif au Cambrien inférieur et moyen et régressif au Cambrien supérieur, A u cours de cette pério- de, se produisent des éruptions volcaniques, surtout dans la partie haute, c o m m e dans le cas du Massif hes- périque.

L‘Ordovicien constitue un cycle transgressif suivi de régression en passant au Silurien. Lithologiquement, il est constitué de quartzites, d’ardoises, de grès, de dolomites (Ashgill) qui renferment les minéralisations de la «Sierra Menera» et de «El Pobo» et, de nouveau, des manifestations de volcanismes basiques.

Le Silurien a des caractéristiques transgressives-ré- gressives semblables mais, lithologiquement, les niveaux carbonatés sont absents.

Le Dévonien n’ameure qu’à Nogueras (Sierra Mene- ra) et à Rudilla (Massif de Montalban) où son épaisseur peut atteindre 1 600 mètres. A sa base, on remarque dif- férents niveaux constitués d‘oolithes ferrugineuses et de nodules de phosphorite.

Le Carbonifere se présente de façon très irrégulière. On le trouve dans le massif de Montalban où il est daté du Dinantien et Namuro-Westphalien A avec des manifestations magmatiques sous-marines fréquentes. Celui de la «Sierra de la Demanda)) est considéré c o m m e Westphalien B-D et renferme des niveaux productifs de charbon. Enfin, à Molina, il est daté c o m m e Stéphanien supérieur discordant avec des tufs d’origine volcanique, des argilites, des grès, et des calcaires.

Dans le massif de Montalban, apparaissent de faibles plissements de la période pré-Westphalienne B. Dans la «Sierra de Molina», ils sont importants et datent de la période préStéphanienne C. Ces deux types peuvent être considérés c o m m e appartenant à ia phase asturienne.

Pour les structures hercyniennes, on admet un type de plissement et de fracture selon des axes NW-SE et des failles transversales de déchirement NNE-SSW ayant une signification métallogénique évidente. O n ne recon- naît pas de plutonisme relatif à I’orogénie.

Le cycle alpin comprend un Permien non prouvé paléontologiquement, un Trias germanique complet, un Rhétien de cargneules, un Jurassique calcaro-marneux, les formations wealdiennes, urgo-aptiennes, celles du Crétacé supérieur marin (Cénomanien, Turonien, et Sénonien) se terminant par un Garumnien continental et un Paléogène détritique de faciès également continental. Avant les plissements alpins, il faut signaler dans l’ordre: une discordance palatine entre le Permien et le Trias, des mouvements épirogéniques Cimmériens entre le Trias et le Jurassique, des mouvements épirogéniques donnant lieu aux formations wealdiennes, la phase autrichienne qui est à l’origine de la formation d‘lltrillas.

Les déformations alpines se présentent sous les deux aspects de tectonique de recouvrement et de couverture, les matières argileuses du Keuper constituant le niveau de décollement.

CORDILL~RE CATALANE (III)

La Cordillère catalane occupe une étroite bande côtière

comprise entre les Pyrénées, la dépression de I’kbre et la mer Méditerranée.

Géomorphologiquement, elle se divise en trois uni- tés : la Cordillère pré-littorale, la dépression pré-littorale et ia Cordilltre littorale. ia raison de cette division rési- de dans le fait que ces deux cordillères se trouvent nettement séparées par une fosse tectonique remplie de sédiments miocènes bien qu’elles possèdent certaines analogies géologiques.

Bien que son activité ait commencé dans la phase bretonne, l’orogénie hercynienne, au cours de sa phase autrichienne a provoqué des plissements NW-SE qui ont, eux-mêmes, donné naissance à des formations iso- clinales simples s’orientant ensuite au SSW. Entre les terrains concernés, on remarque l’absence d‘un véritable Cambrien. Par contre, il existe un Ordovicien dans lequel seul le Caradoc peut être précisément daté, et où l’on observe la présence de filons-couches diabasiques, un Gothlandien avec des ardoises et des calcaires, un Dévonien essentiellement carbonaté et, enfin, un Carbo- nifère inférieur transgressif de faciès Culm avec des con- glomérats, des grauwackes, des ardoises comportant des nodules de phosphorite et des roches volcaniques de caractère acide et intermédiaire, suivi d’un Namuro- Westphalien identifié de façon incertaine.

Plus tard, il y a eu d’abondantes intrusions post-tectoniques de granites métalliferes et de diorites dans les zones occupées par les deux cordillères mais plus spécia- lement dans la cordillère littorale dont elles constituent une grande partie de la surface.

Le Trias est de caractère germanique. Le Jurassique, lui, est calcaire et marneux. Dans le Crétacé, se succè- dent des transgressions et des régressions. ia plus importante des régressions est celle de 1’Albien qui s’est déposé en un faciès Utrillas avec des lignites; il faut citer également la transgression cénomanienne et la régression garumnienne.

La transgression de l’Éocène moyen a submergé une grande partie des Catalanides et, à la fin de cette période, l’orogénie alpine commence dans sa phase pyrénéenne qui se poursuivra dans l’oligocène.

ia série des fractures alpines continue jusqu’au Quaternaire c o m m e le prouve le grand nombre d‘érup- tions volcaniques à ia limite septentrionale des Catala- nides.

CORDILL~RE PYRENEENNE (IV) Cette cordillire s’étend du massif de Haya en Guipuzcoa jusqu’au Cap de Creus dans la province de Gérone et comprend les zones septentrionales des provinces de Navarre, Huesca, Lerida, et Gérone. Géologiquement, elle se divise en deux unités structurales nettement diffé- renciées: la zone axiale constituée de sédiments paléo- zoïques, de roches plutoniques et métamorphiques, et la zone pré-pyrénéenne formée par les terrains mésozoï- ques et tertiaires qui constituent des bandes E-W paral- léles à la zone axiale, au nord et au sud de celle-ci.

11 n’existe pas de Cambrien bien différencié dans la zone axiale, mais il y a un Ordovicien dont le premier niveau daté appartient au Caradoc avec des conglomé- rats, des dolomites, des schistes calcaires et des roches qui peuvent être volcaniques. Après le Gothlandien, on trouve un Dévonien inférieur et moyen avec des ardoises et des schistes calcaires, et un Dévonien supérieur

I28

Introduction à la métallogénie de l'Espagne

essentiellement calcaire avec, en outre, un volcanisme acide.

A ia fin du Dévonien, on observe la discordance iéri- dienne et on passe à un Carbonifère inférieur de faciès Culm, avec Tournaisien et Viséen diiférenciés, suivis d'un Namurien puis d'un Westphalien après lequel dé- bute la phase hercynienne principale d'âge asturien.

Le Stéphanien est constitué de grès, d'argiles rouges et vertes, d'ardoises avec des niveaux houillers productifs (S. Juan de las Abadessas, Port de Suert, Sallent, etc.) et se termine par un niveau éruptif interstratifié de rhyodacites et d'andésites (Sierra dei Cadi).

A ia fin du cycle hercynien, se produisent d'importantes intrusions granitiques affectant surtout les terrains de base du Paléozoïque.

Le cycle alpin se poursuit avec ia sédimentation du Permo-Trias, du Trias, du Jurassique, et du Crétacé sans autre incidence notable que les mouvements cimmériens d'émersion provoquant la formation de bauxites dans le Lias, recouvertes par l'Urgo-aptien ou par le Crétacé supérieur.

A la fin de l'Éocène, commence le plissement pyré- néen qui va former ia chaîne actuelle.

CORDILLERE BASCO-CANTABRIQUE (V)

La région basco-cantabnque s'étend du massif Astur à l'ouest, aux Pyrénées à l'est avec une grande partie de la province de Santander et du pays basque. C'est un pays recouvert de terrains d'âge mésozoïque et tertiaire et donc marqué essentiellement par l'orogénie alpine.

Durant le Keuper, à caractère régressif, se déposent des évaporites qui accompagnent les argiles et des érup- tions volcaniques d'ophites se produisent. Le Jurassique est la formation ia plus uniforme du bassin et a un carac- tère calcaro-marneux. O n a pu reconnaître des mouvements aptiens provoquant des plis de fond ou flexures dans lesquels se situent les formations urgoniennes. Cel- les-ci sont constituées de calcaires récifaux massifs avec des rudistes, de calcaires pararécifaux, de formations mamo-sableuses, et de grès continentaux.

A u cours du Cénomanien, une éruption volcanique de nature basalto-spilitique a eu lieu dans le synclino- n u m de Biscaye; on en trouve les traces en Guipuzcoa (sud de Azcoitia et Elgoibar) et elles se prolongent vers Guernica par ia Biscaye.

La régression commencée au cours du Maestrichtien s'accentue pendant le Tertiaire. Les plissements alpins post-lutetiens, ont un caractère de tectonique de couverture donnant lieu à une série de plis d'axe NW-SE se dirigeant vers le nord dans la partie orientale et NE-SW se dirigeant vers le sud dans la partie occidentale.

CORDILLÈRES BETIQUES (VI) Les Cordillères bétiques occupent la partie méridionale de la péninsule ibérique. Elles se divisent en trois grandes unités: - la Cordillère pré-bétique s'étendant des abords de Manos (Jaén) jusqu'au Cap de ia Nao. - la Cordillère sub-bétique, située au sud de la précé- dente, se prolongeant vers l'ouest jusqu'au golfe de Ca- dix. - la Cordillère bétique, au sud de la précédente, bordant ies côtes méditerranéennes entre Estepona et ie Cap de Palos.

Seule la Cordillère bétique présente véritablement un intérêt métallogénique. Nous suivrons surtout ia description de J. M. Fontboté (1965 et 1968).

Sa structure est complexe et résulte de ia superposition d'autres structures, de caractéristiques et d'âges va- riés, bien qu'elles soient, en général, alpines.

L'ensemble des nappes de chamage qui constituent ia zone, peut se diviser en trois systèmes qui sont, de bas en haut: - Nevado-filabrides (Egeler, 1962) ou bétiques de la Sierra Nevada (Blumenthal, 1950). - Alpujarrides S.I. où l'on distingue actuellement un élément inférieur (Ballabona-Cucharón) et un élément supérieur (Alpujamdes S.S.) qui est le plus intéressant du point de vue métallogénique. - Monto de Malaga ou Malaguide.

Toutes les couches se sont superposées les unes aux autres suivant des mouvements de translation SSE- NNW. Leur emplacement primitif est du Crétacé ou de l'Éocène.

L'ensemble Nevado-filabrides comprend trois unités litho-stratigraphiques : - Socle ancien de micaschistes feldspathiques, marbres, et amphibolites d'âge probablement précambrien. C'est un terrain volcano-sédimentaire affecté d'un double métamorphisme alpin et pré-alpin. - Formation détritique argileuse d'âge probablement carbonifère, transformée en micaschistes à graphite. - Zone mixte (formation Sabinas) de roches méta- morphiques provenant d'une formation volcano-sédi- mentaire permo-triasique.

Les « Alpujamdes >> sont constitués d'une base méta- morphique de micaschistes et de Phyllites paléozoïques à laquelle se superpose un Trias bien développé de faciès alpin. C e Trias est composé de quartzites et de Phyllites faiblement métamorphiques datées du Permo-werfénien et d'une épaisse formation calcaro-dolomitique du Trias moyen et supérieur.

La sous-unité Ballabona-Cucharon se différencie par son plus faible degré de métamorphisme, par l'abondance d'évaporites dans le Trias, et par l'existence d'intercalations de Phyllites dans le Trias supérieur.

Le «Manto de Malaga» a une base de schistes cristallins qui se continue par une formation paléozoïque non métamorphique jusqu'au Permo-Trias sur laquelle reposent des terrains mésozoïques et nummulitiques discontinus et peu épais.

U n e grande activité volcanique de caractère acide se développe dans ia Sierra Nevada au cours du Permo- Trias, donnant naissance à des gneiss par l'effet du méta- morphisme alpin. Les roches basiques, volcaniques, et sub-volcaniques apparaissent transformées en amphibolites. Le volcanisme de la zone «Alpujarrides» est beaucoup moins développé et l'est encore moins dans le a Manto de Malaga ».

L'activité volcanique du Miocène et du Pliocène est importante dans les secteurs du Cabo de Gata, Mazar- rón, et Carthagène. Les roches représentatives de cette activité appartiennent à ia formation andésite-dacile- rhyodacite-rh yoli te.

Les péridotites de ia «Serrania de Ronda» ont dû se placer à une époque se situant entre le Trias supérieur et le Jurassique moyen (F. Manthe, 1970).

I29

J. Sierra, A. Oríiz

Métallotectes ia division des métallotectes a été effectuée d'après les événements métallogéniques les plus importants en tenant compte principalement des orogénies hercynienne et alpine et de leur répartition dans les régions naturelles. Ces métallotectes sont les suivants: - métallotectes liés à ia tectonique, au métamorphisme et au magmatisme anté-hercyniens. - métallotectes liés à ia lithologie et à ia paléogéogra- phie anté-carboniferes. - métallotectes liés à la tectonique, au métamorphisme et au magmatisme hercyniens. - métallotectes liés à ia lithologie et à ia paléogéogra- phie anté-triasiques. - métallotectes liés à ia lithologie et à ia paléogéogra- phie du Trias au Crétacé. - métallotectes liés à ia tectonique, au métamorphisme et au magmatisme alpins. - métallotectes liés à ia lithologie et à ia paléogéogra- phie du post-Crétacé.

MÉTALLOTECTES LIES ANTE-HERCYNIENS AU METAMORPHISME

A LA TECTONIQUE, ET AU MAGMATISME

C'est seulement dans le Massif hespérique (I) que l'on peut reconnaître I'existence de métallotectes liés à la tectonique, au métamorphisme et au magmatisme anté- hercyniens.

Ainsi, en ce qui concerne les systèmes métamorphi- ques supposés anté-cambriens, il faut signaler les manifestations stratiformes de pyrites cupriferes au Cap Orte- gal (IC) et, surtout, les disséminations de chalcopyrite dans les amphibolites provenant probablement de roches basiques, qui vont entrainer la mise en exploitation d'un gisement important (Arimteiro, Santiago de C o m - postelle). Par ailleurs, la présence d'or a été signalée dans les gneiss de la Nava de Jadraque.

Le plutonisme anté-hercynien est pratiquement stéri- le. I1 se manifeste par des traces de cuivre, chrome, nickel dans les formations ultrabasiques précambriennes du Cap Ortegal. O n ne connaît pas de minéralisations en relation avec les orthogneiss amygdalaires de Galice; l'association génétique des manifestations d'or avec les orthogneiss basiques de Pola de Allande (Ib) est douteuse et il ne semble pas exister non plus d'autre lien que celui de l'espace entre l'orthogneiss de ia Minita (Azuaga Id) et la minéralisation de cuivre et de plomb. '

Pour ce qui est du volcanisme, il y a des indices de plomb-or (Alcudia) et de cuivre (Azuaga) dans les laves supposées du passage au Paléozoïque. Dans le cas du volcanisme basique du Cambrien, on connaît I'existence (par exemple au nord de Huelva) d'amas de pyrites d'un faible intérêt ayant précédé peut-être les amas cupriferes mais ne contenant pratiquement ni cuivre, ni plomb, ni zinc, etc.

LR volcanisme ordovicien peut présenter un plus grand intérêt; il est probablement à l'origine de protogisements d'antimoine (plomb) (par exemple ia Sierra del Cuuref Ib) remobilisés à l'époque hercynienne et est lié, dans la Sierra de ia Culebra, à ia présence de manganèse, de baryum et de variscites (Ib).

Enfin, i'incidence des manifestations d'antimoine- mercure du Précambrien dans ia sérk de Narcea (Ib), le

rapport qui peut exister entre les laves et I'un ou l'autre des gisements de mercure cambrien (par exemple Usa- gre), les indices d'antimoine dans les laves de I'Ordovi- cien (Ib), le rapport espace entre le mercure d'Almaden et les laves basiques, les indices de mercure trouvés dans les diabases du Dévonien, certains rapports entre le voi- canisme carbonifere et le mercure, et le fait établi statis- tiquement à l'échelle mondiale que près de 90% des traces de mercure peuvent être liés, dans l'espace, au volcanisme, sont autant de considérations dont il faudra tenir compte en essayant d'expliquer l'origine possible des minéralisations d'antimoine et de mercure qui se présen- tent dans divers terrains paléozoïques des sous-régions Ia et Ib (voir p. 130-131) avec des contrôles essentiellement structuraux et sans rapport apparent avec le magmatisme.

Cette pauvreté en gisements endogènes précambriens ne doit pas surprendre si l'on tient compte du fait que le Massif hespérique où ils se situent a été très affecté par l'orogénie hercynienne et peut-être aussi par les orogénè- ses ultérieures. I1 a été prouvé que, dans des conditions de pression et de température croissantes, les composés métalliques et surtout les sulfures, se liquéfient très facilement et enrichissent en métaux les eaux chaudes (hydrothermales) libérées dans le métamorphisme régional progressif; finalement, leurs ions se diffusent dans les milieux liquides et solides. Tout ceci alors que dans de vastes zones du Massif hespérique, les silicates, beaucoup plus stables, arrivent à i'anatexie et à ia palingé- nèse.

I1 ne faut pas oublier non plus que les connaissances sur les datations précambriennes, en Espagne, sont bien souvent discutables et incomplètes.

METALLQTECTES LIES A LA LITHOLOGIE ET A LA PALÉOGEOGRAPHIE ANTE-CARBONIFÈRES

Dans le Massif hespérique, et en particulier dans ia sous- région Id, des indices de plomb-zinc ont été signalés dans ia formation Azuaga, supposée précambrienne, et constituée d'ardoises, de quartzites et de grauwackes. I1 y a égaiement des indices d'or dans le conglomérat cambrien de la vallée d'Alcudia, tandis que dans ia zone de la Nava de Jadraque des imprégnations c o m m e celles du conglomérat de base de l'Ordovicien continuent à se manifester dans l'Arenig, le Stéphanien, et jusqu'au Plio- cène. Tout ceci est logique dans le contexte filonien auri- Ere hercynien de ia zone (voir p. 133). L'existence d'une concentration sédimentaire d'antimoine a égaiement été évoquée dans I'Ashgiilien de ia zone de la Sierra Caurel dont le milieu générateur serait constitué par les laves porteuses d'antimoine du Llandeilo (Ib).

Dans le Silurien, les circonstances paléogéographi- ques et sédimentologiques ont conditionné ia genèse des formations oolithiques de fer qui, dans les plissements hercyniens apparaissent en ameurements dans ia sous- région Ib (par exemple Vivero, Zncio, Wagner, Vivaldi). D e même, dans le Dévonien (Ia), des formations analogues se manifestent à nouveau (par exemple Llumeres- Quiros) et trouvent leur prolongement naturel dans les niveaux d'oolithes ferrugineuses et de nodules de phosphorites de ia Cordillère ibérique (II).

Dans la période considérée, les niveaux carbonatés, en particulier ceux du Cambrien, jouent un rôle spécial en tant que métallotectes lithologiques. Des indices de

I30

Introduction il la métallogénie de 1'Espagne

fer, fer-cuivre, manganèse, plomb-zinc antimoine et mercure y sont associés; des indices de fer et plomb-zinc sont liés aux niveaux carbonatés de l'Ordovicien et du Silurien. Les indices de fer et de manganèse sont ceux que l'on trouve le plus fréquemment dans les niveaux carbonatés du Dévonien. Ces deux substances sont celles que l'on exploite le plus actuellement.

Ces métallotectes carbonatés et leurs manifestations de style essentiellement stratiforme posent les problèmes de leur âge par rapport à leur encaissant, syngénétique ou épigénétique, et de leur origine, endogène ou exogène. Les critères d'épigenèse, basés sur la présence de morphologies discordantes perdent beaucoup de leur valeur car, de m ê m e que les concentrations initialement sédi- mentaires, elles ont subi les phases tectoniques et méta- morphiques hercyniennes et peuvent avoir été i'objet de remobilisations (« épigénétiques familières n de Rou- thier); d'autre part, la dificulté de prouver la réalité des processus épigénétiques métasomatiques est bien connue.

En ce qui concerne les différentes substances liées à ces métallotectes carbonatés, il faut considérer; - Le fer qui se présente dans le Cambrien sous des formes massives et variées dans la sous-région Ia (par exemple Fonsagrada) aussi bien que dans la sous-région II. C'est toutefois à la frontière sud de Id qu'il offre le plus d'intérêt, bien qu'il existe des travaux sérieux pour défendre l'origine métasomatique de contact de ces ma- gnétites du Géorgien (par exemple Cala, Teuler) souvent cupriferes; il a en m ê m e temps été démontré qu'une partie au moins du fer pourrait provenir des calcaires dont le fer, assimilé par les roches intrusives, aurait été remo- bilisé métasomatiquement. Dans l'ordovicien, on trouve les exploitations de Sierra Menera et Sierra. Almohaja dont on discute les ongines (de sédimentaires à épigéné- tiques métasomatiques, exogènes ou endogènes). Dans le Silurien, il y a encore des indices (III et IV) ainsi que dans le Dévonien (III). - les magnésites qui sont exploitées dans le Cambrien (Rubian Ib) et dans le Dévonien (IV, par exemple Eu- gui); il est possible d'admettre, au moins pour les der- nières, une origine sédimentaire. - les indices et gisement (par exemple Rubiales) de plomb-zinc dans le Cambrien d'une vaste zone de la sous-région Ib et quelques indications dans l'ordovicien des Pyrénées centrales (IV) probablement associées au volcanisme. - Les minéralisations en antimoine dans le Cambrien, de morphologie variée, qui coexistent partiellement dans l'espace avec les minéralisations en plomb-zinc dans les provinces du Léon et de Lugo (Ib). - Le mercure qui apparaît également dans les calcaires du Cambrien (par exemple Usagre) et qui est probablement dû au volcanisme.

Sans donner plus de détails sur le rôle métallogéni- que de ces calcaires par rapport aux gisements métaso- matiques de contact, signalons leur association avec quelques gisements de tungstène dans les Pyrénées (IV) et avec d'autres dans la sous-région Ia.

Le cas du district mercurifere #Almaden (Id) est à traiter séparément. I1 a été inclus dans ce paragraphe, malgré toutes les discussions et doutes concernant sa genèse, en raison du seul fait indiscutable que les miné- ralisations se trouvent clairement liées à un métallotecte régional à caractère mixte lithologique et stratigraphi-

que : trois niveaux proches de quartzites interstratifiés d'ardoises stériles qui constituent la base du Silurien. Pour les autres faits, l'extension régionale, la postériorité des failles par rapport à la minéralisation, i'existence de laves basiques au mur et surtout au toit, dont la «frai- lesca >> qui présente des renflements pyroclastiques (peut- être des cheminées?) dans les zones les plus métallisées, les indices mercuriferes dans quelques laves, et enfin, l'observation au microscope de grains de cinabre dans la zone d'accroissement des éléments détritiques de quartz (authigène, diagénétique ou épigénétique?) sont autant d'arguments en faveur d'une genèse sédimentaire exhalative silurienne. Mais d'autre part, presque tous les rai- sonnements précédents, étayés sur la zonalité remarquable qui existe au nord du batholite des aPedroches~ (voir p. 134), peuvent aussi justifier une hypothèse épi- génétique en attribuant aux éventuelles cheminées le rôle de voie d'accès privilégié, le transport du métal étant suivi d'une imprégnation sélective. Nous pensons que les données et les précisions actuelles (tant régionales que locales) ne sont pas sufisantes pour qu'il soit possible de se prononcer en faveur de l'une ou l'autre de ces hypo- thèses tout en se soustrayant à i'influence des courants de pensée du moment.

METALLOTECTES LIES A LA TECTONIQUE, AU METAMORPHISME ET AU MAGMATISME HERCYNIENS

L'importance métallifëre du volcanisme précoce hercynien et des plutonismes syntectonique et post-tectonique est telle qu'il convient de les traiter distinctement.

Par ailleurs, cette orogénie a été si fertile dans le Massif hespérique (I) qu'elle mérite d'être considérée individuellement. A l'intérieur de cette orogénie, la coexistence de diverses sous-provinces métallogéniques importantes, c o m m e celle de l'étain-tungstène (IC essentiellement) qui se rattacherait à celle de la Bretagne, celle du plomb (Id et Ie) dont Ia richesse historique est incom- parable et celle du fer-cuivre qui couvre la zone la plus méridionale (sud de Id et Ie), justifie aussi des subdivisions qui intéressent les sous-régions Ia et Ib où se manifestent des traits métallogéniques particuliers.

C o m m e on pourra le voir, et bien que la caractérisa- tion et l'interprétation pétrogénétiques des granites du Massif hespérique soient encore très incomplètes et très inégales, il ne semble pas trop hasardeux d'esquisser les grandes lignes d'une zonalité pétrologique reliée d'une manière ou d'une autre à une différenciation métallogé- nique.

Métalloteetes liés au magmatisme hercynien précoce

Le magmatisme hercynien précoce s'est manifesté essentiellement dans les provinces de Huelva et Déville (Ie) et également au Portugal par la présence de très importants amas de pyrite concordants, contenant souvent des sulfures complexes (cuivre, plomb, zinc) et se situant dans le Dévonien, dans les niveaux supérieurs du Famménien et dans le complexe des laves acides et basiques anté- rieures au Viséen, probablement contemporaines de la phase bretonne pré-hercynienne : Las Herrerim, Tharsis, Sotie1 Coronada, Rio Tinto, Aznalcollar, Lomero, La Zarza.

131

J. Sierra, A. Orti2

Les minéralisations de manganèse, approximativement du m ê m e âge, se situent souvent au toit des amas, accompagnées de jaspes et liées plutôt aux laves basiques.

Enfin, il faut citer des manifestations de plomb-zinc (argent, cadmium) disséminées dans les laves et tufs dévoniens à dominance basique de la sous-région III (par exemple Bellmunt, Ulldemolins).

Toutes ces minéralisations ont été affectées par l'oro- génie hercynienne provoquant souvent des mobilisations différentielles vers des zones de fractures.

Métallotectes liés au magmatisme hercynien syntectonique et post-tectonique

Massif hespérique (i) a) Sous-région IC: Dans la sous-région IC, on peut distinguer, en premier lieu, ia zone de Galice qui occupe la moitié nord et qui a récemment fait l'objet d'études relatives à la définition et à la chronologie des manifestations plutoniques granitiques (Capdevila R., Fioor, 1970).

Cette zone comprend deux grandes séries alcalines et calco-alcalines que l'on peut séparer nettement quant à leur origine, leur pétrographie et la chronologie de leurs épisodes lithogénétiques relatifs aux <(occurrences )> tectoniques, métamorphiques et métallogéniques.

La série alcaline tire son origine de phénomènes d'anatexie reliés au métamorphisme régional hercynien; on trouve tous les intermédiaires depuis les migmatites, les granites migmatitiques autochtones jusqu'aux granites allochtones caractéristiques à deux micas. Cette série alcaline ( C a O c 1 Yo) a ainsi pris naissance à des profondeurs modérées et à des températures relativement basses. Plus que la dénomination de granites à deux micas, c'est ia présence d'albite-oligoclase avec du quartz, de la microcline, de la muscovite, et de la biotite qui est vraiment caractéristique. Tout un cortège de microgranites, aplites, Pegmatites et des filons de quartz ainsi qu'une tourmalinisation fréquente des roches encaissantes accompagnent ces granites et granodiorites.

La série calco-alcaline, au contraire, ne semble pas reliée au métamorphisme hercynien car elle provient de zones plus profondes et de température plus élevée que la série alcaline. Ses matériaux constituants sont des granodiorites à biotite, des granites, des quartzodiorites ac- compagnées de précurseurs calco-alcalins (Ca0 > 1 %), le plagioclase est de i'andésine avec des teneurs en anorthi- te allant jusqu'à 40 % et la richesse en biotite est visible. L'apparition de ce plutonisme profond est nettement liée aux fractures et aux zones faibles des époques de distension intertectonique et post-tectonique. Son cortège de roches filoniennes est moins important et les phénomè- nes hydrothermaux et pneumatolytiques sont aussi plus rares en raison du manque d'eau.

E n reliant l'évolution dans le temps des épisodes métamorphiques, tectoniques et magmatiques à l'apparition des minéralisations, nous pouvons présenter un schéma illustrant des aspects très nets de cette métallo- génie granitique hercynienne.

Le métamorphisme régional serait apparu après la première, et la plus importante phase de plissement, qui se situe en Galice entre le Dinantien et le Namurien (su- dète), et avant ia seconde phase de plissement du West- phalien-Stéphanien inférieur (asturienne). C'est ainsi

*

qu'entre ces deux phases, on distingue les épisodes granitiques et métallogéniques suivants: - les granites d'anatexie autochtones auxquels s'associe parfois un indice stannifere sans importance économi- que à l'heure actuelle. - les granites à deux micas, de m ê m e origine, mais allochtones et appartenant à ia série alcaline, qui ameurent en massifs allongés, après le métamorphisme, ac- compagnés d'abondantes manifestations filoniennes acides et de tourmalinisations. Bien qu'elle soit post-tectonique par rapport à ce que l'on estime être la phase principale de plissement, cette granitisation syntectonique tardive, qui se poursuivra après la deuxième phase de plissement, sera celle à laquelle on rattache la majeure partie des minéralisations d'étain et tungstène (Carballo, Santa Comba, Lousame, Silleda. Lalin. iruo, Fresquei- ras, Vigo, Baldrey, Calabor, etc.) ainsi que certaines minéralisations anciennes d'or-arsenic associées plus particulièrement à des faciès orientés. - les granodiorites porphyriques précoces à biotite de la série calco-alcaline, en massifs allongés, auxquelles sont reliées spatialement les associations or-arsenic (San Marin de Covas), et, exceptionnellement étain. Avec ces granodiorites précoces, l'association de faciès tardifs plus acides de leucogranodiorites à deux micas et de tourrna- line est encore nette. Après ia deuxième phase de plissement, apparaissent

égaiement des granites métallifëres (post-tectoniques) : - les granites à deux micas, de la série alcaline, constituent des massifs circonscrits avec des minéralisations également d'étain-tungstène, la série se terminant par d'autres granites moins fréquents, analogues quant à ia forme et à leur constitution minéralogique mais avec des phénocristaux de feldspath potassique. Ils sont pratiquement stériles en Galice et leur cortège de roches filoniennes est pauvre; par contre, ils s'étendent en massifs dis- persés dans les Asturies et le Léon (sous-région Ib) selon un arc allant de Boa1 à Ponferrada le long duquel on trouve des minéralisations de tungstène et également d'or. - les granodiorites calco-alcalines à biotite réapparais- sent en massifs ' circonscrits nettement postérieurs aux précédents accompagnées de roches basiques et d'une intéressante spécialisation métallogénique. Aux associations d'éléments jusque là normales (étain, or, arsenic s'ajoute la présence de molybdène (Lovias, IC) avec étain-tungstène, or, arsenic, étain (Tapia, Salave, Ib) et de cuivre avec des tactites (Ruesga. Ia et Salas-Belmonte Ib). Dans les sous-régions Ib et Ia, ces indices se présen- tent selon un alignement bien net NW-SE.

Simultanément, entre le Stéphanien et un Permien inférieur éventuel (Oen Ing Soen, 1970), un magmatisme calco-alcalin à alcalin apparaît au nord du Portugal, représenté par des granites à deux micas et un plagioclase acide (oligoclase-andésine), qui semble avoir ia plus grande importance métallifére et se rencontre dans ia moitié sud de notre sous-région Ib (Salamanca, Cace- res).

En ce qui concerne la répartition dans l'espace des minéralisations de la zone galicienne considérée, il est facile de voir qu'elle résulte, de m ê m e que les indices granitiques associés, des grandes lignes de fracture qui forment des arcs disposés à peu près parallèlement à l'arc («genou») asturien. Lorsque l'on considère cette incidence, particulièrement dans le cas de la série alca-

I32

Introduction à ia métallogénie de Espagne

line, anatexique hercynienne, dont le caractère régional stannifere est dificile à expliquer, on se pose la vieille question de savoir si l'association est génétique ou purement spatiale, les minéralisations et les granites ayant suivi les mêmes voies. Néanmoins, c o m m e dans toute la sous-région Ib, il n'y a aucun doute à avoir sur l'existence d'une association bien nette des minéralisations avec de petites apophyses granitiques et leurs cortèges filoniens.

O n a distingué un arc externe (Carballo, Santa C o m - ba, Lousame, Boiro, Lovios) dans la partie nord duquel l'or prédomine et où l'étain est plus abondant que le tungstène; dans la partie centrale, le tungstène est supé- rieur à l'étain et, au sud, l'étain prédomine avec des indices d'or et l'association de molybdène (granodiorites tardives), bismuth, tantale et niobium. O n peut signaler un arc intermédiaire (Silleda, Lain, Presqueiras, Baldrey, Vilardeciervos) avec une zone nord et sud où le tungstène prédomine sur l'étain et une zone centrale où l'on a la relation contraire avec une présence notable d'indices aurifères (Parano, Carbanillo). Enfin, un arc interne irait de Punta Corbeira à Calabor avec des traces d'or dans la zone nord et d'étain et tungstène dans la zone sud.

Pour conclure, on remarque que l'or se situe de pré- férence dans les zones nord et centrale, que ses indices s'associent plus fréquemment à ceux d'étain qu'à ceux de tungstène et que, vers le sud, ce dernier élément devient plus abondant (moitié inférieure de Ib).

I1 faut signaler que les minéralisations à morphologie de filons, dykes et amas et accompagnées de minéraux c o m m e la tourmaline et la colombite-tantalite entre autres, sont encaissées dans les granites, Pegmatites, aplites, ardoises et gneiss, la présence de kaolinisations et de greisenifications tourrnaliniíêres étant pratiquement constante. Si quelque chose doit les caractériser géochi- miquement, c'est la teneur en fluor, chlore et bore.

Enfin, les gisements de kaolinite d'origine probablement hydrothermale et formés aux dépens de divers types de granites et de gneiss ont une importance nationale. Ils se situent sur toute la bordure extérieure et touchent principalement les provinces de Lugo, La Coruña et Pontevedra.

La moitié sud de cette sous-région IC se caractérise aussi par la prédominance de la métallogénie hercynienne granitique, la majeure partie des minéralisations pouvant se rattacher aux affleurements occidentaux de la frontière portugaise (Sayago, Barmecopardo, Lumbrales, San Felice de los Gallegos, Villarubias, Hoyos, Garrovil- las, et Montansanchez), à la grande masse granitique du Système central et, plus au sud, aux Monts de Tolède. Du point de vue des caractéristiques métallifères, il

est intéressant de noter qu'en plus de la présence des minéralisations d'étain, tungstène et or similaires à celles de la moitié nord apparaissent maintenant des concentrations de nouveaux éléments tels que plomb, zinc, antimoine, argent, baryum et fluor avec des traces de phosphorite particulières. La présence de plomb particu- lièrement vers le sud semble amorcer le passage à la sous-région Id d'une richesse plombifère exceptionnelle.

Morphologiquement, les géométries filoniennes dominent celles des dykes et des amas qui furent abondam- ment représentées antérieurement, avec des orientations NE en général. L'incidence des minéralisations d'étain, tungstène, phosphore et de certaines minéralisations de

',

plomb et étain sur la périphérie des masses granitiques est presque systématique et leur concentration autour des plus petites apophyses est très accentuée. Cette observation, qui est d'ailleurs fréquente en métallogénie, expliquerait, du moins en partie dans le cas présent, la pauvreté métallifère relative de la Sierra de Gredos (Sys- tème central).

Dans toute la zone, les roches granitiques associées, essentiellement d'anatexie, autochtones et allochtones, sont en majorité des granodiorites et des granites adamellitiques à deux micas avec davantage de biotite que de muscovite et un plagioclase (oligoclase-andésine), bien que les types exclusivement à biotite soient aussi représentés, surtout dans la Sierra de Guadarrama (Sys- tème central) et dans les Monts de Tolède. Ces manifestations syntectoniques et post-tectoniques varient de calco-alcalines à alcalines en opposition au caractère alcalin nettement marqué de celles qui prédominent en Galice.

L'étain et le tungstène se répartissent surtout dans les affleurements occidentaux. Dans les adamellites et les granodiorites de Sayago, Ledesme, Banuecopardo et Lumbrales, il faut signaler la répartition déjà indiquée de l'étain à la périphérie alors que le tungstène, revêtant une grande importance économique dans cette zone, se trouve à l'intérieur des massifs. Plus au sud, il faut noter la présence de lithium avec l'étain et, dans les afîleure- ments granodioritiques tout à fait méridionaux c o m m e ceux de Zarza L a Mayor-Garovillas, Trujillo et Logro- san, coexistent des minéralisations de phosphorites qui ont fait l'objet d'exploitations importantes dans le passé. Elles s'associent de préférence à celles d'étain et on a parfois trouvé de la fluorite avec I'apatite (Logrosan). E n générai, les structures minéralisées avec étain, tungstène ou fluor sont liées à des pointements de dinérents granites à muscovite et à des dykes d'aplites, Pegmatites et quartz souvent tourmalinifères.

Les indices d'or correspondent à d'anciennes exploitations dispersées dans les terrains paléozoïques autour de la limite occidentale de la Sierra de Gredos, au sud des Monts de Tolède (Nava de Riocomalillo) et, en dernier lieu, aux filons de mispickel aurifère à orientation dominante nord-est sans relation apparente avec des granites, encaissés dans les gneiss supposés précambriens et les formations cambriennes de l'extrémité nord-est du Système central (par exemple la Nava de Jadraque). Ces dernières manifestations pourraient tirer leur origine des indices d'or que l'on peut observer dans les surfaces de foliation des gneiss considérés qui auraient fait l'objet d'une remobilisation.

Les manifestations filoniennes de plomb qui se pré- sentaient déjà avec de l'antimoine dans la province de Zamora (Losacio) apparaissent dispersées c o m m e celles d'or dans la région occidentale de la Sierra de Gredos, au sud des Monts de Tolède ainsi qu'à l'intérieur des deux systèmes. I1 s'agit de paragenèses plomb-zinc-argent (Granadilla. Plasenzuela avec antimoine), plomb-argent (Sierra de Guadalupe), plomb-baryum (Sierra Sevilleja) ou plomb-zinc-argent-germanium (Guujaraz) reliées dans l'espace aux granodiorites à biotite des Monts de Tolède. A l'intérieur de la Sierra de Gredos, les indices de plomb-zinc-cuivre-baryum (par exemple Cadalso) sont rares et, dans le massif nord-est de la Cabrera cons- titué également de granites et de granodiorites à biotite avec andésine, la zonalité existant à sa périphérie et permettant de passer des associations d'étain-tungstène-

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J. Sierra, A. Orti2

arsenic à celles de cuivre polymétallique, plomb-zinc- cuivre-baryum et, enfin, argent est bien nette.

C‘est précisément à l’extrême nord et encaissés dans des gneiss supposés précambriens que se situent les filons NE et E-W d‘argent-baryum (or, antimoine, cuivre,’ fer) de ífiendelaencinu, sans rapport direct avec les granites, et qui ont eu jadis leur importance dans I’kco- nomie du pays.

Quant aux indications cuprifères, l‘absence de cuivre hercynien dans cette sous-région IC est à remarquer.

b) Sous-régions Id et Ie: Si l’on peut définir la sous- région IC essentiellement c o m m e une sous-province mé- tallogénique hercynienne d’étain-tungstène accompagnés d’or-arsenic à l’intérieur de la grande province qui se serait étendue, avant la rotation de ia péninsule, à la Bretagne et à la Cornouaille, la sous-région Id constitue une sous-province métallogénique importante présentant des minéralisations variées, mais avant tout plombifères. Surtout vers le sud, eile se superpose à une autre de tendance cuprifre qui s’étend aux célèbres formations de pyrites et sulfures de cuivre-plomb-zinc de Huelva et Séville (Id).

I1 est difficile de fixer les limites de cette province de plomb. E n particulier, on ne connaît pas suffisamment l’évolution géotectonique et pétrologique du Massif hes- périque pour indiquer avec exactitude ia limite nord qui doit se situer à peu près entre Badajoz et les Monts de Tolède. Quoi qu’il en soit, les indications granitiques importantes de Los Pedroches-Linares se trouvent sur l’axe d’une zone de minéralisation intense et très dense.

I1 est intéressant de signaler que cet alignement granitique remarquable peut déjà se caractériser c o m m e étant nettement à biotite, sans incidence notable de phé- nomènes anatexiques et migmatiques, mais avec des processus d’assimilation évidents dans les adamellites à biotite avec cordiérite de Linares ou dans les granodiorites à biotite de Los Pedroches. Leur localisation a été jugée post-tectonique, par rapport aux phases principales de plissements asturiens, car il existe dans ia région des bassins limniques de houille du Namurien-Westphalien, plissés.

En dehors de l’intercalation filonienne de cuivre et de la fracture de cisaillement avec le plomb du Zumajo à l’intérieur de Los Pedroches, on remarque une zonalité périphérique nette dans ce batholite où des faciès plus tardifs et alcalins coexistent localement avec le type où domine la biotite: granites à deux micas avec oligoclase et granites à albite muscovite, tous deux accompagnés de topaze, de tourmaline et de cassitérite.

C‘est ainsi qu’apparaissent sur ia bordure paléozoï- que, au nord et au sud, des filons de bismuth (nickel- cobalt) avec wolfram-arsenic c o m m e intermédiaires laté- raux avant d‘autres zones de tungstène (étain-bismuth) bordées d‘une autre intercalation quasi-superposée de plomb qui, si elle est déjà importante en certains endroits (EI Soldado par exemple), devient exceptionnelle dans les filons de Linares (atteignant dans certains cas la dizaine de kilomètres). La direction est généralement NE devenant E-W plus au nord dans la Carolina où le métallotecte du contact Silurien-Carbonifère s’unit au métallotecte structurai.

Vers le nord de cet axe de Los Pedroches, il y a encore des indices plombifères importants, également de

direction NE, dans la vallée d‘Alcudia, qui prennent une orientation dominante E-W dans la zone d’Almodovar dei Campo. Depuis l’intercalation de plomb, on passe à l’est au champ d’antimoine (filons nord-est) d’Almura- die/. Vers l’ouest, eile est plus argentifere avec une zone de cuivre superposée; signalons encore qu’au nord de cette extrémité occidentale les antimoines apparaissent à nouveau plus dispersés.

N e pas mentionner l’existence des gisements de mercure du district d’Almaden, précisément dans cette ex- trémité occidentale de l’intercalation plombifère, passe- rait certainement pour une omission volontaire. Leur présence dans cette zone, là où se retrouvent des manifestations granitiques relativement faibles, n’échappe évidemment pas à l’observation lorsqu’on invoque les hypothèses épigénétiques pour expliquer ia formation de ces gîtes stratiformes liés, d’autre part, à des métallotec- tes lithostratigraphiques et se rattachant, dans l’espace au moins, au volcanisme silurien. Les cheminées pyroclastiques volcaniques auxquelles ils semblent être reliés joueraient-elles alors uniquement le rôle de milieu de transfert privilégié? C o m m e nous l’avons déjà signalé, le niveau actuei des connaissances et l’existence de données contradictoires sur la syngénèse et i’épigénèse empêchent de se prononcer de façon vraiment objective.

A u sud du batholite de Los Pedroches, et en s’éloi- gnant de ia bordure, on distingue encore des manifestations de plomb-zinc bien que son contexte local et son origine révèlent une plus grande diversité. Ainsi, parfois enrichies de fluor, cuivre ou argent, elles s’associent aux corps granitiques et aplitiques (par exemple Fuenrebeju- nu, Lu Cardenchosa); dans d‘autres cas, les minéralisa- tions semblent provenir d’une remobilisation hercynienne de protogisements (Azuagu) et peuvent être enrichies en cuivre ou en cuivre (argent, vanadium). Plus au sud, c o m m e nous l’avions annoncé, les manifestations cupri- Eres associées au plomb-zinc s’accroissent. C‘est ainsi qu’elles apparaissent dans les paragénèses plus complexes de Cerra Muriuno coexistant avec des gabbros et des diorites, dans celles de cuivre-plomb (or, argent) de Hornachuelos situées dans une vaste zone où abondent les minéralisations fiioniennes de barytine; enfin les mi- néralisations fiioniennes de plomb-zinc et cuivre s’éten- dent de façon plus ou moins dispersée dans toutes les autres parties des sous-régions Id et Ie. Quelques miné- ralisations filoniennes de cette sous-région de Huelva IC tirent probablement leur origine de remobilisations hercyniennes vers des zones de fracture provenant des amas de pyrite et sulfures complexes sédimentaires-exhalatifs dévoniens-carbonifres.

Les manifestations granitiques importantes avec lesquelles se termine la sous-région Id au sud, à partir d’une ligne Aceuchal-Alanis, ont une grande signification métallogénique. Depuis ia Sierra del Pedroso presque jusqu’à Olivenza, en passant par les provinces de Séville, Huelva et Badajoz, d‘importants indices de ma- gnétites s’associent à certaines de ces manifestations dans les zones de contact avec des calcaires cambriens, géorgiens, reliés à des formations de skam (par exemple Cala). Avec le fer, le cuivre (molybdène, tungstène) pré- sente, dans certaines zones, un intéret économique, dans d‘autres, ia présence d’orthite et de vonsénite est symptomatique.

Les relations pétrologiques et tectoniques avec ces minéralisations sont assez claires. Ainsi, le groupe de

I34

Introduction A la métallogénie de l’Espagne

granodiorites et de diorites anatexiques ne présente aucun intérêt, pas plus que les granodiorites et roches alcalines gneissifiées qui y sont associées. C‘est un second groupe calco-alcalin d’un milieu générateur non spécifié, constitué de batholites granodioritiques et tonalitiques, en fin de phase tectonique et post-tectonique, souvent accompagnés de roches gabbroïques, qui présente un caractère métallifère. I1 se situe essentiellement à proxi- mité des surfaces de contact des ensembles de granodiorites à biotite, diorites et syénites post-tectoniques avec les calcaires considérés.

O n pense que le fer, du moins en partie, pourrait provenir de l’assimilation des calcaires cambriens qui, par ailleurs, constituent un véritable métallotecte femfè- re à l’échelon national.

Deux faits méritent d’être soulignés en ce qui concerne ce magmatisme et cette métallogénie de fer-cuivre dans l’ensemble du Massif hespérique. Le premier c’est que, compte tenu de notre analyse, on ne trouve de simi- litudes qu’avec les granodiorites à biotite post-tectoniques apparaissant en Galice, dans les Asturies et dans le Léon, dont i’origine est plus profonde que celle des granites anatexiques à deux micas, accompagnés également de roches basiques et de minéralisations de tungstène- molybdène-étain-cuivre. Le deuxième fait, c’est la carence de cuivre hercynien dans le reste du Massif hespéri- que, alors que dans cette zone méridionale (sud de Id et Ie), l’association fer-cuivre se manifeste à des moments différents, liée au volcanisme pyritifère précoce dévo- nien-carbonifère aussi bien qu’au plutonisme post-tectonique. D e plus, si l’on pense que l’évolution géologique de la zone considérée, et particulièrement aux alentours du seuil supposé d’Aracena, s’est caractérisée par de frE- quentes périodes d’instabilité, de faiblesse corticale avec des épisodes volcaniques et plutoniques successifs, on peut se demander s’il n’existerait pas un lien, un milieu générateur des minéralisations en quelque sorte commun et peut-être profond.

c) Sous-régions ia el Ib: Ces sous-régions, et plus parti- culièrement la sous-région Ia, présentent des caractéristi- ques tris différentes de celles du reste du Massif hespé- rique qui lui conîërent aussi un style métallogénique spé- cial, hybride hercynien et alpin, très semblable, sous de nombreux aspects à celui des régions purement alpines proches. I1 faut souligner en Ia la puissante sédimenta- tion dévonienne et carbonifère, la présence très réduite de granites dans quelques pointements post-tectoniques de Galice, et la grande importance du jeu alpin dans toute la tectonique de fracture.

Ainsi, à i’exception des indices de wolfram et d‘or (par exemple Boa0 liés aux granites alcalins à deux micas et de l’or (arsenic), étain (molybdène) et cuivre associés à des granodiorites à biotite calco-alcalines avec d’éventuelles manifestations métasomatiques de contact, la majorité des minéralisations présentent des métallo- tectes liés à la tectonique de fracture. Par conséquent, il est très hasardeux de se prononcer sur la question de savoir si l’époque définitive de formation de nombreux gisements est hercynienne ou alpine, sauf précisément pour ceux qui sont situés dans les surfaces de contact avec le Mésozoïque (zone V de la figure i).

Superposés à ces métallotectes structuraux, il en existe néanmoins d’autres ayant un caractère lithologique marqué: la «Caliza de Montaña» du Carbonifère infé-

rieur et le houiller productif Westphalien (voir p. 136). Les métallisations qui existent actuellement (dont certaines ont une importance économique nationale c o m m e le fluor et le mercure) dans la sous-région Ia et associées au calcaire de Montaña sont les suivantes: - Les minéralisations de fluor avec des morphologies discordantes variées (par exemple Oseja de Sajambre, Sierra de Corteguera, Sierra de Aramo), généralement moins importantes que celles de la bordure nord plus nettement alpines. O n peut parfois lier les structures individuelles aux grandes fractures NW-SE et à la proxi- mité de fronts de chevauchement. - Les minéralisations de mercure, également de morphologie variée, parfois associées dans l’espace à celles d‘antimoine (par exemple Tarna-Riano) et avec des con- textes structuraux analogues aux précédents. - Les gisements filoniens en exploitation de zinc- plomb qui, selon des orientations généralement NW-SE apparaissent sur les Picos de Europa. Nous devons rap- peler la proximité de ces minéralisations des gisements alpins du district de Réocin considérés c o m m e syn-sédi- mentaires aptiens. Elles délimitent ainsi entre elles une zone métallifëre de zinc si nette qu’il est difficile de ne pas souscrire à l’idée qu’il existe une certaine c o m m u - nauté d’origine. - Les anciennes minéralkations de cuivre-cobalt-nickel (par exemple Warnanin, Peñas MeElEleras, Sierra deì Aramo). - Les minéralisations d’antimoine déjà citées et d’autres de fer et de manganèse.

Pour sa part, le Houiller est le métallotecte préféren- tiel du mercure et de l’arsenic (par exemple La Peña). ,

Les indices peuvent se rattacher à une fracture probable correspondant en grande partie à la vallée du Rio Cau- dal. Cette fracture se trouve aussi associée au volcanisme.

En plus du mercure (arsenic, antimoine) qui apparaît parfois dans les dolomies du Dévonien, signalons, dans la région Ib, l’existence d’un cortège analogue de miné- ralisations : antimoine-mercure dans la série précam- brienne de Narcea, plomb-zinc dans les grands afîleure- ments siluriens occidentaux (par exemple San Martin de Oscos), antimoine dans le Cervantes-Nogales. Nous rappelons les doutes qui existent quant à l‘époque de la mise en place définitive des minéralisations, surtout si l’on considère la tendance remobilisatrice alpine et la mobilité des substances considérées.

En ce qui concerne leur milieu générateur primitif, nous avons déjà souligné dans le cas du mercure et de i’antimoine, la signification possible de leur liaison avec le volcanisme régional. O n peut maintenant ajouter à cela l’importance des manifestations volcaniques au Sté- phanien, la relation dans l’espace, du zinc et du Crétacé de Réocin et, à propos du fluor, il est intéressant de noter également la coïncidence qui fait apparaître jusqu’ici les manifestations propres aux granites hercyniens (voir p. 136) qui avaient pris naissance dans les cordillères catalane et pyrénéenne et s’étaient prolongées dans la cordil- lère basco-cantabrique. Bien qu’il n’y ait pas une grande densité de minéralisations, il y a pourtant une zone fluo- rifère nette qui pourrait bien constituer une province ou une sous-province métallogénique de caractère polycyclique.

En conclusion, nous pensons que la région Ia, dans son ensemble, accuse une prédominance de la métallogé-

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J. Sierra. A. Ortiz

nie régénératrice alpine sur ia métallogénie hercynienne bien que, du point de vue de la géologie générale, sa constitution soit essentiellement hercynienne. Ceci explique pourquoi nous l'avons incluse dans le Massif hespé- rique mais en la traitant à part.

Tectonique, métamorphisme et magmalisme hercyniens en dehors du Massif hespérique Parmi les régions qui entourent le Massif hespérique, la Cordillère basco-cantabrique (V) est de formation alpine et les Cordillères ibérique (II) et bétique (VI) ne présen- tent ni plutonisme, ni métamorphisme hercyniens qui puissent avoir un rapport avec les minéralisations. Dans les Cordillères bétiques en particulier, on peut considérer que la presque totalité de la métallogénie est alpine, sans pouvoir, d'autre part, rattacher son hérédité hercynienne éventuelle à celle du Massif hespérique, c o m m e on le verra plus loin (8). Des minéralisations qui auraient pu se former aux époques hercyniennes ou pré-hercyniennes, il ne reste pratiquement que des disséminations sporadiques dans le Paléozoïque. Les Cordillères catalane (III) et pyrénéenne (IV) ont subi un plutonisme granitique hercynien qui leur a donné un caractère particulier.

C o m m e nous l'avons rappelé page 138, toutes ces régions ont été profondément soumises aux effets de l'orogénie alpine.

Dans son ensemble, la métallogénie hercynienne de ces régions se caractérise par des minéralisations filoniennes de plomb (zinc) qui ne sont pas comparables à celles du Massif hespérique, de fluor dans les cordillères catalane et pyrénéenne, de baryum, quelques-unes de cuivre dispersées entre d'autres éléments, quelques rares de tungstène et, enfin une métallogénie beaucoup moins importante et distincte.

Dans ia Cordillère ibérique (II) exempte de granite, la presque totalité des minéralisations liées aux métallotec- tes structuraux se situe dans les noyaux paléozoïques et n'a que peu d'importance. C'est ainsi que se présentent, dans les terrains cambriens, des filons à orientation dominante NW de plomb-argent (Sierra de fa Demanda), de cuivre-argent et baryum (Sierra de Vicort), de plomb (zinc, cuivre, antimoine) (Sierra de Pardas) et de baryum (cuivre) orientés NE (Sierra de la Virgen) dans ]'Ordovi- cien et le Silurien, des filons NE et NW de plomb (zinc), cuivre (baryum) et arsenic (Sierra Herrera) et baryum (mercure), cuivre (plomb, argent) (Sierra de Afbarracin); dans le Dévonien, des filons de plomb-zinc à onentation dominante NW (Montalban). Ceci revient à dire que les orientations NE et NW coexistent, cette demiere étant nettement dominante contrairement à ce qyi se passait dans de vastes zones du Massif hespérique. Etant donné qu'on admet un style de plissement hercynien, avec des axes NW-SE et des failles transversales de cisaillement NNE-SSW auxquelles pourraient être associées les fractures minéralisées, tandis que ia tectonique tertiaire donne naissance dans quelques zones à des systèmes analogues NE-NW, E-W et NW-SE, et qu'en m ê m e temps les minéralisations discordantes n'apparaissent jamais dans les terrains supérieurs au Paléozoïque, il semble difficile, faute d'autres renseignements, de savoir si l'orogénie aipine a joué un rôle métallogénique quelconque ou si ia région doit être considérée c o m m e étant essentiellement de métallogénie hercynienne, ce qui paraît être le cas.

Aux roches granitiques et adamellitiques qui sont

représentées en grande quantité dans la Cordillère catalane, s'associent dans ia chaîne littorale aussi bien que dans la chaîne pré-littorale, des exploitations filoniennes de fluor, phosphore (zinc) et baryum essentiellement. Dans la chaîne littorale, les filons de fluor, plomb-zinc, baryum, strontium (par exemple Osor, Angles) ou plomb et fluor (par exemple Cavin) dominent, alors que dans la chaîne pré-littorale il y a lieu de signaler également d'autres filons de plomb, zinc, fluor et baryum (par exemple Falset. Bellemunt), en plus d'un indice de minéralisation de nickel (cobalt) et plomb lié aux diorites. C'est ainsi que l'on trouve des filons de fluor, l'un des éléments les plus caractéristiques de ia région, généralement de direction nord-est qui s'encaissent normalement dans le granite même, alors que les autres se situent dans l'environnement paléozoïque.

L'importance des effets de la tectonique alpine sur ces granites a été démontrée et permet de penser qu'ils auraient pu donner lieu à ia formation de certains fiions à l'époque alpine par sécrétion latérale. Pour le reste, les minéralisations signalées semblent être, au niveau régio- nal, typiques d'une métallogénie hercynienne.

Enfin, en ce qui concerne la métallogénie hercynienne des Pyrénées, peu connue, centrée dans sa zone axiale paléozoïque, signalons également la prédominance des minéralisations en fluor et plomb-zinc liées aux granites, en plus de l'exploitation occasionnelle de minerais de nickel-cobalt-fer. Nous pouvons ainsi citer les gisements de fluor (plomb, zinc, fer) avec d'abondantes sidérites dans ia zone orientale (granite de Haya) s'encaissant dans le granite et le Paléozoïque avec d'éventuelles remobilisations au Crétacé. Les filons de fluor (par exemple Salfent) et ceux de plomb-zinc (par exemple Biefsa, Pazzun, Lyaf) se prolongent plus à l'est. Dans ia zone centrale, on trouve aussi des indices de nickel-cobalt-fer (Gisfain) et de plomb. Dans la zone la plus orientale, on trouve d'anciennes exploitations d'or (arsenic), tungstène (zinc, arsenic, molybdène) (Costabona) cuivre, baryum. Il reste peu de choses à signaler par ailleurs, sauf des indices dispersés de cuivre, manganèse, antimoine et argent.

Le manque d'informations sur le fluor dans ia vaste zone centre-orientale est surprenant mais nous ne dispo- sons pas non plus d'études géologiques et pétrologiques sufisantes pour émettre une quelconque hypothèse sur ses afinités pétrologiques et géochimiques régionales qui pourraient justifier son absence ou sa non-découverte.

METALLOTECTES LIES A LA LITHOLOGIE ET A LA PALÉOGÉOGRAPHIE ANTE-TRIASIQUES Les métallotectes lithologiques que présenient le Houil- ler et la «Caliza de Montaña» carbonifère dans la sous- région Ia ont déjà été signalés p. 135 pour localiser les concentrations épigénétiques d'inégale importance de fluor, mercure, zinc, plomb, antimoine, cuivre-cobalt, nickel, fer et manganèse. A titre de curiosité, on peut citer les gisements de manganèse aujourd'hui abandon- nés, dans les cavités et les poches karstiques liées à l'émersion qui est supposée avoir eu lieu entre le Dévo- nien et ie Carboniíëre (par exemple Tuixent, IV) et les indices de nodules de phosphorites dans les ardoises et grès du Viséen catalan (III).

En Espagne, les bassins de houille et d'anthracite atteignent leur développement maximum au Carboni-

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Introduction à ia métallogénie de l'Espagne

fere. C'est dans la sous-région Ia qu'ils apparaissent en plus grand nombre; on les trouve aussi dans les régions IC, Id, II et IV. O n les caractérise selon différents types: paraliques et limniques pré-asturiens par conséquent plissés, ainsi que limniques post-asturiens non plissés ou, au contraire, affectés par l'orogénie alpine.

Parmi les bassins pré-astunens, ceux qui sont cités surtout dans la zone interne de l'arc («genou») asturien (Ia) et quelques autres de la Cordillère ibérique (par exemple S. Adrian de los Juarros) ont un caractère para- lique, sont d'âge westphalien et sont encore en activité. A u contraire, ceux qui sont représentés dans quelques zones de la sous-région Id (par exemple Guadiafo et Vil- lanueva del Rio y Minas) sont limniques et d'âge namuro-westphalien.

Quant aux bassins post-asturiens limniques et non plissés, généralement stéphaniens, signalons ceux de l'arc externe du Bassin central (par exemple El Bierzo, Villa- blino, Sabero), ceux de Puertollano et d'autres (par exemple Guadalcanal) dans la sous-région Id, ainsi que les bassins non-exploités de Guadalajara et Henarejos (Il). Enfin, dans ia région pyrénéenne, il existe des bassins du m ê m e type mais plissés (par exemple S. Juan de las Abadesas).

MÉTALLOTECTES LIES A LA LITHOLOGIE ET A LA PALÉOGÉOGRAPHIE DU TRIAS AU CRÉTACÉ

Nous englobons aussi le Permien dans ce chapitre car il est bien connu qu'en Espagne, les rares manifestations permiennes sont dificiles à distinguer de celles du Car- bonifere et du Trias en raison de leur faible importance, de l'absence de dépôts clairement marins et de leur Sté- nlité paléontologique.

Dans cet' ensemble d'étages, nous trouvons deux grands métallotectes lithologiques particuliers au pays, qui caractérisent en outre deux régions du point de vue métallogénique: les calcaires du Trias alpin des «mantos» Filabrides (Mischungzone) et Alpujarrides de l'uni- té bétique (VI b) et certains calcaires aptiens de la région basco-cantabrique. Des concentrations importantes de fer, plomb, zinc et fluor sont caractéristiques de ces métallotectes. Les minéralisations seront parfois sédi- mentaires S.S. et présenteront alors un intérêt soit en elles-mêmes, soit parce que, plus tard, elles seront régé- nérées par les plissements alpins et donc souvent modi- fiées dans leur géométrie et leur emplacement, mais en général sans s'éloigner de leurs niveaux stratigraphiques primitifs; d'autres fois, elles seront sédimentaires exhalatives et pourront être soumises aux mêmes transformations alpines; enfin, dans certains cas, elles pourront pré- senter des traits nettement épigénétiques avec des com- posants de remplissage, métasomatisme et dissolution d'une importance inégale dans leur processus de mise en piace. Nous nous trouvons, ici, en ce qui concerne l'oro- génie alpine, devant les mêmes problèmes que page I30 à propos de la genèse des gisements contrôlés par les métallotectes liés à la lithologie et à la paléogéographie anté-carbonifere, mais accentués par le fait que, dans l'orogénie alpine, on ne peut se référer aux granites pour tenter de, trouver le milieu générateur des minéralisa- tions. O n verra ainsi que ia majeure partie des minérali- sations que nous allons analyser, seront conditionnées par l'interférence de ces métallotectes et de ceux du chapitre suivant.

Pour différentes raisons, nous traiterons ia Cordillère bétique séparément. En effet, d'une part le Trias métal- lifere de la région considérée a un caractère essentiellement alpin tandis que, dans les autres, il est de faciès germanique. D'autre part, le Jurassique qui se trouve représenté dans la Cordillère bétique a c o m m e seul inté- rêt métallogénique quelques manifestations de M n et le Crétacé est pratiquement stérile.

Métallotectes liés à la Iithologie et à la paléogéographie du Trias dans la Cordillère bétique (VI)

Si nous faisons un parallèle avec la sous-région Ib et, de façon sporadique, avec ia sous-région Ia, étant donné la grande variété lithostratigraphique, le degré d'intensité du métamorphisme et les genèses discutables, il semble plus rationnel d'analyser séparément les métallotectes de chaque unité que de faire un examen stratigraphique d'ensemble des minéralisations.

C'est la zone bétique (VI b) qui présente le plus d'in- térêt car, dans les autres, seules valent la peine d'être mentionnées les anciennes exploitations de calamine dans les calcaires du Muschelkalk de ia «Sierra de Alcá- zar» (Via) appartenant à ia zone pré-bétique et celles d'ocre rouge dans les calcaires abondants de ia zone sub- bétique, particulièrement dans ia province de Jaén (VI a), qui ont une origine exhalative.

Pour ce qui concerne la zone bétique, outre quelques amas de substitution à dominance pyritique dans les ardoises, schistes et calcoschistes (par exemple les «mantos» pyriteux de Carthagène) sans intérêt ni véri- table valeur métallotectique, nous distinguerons les mé- tallotectes du Trias des Filabrides de ceux du Trias des Alpujamdes.

Dans le Permo-Trias des Filabrides, plus métamor- phisé que celui des Alpujamdes et qui, d'origine allochtone, repose sur les terrains fortement métamorphiques du système considéré plus ancien de la Sierra Nevada, les marbres sont les métallotectes de quelques-unes des minéralisations qui sont aujourd'hui parmi les plus importantes du point de vue économique: - Minerais de fer qui, en amas lenticulaires, stratiformes, avec paragenèses dominantes d'hématites grises et limonitiques (El Marquesado. Alquge. Lebn) ou d'oligis- tes (Las Piletas) se répartissent essentiellement sur les bordures nord et sud de la Sierra Nevada. C o m m e nous le verrons dans le prochain paragraphe, il leur a été attri- bué aussi bien une origine sédimentaire par remplissage de dépressions karstiques qu'une origine épigénétique métasomatique. - Paragenese avec plomb du type blende-pyrite-galène et association symptomatique de greenalite qui, dans ia zone de Carthagène, apparaissent dans ce que i'on appelle le ((segundo manto» moins important que le «manto de los azules» auquel nous ferons allusion plus loin, mais dont les potentiels augmentent en cas de rappro- chement dans l'espace par superposition tectonique. O n leur attribue une origine épigénétique métasomatique.

Le Trias des Alpujamdes, quant à lui, présente des métallotectes en liaison avec une variété métalliEre beaucoup plus grande.

Dans sa partie inférieure, contenant des Phyllites permo-werféniennes, et liée dans l'espace à des roches diabasiques, seule la présence de mercure et de cuivre peut être signalée alors qu'au contact des calcaires supérieurs,

I37

J. Sierra, A. Ortiz

se sont mis en piace des minéralisations sédimentaires exhalatives d'oligiste en liaison avec les manifestations éruptives antérieures et transformé par altération météo- rique en hématite (par exemple El Conjuro, pratiquement épuisé), qui se prolongent principalement dans I'Aipujamde au sud de ia Sierra Nevada et au sud-ouest de ia Sierra de Baza.

Les faisceaux calcaires et dolomitiques superposés sont des métallotectes pour: - le plomb essentiellement qui, avec du zinc et accom- pagné de greenalite, constitue le ((manto de los azules» (Carthagène) d'origine métasomatique. - d'autres types de minéralisations dans lesquelles coexistent, avec des formes concordantes et discordantes, des concentrations massives ou disséminées et dans lesquelles apparaissent plomb, fluor, zinc en quantités très variables (par exemple les Sierras de Oria et Canto- ria, Huercal Overa), molybdène-plomb (par exemple Ve- lez de Benaudala. Padud, et manganèse (Sierra de Car- tagena), entre autres. Ces manifestations présentent localement entre elles des associations diverses, dont certaines définissent des zones spécifiques nettes dans le Trias calcaro-dolomitique qui occupe une grande partie des sierras, autour de la Sierra Nevada et la Sierra de los Filabres en se prolongeant jusqu'à Carthagène. Leur origine fait l'objet de nombreuses controverses, mais la coexistence de concentrations purement sédimentaires avec d'autres probablement exhalatives et pour lesquelles il faut toujours ajouter des remobilisations, est bien établie et varie selon les substances.

Si l'on compare le potentiel métallifre des deux métallotectes carbonatés triasiques (Filabrides et Alpu- jarrides) et si l'on considère que les effets sédimentaires les plus marqués (au moins dans leur concentration primitive) caractérisent précisément les substances qui les distinguent, il y a lieu de penser que les milieux de formation des deux (( mantos» se différenciaient probablement aussi par d'autres particularités.

Métallotectes liés à la lithologie et à la paléogéographie du Trias au Crétacé en dehors de la Cordillère bétique

Signalons que le contact Permo-Trias-Carbonifre est l'un des métallotectes préférentiels du fluor dans l'arc Carabia-La Collada-Villabona de la région II et que le cobalt-nickel, remobilisation alpine possible de Gistain, est présent dans les poudingues perno-triasiques (Pyré-' nées) ainsi que des petits filons d'uranium.

En ce qui concerne le Trias germanique, ia pauvreté de ses manifestations métallifères, d'ailleurs variées, constitue généralement un contraste par rapport au Trias alpin. C'est ainsi qu'on peut signaler: - au Trias inférieur, dans la Cordillère ibérique, du fer (Sierras de Albarracín et Tabuenca), du mercure dans la Sierra Espadán (Castellón) et du cuivre dans les grès. - Le Trias moyen peut être considéré c o m m e stérile alors qu'au Trias supérieur, il faut signaler le sel g e m m e en formations diapiriques, quelques indices de soufre et, pour terminer, au Keuper supérieur, des indices de fer et de manganèse dans ia Cordilitre ibérique,

Dans ia lacune stratigraphique Tnas-Eocene, il faut situer ia formation de quelques bauxites d'intérêt marginal (Cordillère catalane) qui se développent de nouveau

dans les lacunes du Jurassique-Santonien (Pyrénées) et du Jurassique-Sénonien (Cordillère catalane).

Les niveaux de 1'Aptien revêtent, dans la Cordillère basco-cantabnque, une importance métallifere particu- lière. Outre quelques formations de lignites et imprégna- tions d'uranium dans le faciès wealdien, on observe: - des amas de carbonates de fer oxydés dans les zones supérieures, qui ont été tris productifs dans le passé (par exemple, Bilbao, Somorrostro, Sopuerta) et dont les manifestations, avec un contrôle stratigraphique très régu- lier dans la «Caliza de Toucasian, se prolongent égale- ment dans la zone occidentale de la région (par exemple Camargo). - des amas minéralisés en zinc-plomb dans les calcaires dolomitiques, ayant une grande importance écono- mique dans la partie occidentale (par exemple Réocin) et se réduisant à des indices vers l'est. - des minéralisations en fer, zinc et plomb en filons sécants (par exemple Carranza, Lamestosa). Gisements en activité.

Pour le gisement de Réocin, on a proposé récemment une hypothèse génétique sédimentaire alors que la genè- se des gîtes du type Bilbao est toujours controversée, l'idée directrice faisant intervenir des processus épigéné- tiques à caractère essentiellement métasomatique, endo- gène ou exogène. II apparaît de plus en plus certain, que la condition nécessaire à l'existence de telles concentrations femfères est la superposition du métallotecte stratigraphique à un autre métallotecte de caractère structural: les fractures longitudinales par rapport aux plis alpins. O n ne peut pas non plus passer sous silence le fait que ia morphologie des concentrations de zinc, plomb ou fer est parfois discordante. I1 faut aussi signaler que l'étude de ia carte métallogénique à 1/200000 fait ressortir d'une façon surprenante une zonalité bien mar- quée, si l'on considère non seulement les grands gisements mais aussi les petits et les indices, dont ia valeur en tant qu'indicateurs d'un processus métallogénique n'est pas moindre. En effet, on constate dans la région l'existence d'une bande ferrifère enveloppée de zinc et de plomb. Si nous tenons compte de cela et du fait que les roches encaissant les minerais carbonatés sont calcaires et peu épaisses alors que celles où se trouvent les sulfures sont dolomitiques et plus importantes, et si nous ajoutons les critères sédimentaires observés à Réocin et le caractère particulier de quelques-unes des sidérites de Bilbao (faciis striés ou zébrés), il ne serait peut-être pas superflu d'approfondir les recherches sur l'existence possible de conditions paléogéographiques qui auraient en- traîné, à l'échelon régional, une répartition sédimentaire des carbonates et une première concentration des sulfures plus ou moins modifiée par une régénération alpine.

Enfin, après l'Aptien, dans 1'Albien de faciès Utrillas, se forment les kaolins et lignites (Cordillère ibérique); on peut aussi y observer des indices de cuivre et uranium. Dans la m ê m e région, des concentrations de plomb-zinc- cuivre de type Réocin apparaissent au Crétacé supé- rieur.

METALLOTECTES LIES AU METAMORPHISME, A LA TECTONIQUE ET AU MAGMATISME ALPINS En Espagne, il n'y a pas de plutonisme granitique alpin. Tout ce qu'on peut dire, c'est qu'un authentique méta-

I38

Introduction à la métallogénie de l'Espagne

morphisme régional plurifacial a été enregistré dans la Cordillère bétique où son intensité est inégale et atteint son maximum dans la Sierra Nevada, le Permo-Trias Filabride étant affecté par des processus mésozonaux. Néanmoins, c o m m e nous avons pu le constater précé- demment, presque toutes les régions se sont ressenties des effets de ia tectonique alpine. Reportons-nous tout d'abord à ia Cordillère bétique.

Nous avons déjà signalé que le volcanisme du Trias donne lieu à des minéralisations de fer dans le sub-béti- que, qu'on peut lier le mercure et le cuivre des Phyllites permo-werfiennes aux roches diabasiques dans le Trias Alpujarride (VI b), qu'il existe également quelques arguments permettant de supposer l'existence d'influences similaires dans la genèse du fluor et du mercure (par exemple la Sierra de Gador) et que l'association avec les faits relatifs au fer semble bien établie. Nous ajouterons égaiement les indices de fer, chrome, nickel et platine rattachés aux ensembles ultrabasiques de la ((Sierra de Ronda)).

Nous avons également fait ressortir l'importance que pouvaient avoir les mouvements alpins pour expliquer ia présence de quelques minéralisations (plomb, fluor, mercure, etc.) avec des morphologies coexistantes concordantes et discordantes mais contrôlées stratigraphi- quement et provenant d'autres minéralisations syngéné- tiques et réorganisées à l'intérieur du m ê m e faisceau sédimentaire. I1 conviendrait d'ajouter maintenant qu'il faut aussi tenir compte de mouvements plus précoces non sédimentaires et diagénétiques pour expliquer ces formes.

Nous avons essayé de préciser ia répartition des mi- néralisations se rattachant aux métallotectes lithologiques et paléogéographiques mais, pour mieux comprendre leurs milieux générateur et de transport et, en m ê m e temps, compléter rapidement le panorama métallifere des Cordillères bétiques, il faut tenir compte d'autres processus qui ont eu lieu et des observations découlant de l'examen des cartes métallogéniques : - Signes d'activité volcanique non seulement au Trias mais également, de façon intermittente semble-t-il, dans certains secteurs, au Crétacé, au Miocène et m ê m e plus tard. C'est ainsi que domine au Cabo de Gata, à Mazar- ron et Carthagène, avec un cortège filonien, un sub-volcanisme hydrothermal typique qui donne lieu à des mi- néralisations très importantes de plomb-or-argent (Cabo de Gata), or-argent-tellure (Rodalquilar), plomb (argent) zinc à Mazarron et à Carthagène où l'on remarque, en plus, le type bolivien avec des minéralisations d'étain dans la partie haute des filons. Cette caractéristique géo- chimique, d'autre part, doit être commune à toute la zone car, à Rodalquilar, les filons auriferes présentaient un fond de 300ppm d'étain. L'existence de ces phéno- mènes dans les a mantos Nevadofilabrides» et «Alpujar- rides» (Carthagène) donne naissance à diverses formes de remplissage et de substitution essentiellement plombiferes, selon la grande variété de roches encaissantes. Dans son ensemble, le volcanisme a une composition normative rhyodacitique et une expression modale an- désitique et dacitique. Les phénomènes minéralisateurs sont accompagnés (Cabo de Gata) d'intenses altérations hydrothermales des roches ignées avec des associations de quartz-alunite-pyrite-illite-kaolinite-chlori te. - Existencc d'autres manifestations filoniennes particu- lières, telles que les filons et apophyses filoniens plombi-

feres dans les marbres de ia série Filabride, dans une zone marginale par rapport au second «manto», les filons de sidérite avec albite pouvant se rattacher à quelques amas d'oxydes de fer; dans ia Sierra Nevada, les filons dispersés comprenant des minéralisations complexes de fer-cuivre-antimoine-argent, cuivre-argent, cuivre-bismuth et fer essentiellement avec la présence rare de plomb, et en majorité encaissés dans des fractures d'âge post-Miocène. - Existence de minéralisations sans intérêt économique disséminées presque régionalement dans les roches car- bonatées du Trias Alpujamde où elles présentent un fond géochimique à forte teneur en plomb, de la m ê m e façon que les autres disséminations dans les schistes noirs du Paléozoïque. - Discordance métallogénique qui apparaît du fait qu'on ne remarque aucun trait c o m m u n ou familier entre le faisceau de la Sierra .Nevada et le Trias Alpujar- ride qui, superposé, l'entoure actuellement. On a ainsi deux unités étrangères l'une à l'autre du point de vue métallogénique, le contraste le plus frappant étant sans aucun doute, la présence de plomb et d'une grande variété de minéralisations dans ia dernière, par opposition à l'absence presque totale de plomb et à ia pauvreté générale de la première. - Le Trias Filabride qui a subi un métamorphisme important ne présente pas non plus de minéralisations plombifères dans la Sierra Nevada et la Sierra de los Filabres mais on y trouve, c o m m e dans l'ancien faisceau sous-jacent, des minéralisations filoniennes de sidérose. - Disposition remarquable, par contraste, des minérali- sations de substances et de types variés, réparties dans ces unités suivant ia frange qui entoure l'arc de manifestations volcaniques (Cabo de Gata-Cabo de Palos).

Toutes ces considérations générales et d'autres observations plus détaillées permettent de confirmer au niveau régional la coexistence de divers styles métallogéni- ques : - Celui des gisements de fer du Trias Filabride dans le sens que lui donne Fontboté, c'est-à-dire supposés déri- ver d'autres gisements sédimentaires-exhalatifs mobili- sés métamorphiquement et mis en place dans les mêmes niveaux par métasomatose. - Celui des gisements de plomb de ia bordure triasique Alpujarride des reliefs qui entourent la Sierra Nevada pour lesquels les phénomènes volcaniques post-triasiques n'ont pratiquement pas d'influence et où le méta- morphisme est épizonal; les gîtes sont peu remobilisés, très dispersés et présentent des caractères hybrides syn- génétiques et épigénétiques. I1 en est de m ê m e pour les autres éléments métalliques associés. - Celui des gîtes de plomb nettement épigénétiques du type a manto D et de quelques autres formes filoniennes de la Sierra de Cartagena dont le milieu générateur est i chercher, c o m m e cela a été suggéré dernièrement, dans les gisements préexistants du type précédent. Ces derniè- res minéralisations, jointes aux minéralisations dissémi- nées dans le Paléozoïque, auraient contribué à alimenter en plomb les solutions hydrothermales mises en mouvement suivant le gradient géothermique provoqué par les phénomènes volcaniques successifs. - Celui des gisements hydrothermaux sub-volcaniques (au sens strict) provenant de ia libération hydrothermale sub-volcanique des substances apportées ou assimilées par le magmatisme tertiaire. Ces gisements très étendus

I39

J. Sierra, A. Ortiz

dans la région présentent des caractéristiques géochimi- ques communes (Cabo de Gata, Mazarron, Murcie).

En définitive, il s’agit de provinces ou sous-provinces métallogéniques polycycliques de plomb et fer. Les idées émises à propos de cette zone sont sans doute encore trop spéculatives. Toutefois, malgré sa métallogénie extraordinairement complexe, elle est l’objet d‘un grand intérêt scientifique et économique de la part des univer- sités, organismes et entreprises, tant en Espagne qu’à l’étranger,

En ce qui concerne l’influence du magmatisme, de la tectonique et du métamorphisme alpins sur les autres régions naturelles, il faut encore ajouter les précisions suivantes : - Elle peut se traduire localement dans le Massif hes- périque par de petites remobilisations qui parviennent à affecter des terrains supérieurs (par exemple plomb et baryum dans le Trias de Linares) sauf dans la région Ia à propos de laquelle nous avions déjà formulé des doutes quant à l’époque de formation des minéralisations de mercure, fluor, plomb, zinc et antimoine, liées aux mé- tallotectes lithologiques paléozoïques et aux métallotec- tes structuraux de type alpin. Les plus fortes concentrations de fluor dans l’arc Carabia-La Collada-Villabona sont alpines c o m m e nous l’avions signalé. - I1 est difficile de préciser l’importance que peuvent avoir joué ces types de métallotectes alpins dans les cor- dillères ibérique, catalane et pyrénéenne dans lesquelles les métallotectes les plus apparents semblent être hercyniens. - Dans la Cordillère basco-cantabrique se produit une nette interférence des métallotectes alpins, lithologiques et structuraux avec d‘autres à caractère peut-être paléo- géographiques.

MÉTALLOTECTES LIES A LA LITHOLOGIE ET A LA PALEOGEOGRAPHIE DU POST-CRETACÉ Les gisements de sels de potasse qui se trouvent dans la formation continentale comprise dans la partie supérieu- re du Priabonien et la partie inférieure du Sannoisien se distinguent par leur importance. Cette formation correspond généralement à un lac résiduel formé après la pre- mière phase pyrénéenne, isolé de la mer au cours de la seconde phase. Les gisements de Pampelune (Pyrénées) et de Catalogne constituent les extrémités d’une province sub-pyrénéenne de sels de potasse.

Signalons la présence de manganèse (Burgos) dans les poudingues de 1’Eocène et du Miocène (Saragosse), la grande extension du cuivre dispersée dans les grès de l’Oligocène de Bief-Arcos (nord du bassin de I’Èbre), le soufre du Miocène (Cordillère ibérique), les célestines de la plaine de Vich et, enfin, les lignites qui apparaissent dans diverses régions (par exemple Puentes de Garcia Rodriguez dans le Massif hespérique, Cafaf avec uranium).

L‘importance de la métallogénie actuelle est variable; elle est liée à la morphologie et aux processus d‘érosion et de sédimentation avec formation de placers, au climat, aux eaux thermales, etc. C e sujet n’a pas pu être abordé ici, mais il le sera dans l’étude que préparent les auteurs et à laquelle seront joints des croquis illustrant la répartition des zones et districts métallogéniques les plus importants. O n y trouvera quelques conclusions géné- rales sur les provinces et époques métallogéniques espa- gnoles et sur les corrélations qui peuvent être établies à partir des métallotectes définis ici.

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Zone rédactionnelle 12 Feuille 4 et 5

La carte métallogénique de la France. A. Autran 1, J. Bouladon 2, P. Lafitte 2, A. Ziserman 1 1 Bureau de recherches géologiques et minières, BP 6009, 45060 Orléans cedex 2 Ecole nationale supérieure des Mines de Paris, 60, Boulevard Saint-Michel, 75272 Paris cedex 06

Sommaire

Les grandes régions structurales de la France 142 Les gîtes du Briovérien (Protérozoïque supérieur) 142 Les gîtes du Cambrien 143 Les gîtes de l’Ordovicien-Silurien-Dévonien inférieur 143 Les gîtes du Dévonien supérieur-Viséen inférieur (Dévono-Dinantien) 147 Li métallogénie granitique varisque du Viséen supérieur au Stéphanien 149 Les minéralisations «hydrothermales» vansques et tardi-varisques 15 1 Les gîtes du Stéphanien et du Permien 151 Les gîtes du Trias-Lias-Dogger 155 Les gîtes du Jurassique supérieur et du Crétacé 155 Les gîtes du Cénozoïque 158 Conclusion 158

Références 162

Contents

The main structural regions of France 142 Brioverian deposits (Upper Proterozoic) 142 Cambrian deposits 143 Ordovician-Silurian-Lower Devonian deposits 143 Upper Devonian-Lower Visean (Devono-Dinantian) deposits 147 Variscan granitic rnetallogeny from the Upper Visean. to the Stephanian ,149 Variscan and late Variscan ‘hydrothermal’ mineralizations 15 1 Stephanian and Permian deposits 15 1 Trias-Lias-Dogger deposits 155 Upper Jurassic and Cretaceous deposits 155 Cenozoic deposits 158 Conclusion 158

References 162

Reproduction du texte publié dans: Geologie de la France, Colloque C7, 2 6 O Congres géologique international. Paris, 1980. Remis A jour pour 1983.

141

A. Autran, J. Bouladon, P. ïafitte, A. Ziserman

- Assuerunt quidem galli sua metalla esse praetantiora . . . I1 y a des Gaulois qui affirment que leurs mines métalliques sont plus importantes (que celles des Iberes . . .). Strabon - Géographie, Livre 3 - 79-23 avant J.C.

La France, qui a vu naître la métallogénie avec L. de Launay (1913), n'a fait l'objet, depuis, que de peu de 'travaux métallogéniques de synthèse. Le premier essai moderne dans ce sens a été publié par P. Lafitte en 1966; il groupait les gîtes minéraux français par métallo- tecte, en donnant à ce mot un sens à la fois spatial et temporel, ce qui introduisait une certaine ambiguïté dans la présentation.

Les progrès réalisés ces dernières années dans la connaissance de l'évolution géologique et géochronologique du bâti ancien de la France permettent d'aborder la métallogénie de la France dans une optique nouvelle. C'est pourquoi, plutôt que de réactualiser simplement l'article de P. Laffitte, il nous a pani préférable de passer en revue, tour à tour, les principales époques métallogé- niques, et à l'intérieur de chacune d'entre elles, de regrouper les minéralisations selon les éléments géologi- ques auxquels elles sont liées, c'est-à-dire par métallotec- te.

Néanmoins, il ne faut pas se dissimuler qu'il est encore hasardeux de rattacher certaines minéralisations à une époque géologique déterminée; ces cas douteux seront signalés au fil du texte.

Les grandes régions structurales de la France Nous distinguerons en France quatre grandes régions structurales (fig. 1, 2 et 3).

a) U n e plate-forme définitivement constituée à l'Hercynien, que nous appellerons le môle ri 'de des Gaules, couvre 400 O00 k m z sur les 550 O00 km de surface de la France. Il comporte les zones où ameurent des massifs anciens (Massif armoricain, Massif central, Vos- ges, Ardennes) et des bassins sédimentaires épicontinen- taux (Bassin parisien et Bassin aquitain au nord d'une ligne Arcachon-Toulouse). Limagne, Alsace et Bresse sont des fossés d'effondrement d'âge alpin en bordure orientale de ce bloc.

b) La bordure disloquée du môle rigide des Gaules, ébranlée et déformée par l'orogenèse alpine, constitue une deuxième région naturelle, comprenant le Jura, les Préalpes, la Provence, la bordure sous-cévenole, le Lan- guedoc, et une bande du Bassin aquitain au sud de la ligne Arcachon-Toulouse. Nous y faisons entrer aussi les massifs cristallins externes des Alpes, les Maures et la Corse, la zone axiale des Pyrénées et la Montagne Noire (dont la métallogénie présente plus d'affinités avec les Pyrénées qu'avec le Massif central).

c) Le domaine alpin sensu siricto se trouve réduit aux zones internes des Alpes (Briançonnais et Schistes lustrés), et au nord-est de la Corse.

d) Le domaine alpin des Pyrénées est limité à une étroite frange de part et d'autre de la zone axiale et dans l'ouest de la chaîne (fossés à ílysch crétacé).

Nous allons retrouver ces différentes zones structurales au cours de l'évocation des principales époques mé- tallogéniques.

!?

Les gîtes du Briovérien (Protérozoïque supérieur) Reposant en discordance sur le vieux socle icartien (environ 2 O00 M.A.), qui ameure peu et dans lequel on ne connaît pas de minéralisation notable, le Briovérien est le seul étage précambrien largement représenté en France (dans le Massif armoricain surtout).

Le Bnovénen inférieur (700 à 600M.A.) comporte des volcanites basiques (spilites à pillow et tufs associés) généralement transformées en amphibolites, et surmon- tées parfois de tufs kératophynques, ce qui peut entraî- ner la présence de minéralisation sulfurée. C'est le cas à ianvollon, avec la minéralisation sulfurée stratiforme dite du «filon» des Cavaliers, de Trémuson (Côtes-du- Nord), associée à une sédimentation de cherts noirs et shales euxiniques.

Une phase de plissement avec métamorphisme (le plus souvent de faciès schistes verts) intervient à la fin de cette période. Elle est suivie d'épanchements locaux de kératophyres et spilites (640 M.A.) d'affinité calco- alcaline (Trégor), et d'intrusions de tonalité (Coëtmieux, 600 M.A.).

Le Briovérien supérieur formerait une série peu ou pas déformée au Cadomien. II comporte essentiellement des schistes et grauwackes avec quelques épisodes volcaniques, tantôt basiques (spilites de Douarnenez, diabases

142

La carte métallogénique de la France

de Gourin, dolérites de Château-Gonthier), tantôt acides ou neutres. L’amas sulfuré de Rouez (Sarthe) (fig. 5) estimé à

100 Mt de pyrite et pyrrhotine pauvre en Zn, Cu, Pb et Ag, est associé à l’un de ces épisodes, extrêmement discret d‘ailleurs. O n connaît maintenant dans ces schistes, à cachet de grauwacke, de nombreux indices sulfurés, aussi bien filoniens (Ruflac, Kerhuo) que stratiformes, qui font espérer la découverte d‘autres amas.

Les granites cadomiens qui se sont mis en place vers 560 M.A. dans le Briovérien plissé sont généralement stériles. Seuls les granites les plus récents, qui se mettent en place au Cambrien ont une métallogénie associée (W, Sn, Or, voir ci-après).

Les gîtes du Cambrien Le Cambrien daté, en France, est toujours de faciès nén- tique (grès et silts bien triés, horizons récifaux de calcaires et dolomies) : il est connu dans le Massif armoricain (Cotentin, Vendée septentrionale) et en Montagne Noi- re; il s’agit toujours de la partie haute du Cambrien infé- rieur et du Cambrien moyen.

Entre ces deux domaines, les régions généralement plus métamorphiques de Bretagne méridionale. Vendée, nord Massif central et massifs cristallins externes des Alpes et des Maures, contiennent des séquences de grauwackes et volcanites acides et basiques («groupe lepty- no-amphibolique») dont l’âge cambrien à trémadocien vient d‘être déterminé par géochronologie au Pb (sur zircons). Ceci pose le problème de i’existence probable, entre les deux zones néritiques, d‘un domaine franchement marin, siège d’un volcanisme intense dont les ca- ractères magmatiques permettraient de le considérer, au moins en partie, comme un volcanisme d‘arc insulaire.

Dans le domaine néritique nord, on ne connaît pas de minéralisation à caractère stratiforme en relation avec le volcanisme rhyolitique du Cambrien moyen et infé- rieur. Par contre, les pointements de leucogranite ou de microgranite du Cambrien inférieur peuvent donner des minéralisations en étain et wolfram à gangue fluorée (Montbelleux 1, Mont-Saint-Michel), ou en cuivre, molybdène, plomb, zinc (Beauvain). I

Dans le domaine néritique sud, des minéralisations zinciferes stratiformes sont connues en Montagne Noire, dans les calcaires du Géorgien supérieur (La Loubatière, Aude) et dans les schistes noirs du sommet du Géorgien (Saint-Sulvy 2 T a m ; et région de Brusque, Aveyron).

Ces minéralisations semblent apparaître dans des calcaires et shales euxiniques noirs, bordant des zones géanticlinales à faciès récifaux bien développés; la limite entre les deux zones est marquée par un volcanisme acide et intermédiaire très développé. U n horizon phos- phaté apparaît aussi dans ce contexte.

Dans les Pyrénées orientales, la série de Canaveilles renferme aussi des indices de zinc stratiformes (Puig

I. Le stock de granite aplitique greisen% de Montbelleux (Ille-et-Vilaine) a été &té de 520M.A., co m m e ceux du Trégor et des Iles Anglo- Normandes; il ne s’apit donc pas d‘un granite cadomien mais d‘un granite cambrien, contemporain des rhyolites.

2. Cette minéralisation stratiforme de blende est recoupée par le filon A blende de Saint-Salvy. d‘âge carboninre supérieur.

Cabrera, Montbolo), à côté de minéralisations en sidé- rite, fluorite et magnésite franchement épigénétiques et liées aux événements hercyniens. Dans les Maures, le volcanisme tholéiitique et faiblement alcalin de Collo- brières paraît s’associer à un dépôt femfere oxydé de type exhalatif.

Dans le domaine central, avec le volcanisme tholéii- tique ou calco-alcalin, on connaît quelques amas pyriteux associés à des épisodes acides (leptynites) en Li- mousin et en Périgord (La Chabanne. près de Thi- viers).

Dans ces mêmes séries du domaine central, on con- naît de petits corps de gabbros et de péridotites, datés aussi du Cambrien. Quelques concentrations de chromite alumineuse signalées dans ce type d‘appareil (Cham- rousse dans le massif de Belledonne, Peumerit en baie

FIG. 1. Les grandes régions structurales de la France.

d’Audierne, la Carrade dans les Maures) correspondent malheureusement à des sites mal déterminés stratigra- phiquement, mais il semble cohérent de les attribuer au magmatisme cambrien plutôt qu’à un magmatisme brio- vérien c o m m e on le faisait jusqu’ici.

Toujours dans ce domaine central, de nombreux granites, actuellement transformés en orthogneiss, se sont mis en place au cours du Cambrien (entre 540 et 500 M.A.). O n ne connaît pas de minéralisation prémé- tamorphique qui leur soit associée.

Les gîtes de l’ordovicien- Silurien-Dévonien inférieur Avec l’ordovicien commence un cycle géologique nouveau, qui débute par ia grande transgression de I’Arenig (grès armoricain) s’avançant sur un relief adouci par une intense altération météorique. Des dépôts de minerai de fer oolithique (Anjou, Normandie) accompagnent cette transgression. Des concentrations littorales (intertidales) de rutile et zircon.apparaissent dans les gres du sommet de I’Arenig, et des nodules phosphatés à monazite dans les schistes qui les surmontent (Llanvim) (fig. 4).

143

,

A. Autran, J. Bouladon, P. Laffitte, A. Ziserman

FIG. 2. La France varisque.

0

n

I D O M A I N E I MATERIEL I STRUCTURATION I M AGMATISME I HANCILLIA l

ZONFS NORD VARISOUES I

I44

FIO. 3. ia France alpine.

ia carte méiallogénique de la France

Plis pyrénéens 1 PIIS alpins 1 Failles importantes / 0 Volcanisme d'áge alpin

Fossh,zoncr d'oceanisation /H . Zone alpine interne

Flysch creiad

L'Ordovicien supérieur et le Dévonien inférieur se caractérisent, aussi bien dans le Massif armoricain que dans les Pyrénées, par un volcanisme tantôt tholéiitique, tantôt calco-alcalin, connexe de déformations épirogéni- ques calédoniennes, et accompagné localement de miné- ralisations sulfurées stratiformes dont l'importance éco- nomique vient d'être révélée.

Dans le Massif armoricain, ce volcanisme, à prédo- minance basique (spilites à pillow), est connu dans l'Or- dovicien de Crozon et de Saint-Georges-sur-Loire (où apparaissent aussi des laves et tufs acides), mais les minéralisations connues sont peu importantes à ce niveau. II n'en est pas de m ê m e dans le Dévonien inférieur où volcanisme et minéralisations sont plus développés (fig. 5). Ainsi, dans la région de Quintin (Côtes-du- Nord), l'amas sulfuré en cours d'exploration de la Porfe- aux-Moines (avec 2,5 Mt à 10% Pb+Zn+Cu) surmonte des tufs acides qui succèdent à des spilites. Toujours en bordure du synclinal de Châteaulin, le gite de Bodennec (Finistère) et les minéralisations de Guerdérien, Suint- Rivoaf, Menez Albot, constituent actuellement les pre-

145


miers jalons d'un important district volcano-sédimentai- re à Pb+Zn+Cu, à cheval sur le Silurien supérieur et le Dévonien inférieur; des manifestations du m ê m e type apparaissent dans les synclinaux du sud de Rennes (SaintJaCut, Morbihan).

Dans les Pyrénées, des minéralisations sulfurées, en partie stratiformes, à zinc et plomb, et parfois barytine, apparaissent dans l'Ordovicien supérieur (Pierrejtte, Senlein, Pal de Rase, Ariens), et dans le Dévonien infé-

rieur (Nerbiou, Lac Bleu. Hospice de France), en liaison probable avec un volcanisme polyphasé, généralement discret. Selon G. Pouit (1976), les laves, souvent albitiques (kératophyres, spilites) sont rares et limitées au voisinage des centres d'émission; les tufs, plus étendus, sont souvent remaniés. La minéralisation se présente à la fois en disposition stratiforme (dans les bassins pauvres en volcanites) et en disposition sécante; à Pierrejtte (Hau- tes-Pyrénées), par exemple, les minéralisations filonien-

FIG. 4. Paléogéographie et minéralisation sédimentaire de l'Ordovicien du Massif armoricain.

Limite d e la zone é m e r g é e extrême advance of the shoreline

-Limite des dépôts épais Continent thick sediments boundary

4 Fer s i d i m e n taire, m a r in, ooli t ¡que sedimentary iron ore,marine, oolitic

--. Enveloppe d e s gites de fer connus . . .* and their inferred extension

kndwn iron deposits in rhe Ordovician -.

advance of the shoreline

LZq &ZU Granites Icartiens (2000 M.a.1

M. Y. c. Y

Granites Cadomiens (590 M e a . )

Gr'es 2 zircon et rutile: marins,dhitiques, Côtiers - Zr-Ti sandstones beach deposits Monazite :a Europium: nodules phosphatés sédimentaires - phosphatic nodules (Eu)

M.Y. k +-+- C?>-7J B a s h e s II

O

U

I46

La carte métaiiogénique de ia France

nes représentent 200 O00 t (à 10% Zn+Pb) contre 2 Mt (à 10% Zn+Pb) pour le gîte stratiforme. D e m ê m e à Avens (Hautes-Pyrénées) la barytine forme des bandes interstratifiées et plissées avec les schistes. A u Dévonien inférieur se rattachent aussi des couches femferes, en particulier celles de Dikleiíe (Manche), de Rohan, etc.

Les nombreux granites mis en place à l'Ordovicien et au Silurien dans le domaine central défini à propos du Cambrien ne s'associent apparemment à aucune minéra- lisation.

FIG. 5. Dévonien et Carbonifere.

Les gîtes du Dévonien supéneur- Viséen inférieur (Dévono-Dinantien) Le cycle géologique précédent se termine par une phase orogénique d'âge dévonien inférieur à moyen (360 à 400 M.A.), qui représente la phase majeure, précoce, de i'orogénie hercynienne à l'ouest des Vosges (Autran A., 1978).

A m a s pyriteux -massive sulfide b o d y ( d or hc ) Amas pyriteur prbcambrien :' ..: volcano.sCdimentairi,r~mani~

Mn el P. du carbonifère inferieur,sedimentaire el

Mn and P in the lower carboniferous . .

massive. sullida body Precambrian :...a*

147

A. Autran, J. Bouladon, P. Lafilte, A. Ziserman

Au Dévonien supérieur, les sédiments schisteux, dé- posés sous faible tranche d'eau, de la zone arverno-vosgienne (Massif central, Vosges), reposent en discordance sur le substratum et se poursuivent sans discontinuité dans le Dinantien. Ils sont accompagnés d'un volcanis- m e tantôt tholéiitique, tantôt calco-alcalin, qui peut se comparer à celui de l'Ordovicien supérieur-Dévonien inférieur. Mais les volcanites sont généralement albitiques (spilites, kératophyres), et les minéralisations asso- ciées plus importantes (par le tonnage), du moins dans le Massif central où i'on peut citer (fig. 5): - la série de la Brévenne, avec les amas pyriteux de Sain Bel (20 Mt de pyrite) et de Chessy (Rhône), associés à des tufs kératophyriques succédant à des épanche-

ments essentiellement basiques (spilites à pillow). Plus au nord, dans le Beaujolais, on connaît des amas plus petits, souvent situés, c o m m e d'ailleurs Chessy, au contact d'un pointement de granite postérieur (hercynien); - la série de la Bruche, avec les dépôts oxydés de fer exhalatif de Framont-Grandfontaine (Bas-Rhin); - les albitophyres du Morvan, avec l'amas pyriteux de Chizeuil (Saône-et-Loire), au contact duquel apparaît un pointement de leucogranite postcarbonitëre.

Dans le Massif armoricain, le volcanisme dévonodi- nantien jalonne les bordures du bassin de Châteaulin. Mais les minéralisations associées 'paraissent beaucoup moins développées que celles du Dévonien inférieur.

Dans les Pyrénées et la Montagne Noire, au sud de la

FIG. 6. Métallogénie associée aux granites varisques. Metallogeny related to variscan granitoids.

A x e d e granitisation granitized axis 0 A u

O W.Sn.Mo .290-300 M.a.(M.y.) @& " -(leucogranitei minéralisés )

X Apogranites et assimilés W.Sn.li.6e (and similars) A SbHg

148


zone arverno-vosgienne, le Dévonien supérieur prend un faciès calcaire noduleux rouge («marbres griottes»), ca- ractéristique de hauts-fonds à sédimentation troublée, et dans lequel se sont formés des amas manganésiîëres (Las Cabesses, La Ferronière, etc.). Si la concentration du M n est en liaison avec des phénomènes karstiques, légère- ment postérieurs, son dépôt initiai dans les marbres griottes est à peu près contemporain de celui des amas pyriteux de la zone arvemo-vosgienne (Sain Bel, Chi- zeuil). C'est seulement au Dinantien qu'apparaissent ici les premières manifestations volcaniques d'ailleurs dis- crètes (kératophyres et tufs kératophynques), accompa- gnés de dépôts siliceux et manganésiîëres pauvres (Hau- tes-Pyrénées, Ariège). A la m ê m e époque des nodules phosphatés accompagnent des cherts noirs sur une aire plus étendue, couvrant les Pyrénées, la Montagne Noire et la Corse.

Des granites se sont mis en piace au Viséen inférieur (350 M.A.) dans les zones arverno-vosgienne et centre- armoricaine. Les minéralisations Sn qu'on y rencontre parfois (Vaulry, Saint-Renan) paraissent en relation avec des intrusions de leucogranite d u Carbonifere supérieur. I1 en est probablement de m ê m e pour les granites uraniferes des Bois Noirs et du Morvan.

La métallogénie granitique varisque du Viséen supérieur au Stéphanien La période qui va du Viséen supérieur au Stéphanien se caractérise par une intense activité magmatique, avec la mise en place, d'une part, de leucogranites et, d'autre part, de granites monzonitiques et granodiorites, associés dans certaines régions à un volcanisme important. A chacun de ces deux ensembles magmatiques correspond une métallogénie spécifique (fig. 6).

METALLOGENIE LIEE A L'ÉVOLUTION DES LEUCOGRANITES ALUMINEUX 3

La famille principale des leucogranites, mise en place entre 345 et 320 M.A., se répartit sur ia Bretagne et ia moitié nord du Massif central. Dans le Massif armoricain, iIs jalonnent Ia zone broyée sud-armoricaine jusqu'au seuil du Poitou et s'accompagnent localement de minéralisation en cassitérite et béryl (La Villeder. Ques- tembert. Abbaretz).

Dans le Massif centrai, de nombreux massifs de leucogranites se mettent en place à cette époque (Milleva- ches, Marche, etc.) dans une zone cratonisée depuis le début du Viséen. Ils sont accompagnés de minéralisation en uranium, or, et parfois tungstène et étain. Citons les gisements uranifères du Limousin (Margnac, La Crou- Zille) et de Vendée (L'Escarpière), dans lesquels la concentration originelle faible (uraninite disséminée), a été suivie d'une reconcentration dans des fractures filoniennes au Permien. Les gites aurifères du district de Saint- Yrieix (Haute-Vienne) sont liés à des apex granitiques silicifiés du m ê m e âge; et le gisement de tungstène de Puy les Vignes se rattache à ia m ê m e période. 3. Signalons la remarquable homogénéité génétique de ces granites qui les

dixrimine très clairement de la famille des rnonzogranites à biotites.

U n deuxième groupe, vers 300M.A., forme des intrusions éparses sur toute l'étendue de la chaîne hercynienne.

Les leucogranites de cet âge sont associés aussi à des minéralisations en uranium, or, étain, tungstène. Citons : les gisements d'uranium du Cellier et des Pierres Plan- tées (fig. 7), dans les leucogranites de Grandrieu (Lozère) au sein du massif granitique de la Margeride, lui-même mis en place vers 325 M.A.; les gisements de tungstène des Montmins (Allier), de Montebras (Creuse), d'Enguia- lés (Aveyron) et le Leucamp (Cantai); coupoles de greisens à wolframite nouvellement découvertes au nord du granite de Meymac.

A cette famille de leucogranites s'associent des apogranites sodolithiques, c o m m e celui de Beauvoir dans le granite des Collettes (Ailier) avec une minéralisation dis- séminée complexe (Sn, Li, Nb, Be, ...), qui vient recou- per la minéralisation à W des Montmins. Des apogranites de cet âge peuvent apparaître au sein des granites des générations précédentes (Sn et W de Vaulry et Bellac en relation avec le' granite sodique de Blond; Sn de Pen- feunten dans le granite de Saint-Renan).

METALLOGENIE LIEE AUX GRANITES MONZONITIQUES

D e la m ê m e façon que pour les leucogranites, on peut distinguer une zone nord-est (partie orientale du Massif central et Vosges) caractérisée par un magmatisme plutonique subvolcanique de composition latitique (tufs an- thracifères et granites monzonitiques à biotite) d'âge vi- séen supérieur (330 M.A.). Dans les Vosges, les granites à biotite et actinote des Ballons et des Crêtes (à tendance shoshonitique marquée) renferment des minéralisations fissurales disséminées de haute température, soit à mo- lybdénite et chalcopyrite (Chateau Lambert), soit à scheelite dispersée dans un microgranite (Auxelles); plus au nord le granite du C h a m p du Feu comporte sur sa bordure une minéralisation fissurale disséminée à mo- lybdénite (Breitenbach). Le contexte magmatique et structural de cette petite province fait espérer de nouvelles découvertes.

Plus dispersé, le groupe des granodiorites et granites monzonitiques mis en place au Westphalien (vers 300 M.A.) se répartit sur i'ensemble de la chaîne; mais il est le seul représenté dans les Pyrénées et le sud du Mas- sif central.

Les granodiorites et granites monzonitiques de cette époque s'accompagnent parfois de Skarn à scheelite : dans les Pyrénées (Salau, Costabonne), dans le sud du Massif central (Montredon, Aigoual) et dans le Massif armoricain (Coat an Noz, près de Belle-Isle-en-Terre, Côtes-du-Nord).

D u n e façon générale, il importe de ne pas confondre, du point de vue métallogénique, les granites minéralisa- teurs (tels que ceux dont nous venons de parler, qui sont à l'origine de minéralisations en étain et tungstène) de ceux qui ne font que modifier par métamorphisme thermique ou hydrothermal, ia paragenèse de gîtes préexis- tants. Tel est le cas du leucogranite de Chizeuil (au contact de l'amas pyriteux du m ê m e nom), du granite de Saint-Laurent-du- Chamousset (au contact de l'amas de Chessy), du granite des Martys (au contact du gîte de Pb-Zn stratiforme de Lu Loubatière) (Aude), etc. Par contre, on peut considérer c o m m e «métallogéniquement

149

A. Autran, J. Bouladon. P. Laffitte, A. Ziserman

FIG. 7. Gites d'uranium français liés aux granites. Uranium deposits in granites.

BLOC D I A G R A M M E DU GISEMENT DES PIERRES-PLANTEES ( LOZERE)

J.Geffroy in J.Jung. lg7'

4 Parties riches (rich ore ) .'.;.'.i: Minerai P teneur moyenne (medium g r a d e ore)

( E X A M P L E OF A DEPOSIT IN EPISYENITES )

150


créateur» le granite qui développe à Montarnu (Nièvre), un Skarn cuprifere dans une lentille calcaire au sein des tufs anthraciferes, ou celui qui, dans les Vosges, modifie la minéralisation femfere exhalative de Framont-Grand fontaine en y faisant apparaître la scheelite.

Les minéralisations << hydrothermales» varisques et tardi-varisques (fig. 6 et 8)

Nous regroupons ici les minéralisations filoniennes géné- ralement considérées c o m m e varisques, autres que celles dites «de départ acide» (Sn, W, Li, Nb, Be, ...), minéra- lisations dont l'âge de mise en place est mal connu, souvent tardihercynien semble-t-il, et dont la liaison avec le magmatisme est douteuse.

U n certain nombre d'entre elles sont encaissées dans un socle froid, c'est-à-dire exempt de manifestations métamorphiques et magmatiques contemporaines de la mise en place de la minéralisation. C'est le cas des filons d'antimoine du Massif armoricain et du Massif central, dont l'âge est apparemment anté-stéphanien (ils ne recoupent jamais le Stéphanien) et qui sont toujours très éloignés des granites. Le plus important est celui de la Lucette (Mayenne) qui a produit de 1905 à 1939, 42 O00 t d'antimoine métal et plus de 8 t d'or; le filon, encaissé dans le Silurien inférieur, monte jusque dans le Dinantien. Le filon de Rochetrkjoux (Vendée), encaissé dans le Cambrien mais probablement de m ê m e âge, a fourni 16 O00 t de métal. Dans le Massif central, les filons à antimoine du district de Brioude-Massiac sont encaissés aussi dans un socle refroidi depuis longtemps puisque le métamorphisme régional y a cessé au Dévo- nien supérieur. I1 en est de m ê m e pour les filons poly- métalliques (plomb-zinc essentiellement) de Pontgibaud (Puy-de-Dôme) dont la première paragenèse (à mispickel auritëre et scheelite) prend la suite de la minéralisation en wolfram des Montmins, tandis que la dernière (à stibine et berthiérite) s'apparente aux filons à antimoine du district de Brioude-Massiac; le fort contraste thermique entre l'encaissant froid et l'apport hydrothermal est sans doute responsable de la zonalité verticale extrêmement prononcée des paragenèses minérales de ces deux districts.

Au groupe des filons «en socle froid», on peut rattacher aussi les filons de plomb-zinc du Massif armoricain, dont certains se sont mis en place seulement au Permien; tel le filon de Pontpéan, qui suit un dyke de dolérite permienne recoupant les schistes briovériens, et a produit 220 O00 t de plomb et 20 O00 t de zinc.

A u contraire de ces secteurs de socle froid, les champs filoniens du sud du Massif central (Velay, Albi- geois, Millevaches, Montagne Noire) sont encaissés dans des zones dont le refroidissement ne s'est produit qu'au Stéphanien. Par exemple, le filon de Saint-Salvy s'est formé au cours de la phase terminale de mise en place du granite du Sidobre. Dans ce cas, le contraste thermique relativement faible entre l'encaissant et les fluides hydrothermaux peut rendre compte de l'extension verticale de la minéralisation; la zonalité ici est beaucoup plus ample et n'apparaît qu'à l'échelle régionale (Béziat P., Fortuné J.-P., Tollon E, 1976).

Le champ aurifere de Salsìgne (Aude), qui a déjà produit 70 t d'or et dont les réserves sont du m ê m e ordre de grandeur, est certainement le plus important district hydrothermal de haute température de France. L'or, asso- cié à l'arsenic, au cuivre, au tungstène, au bismuth et à l'argent, s'y présente en filons, imprégnations et injec- tions stratiformes dans des formations paléozoïques allant du Cambrien au Dévonien. La biotite s'y développe en halos d'amplitude hectométrique, guidés par des fractures et sécants sur la structure en nappes. O n ne connaît pas de granite à proximité immédiate, mais l'ampleur de l'anomalie géothermique et son caractère discordant impliquent la présence d'un corps magmatique en profondeur. Des études récentes (Crouzet et Tollon) suggèrent cependant qu'il pourrait s'agir du remaniement d'un amas sulfuré d'âge paléozoïque. Mis en place dans les Vosges, à la fin de l'évolution

hercynienne, les filons de Sainte-Marie-aux-Mines et de L a Croix-aux-Mines (HadRhin) comportent une miné- ralisation polymétallique à Pb, Zn, A g et gangue de sidé- rite dominante. O n y a distingué cinq phases minérali- sées successives, dont la seconde bien représentée à Sainte-Marie-aux-Mines (le Rain de l'Horloge) est ca- ractérisée par l'association Co-Ni-As. Or on retrouve la m ê m e paragenbe à Co-Ni-As-Ag, mais avec Sb et H g cette fois-ci, dans les filons des Chalanches. au sein du massif de Belledonne (Isère). Et il est assez remarquable de constater que les deux systèmes filoniens sont encais- sés dans des séries d'amphibolites d'âge cambrien probable, et au voisinage de granites à la fois magnésiens et potassiques (tel le «granite des Crêtes», dans les Vosges), analogues à ceux qui, en Bohême centrale, sont associés aux minéralisations de ce m ê m e type.

A côté des minéralisations filoniennes, dont la mise en place hydrothermale tardihercynienne ne pose pas de problèmes (alors qu'on peut discuter de la source magmatique ou lithologique des métaux), il faut évoquer ici plusieurs minéralisations grossièrement stratiformes, qui se rattachent peut-être à cette période. Citons la sidérite du Canigou (Batère), la fluorite et la sidérite d'Escaro, et la magnésite de Montner dans les calcaires de la série de Canaveilles (Pyrénées-Orientales); et aussi le talc de Lu- zenac (Ariège) dans les schistes et dolomites de l'Ordo- vicien; la magnésite d'llrepel (Pyrénées-Atlantiques) dans les dolomies du Dévonien inférieur, etc. ia présen- tation, clairement épigénétique, de toutes ces minéralisa- tions et leur faible température de dépôt suggèrent que la concentration actuellement observée soit postérieure à l'orogenèse hercynienne. Mais des arguments ont été avancés en faveur d'une première concentration synsédi- mentaire (pour la magnésite et la sidérite) ou hydrothermale varisque pour le talc et la fluorine.

Les gîtes du Stéphanien et du Permien Après les phases majeures de l'orogenèse hercynienne une détente se produit, provoquant l'apparition d'étroits grabens (tectonique germanotype) OU se sédimente le Stéphanien: ce sont les sillons houillers du Massif central, des Maures, de Belledonne, des Vosges.

Des gisements stratiformes d'uranium sont connus

151

A. Autran, J. Bouladon, P. Laflitte. A. Ziserman

dans le Stéphanien de 1'Aveyron (Brousse-Broquiès) et des Vosges (Ronchamp, Suint-Hyppolyte). Notons, d'autre part, que les conglomérats de base du Stéphanien d'Alès sont auriferes, ce qui prouve l'âge anté-stéphanien des filons A mispickel aunfere du socle.

A u Permien, cette tectonique de distension s'accentue et contrôle des dépôts Iiloniens de fluorine, accom-

pagnée tantôt de plomb et barytine, par exemple dans les Maures (Fontsante, Pic Martin, . ..); tantôt de sidérite et cuivre, dans l'Albigeois (Trébas, Alban, ...), 1'Ariège (Al- zen) et les Pyrénées atlantiques (Banca-Baigorry) où les filons recoupent m ê m e le Trias (fig. 8).

Les sédiments détritiques du Permien, mêlés de tufs rhyolitiques issus des centres volcaniques de l'Estérel ou

FIG. 8. Filons et gîtes stratiformes à Pb, Zn. F, Ba. Veins und strutabound Pb, Zn, F. Bu deposits,

Cltss au Lias inl. -sea shore line

Principalea failles fini ou post-vrrirque / -Iate and post-variscian fault

@LP Sillons houillers -car boni fer our narrow basin i

Grand Petit

4 4 Pb-Zn Filons (socle ou couverture) 0 0 F A a veins (basement or cover)

Ø f m e s stratiformes (couverture) p F-Ba stratiform deposit (cover)


du Monte Cinto (Corse), sont le réceptacle de minérali- topographique de I'époque; elles constituent la partie la sations cupriferes pauvres (Le Cerisier, Cap Garonne) plus riche de beaucoup de filons uraniíères intragraniti- nettement syngénétiques ainsi que de minéralisations ques du Massif central (Margnac, les bois Noirs) (fig. 6). uraniîëres stratiformes, parfois considérables, associées à Dans certains cas, des minéralisations liées à des lagunes des faciès lagunaires (Lodève, Bourbon l Archam- permiennes se sont infiltrées dans les sédiments sous- baulf, . . .). C'est aussi au Permien que se sont produites ' jacents ou le socle fracturé (Brousse-Broquiès, Avey- les reconcentrations de pechblende liées à la surface ron).

FIG. 9. Trias (et Lias).

CHAILLACd \ ~ 9

K E U P E R (upper triassic) Rhetien inclus

Limite d'extension des sédiments -limit of sedimentary deposition

Limite des dépits de sel c- ~- / -limit of salt deposition

M U S C H E L K A L K (middle triassic)

Limite des de'pots d e sel U -limit of salt deposition

d a n s le Trias in the Triassic

?.r Sel gemme

L Potasse

* M a g n é s i t e

-rock salt

A Fe d a n s le Trias o u le Lias -in the triassic or the

w kao

A. Autran, J. Bouladon, P. Laffitte. A. Ziserman

FIG. 10. Bordure cévenole-Causses. Le Pb-Zn dans la couverture.

CADRE REGIONAL

tapra: A.Zisrrman 1970 from I rt(incditi :i966

cr eseuil caussenard

o Gites importants petits

-causses threshold

-deposits, big, Smal/

of tne rriasic

-PALEOGEOGRAPHlE ........ STRATIGRAPHIO~E i .. O U GISEMENTS OU TRIAS

Ppleogeography STRATIFORM t S

Zone sans dépot-no sedimentar cover

Piedmont-foothills

O u @ Trilogie-mideuropean germanic facies

basement higl FACIES Gltes d a n s le Trias . -.- I'Hettangien

I77 -u - Sinemurien in the . T R I A S Facies argileux à évaporites-shaley evaporire facies

LES MALINES Ly] Bathonien et Jur.aup.

Hettangien

Trias Socle georgien basement

...... i,.. .......... (00 Courbes de niveau .......... ........... ........... ........... 4 Amas dans Io Bathonien d u toil d u socle ................. m a s s in the Bathonien

Lentille dans le Trias lens in the Triasic Brbche au toit d u Georgien breccia of the lop of the G.

fissure filling in the G.

Ii ...........

e Fissural dans le Georgien d'apr'er divers doctr d e compried frorn 1 F.Foglierini et A.Bernard I in Routhiert.1963 et J.J.Orgeval- 1977

Bathonien

Geoigien

Il In m

Minerai dans ler marnes (niveau dol.)

Eriche minë'ralisée

COUPES

DE

DEUX

AMAS

N c

LYJ Bathonien Hettangien (et Sinemurien)

Trias Georgien

d7!'$ 1 J.J.Orgeval.1977

154

dj:;$ 1 J.Macquar.1970

La Carte métallogénique de la France

Les gîtes du Trias-Lias-Dogger (fig. 9)

Le Trias, essentiellement gréseux, mais comportant localement des dolomies lagunaires, est le site privilégié de nombreux gîtes plombiferes, non seulement en France, mais sur tout le pourtour de la Méditerranée occidentale. En fait, le plomb argentifere, accompagné de zinc, de barytine et souvent de fluorine, jalonne les premiers niveaux transgressifs sur les franges des massifs anciens, et donne des concentrations à la fois dans le Trias et dans le Lias (fig. 9), parfois m ê m e jusque dans le Dogger. Citons les gîtes et indices du sud de la Sarre (Saint- Avoid, Moselle), des Alpes (La Plagne, Isère, en bordure du massif de Belledonne), du Poitou (Alloue-Ambernac, Melle. ..), du Morvan (Chitry-les-Mines), et surtout de la bordure sous-cévenole. I1 s'agit le plus souvent de miné- ralisations syngénétiques ou un peu postérieures à la sédimentation, partiellement redéposées parfois dans des karsts immergés d'âge liasique (les Malines). Les niveaux minéralisés sont à très proche distance verticale du socle et à assez peu de distance des limites anciennes de la transgression (fig. 8 et 9).

Les gîtes importants sont au voisinage de zones où la sédimentation a été lagunaire (gypse, dolomies, cargneules), troublée par le jeu de failles ayant eu une activité contemporaine de la sédimentation.

Le district plombo-zincifere sous-cévenol, qui repré- sente (production -t- réserves) plus de 800000t de Pb, 1250 000t de Z n et 1 600 t d'Ag, est de loin le plus important sur le plan économique. Certains gîtes (les Malines, IArgentière, la Croix de Pallières) dépassent 100 O00 t de métal, et le plus gros de tous, les Malines, atteint 700 O00 t de métal. Les manifestations minérali- sées du district sous-cévenol (fig. 1 O) comportent : - des filons dans le socle, tel Vialas (Lozère), - des filons qui recoupent la base de la couverture mésozoïque, sans jamais monter plus haut que le Lias marneux (Aalénien), ex. : Villemagne (Gard), - des gîtes stratiformes dans la couverture mésozoïque. Ce sont les plus importants du point de vue économi- que; on peut distinguer parmi eux : 'des gîtes à plomb dominant, dans les grès arkosiques

du Trias inférieur : Largentière (Ardèche) et Saint-Sébas- tien dAigrefeuille (Gard);

des gîtes à zinc dominant (et pyrite), dans les sédi- ments carbonatés. Le plus gros et le plus complexe est celui des Malines (Gard), situé en bordure d'un paléo- relief de dolomie cambrienne; il comporte des minérali- sations en blende, galène et barytine a différents niveaux depuis le conglomérat de base du Trias jusqu'au Batho- nien; la moitié du tonnage extrait provient de couches dolomitiques intercalées dans des shales noirs du Trias. O n peut citer aussi le gîte de la Croix de Pallières (Gard) dans les dolomies de l'Hettangien inférieur, celui du Bleymard (Lozère) dans le Bajocien.

Hors des Cévennes, d'autres minéralisations sont à signaler, essentiellement dans le Trias et le Lias. Des dépôts de magnésite se sont produits dans des lagunes de Muschelkalk des. Pyrénées-Atlantiques (Saint-Michel, Larrau).

O n voit apparaître, dans le Morvan, liés aux'premiers carbonates du Trias ou du Lias inférieur, des

dépôts stratiformes de fluorine, encore inexploités (Pier- re-Perfhuis, Egreuil, Courcelles-Frémoy et Antully) : la barytine, elle, se rencontre dans les assises de base de l'Hettangien à Chaillac (fig. I i), dans les argiles et sables continentaux et à Pessens dans les dolomies laguno- marines. Les fractures, qui jouent un rôle dans le contrô- le de ces minéralisations stratiformes, donnent lieu aussi à des dépôts filoniens de fluorine (Vultennes, Langeac4, la Charbonnière, le Rossignol) ou de barytine (les Far- ges). Les filons sont le plus souvent encaissés dans le socle.

En Lorraine, le Toarcien contient le grand gisement de fer sédimentaire oolitique, détaillé sur la figure 12.

Les gîtes du Jurassique supérieur et du Crétacé A u Jurassique supérieur, plusieurs phénomènes géologi- ques nouveaux entraînent l'apparition de minéralisa- tions originales, mais de faible importance économi- que.

Ce sont d'abord les ophiolites des Alpes et de Corse, associées aux calcaires à Calpionelle. Les minéralisations y sont de deux types.

1. Des dépôts cupriferes pauvres en soufre (à pyrrhotine et magnétite) dont les uns sont inclus dans les serpentines et les autres sont interstratifiés au sommet des pillow-lavas; il s'agit souvent de dépôts exhalatifs, siliceux et sodiques (quartzites à riebeckite), dont les plus connus sont ceux de Saint- Véran (Hautes-Apes) et de Vezzani (Corse). Malgré des teneurs relativement fortes fiusqu'à 6% Cu), l'importance économique de ces gisements est faible (moins de 5 O00 t de tout venant). La rareté des minéralisations sulfurées et l'absence de concentration de chromite dans les ophiolites des Alpes occidentales s'explique peut-être par le fait qu'il s'agit là de croûte océanique formée dans une zone d'océanisa- tion primaire; au contraire, les ophiolites des Alpes orientales, de Grèce et de Turquie, qui dérivent d'une zone océanisée d'amère-arc, comportent, elles, des amas sulfurés cupriferes (Chypre, Ergani, . . .) et de nombreux gisements de chromite.

2. Des petits gisements d'amiante-chrysotile dans les serpentines : Canari (Corse), Vaf de Péas (Hautes-Apes), Termignon (Haute-Savoie). Seul le gîte de Canari a fait l'objet d'une exploitation de quelque importance (de 1949 à 1965), atteignant jusqu'à 27000 t de fibres par an; la serpentine amiantifere y recèle des particules écra- sées de métaux natifs: cuivre, or et, surtout, un alliage naturel de fer et de nickel, dont la récupération ne pré- sente pas encore d'intérêt économique.

Autre minéralisation originale : les petits amas cala- minaires (oii le zinc s'associe à un peu de plomb et de barytine) que l'on trouve dans le Tithonique du Diois (Sigofier, Orpierre, ...) et m ê m e du Gard (les Deux Ju- meaux), et qui semblent jalonner des canyons sous- marins, à remplissage bréchique, affectant la marge du bassin subalpin; à Landas, la fluorine s'associe à la pyrite.

'

4. L'adulaire qui accompagne la fluorine donne un Ige IUh hettangien dans une dizaine de filons du Massif central (J.C. Baubron er al., 1980. C. R. Arad. Sci., Fr., vol. 290, pp. 951-953).

155

A. Autran, J. Bouladon, P. Lafftte, A. Ziserman

Fio. 1 I. Chaillac.

COUPE SCHEMATIOUE DES fILONS F,ûa DE LA MARCHE

SCHEMATIC SECTIOI Of LA MARCHE f.8, DEPOSIIS

COUPE M O N T R A N T LA REPARTITION OU SECTION SHOWING REPARIITION Of

Fe.Ea.f AUX REOOUTIERES

Lf ROSSIGNOL 1

I LA CHARBONNIERE

I

- TENEURS Grader

=- 50% 30i50%

iOi30%

W

-l Y - ", ,

50 I 70 "O

30I50'!

I56

La carte métallogénique de ia France

FIG. 12. Le fer de Lorraine (d'après L. Buùenicek in Fluck, Weil, Agard, 1975). Sedirneníary iron ore of Lorraine.

LE FER DE LORRAINE (sedimentary iron ore of Lorraine) d ~ ~ ~ f l L . B u b e n ¡ c e k in Fluck,Weil,A~ard.l875

157


A u Crétacé se manifeste une émersion portant sur une grande région, des Pyrénées aux Alpes du Sud (aisthme durancien»). L'altération continentale conduit à la formation de bauxites (fig. 13), résultant de la resé- dimentation des altérites alumineuses après un tri plus ou moins poussé. Les gisements, qui s'étendent sur près de 400 km, depuis le sud de Toulouse jusqu'à l'Estérel, appartiennent à une grande province mésogéenne à bauxites qui va de l'Espagne au Pakistan. Ils reposent sur un mur en général calcaire et lapiazé, d'âge crétacé inférieur à Jurassique moyen. Les principaux se situent dans le Var (région de Brignoles), les Bouches-du-Rhône (fes Baux) et l'Hérault (Bédarieux, Viffeveyrac). O n peut estimer à 100 Mt l'ensemble production réserve de cette province à bauxites.

A u nord de la zone à bauxites de Provence et à l'est des bauxites pyrénéennes, on exploite des dépôts d'ocre (Roussillon, près d'Apt, Vaucluse), liés au m ê m e métal- lotecte climatologique.

A la m ê m e époque, dans le Bassin parisien et la plate- forme rhodanienne se déposent des craies phosphatées d'âge sénonien, qui se poursuivent en Belgique.

Enfin, il faut souligner la localisation de quelques gros gisements épigénétiques de basse température en bordure de la zone métamorphique nord-pyrénéenne d'âge crétacé (fluorine d'Escaro, Pyrénées-Orientales; talc de Luzenac, Arikge). L'âge de ces concentrations est inconnu.

'

Les gîtes du Cénozoïque A la fin du Crétacé et jusqu'à l'Oligocène, l'altération continentale engendre tout autour du Massif central des dépôts, appelés parfois «sidérolithiques», de fer (Berry, Quercy, Mayenne), de manganèse (avec barytine : Non- tron, Dordogne), de phosphates (Quercy) et de kaolin (les Eyzies) (fig. 14).

A l'Oligocène, une phase de détente tectonique provoque la formation des fossés subsidents d'Alsace, de Bresse, de Limagne, de Manosque, etc., dans lesquels apparaissent des dépôts évaporitiques (sel et potasse d'Alsace, de Valence, de Manosque, de Nîmes) avec parfois des dépôts de soufre.

A l'oligocène aussi, on connaît des dépôts uraniferes liés à des faciès fluvio-lacustres (Saint-Pierre-du-Can- tal); mais il n'y a pas d'épandages de plate-forme avec des minéralisations de type red-beds, à cuivre c o m m e on en connaît en Navarre 5.

Enfin, il faut souligner l'existence indiscutable, en France, de minéralisations filoniennes d'âge alpin. Il suf- fit de citer les gîtes d'antimoine du Cap Corse (Meria, Luri, Ersa) et les gîtes d'arsenic de Matra (Corse) et Duranus (Alpes-Maritimes), en relation avec la zone magmatique mio-pliocène de Toscane (île d'Elbe). Cette minéralisation antimoniîëre récente, accompagnée de blende claire et de mercure, a une paragenèse très diffé- rente des minéralisations hercyniennes, à stibine, mis- picke1 et or, du Massif armoricain et du Massif central (Aubert G., Bouladon J., Marinelli G., 1973).

5. U n autre gisement d'uranium sédimentaire, d'âge éocène, vient d'être dtkouvert A Coutras, prhs de Bordeaux.

Parfois l'âge alpin des minéralisations se déduit d'observations tectoniques. A Vallauria (Alpes-Maritimes) par exemple, les filons minéralisés en plomb-zinc recoupent la schistosité alpine (Aicard P. et al., 1968). C'est aussi le cas des filons à fluorine, plomb, zinc du Roche- ray (Savoie), OU la minéralisation, non broyée, recoupe le Trias. D e même, à Ghisoni (Corse) une imprégnation stratiforme en plomb-zinc-cuivre dans les tufs et ignimbrites du Permien est postérieure à l'acquisition de la schistosité alpine. Souvent, pour les filons qui recoupent les terrains de

couverture plissés, et qui empruntent des fractures ayant rejoué au cours de l'orogenèse alpine, on peut penser à une remise en mouvement partielle, à l'Alpin, de métaux déjà concentrés antérieurement; on aurait ainsi superposition de plusieurs métallogénies. Mais ceci reste encore du domaine de l'hypothèse . . .

Conclusion Si les pages qui précèdent donnent une idée de la com- plexité et de la variété métallogénique du temtoire fran- çais, il convient, pour conclure, d'attirer l'attention du lecteur sur les époques métallogéniques les plus importantes et les types de gisement les mieux représentés en France. Dans cette optique, nous retiendrons : - En liaison avec un épisode volcanique du Briovénen, l'amas pyriteux de Rouez (Sarthe), malheureusement pauvre en Cu6; - En liaison avec les volcanismes de l'ordovicien supérieur et du Dévonien inférieur, l'amas sulfuré de Porte-aux-Moines (Côtes-du-Nord), et des minéralisa- tions sulfurées stratiformes à plomb dominant en Breta- gne (Bodennec), à zinc dominant (et barytine) dans les Pyrénées (Pierrefite, Arrens) ; - En liaison avec le volcanisme dévono-dinantien, i'amas pyriteux pauvre en C u de Sain Bel (Rhône); - En liaison avec les leucogranites hercyniens (330 et 300 M.A.), les minéralisations en étain de Bretagne (Ab- baretz), les minéralisations en wolfram du Massif central (les Montmins, Leucamp, Enguiales); et, pour mémoire, les minéralisations uraniferes (qui seront reconcentrées au Permien) de Vendée (I'Escarpière), du Limousin (Margnac, la Crouzille), de Lozère (le Cellier, les Pierres Plantées). A ces leucogranites s'associent localement des apogranites sodolithiques, c o m m e celui d'Echassières (Allier) à minéralisation complexe (Sn, Li, Be, Nb, . . .). Enfin, en liaison avec les granodiorites (et granites) hercyniens, on connaît dans les Pyrénées et le sud du Massif central un développement assez remarquable de tungstè- ne, soit sous forme de Skarn à scheelite (Salau), soit sous forme de filons à wolfram (Montredon); - D'importantes minéralisations filoniennes, datent de la m ê m e période (320-270M.A.), en particulier le district aunfere de Salsigne (Aude), le filon zincifere de Saint-Salvy (Tam), les filons à plomb-zinc de Ponfgi-

6. Ainsi coexistent, dans le Massif armoricain. deux périodes à rninérali- sations sulfurées volcanoddimentaires, rune protérozoïque supérieure (Rouez) et l'autre dévonienne (Porte-aux-Moines); la m ê m e dualité SC retrouve en Espagne, dans la province centre-ibérique. prolongement certain de Ia zone centre-armoricaine et, d'autre part, dans le massif de Bohême.

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FIG. 13. Les gîtes de bauxites de France.

C O U P E SYNTHETIOUE DES BAUXITES O U V A R

Upper

Cre

Lower

C C R E T A C E S u p

C E N O M A N I E N

E A R R E M I E N A C E N O M A N I E N

---- Front de silicification après dépôt du toit - Front de silicification a v a n t dépôt (silicification front

LYNU*Y Front de bauxitisation d u (bauli1 iza lion front de posit ion

(silicification front,afier hanging wall deposition )

before hanging wall 1 I Bauxites de différentes natures ( of various kind )

Kaolinite Goethite Hematite Boehmite Dl X X X X

X - o X X X X

o

- X Ca3 - - X x x (+gibbsite)

x x x x X - / P.LAVILLf BRGM.1979 Bauxite remaniée ( reworked )

SCHfMATlC STRATIGRAPHIC A N O P A L A E O G t O G R A P H l C LOCATION O F BAUXITE

Plaine littorale ou bordure ricifale a u

P---------* Mer ouverte Barremien-Albien inlerieur Coastal plain or reef fringe Arrière pays emerge e---------/

o p e n sta emerged backland

BAUXITES O U S U O OE LA F R A N C E

7 Côte I'Aptien (barbes vers Ia mer)-aptian shore line s: Bauxites it Ocres 4 NB:les failles senesIres d e direction N.f.posic'rieures n'ont nas ele prises en Compte

left handed faults not taken in account

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A. Autran, J. Bouladon, P. Lafitte, A. Ziserman

FIO. 14. Oligocène et métallogénie alpine.

Limite du d o m a i n e marin Na.K, S b - A n t i m o i n e 15 M a ?

Bassins oligocbnes S- asb-Asbeste

( m a r i n e limit) - O

e

0 P b A A i

Bassins salifbres ¡solCs Kaolin detritique fluviatile 0 (sait basin,) f (ou lacustre )

U-Sédimentaire continental lacustre * oiigacinc ou docene

Fe .'si d b ro I i t i q u e* I a t C r i te I ... .... M nls i de' ro I it iq ue' later it es

III1

P -'P h os p h or it es' @ duûuercf

160


baud (Puy-de-Dôme), le filon à stibine et or de Lu Lucette (Mayenne), etc. - A u Permien, en liaison avec une tectonique de distension, on rattache des filons de fluorine dans le Massif central (Montroc) et les Maures (Fontsunte), l'Albigeois et les Pyrénées. D'importantes, concentrations uranilères se sont formées à la m ê m e époque, soit à la partie supé- rieure des filons intragranitiques (les Bois Noirs, Mur- gnuc), soit en couches dans des formations lagunaires (Lodève-Aumance) ; - Le Trias est la grande période à plomb-zinc, qui se prolonge d'ailleurs au Lias, avec des séquelles jusque dans le Dogger. D e cette époque datent les minéralisa- tions polymorphes du district sous-cévenol (les Malines, Villemagne, Largentière, etc.), mais aussi celles du Mor- van, du Poitou, des Alpes (lu Pfugne), etc. A la m ê m e époque, se rattachent aussi des minéralisations stratiformes de barytine (Chuilluc) et de fluorine (Pierre Per- thuis), ainsi, sans doute, que de nombreux filons fluo- barytiques du Massif central; - Au Crétacé l'altération continentale a conduit à la formation des bauxites de Provence.

Sans que cela soit clairement établi (J. P. Fortuné), il est possible aussi que les importants gisements de talc de Luzenac et de fluorine d'Escuro se rattachent à un hy- drothermalisme d'âge crétacé guidé par la faille nord- pyrénéenne. Le fait que ces gîtes soient affectés par la tectonique hercynienne fait plutôt penser qu'ils se rattachent à des phénomènes hydrothermaux varisques; - A l'Oligocène des dépôts de sel et de potasse, parfois de soufre, apparaissent dans des fossés subsidents (Alsace, . . .); - Enfin, certaines minéralisations se rattachent à une métallogénie d'âge alpin: les filons d'antimoine du Cup Corse, mais aussi les filons de fluorine du Rocheruy, les gisements de plomb-zinc de Vulfuuriu, de Ghisoni, etc.

Complétant l'exposé qui précide, essentiellement chronologique, nous terminerons par quelques considé- rations concernant les provinces métalliferes. U n e des plus connues est la province à étain et tungsthe qui va du Massif armoricain aux Pyrénées centrales et orientales à travers le Massif central et la Montagne Noire. La plupart des concentrations y sont d'âge carbonilère supé- rieur et obéissent à une zonalité régionale: alors que WO, est prépondérant au sud, Sn domine dans la partie (Massif armoricain) où subsiste cependant une minérali- sation en WO3 d'âge cambrien (Montbelleux). Cette pro-

vince est la partie médiane d'une ceinture à étain-tungs- tène centrée sur la zone axiale de l'orogène hercynien, et qui s'étend de l'Erzgebirge au Portugal.

Plus complexes sont les deux ceintures à plomb-zinc, d'orientation ENE, mises récemment en évidence par P. Routhier (1976) suivant une approche purement spatiale, en dehors de toute considération d'âge et de type de minéralisation : - L'une, qui va des Ardennes au Harz, coïncide avec la zone rhEno-hercynienne. Les minéralisations y présen- tent beaucoup d'analogies avec celles de la Bretagne centrale, où l'évolution structurale, quoique classiquement attribuée à la zone saxo-thuringienne (plus interne), s'accompagne aussi de volcanisme dévonien, de magmatis- m e et de déformations carboniferes c o m m e dans la zone rhéno-hercynienne. Ces minéralisations comportent à la fois des dépôts volcanosédimentaires d'âge dévonien (Rammelsberg et Meggen en Allemagne, Porte-aux-Moi- nes et Bodennec en France) et des filons tardihercyniens (filons du Harz; Pontpéan en Bretagne), voire triasiques; - L'autre, qui va des Asturies aux Alpes orientales est plus fortement hétérochrone puisque les minéralisations s'y échelonnent de l'ordovicien (Pyrénées centrales) à l'Aptien (Asturies), avec un fori développement au Trias dans les Cévennes et les Alpes onentales. Il faut cependant noter que les minéralisations d'âge triasique incluses dans le Trias des Alpes orientales ne se trouvaient pas, au moment de leur dépôt, dans le prolongement apparent de la partie française de cette ceinture, mais à 600 km, peut-être plus au sud ... U n e question se pose alors: la distension téthysienne n'aurait-elle pas joué un rôle dans ia genèse de ces minéralisations? Tandis que dans la ceinture nord OU les minéralisations dominantes sont d'âge paléozoïque, il y a eu des distensions au ,

Dévonien et au Carbonifere, ici les minéralisations dominantes sont essentiellement mésozoïques (sauf dans les Pyrénées) et les distensions aussi. Ainsi l'existence d'une relation entre les ceintures plombo-zinciferes et les distensions apparaît c o m m e possible: l'exemple le plus spectaculaire en serait le développement remarquable, dans le bassin méditerranéen, du plomb-zinc avec fluorine et barytine du Trias au Jurassique, en relation avec le début de la dislocation de la Pangée tardihercynienne, ce que J. Aubouin (1977) appelle de façon imagée l'ouverture de la Téthys de la Reconquête, prélude à celle de l'Atlantique.

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126, pp. 115-130.

772-791, 8 fig

7, pp, 360-382.

I64

Zone rédactionnelle 13 Feuilles 4 et 5

Métallogénie de la Belgique, des Pays-Bas et du Luxembourg* P. Bartholomé +, coordonnateur I, J. Bintz’, L. Dejonghe’, F. Dimanche’, I. de Magnée‘, L. Doyen 4, E. Gérard 5, J. M. Graulich ’, H. M. Harsveldt ‘j, F. Robaszynski ’, J. Verkaeren

1 Université de Liège, Géologie des ressources minérales, 45, avenue des Tilleuls, B-4000 Litge.

2 Service géologique, 4 bd. Roosevelt, Luxembourg

3 Service géologique de Belgique, 13, rue Jenner, B-1 O40 Bruxelles.

4 Université Libre de Bruxelles, Géologie appliquée, 50, avenue ED. Roosevelt, B-1050 Bruxelles. .

5 Union Minière, S.A., rue de la Chancellerie, B-1000 Bruxelles.

6 Rijks Geologische Dienst, Spaarne 17, N. Haarlem.

7 Faculté polytechnique de Mons, Département de Géologie, rue de Houdain, B-7000 Mons.

* Université Catholique de Louvain, Instituî de Géologie, B-1348 Louvain-la-Neuve.

Sommaire

Introduction 166

Les gisements de plomb, zinc, pyrite et marcasite, de barytine et de fluorine (P. Bartholomé et E. Gérard) 166

Le gîte de barytine de Chaudfontaine (L. Dejonghe et J.M. Graulich) 168 Le gisement zincifère des Malheurs (J. Verkaeren) 169 La barytine de Fleurus (I. de Magnée et L. Doyen) 170

Les indices de cuivre (P. Bartholomé et E. Gérard) 17 1 Les gisements de fer du Benelux (L. Dejonghe) 171 Les gisements de manganèse (L. Doyen) 173 Les gisements de phosphates (F. Robaszynski et H.M. Harsveldt) 174 Les gisements de sel gemme (H.M. Harsveldt) Les gisements de potasse (H.M. Harsveldt) 179 Les sables de verrerie (F. Dimanche et H. M. Harsveldt) 179

177

Contents

Introduction 166

Lead, zinc, pyrite and marcasite, barite and fluorite deposits 166

The barite deposit of Chaudfontaine 168

The zinc-bearing deposit of Malehurs 169

The barite of Fleurus 170

Copper shows 171

The iron deposits of Benelux 171 Manganese deposits 173 Phosphate deposits 174 Rock salt deposits 177 Potash deposits 179 Glass sand 179


Manuscrit reçu en juillet 1977.

i 65

P. Barlholomét, J. Bintz, L. Dejonghe et al.

Introduction

O n peut diviser les formations sédimentaires des pays du Benelux en trois grands ensembles, séparés par deux discordances majeures (fig. 1).

L'ensemble le plus ancien comprend tout ce qui appartient aux systèmes cambrien, ordovicien et silurien. Il ameure dans les massifs calédoniens de l'Ardenne (Ro- croi, Givonne, Serpont et Stavelot), dans une étroite bande de terrain (non représentée sur la figure 1) qui longe la Meuse et puis la Sambre entre Liège et Charle- roi, et finalement dans le Massifdu Brabant. I1 a été affecté par les plissements calédoniens.

Le second ensemble comprend tout ce qui appartient aux systèmes dévonien et carbonifere; il ameure largement au sud du Massif du Brabant où il a été plissé pendant l'orogenèse hercynienne en deux grands syncli- noria séparés l'un de l'autre par une grande faille inverse à pendage sud (Grand Charriage du Condroz ou Faille eifëlienne ou Faille du Midi) : au nord le Synclinorium de Namur, au sein duquel se trouvent les bassins houillers de Wallonie, et au sud celui de Dinant. On connaît ce m ê m e ensemble de couches en profondeur au nord et à l'est du Massifdu Brabant, où se trouvent les bassins houillers du Limbourg belge et néerlandais; dans ces régions, il a échappé pour l'essentiel aux plissements hercyniens.

Le troisième ensemble comprend tout ce qui appartient aux systèmes permien et plus récents. I1 est horizontal ou bien manifeste de larges ondulations et recouvre la plus grande partie du Massifdu Brabant, ainsi que tout ce qui se trouve au nord. Son épaisseur devient rapidement considérable dans cette direction. I1 recouvre également la partie sud de l'Ardenne.

Dans ce qui suit, nous appellerons couverture ce troi- sième ensemble et socle l'union des deux premiers.

Les roches magmatiques sont peu abondantes dans les pays dont il est question ici. Nous ne mentionnerons que l'intrusion de diorite quartzique de YHerzogenhÜgel (fig. 1, no IO), située dans le Massifde Stavelot; cette intrusion contient, en effet, de la chalcopyrite et de la molybdénite, à des teneurs, qui jusqu'à présent, ne se sont pas révélées exploitables.

A cette exception près, les gisements minéraux et métalliferes de la Belgique, des Pays-Bas et du Luxem- bourg se trouvent encaissés dans des roches sédimentai- res, localement transformées par le métamorphisme. Leur situation stratigraphique peut être résumée c o m m e suit: - Les gisements et indices de manganèse sont localisés

dans le premier ensemble mentionné ci-dessus, et plus précisément dans le Massif de Stavelot. - Les gisements de plomb, zinc et pyrite ou marcasite, de fluorine et de barytine sont localisés dans le second ensemble, principalement dans des formations calcaires ou dolomitiques. La plupart d'entre eux ont été modifiés par des phénomènes karstiques posté- rieurs au plissement, de sorte qu'on trouve aussi des gisements secondaires à la base du troisième ensemble. - Les gisements de phosphates, de sels sodiques et potassiques, se rencontrent dans la couverture. - Ceux de fer à la fois dans le deuxième et le troisième ensembles.

Les rares indices de cuivre sont dispersés dans le socle. Les indices d'or également si l'on néglige l'or alluvionnaire. Des indices d'antimoine sont connus dans le Dévo- nien du Luxembourg. La métallonénie de la Belgiaue a fait I'obiet d'une

seule étude d'&semble publiéeen 1947 sous ladirection de L. Dewez et G. Lespineux. Celle du socle luxembourgeois a été décrite par Lucius (1948). Pour les Pays-Bas, on consultera Harsveldt (1 960).

Les gisements de plomb, zinc, pyrite et marcasite, de barytine et de fluorine par P. Bartholomé et E. Gérard

La littérature concernant ces gisements est peu abondante. O n trouvera dans l'article de Dewez et Lespineux une liste pratiquement complète des publications antérieures à 1945. Il faut y ajouter celle de I. de Magnée (1967) sur le mode de formation des gisements, et quelques autres travaux parmi lesquels le dernier en date est notre étude des gisements d'Engis, basée sur des documents d'archi- ves (Bartholomé et Gérard, 1976). Mais il est vraisemblable, étant donné le renouveau d'intérêt que soulève le sujet à l'heure actuelle, que les toutes prochaines années verront une floraison de publications faisant état de don- nées nouvelles.

Le plomb et le zinc ont été exploités en Belgique en plus de 200 endroits. Et une demi-douzaine de gisements semblent avoir fourni plus de 100000 t de métal; ils étaient localisés dans la province de Liège, les uns dans les environs de Moresnet près de la frontière allemande, les autres entre Liège et Namur. Leur production annuelle a atteint au total 77 O00 t de minerai de zinc, 14 O00 t de minerai de plomb et 39 O00 t de pyrite ou marcasite entre 1850 et 1870; elle n'a alors cessé de décliner jusqu'à la fin du siècle. La dernière mine de sulfures métal- liques, celle de Vedrin, a été fermée en 1945.

La production cumulée de l'ensemble des gisements belges a certainement dépassé le million de tonnes de métal (Pb+Zn).

O n trouvera sur la figure 1 la distribution des miné- ralisations dont il est question dans ce paragraphe, telle qu'elle est connue à l'heure actuelle. Dans le district méridional qui occupe le flanc sud du Synclinorium de Dinant, le métallotecte régional est constitué par l'ensemble des calcaires du Dévonien (Couvinien, Givétien, Frasnien). Dans le district septentrional, occupant une grande partie du Synclinorium de Namur et du Massifde la Vesdre qui le prolonge vers Aix-la-Chapelle, le principal métallotecte régional est constitué par l'ensemble des calcaires et dolomies du Dinantien, les calcaires dévo- niens jouant un rôle quantitativement mineur.

Il y a toutefois des exceptions à ces règles simples. En fait, le Dévonien inférieur détritique contient divers indices et un petit gisement Pb-Zn (Longwilly) dans le Luxembourg belge; un gisement de cuivre et barytine (Stolzenbourg) dans le Grand-Duché. Un filon, essentiellement non exploitable, est connu dans le Namurien,

166

Métallogénie de la Belgique, des Pays-Bas et du Luxembourg

détritique lui aussi, au nord du gisement de Plombières. I1 existe des indices dans le Westphalien: ils ont été bien étudiés dans le bassin houiller du Limbourg hollandais où il s'agit de filonnets, et de disséminations de chalcopyrite, blende et galène dans les grès aux épontes des failles (Douw et Oorthuis, 1945); on en a rencontré éga- lement dans les bassins belges.

A une échelle plus petite que celle des métallotectes régionaux cités ci-dessus, on trouve d'autres métallotec- tes locaux, qui sont de nature tectonique. En effet, com- m e dans les calcaires dinantiens de l'Angleterre et de

minéralogie était très uniforme : blende, galène, marcasite et calcite dans la plupart des cas. ia teneur était élevée (15 ou 20%). I1 est généralement admis que ces gisements ont été mis en place après I'orogenèse varisque (I. de Magnée, 1967), c o m m e leurs équivalents d'Angle- terre.

O n n'a pas trouvé sur le temtoire belge, néerlandais ou luxembourgeois, de minéralisation stratiforme de couverture comparable à celle de Maubach (fig. 1, no 9) dans les grès triasiques ameurant au sud du Duren ou à celles du Magnesian Limestone de l'Angleterre.

FIG. 1. Carte géologique schématique de la Belgique méridionale et des régions limitrophes. Fond géologique d'après P. de Béthune (Atlas de Belgique, feuille 8). Contour des districts Pb-Zn par I. de Magnée. R = massif de Rocroi; G = massif de Givonne; S = massif de Serpont; St = massif de Stavelot.

O n n'a pas représenté la couverture là où eile repose sur le massif du Brabant. Gisements mentionnés dans le texte: Rouveroy (1). Ffeurus (2), Vedrin (3), Les Malheurs (4), Engis (9, Chaudfonfaine (6), Moresnef

(7), Plombières (8, aussi appelé Bleyberg), Maubach (S), La Helle (lo), Vaflée de fu Lienne (1 1). Longwiffy (12), Srolzenbourg (1 3).

l'Irlande, les gisements plombo-zinciíëres, de barytine et de fluorine de Belgique sont très généralement liés à des failles. Le plus souvent celles-ci sont de rejet faible et recoupent les plis perpendiculairement à leurs plans axiaux. Certains gisements étaient uniquement filoniens. Dans d'autres, parmi lesquels se trouvent les gisements les plus importants, le filon se raccordait à un «amas» s'étendant de manière plus ou moins concordante dans les roches encaissantes (fig. 2 à 4). Ces «amas» étaient constitués de brèches cimentées par des sulfures. Dans tous les cas, c o m m e le souligne I. de Magnée (1967), la minéralisation résultait du remplissage de cavités pré- existantes et non de phénomènes de remplacement. ia

Toutefois dans le district méridional de la Belgique, on connaît, en plus des gisements filoniens, des dolomies grossièrement cristallisees et contenant un peu de blende et de galène. Ces roches résultent, semble-t-il, de la dolo- 'mitisation de récifs coralliens d'âge frasnien. Elles suggè- rent par conséquent, dans la mesure où les sulfures y sont contemporains de la dolomitisation, qu'il existe des minéralisations mises en place avant l'orogenèse varisque. Cette idée a reçu récemment une intéressante con- firmation lorsque des sondages ont rencontré à Chaud- fontaine (fig. 1, no 6) dans le Massifde la Vesdre, des couches de barytine interstratifiées dans les formations du Dévonien supérieur (voir ci-après). Cette découverte,

I67

P. Bartholomét, J. Bintz, L. Dejonghe et al.

inattendue dans une région où seuls des gisements post- tectoniques étaient connus jusqu'ici, ouvre de nouvelles perspectives à ia recherche minière.

En plus de tous ceux qui viennent d'être mentionnés, on a exploité en Belgique des gisements secondaires. oxydés, qui étaient localisés au voisinage de ia discordance séparant le socle de la couverture. Deux de ceux- ci, Fleurus (fig. 1, no 2) et Les Malheurs (no 4), ont fait l'objet d'études récentes, et sont brièvement décrits ci- dessous. Un troisième n'est autre que Moresnet, où depuis le Moyen Age jusqu'en 1884, on a exploité un minerai de calamine, dépourvu de plomb et extrêmement riche, dans les formations dolomitiques du Tournaisien; pendant les 50 dernières années de son existence, ce gisement a produit environ 1500000 t de minerai à une teneur moyenne voisine de 35%.

FIG. 2. Schéma illustrant la situation géologique des gisements d'Engis: La Mailleue (i), Le Dos (2), Les Fagnes (3) et Les Awirs (4) (d'apris Bartholomé et Gérard, 1976).

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On distingue du SE au NW, en couches renversées pendant de SO" environ vers le SE, les gris famenniens, les dolomies tournaisiennes, les calcaires viséens et les shales qui constituent la base du Namurien. Les trois premiers gisements étaient loca- lisés entre le shale et le calcaire, li où un filon recoupait le contact. Les filons suivent des failles de faible rejet qui se poursuivent quelque peu dans le Namurien ou bien s'y amortissent sous forme de flexures.

Finalement pour achever ce bref panorama, il faut mentionner, étant donné ia liaison que beaucoup voient aujourd'hui entre évaporites et minéralisations plombo- zinciferes, que dans les dernières années, d'épaisses couches d'anhydrite ont été trouvées par sondage dans le Viséen supérieur de ia région de Mons. D e I'anhydrite avait également été rencontrée auparavant dans le Givé- tien de la région de Tournai.

LE GITE DE BARYTINE DE CHAUDFONTAINE par L. Dejonghe et J.M. Graulich Trois sondages exécutés entre 1964 et 1973 pour étudier i'hydrologie des eaux chaudes de Chaudfontaine ont re-

coupée une zone minéralisée i barytine dominante (fig. 1, no 6). Des sulfures (pyrite, sphalérite, galène) accompagnent accessoirement le sulfate mais n'interviennent qu'en très faible proportion.

Cette minéralisation a été repérée à des profondeurs variant de 80 à 210 m sur les deux flancs d'un anticlinal faillé constitué, notamment, de calcaires frasniens. Les trois sondages, d'inclinaisons différentes, ont été implan- tés autour de l'église de Chaudfontaine, à quelques centaines de mètres de l'édifice religieux. Leurs orifices occupent les sommets d'un triangle rectangle dont les deux côtés de l'angle droit mesurent respectivement I80 et 375 mktres.

L'épaisseur vraie de la zone minéralisée s'évalue aux différents sondages entre 5 et 10 mètres. A l'intérieur de celle-ci, les teneurs varient tr6s fortement. O n observe

FIG. 3. Pian de la mine de La Mailleue au niveau d'écoulement (idem).

ILS , ' -

O n distingue le filon, qui suit une faille rejetant le contact calcaire-shale, ainsi que l'amas de sulfures, en partie oxydé à ce niveau, et entourée d'une auréole de dolomitisation.

des alternances de barytine massive (longueurs décimé- triques à métriques), d'intercalaires stériles (puissances métriques) et de tous les termes de passage entre ces deux extrêmes.

A u toit du gisement, la roche encaissante est un calcaire clair, gris et rouge, noduleux, à liant argileux abondant, avec des niveaux irréguliers de schiste vert ou rouge.

A u mur, sur une épaisseur de quelques mètres, on trouve un calcaire gris et noir surmontant une formation récifale de calcaire rouge et gris A terrasses de schiste rouge et vert. D e gros crinoïdes abondent au sommet de ce bioherme tandis que des polypiers et stromatopores en construisent la base. Deux roches différentes, i sa-

I68

Métallogénie de ia Belgique, des Pays-Bas et du Luxembourg

voir, un calcaire argileux gris, noduleux, éventuellement bréchique, et une silicite noire (sensu G. I. Teodorovitch, 1958), i'un et l'autre plus ou moins dolomitiques, carac- térisent par leur combinaison hétérogène la lithologie relativement complexe de la roche sédimentaire support de la minéralisation.

La barytine apparaît sous plusieurs aspects: cristaux lamellaires ou tabulaires possédant parfois leurs faces terminales propres, isolés et dispersés; agrégats de cristaux tabulaires plus ou moins jointifs à structure cloison- née compacte (l'espace entre les cloisons est rempli par une matrice) ou poreuse (carcasse de grands cristaux enchevêtrés sans matrice intercalaire); enfin, agrégats jointifs, massifs. La taille des cristaux est très variable: quelques millimètres à plus de 10 centimètres (certains de ces amégacristaux)) atteignent 15 centimètres). Géné-

FIG. 4. Coupe verticale perpendiculaire à la direction des couches dans le gisement du Dos (idem).

O n distingue ramas de sulfures compris entre le calcaire viséen et le shale namurien. Le filon est parallèle au plan de la figure et pour cette raison n'est pas représenté.

ralement blanche, la barytine prend cependant parfois une teinte légèrement grisâtre ou rosée.

Les contacts entre les passages très minéralisés en barytine et les niveaux plus ou moins stériles sont chan- geants : parfois, très tranchés et rigoureusement parallè- les à la stratification (surfaces de discontinuités), parfois progressifs (variation continue de la taille et de l'abondance des cristaux).

Cette stratification est localement soulignée par la structure rubanée due à une alternance de lits de puissance centimétrique dans lesquels sont concentrés des petits cristaux de barytine ou des mouchetures de spha- lérite. Ce rubanement n'est pas symétrique par rapport à un axe médian.

O n peut également observer des structures orientées impliquant la présence des cristaux de barytine dans un sédiment plastique au moment du déclenchement de phénomènes où la gravité a joué un rôle prépondérant. Citons par exemple: lits à concentration de petits cristaux de barytine cisaillés et déformés dans le m ê m e sens, vers le bas, par un mégacristal tabulaire de barytine slimping associé à une structure bréchique contournant un mégacristal de barytine; concentration de petits cristaux de barytine au fond des espaces cloisonnés détermi- nés par les mégacristaux de barytine ...

Ces structures géopétales sont suffisamment proban- tes pour affirmer le caractère syngénétique de la minéra- lisation. Cette thèse est confirmée par des observations litho- et bio-stratigraphiques. En effet dans les trois sondages, la minéralisation occupe les couches qui surmontent de quelques mètres le bioherme de «Marbre rouge royal» que J.M. Graulich a rapporté à la période comprise entre le FP et le Fy3 (terminologie de L. Dubrul) et pour lequel il a émis l'hypothèse d'un synchronisme avec les récifs de marbre rouge du F2j, typiques du bord sud du bassin de Dinant. Cette interprétation a été con- firmée par une étude stratigraphique et paléogéographi- que du massif de la Vesdre due à M. Coen-Aubert ( 1974).

Bref, il est permis de qualifier le gite de Chaudfontai- ne par les termes woncordant, syngénétique, familier» et de situer sa mise en place au Frasnien supérieur.

LE GISEMENT ZINCIFERE DES MALHEURS par J. Verkaeren En aílleurement, le gisement (fig. 1, no 4) se marque par une légère dépression dans la topographie. La morphologie de la minéralisation est celle d'une cuvette allongée, orientée N 20" E, dont la plus grande dimension est d'environ 300 mètres; la partie centrale de la cuvette, riche en Zn, a une largeur d'une vingtaine de mètres; i'extension en profondeur du gisement varie entre 10 et 20 mètres. O n a mesuré des teneurs jusque 18% de Z n métal, tandis que la teneur en P b reste inférieure au pour-cent. La direction N 20" E est approximativement perpendiculaire à l'axe du synclinal de Lavoir. C e dernier est constitué de formations appartenant au Frasnien moyen (épais d'environ 320 m à Lavoir) discordant sur le Silurien. L'encaissant du gisement est calcaro-dolomitique, subhorizontal et appartiendrait à la formation de Bovesse (d'après iacroix) dont l'horizon inférieur est constitué d'une dolomie secondaire se développant aux dépens d'un biostrôme à stromatopores.

Par sa morphologie et son contenu résiduaire à dominante argileuse, la cuvette s'apparente typiquement aux poches de dissolution (saprolites) des roches carbo- natées. Des blocs de roches calcaro-dolomitiques, sans doute en place, se rencontrent à divers niveaux. I1 n'y a aucun indice permettant d'assimiler le mur de la cuvette i une ancienne surface d'érosion.

L'existence d'un filon associé à ce gisement ne semble cependant pas devoir faire de doute d'après la description qu'en a donné A. Dumont en 1832. D e plus, les plans des anciens travaux montrent par endroits des contacts sécants verticaux entre un encaissant dolomitique et des plaquages de galène massive. L'orientation de la cuvette, identique à celle d'autres filons de la région

i 69


tels ceux des Fonds de Jottée, milite également en faveur de l'origine filonienne.

Ces phénomènes, ainsi que la description minéralogi- que qui suit, font occuper au site des Malheurs une place à part dans nos gisements zincifëres. En effet, mis à part quelques petits blocs de smithsonite ou de galène, il s'agit d'une véritable boue zincifëre dont la distribution granulométrique est grosso modo 32% au-dessus de 62 p, 23 % entre 62 p et 2 p et 45 % en dessous de 2 p (M. Mechiche, 1976). La fraction colloïdale est sans doute plus importante encore du fait de la mauvaise séparation des agglomérats. Les trois fractions renferment une mi- néralogie identique : quartz, dolomite, calcite, smithsonite, goethite, montmorillonite, illite, ces derniers miné- raux étant évidemment de plus en plus abondants dans les fractions les plus fines. Le zinc se trouve lié à trois phases minéralogiques bien distinctes : carbonatée (environ 40% du Z n total) sous forme de smithsonite, oxydée (environ 30% du Z n total) sous forme de goethite et sili- catée (environ 30% du Zn total) sous forme de montmo- iillonite zincifëre ou sauconite. La co-précipitation du Zn et du Fe est à souligner car elle semble avoir été rarement observée ou décelée dans les sols. Le plomb paraît suivre grosso m o d o la m ê m e évolution. La récu- pération du zinc des Malheurs pose évidemment un pro- blème particulièrement ardu à résoudre.

L'interprétation métallogénique qui nous paraît la plus plausible est celle du remaniement karstique d'une racine filonienne. L'érosion et le remaniement ont donné lieu à un étalement horizontal important de la minérali- sation.

Cependant, une origine karstique, au sens OU le phé- nomène karstique est l'agent concentrateur à partir du zinc disséminé dans une roche dolomitique, ne peut être écartée à priori.

LA BARYTINE DE FLEURUS par I. de Magnée et L. Doyen

Le gisement de Fleurus, de loin le plus important des gîtes de barytine belges, se situe à l'extrémité occidentale de la ceinture minéralisée en Pb, Zn et Fe qui suit le synclinal de Namur, puis le bord du synclinal de la Ves- dre (fig. 1, n02). 11 se trouve à l'ouest de la ville, au lieu- dit Berlaimont.

Il a été exploité de 1890 à 1928. Sa production totale est évaluée à 700 O00 t de barytine marchande.

Le minerai de barytine remplit une dépression karstique creusée dans les calcaires du Viséen supérieur (V,a) formant le flanc nord du synclinal de Namur. Ces calcaires s'inclinent normalement de 10" à 20" vers le sud.

Ces formations paléozoïques sont recouvertes par les sables éocènes du Bruxellien. Leur épaisseur est de l'ordre d'une dizainp de mètres à l'aplomb du gisement. Ils sont recouverts à leur tour par le limon hesbayen.

1 L'épaisseur totale de cette couverture varie de 1 1 à 25 mètres. I

ia présence de cette couverture et le fait que le niveau de la nappe phréatique s'établit à environ 15 m de profondeur sous la terre arable, explique que la partie profonde de l'amas de barytine n'ait pu être exploitée avec succès par les anciens mineurs.

D e 1964 à 1974, une prospection électrique, suivie de trois campagnes de sondages a permis de préciser la for- m e du gisement et d'évaluer quantitativement et qualita- tivement ses réserves exploitables.

ia forme est celle d'un fond de bateau long de 450 rn dans le sens est-ouest. La largeur maximum est de 150 mètres.

Dans la partie centrale, le point le plus profond de la cavité karstique atteint plus de 65 m sous le niveau du sol et le minerai encore en place une épaisseur de 26 mètres.

Le minerai, ou du moins ce qui en subsiste, est presque entièrement meuble et formé de débris de barytine massive allant de fragments anguleux atteignant des dimensions de plusieurs centimètres, voire décimètres, jusqu'à des poudres très fines. La granulométrie est dès lors très étalée. Elle est aussi très variable d'un sondage à l'autre, de m ê m e que dans un seul sondage.

L'impureté la plus caractéristique et abondante est formée d'éclats anguleux de phtanite (lydite) namurien. Suit en importance le quartz (quartz filonien et calcaire silicifié), qui se retrouve aussi associé à la barytine (mixtes). La fraction ultrafine (<40 microns) contient de l'argile. La teneur en fer varie fortement entre O et 5%: il s'agit généralement d'un pigment limonitique concentré dans la fraction fine, mais parfois aussi de pyrite microscopique associée à des argiles noires intercalaires, devenant abondantes à la base du gisement.

Dans la zone centrale de la lentille, existait une masse importante de barytine en roche, minerai massif, blanc et largement cristallisé. I1 a fait l'objet de l'exploitation ancienne et a été décrit par L. de Launay, X. Stai- nier et R. Anthoine (1912).

ia masse de barytine en roche était partiellement couverte par une mince couche d'argile grise ou verdâ- tre, surmontée par le gravier de base du Bruxellien, for- m é de cailloux de phtanite, de quartz et de barytine avec ciment de sable barytifëre.

Il s'agit d'un remaniement par l'invasion marine éo- cène, précédée par un colluvionnement continental tendant à combler une dépression. Celle-ci ne coïncidait pas avec le centre du gisement.

Le contact inférieur en place, recoupé par les sondages, varie d'un point à l'autre. Seuls, les sondages marginaux ont touché le calcaire. Celui-ci est localement siii- cifié et pyritisé. En plusieurs points, la sonde a recoupé un calcaire dolomitique, partiellement silicifié, à veines et géodes de barytine.

Le calcaire est, en général, surmonté par une brèche argileuse noire ou brune, contenant des débris anguleux de calcaire, de calcaire silicifié, de phtanite, de pyrite et de barytine.

Les sondages placés dans l'axe du gisement, n'ont recoupé qu'un mélange confus d'argile pyriteuse et de débris anguleux de phtanite. En un point, on a recoupé 9 m de schistes noirs, avec petits bancs de grès surmontant une zone minéralisée avec barytine-calcite-pyrite.

I1 serait prématuré de tenter d'élucider la succession des phénomènes qui ont conduit à cette singulière structure du gisement de Fleum. I1 est lié à un paléokarst d'âge post-namurien.

I70


Les indices de cuivre par P. Bartholomé et E. Gérard

Il existe quelques indices de cuivre dispersés dans le sud de la Belgique et le Grand-Duché du Luxembourg.

Deux d'entre eux ont fait l'objet de petites exploitations, Rouveroy (fig. 1, no i), à 10 k m au sud de Mons et Stolzenbourg, à 40 k m au nord de la ville de Luxem- bourg (fig. 1, no 13). Ils sont encaissés dans des formations détritiques du Dévonien inférieur. Le premier consiste en minéraux oxydés tapissant les diaclases et les joints de la roche-hôte, le second est constitué de quelques filons à chalcopyrite.

Signalons encore la présence de sulfures cupriferes : dans certains filons quartzeux du Massif de Stave- . . lot, dans les filonnets qui traversent les couches détriti- ques namuriennes et westphaliennes des bassins houillers hollandais (Douw et Oorthuis, 1945) et bel-

dans la diorite quartzique de l'HerzogenhÜge1 (fig. 1, no 10); il s'agit probablement d'un sill mis en place dans des quartzites d'âge cambrien; on observe de la molybdénite et de la chalcopyrite dans la roche intrusive et dans ses épontes.

ges,

Les gisements de fer du Benelux par L. Dejonghe

INTRODUCTION

Les gisements de fer, déjà exploités par les peuplades gauloises avant l'invasion romaine, ont beaucoup contri- bué à l'essort industriel de la Belgique et du Luxem- bourg. Par contre, aux Pays-Bas, les rares gîtes de miné- raux femferes n'ont eu qu'une incidence économique

' négligeable.

TABLEAU 1. Production moyenne annuelle (exprimée en tonnes par an) de minerai de fer extrait des mines métalliques du Luxembourg et de Belgique

Période ou année Luxembourg Belgique Total - ~ ~

1871 à 1880 1881 à 1890 1891 à 1900 1901 à 1910 1911 à 1920 1921 à 1930 1931 à 1940 1941 A 1950 1951 à 1960 1961 à 1970

1971 1972 1973 1974 1975

~

1368411 2 708 352 4 542 795 6 1 1 1 928 5 227 641 5 989 482 4 785 007 3 714 310 6 869 314 6 521 357 4 507 004 4 116 181 3 782 478 2 686 464 2 315 082

~~

400 191 188 537 248 930 201 318 62 020 115 642 150 025 72 179 120918 92 500 93 o00 113000 116000 123 O00 -

1 768 602 2 896 889 4 791 725 6 313 246 5 289 661 6 105 124 4 935 032 3 786 489 6 990 232 6 613 857 4 600 004 4 229 181 3 898 478 2 809 464 -

Sources: - Annuaire statistique de la Belgique, Bruxelles, Ministkre des Ailairer économiques. Institut national de statistique. - Annuaire statistique. Luxembourg, Minisere de I'bnomie nationale. Service central de la statistique et des Etudes hnomiques (STATEC).

En Belgique, jusqu'à 1860 environ, la sidérurgie a pu être entièrement alimentée par le minerai national dont une partie était m ê m e exportée. Mais après l'invention du procédé de déphosphoration Thomas, en 1878, l'industrie extractive du fer déclina rapidement sous la forte concurrence des gisements lorrains et luxembourgeois (tableau 1).

L'industrie minière luxembourgeoise connut une évolution inverse. Son histoire se décompose en deux périodes qui se sont relayées entre 1860 et 1870: la minette toarcio-aalénienne succéda au minerai des roches liasiques et bajociennes et le coke se substitua au combustible végétal, évolution qui se traduisit par une intensification des activités minières et métallurgiques qui a duré jusqu'à ces dernières années. Toutefois, le né- chissement de la production s'accentue depuis 1970 (tableau l).

Les gisements se répartissent en deux groupes généti- ques: ceux d'origine sédimentaire et ceux formés par altération.

,

DESCRIPTION SOMMAIRE

Gisements sédimentaires

Gédinien U n niveau à hématite oolithique (Fe: 43%; P: 1,03 à 1,17%) compris dans les schistes gédiniens situés au bord sud du synclinorium de Dinant a été exploité an- ciennement à Ortenville et Forge Philippe.

Couvinien Le minerai oolithique de la base du Couvinien, localisé au bord sud du synclinorium de Dinant, consiste en une formation discontinue, en faisceau de couches d'épais- seurs différentes et changeantes, qui afíleure sur 65 kilo- mètres. Le minerai, en général carbonaté et alumineux, a une composition variable (Fe: 35 à 42%). L'hématite oolithique a aussi été signalée au sommet du Couvinien, dans la région de Remouchamps, Louveigné, Polleur.

Givét ien Au sud-est de Verviers, une couche d'hématite oolithique accompagnée de schistes est intercalée dans les calcaires givétiens.

Frasnien Le niveau oolithique, hématitique et/ou chamositique situé à la base du Frasnien est très peu épais, mais assez continu. II apparaît sur les bords nord et est du synclinorium de Dinant (Vallées de la Meuse, du Samson et de l'Ourthe), dans la partie occidentale du bord sud du synclinorium de Namur et dans le massif de la Vesdre.

Famennien Ce gisement a eu naguère une grande importance écono- mique. I1 apparaît sous forme d'un faisceau de couches d'épaisseurs variables, voire de lentilles, interstratifiées dans les schistes du Famennien inférieur. I1 fut exploité sur les deux bords du synclinorium de Namur, mais principalement au bord nord où la puissance utile est plus importante et le pendage des couches faible compa- rativement au sud. Cette formation à Oolithes ferrugineuses (hématite, chamosite, sidérite) emballées dans une matrice silico-alumineuse existe aussi dans la partie

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P. Bartholomkt, J. Bintz, L. Dejonghe et al.

orientale du bord nord du synclinorium de Dinant et dans les massifs de Theux et de ia Vesdre mais n'y pré- sente qu'un intérêt stratigraphique. La composition chimique du minerai est très variable. Dans le synclinorium de Namur, ia teneur en fer est plus riche au bord nord: (Fe: 38 à 52%, exceptionnellement 56%) qu'au bord sud (Fe: 25 à 30%).

Débutée vers 1850, l'extraction industrielle de i'ooli- the du Famennien fut surtout active de 1862 à 1873, période pendant laquelle ia production annuelle dépassa 300000 tonnes. Par la suite, ia production diminua à cause des difficultés d'exploitation (exhaure prohibitive au fur et à mesure de i'approfondissement) et de ia concurrence du bassin lorrain. L'exploitation est totalement abandonnée depuis des décennies.

Tournaisien Le corps minéralisé de la base du Tournaisien, situé à ia partie orientale du bord nord du synclinorium de Namur (région de Couthuin), a la forme de grandes lentilles passant latéralement et graduellement à du calcaire. Ce complexe carbonato-ferrifere est confiné à un horizon bien individualisé débutant une série schisteuse. Le minerai (Fe: 30 à 35%) consiste en oolithes de chamosite, hématite et sidérite, noyées dans une pâte calcaire (CaO/Si02 = 2,5 à 3). I1 contient une proportion très variable de pyrite finement et très irrégulièrement répar- tie dans le ciment. Les parties intensivement pyritisées sont dues à l'existence de filons croiseurs minéralisés (marcasite et galène). Ce gisement a fait l'objet de travaux importants depuis 1790. La mine de Couthuin fer- mée en 1946, fut la dernière exploitation de minerai de fer dans ia vallée de ia Meuse.

Silésien Des gîtes ferriferes existent aussi dans les bassins houillers de Belgique et des Pays-Bas, mais leur éfendue n'est pas comparable à celle des «Blackbands» d'Ecosse et du pays de Galles, ni à celle des «Kohleneisenstein» de ia Ruhr. Le minerai (Fe: 25 à 35%; P.: traces à 0,128Yo) se présente sous ia forme de rognons ovoïdes ou de nodules irréguliers de sidérose, parfois en lits pouvant atteindre 0,30 m d'épaisseur. I1 est subordonné à certaines couches de houille ou de schistes pyriteux appartenant au N a m u - rien et au Westphalien. Examinées dans le détail, ces intercalations carbonatées Odet argileuses montrent des oolithes ou sphérolites de sidérite, kaolinite et chamosite, souvent accompagnées de pyrite, et parfois d'apatite. Les rares tentatives d'exploitation ont rapidement avorté.

Jurassique Le grand bassin femfère lorrain se prolonge vers le nord, en grande partie au Luxembourg (3 650 ha) et, sur une étendue beaucoup plus faible, en Lorraine belge (380 ha). Cette formation oolithique (les hydroxydes de fer se con- centrent surtout dans les oolithes, constituées également de chlorites et sidérite et, plus rarement, hématite et magnétite, tandis que les silicates et les carbonates forment principalement le ciment) d'épaisseur variable (1 5 à 6 5 m au Luxembourg, 5 m maximum en Belgique), montre localement jusqu'à 12 séquences ferriferes super- posées, qui peuvent être séparées en 2 faisceaux de couches exploitables : l'un, siliceux (Toarcien) et l'autre, calcaire (Aalknien). Le minerai est dit siliceux lorsque le

rapport CaO/Si02 est inférieur à 1,4, calcaire, dans le cas contraire.

A u Luxembourg, le gisement est exploité dans deux bassins miniers: au sud-est, celui d'Esch-sur-Alzette- Rumelange et au nord-ouest, celui de Differdange. La frontière entre ceux-ci coïncide avec l'importante faille d'Audun-le-Tiche (direction : SW-NE), qui relève de plus de 100 m les formations du bassin de Differdange par rapport à leurs homologues du bassin d'Esch-sur- Alzette-Rumelange. La concordance entre les couches des deux bassins n'apparaît nettement que pour le faisceau siliceux. Le faisceau calcaire par contre, présente des différences essentielles quant aux puissances, ainsi qu'à ia teneur et ia fréquence des horizons minéralisés. Le minerai siliceux (Fe: 29 à 36%, moy. 32%; P: 0,7%) est plus riche que le minerai calcaire (Fe: 22 à 30%, moy. 25%; P: 0,55%).

La partie beige du gisement (Fe: 35 à 39%; P: O,6%) appartient au faisceau siliceux du bassin (Toarcien) et ne comprend que 1 ou 2 couches (puissance totale maxi- m u m : 3,50 m). L'épaisseur de ia formation diminue de l'est vers l'ouest et disparaît dans cette direction.

Ce minerai, qui présente i'inconvénient d'être très friable et de se briser durant le transport, est le seul minerai métallique extrait dans le Benelux à l'heure actuelle.

Les scories Thomas, sous-produit de l'industrie sidé- rurgique, constituent un engrais phosphaté intéressant (teneur moyenne en P205 : 18 Yo). En 1976, la production luxembourgeoise se chiffrait à 833 O00 tonnes.

Gisements formés par altération

Ces gisements sont classés selon i'âge de ia roche support de ia minéralisation.

Lias Le minerai de «fer des prés» («Wascherz» ou minerai de «fer tendre»: Fe: max. 57%; P205: 0,55 à 3,32%) recouvre de vastes étendues au Luxembourg et se rencontre également en Lorraine belge. I1 se présente sous forme de concrétions (croûtes et nodules) incluses dans des lentilles d'argile limoneuse jaunâtre ou grisâtre. Ce minerai dont l'exploitation a été abandonnée entre 1860 et 1878, renferme des parties oolithiques qui pro- viendraient du remaniement de la minette toarcio-aalé- nienne.

Bajocien Les gisements de minerai de «fer pisolithiquen («Boh- n e m > ou minerai de «fer fort»: Fe: max. 56%; P205 traces à 0,57%), forment les prolongements septentno- naux des gisements lorrains. I1 s'agit de concrétions brunes à noires, mélangées à une sorte de latérite - le bolus - qui remplissent des cavités karstiques affectant le calcaire bajocien riche en polypiers des plateaux de Rume- lange, d'Esch-sur-Alzette et surtout de Differdange. Leur exploitation, d'ailleurs modeste, a été abandonnée vers 1860.

Les minerais de fer «des prés» et «pisolithique» sont souvent remaniés et mélangés dans le pédiment (minerai de fer «métis»).

Eocène Les lentilles de grès limoniteux englobées dans le sable

172


lutétien (Bruxellien) furent l’objet d’exploitations très anciennes aux environs de Groenendael.

Mio- Pliocène Dans la formation des sables de Diest (Miocène supé- rieur ou Pliocène inférieur), on rencontre des lentilles de grès ferrugineux (Fe: en moyenne 18 à 28%, exceptionnellement 38%; P: environ 0,07%) qui ont été exploitées dans diverses localités du Hageland, surtout dans la ’ ’

région de Rotselaar, Wesemaal et Gelrode. Divers essais de concentration ont été tentés sans donner de résultats satisfaisants.

Pliocène Les sables ferrugineux passant à des grès limoniteux d‘âge pliocène (Scaldisien-Poederlien) ont été exploités naguère sur les collines de Poederlee et de Lichtaart.

Holocène Les gisements principaux sous forme de couches lenticulaires (épaisseur maximum 1,50 m) sont localisés dans la tourbe des régions marécageuses de la Campine limbour- geoise et anversoise, là où afíleure la formation des sables (glauconi feres) de Diest. Cette «limonite des prairies» (Fe: 35 à 48%; P: 0,4 à 3%) a été activement exploitée entre 1845 et 1914 et, actuellement, les parties les plus riches sont épuisées.

Aux Pays-Bas, la limonite concrétionnée (nodules et plaques - Fe: max. 56%) dans les alluvions argilo- sableuses et souvent tourbeuses des petits ruisseaux de régions marécageuses, a été exploitée dans les provinces de Groningen, Drenthe, Overijssel, Gelderland, Nord- Brabant et Limburg.

Des concentrations ferrugineuses se rencontrent parfois aussi dans les alluvions holocènes en Lorraine belge et au Luxembourg.

Gîtes d’altération de minéralisations $Ioniennes (sensu lato)

Les filons et amas de pyrite et carbonate de fer localisés dans les massifs calcaires dévoniens et dinantiens situés dans les synclinona de Namur et de Dinant et les massifs de Theux et de la Vesdre sont coiffés par d‘importants chapeaux de fer limoniteux. En Belgique, ils furent les premiers gisements de fer exploités, et ce de façon intensive au 19‘ siècle. Jusqu’en 1870, ils ont foumi la majeure partie de la production de minerai de fer belge. Entre 1850 et 1865, l’extraction annuelle moyenne dé- passait 500 O00 tonnes. Ensuite, elle déclina rapidement, cédant la place aux minerais famennien et tournaisien. Elle fut stoppée complètement vers 1890.

Les minéraux ferrifères des filons de l’Ardenne n’ont qu’un intérêt minéralogique.

Genèse ia formation de certains gîtes est contemporaine ‘de la sédimentation. L‘origine des minerais oolithiques anté- carboniferes se trouve dans le démantèlement de la chaî- ne calédonienne qui subissait les assauts des mers dévo- no-dinantiennes, en transgression du sud vers le nord. En effet, on remarque que ces dépôts femíëres sont d’autant plus récents qu’ils sont plus septentrionaux. Leur mise en place en zone littorale, pressentie par leurs

caractères oolithique et fossilifere, s’accorde dbnc au sens de la transgression.

Les gîtes du Silésien ont également une origine sédi- mentaire, mais en milieu subaquatique continental.

La minette toarcio-aalénienne s’est formée sous un climat chaud et pluvieux, par lessivage des roches émer- gées du Lias inférieur, transport vers la mer temporairement en régression et dépôt dans le «Golfe de Luxem- bourg».

Les autres gîtes témoignent dc processus d’altération (oxydation), accompagnés soit de concentration résiduel- le, soit de lessivage, transport et dépôt du fer sous l’influence prépondérante des conditions climatiques.

Le minerai de «fer pisolithique» se serait mis en place à l’Éocène en deux temps: en premier lieu, altération des calcaires et mames du Jurassique supirieur et, éven- tuellement du Crétacé inférieur, donnant un résidu argileux qui aurait subi une latéritisation sous climat chaud et sec. Ensuite, mobilisation du fer et précipitation en concrétions de type pisolithique.

Le minerai de «fer des prés» (Luxembourg) aurait une origine assez semblable. Les processus d‘altération,. mobilisation et concentration auraient eu lieu sous climat tempéré humide à l’Oligocène supérieur ou au Mio- cène inférieur.

D u n e façon générale, au cours du Teniaire et parti- culièrement au cours du Miocène et du Pliocène, les variations climatiques sont responsables de l’apparition de cuirasses ferrugineuses dans certains sédiments‘méso- zoïques et cénozoïques. Ces indurations ferrugineuses ont été bien étudiées en Lorraine belge.

Les filons hydrothermaux se sont probablement mis en place au Permo-Trias. Leur oxydation a débuté à l’oligocène et s’est poursuivie jusqu’a nos jours.

U n phénomène de cémentation contemporaine s’observe à propos du minerai de «fer des prairies» (Campi- ne). A u cours du lessivage oxydant des sables mio-plio- cènes par les eaux de pluie chargées en CO2 et acides humiques, le fer provenant de la glauconie est solubilisé et véhiculé par la nappe phréatique. Ces solutions réap- paraissent par l’intermédiaire de la tourbe des basses prairies, spongieuse et continuellement drainée. Les hy- drates ferriques précipitent sous l’action des micro-organismes en se substituant presque totalement (90%) à la matière végétale. Certains auteurs pensent qu’un gîte de ce type peut se former en une cinquantaine d’années.

.

Les gisements de manganèse par L. Doyen

Le sous-sol de la Belgique ne renferme que de faibles quantités de minerai de manganèse. Il s’agit toujours d’un minerai pauvre dont la teneur maximale est de l’ordre de 20% en Mn.

Les seuls gîtes manganésiíëres importants sont ceux de la vallée de la Lienne, riviere du flanc sud du Massif Cambrien de Stavelot (fig. I; no Il). C e minerai est loca- lisé dans les formations du Salmien (Trémadoc). Le minerai est du type sédimentaire.

Les couches de minerai de manganèse sont au nombre de deux dont les puissances seraient respectivement de 0,50 à 0,70 m pour la couche inférieure et de 0,70 à 1,lO m pour la couche supérieure. Elles sont séparées par 30 à 40 m de stérile.

173

P. Bartholomét. J. Bintz. L. Dejonghe et al.

II 3 !d

a 3 II)

W U 2 . W LT U

Le Salmien supérieur Sm2 est principalement consti- tué de phyllades et de quartzophyllades. I1 constitue le noyau d‘un synclinal complexe de direction E-W. L‘allure synclinale du bassin de ia Lienne est compliquée par des plis transverses et par des failles de rejet générale- ment faible. Le Salmien supérieur de la vallée de la Lien- ne se caractérise, en outre, par d‘importantes variations d’épaisseur et de faciès.

Le flanc nord du synclinal de la Lienne est incliné de 40” vers le sud, alors que le flanc sud est en dressant, légèrement déversé vers le nord.

La couche inférieure présente une grande continuité dans tout le bassin; toutefois, sa composition et sa puissance sont très variables. Cette couche est en fait consti- tuée d’arénites avec plusieurs niveaux manganésiîëres (2 à 4) séparés par des phyllades. La composition minéra- logique de cette couche inférieure est: quartz - hématite - rhodochrosite pure - spessartine - chlorite et accessoirement, sidérite et pyrolusite.

La couche supérieure est, beaucoup plus irrégulière. Elle n’est bien représentée qu’au flanc sud du synclinal principal. Elle est également constituée de plusieurs niveaux manganésifères (6 max.) séparés par des phyllades. Sa minéralogie est légèrement différente de la pre- mière: quartz - hématite - rhodochrosite - chlorite et muscovite. ia teneur en manganèse est généralement plus faible que pour la couche inférieure.

Le minerai de manganèse du bassin de la Lienne a été découvert en 1845 et exploité dès 1856. Trois concessions ont été accordées (Moët-Fontaine, Bierleux-Wer- bomont et Meuvilie). Ces gisements ont été exploités par intermittence entre 1856 et 1935; la production totale a été de 180000t environ, avec un maximum de 28 O00 t/an. La teneur en manganèse du minerai varie de 7 à 20% pour la couche inférieure, de 9 à 12% pour la supérieure; celle du fer est de l’ordre de 17 à 20°h, et celle du phosphore de l’ordre de 0,25%. Le minerai aurait été exploité localement jusqu’i une profondeur de 116 mètres. On estime généralement à 1 O00 O00 t le minerai non exploité jusqu’à une profondeur de 200 mètres.

D’autres gîtes manganésifères situés au sud du Massif de Stavelot, également dans le Salmien supérieur, ont fait l’objet d’exploitation ou de recherches. Deux d‘entre eux, ceux de Lierneux et de Bihain ont également fait l’objet de concessions et ont été exploités de 1914 à 1918 par les Allemands. Les gîtes #Arbrefontaine et de M a - lempré ont fait l’objet de recherches et ont été exploités à certaines époques. Krusch distingue quatre types de minerai de manganèse dans cette région: un minerai cons- titué d’oxyde de manganèse, un minerai ferro-mangané- sifere, un minerai phylladeux manganésilëre, un minerai rubané.

Les trois premiers types caractérisent les gîtes de Bihain et de Malempré, tandis que le quatrième, de type sédimentaire, caractérise les gisements de la Lienne, de Lierneux et $Arbrefontaine; il est nettement le plus important.

ia composition chimique du minerai de Lierneux a été donnée par Krusch: M n 24.14 à 29.49% Fe 7.1 B 16,93% P - 0,44% SiO2 - 21.55%

II s’agirait là d’enrichissement superficiel

-~ Tuffeau de S!-Symphorien

Maastrichtien Craie phosphatbe de Ciply

Craie de Spiennes g a r .- u

Craie de Nouvelles 02 2 c Campanien n

Les gisements de phosphates par F. Robaszynski et H. M. Harsveldt

Sur le territoire belge les phosphates, à l’état de phosphate tricalcique, se trouvent principalement liés aux terrains crétacés. Les gisements sont discontinus et intéres- sent deux régions situées entre le Brabant et le sillon de Sambre et Meuse: le Hainaut à l’ouest et la Hesbaye à l’est. Aux Pays-Bas, les gisements sont d’âge miocène ou oligocène.

HAINAUT

La Craie de Ciply, autrefois exploitée dans les gîtes de Baudour et de Ciply, constitue ia formation sédimentaire marine la plus riche en phosphate du bassin de Mons. C o m m e l’indique le tableau ci-après, les couches phos-

FIG. 5. Stratigraphie du Crétacé supérieur et du Paléocène dans la région de Mons.

Tuffeau de Ciply Poudingue de la Malogne

phatées se sont déposées à l’époque maestrichtienne où elles réalisent un faciès transgressif sur les craies blanches.

Caractères de la Craie phosphatke de Ciply

Que ce soit dans la région de Ciply ou de Baudour, la craie phosphatée est localisée dans les zones subsidentes du bassin de Mons, là où les formations crétacées pré- sentent une tendance à l’épaississement. ; Sur le pian de la pétrographie, c’est une roche ‘granuleuse, peu cohérente, grisâtre en profondeur, brunâtre à l’affleurement, qui montre souvent des figures de biotur- bation. Eile contient une multitude de granules crayeux inframillimétriques, de graviers, de fragments osseux, épigénisés par du phosphate à l’état de collophanite ou de staíïélite.

Les fossiles y sont abondants parmi lesquels Pachy- discus colligatus, Belemnitella mucronata var. junior, Belemnella lanceolata, Trigonosemus palissyi, Pyrgopo- Ion mosae, Pecten pulchellus, Cafopygusjènestratus, Mo- sasaurus lemonnieri.. .

Des bancs de silex plus ou moins épais et nombreux s’intercalent dans ia masse de la craie phosphatée et suivent ia stratification dont l’inclinaison est toujours très faible. A certains niveaux et souvent à la partie supérieu- re, la craie est affectée de hardgrounds qui la durcissent par imprégnation et recristallisation de calcite.

174

Des failles normales, à rejet vertical de 1 à 7 m, ainsi que quelques décrochements horizontaux découpent les gisements et ont gêné les anciennes exploitations.

Dans la région de Baudour, l'épaisseur de la formation varie de quelques mètres à 20 m et la base est tou- chée vers 100 m tandis que dans la région de Ciply, le niveau peut atteindre 58 m d'épaisseur mais alors la base n'est atteinte qu'à 150 m sous le niveau du sol.

Les teneurs en P205 sont très variables. La composition moyenne est comprise entre 8 et 10% avec des extrêmes s'échelonnant de 5 à 16%. Quand les granules phosphatés sont concentrés par lessivage atmosphérique naturel des carbonates, il s'ensuit un enrichissement en PzOs pouvant atteindre 60% c o m m e par exemple dans les «poches» de Mesvin. Des procédés de concentration

FIG. 6. Gisements de craie phosphatée en Hainaut.

N S

craies Houille1 t s a o m u

tuifeau de S'-Symphorien craie phorphatbe


par lavage et décantation ont autrefois abouti à des produits titrant 12 à 18% de Pz05.

Exploitation

Les premiers engrais phosphatés extraits dans le Hainaut en 1866 provenaient des galets du Poudingue de la M a - logne triés et broyés. Mais en 1874, ce niveau peu épais fut abandonné au profit de la craie phosphatée, elle- m ê m e délaissée momentanément en 1879 quand furent découvertes les poches (d'ailleurs rapidement épuisées) de phosphates naturellement enrichis par dissolution météorique de la gangue crayeuse. En 1895, on mit en exploitation les gisements de Baudour malgré les problè- mes d'exhaure.

CUESMES CIPLY CIPLY ~-SYMPHORIEN cd tJi ort I a CI (.kf Vandarnrne) ci6 Lienart 1

I75


Après avoir subi un arrêt pendant la première guerre mondiale et connu des records vers 1926, la production hennuytre s'est stabilisée à un niveau assez bas jusqu'en 1940, date où elle reprit une certaine importance. Les camères de Saint-Symphorien, abandonnées au cours de la deuxième guerre mondiale furent remises en exploitation dans l'immédiat après guerre puis périclitèrent progressivement devant la concurrence des importations d'Afrique du Nord.

E n 1977, il n'y a plus d'exploitation de craie phos- phatée dans le Hainaut. Seuls, d'anciens temls de rési- dus de lavage (les «schlamms» des bassins de décanta- tion) sont réutilisés c o m m e amendement agricole à l'échelon local.

Uranium

O n note pourtant un regain d'intérêt vis-à-vis des phosphates par le fait que, récemment, des teneurs notables d'uranium (1% au phosphate) ont été décelées dans ia Craie de Ciply (Charlet et coil.). Quelques chiffres pourront nous donner une idée sur l'ampleur d'un gisement potentiel. Région de Ciply - superficie: 2 600 ha dont 1 800 ha situés en zone non

urbaine; - épaisseur: 2 à 58 m avec une moyenne probable de 6 à 1 0 m ; - volume estimé: 108 à 180. IO6 m3.

Région de Baudour - superficie: 600 ha (?); - épaisseur: 3 à 20 m avec une moyenne de 10 m ; - volume estimé: 60. IO6 m3. Ainsi, pour le Hainaut, le volume total de craie phos-

phatée contenu dans le sous-sol doit se situer entre 150 et 250.106m3 au minimum, soit 300 à 500.106 tonnes.

Sachant que la teneur en U238 reconnue à ce jour varie autour de 50 ppm, avec des pointes de 150 ppm dans les craies enrichies, cela laisse espérer un gisement potentiel de 15 O00 à 25 O00 t d'uranium métal.

La figure 6 illustre l'allure générale des gisements du Hainaut et ia figure 7 fournit quelques statistiques de production moyenne depuis 1880.

HESBAYE

Les gisements du plateau de ia Hesbaye se situent à l'ouest de Liège dans une zone allongée d'une vingtaine de kilomètres (fig. 8). Ils correspondent à une concentration de phosphate par dissolution de l'étage maestrichtien et reposent dans la plupart des cas sur les niveaux

En regle générale, la coupe d'un gisement montre, du haut vers le bas: - le limon hesbayen, d'origine éolienne et éluviale, re-

couvrant le plateau sur une épaisseur de 2 à 18 m; - des lambeaux à cailloux roulés et des sables tongriens

sur 1 à 1 0 m ; - un conglomérat à silex de quelques décimètres à 20m, résultant d'une altération in situ des craies maestrichtiennes ; - la couche phosphatée divisée en deux à cinq strates décimétriques alternant avec des niveaux stériles; les bancs exploités sont constitués de terre argilo-sableu-

' de la craie blanche de Nouvelles.

,

se englobant des nodules, des grains et des fossiles phosphatisés ; ia craie blanche sous-jacente (craie de Nouvelles), découpée en chenaux, poches et crêtes, limite ia couche phosphatée. Les niveaux riches furent exploités à trois reprises: à

ia fin du 19' siècle et pendant les deux guerres. Ils sont abandonnés depuis I'amvée sur le marché des super- phosphates solubles.

NODULES DE PHOSPHORITE AUX PAYS-BAS

Les phosphates, sous forme de nodules de phosphorite, sont présents aux Pays-Bas dans la province de Zélande, dans la partie occidentale du Nord Brabant, et dans les parties orientales de la Gueldre et de Overijssel.

Les nodules du Nord Brabant sont d'âge miocène. Ils se présentent en trois couches désignées de bas en haut par les chiffres romains I, II, III. La couche I appartient aux Sables d'Anvers (voir fig. 9). La couche II se trouve à la limite des Sables d'Anvers et des Sables de Deurne. ia couche III est à la limite des Sables de Deurne et des Sables de Kattendijk L'épaisseur des couches phosphori- tiques est d'environ 1 m pour I, 1,5 m pour II et 2 m pour III.

Les nodules de phosphorites consistent en globules de glauconite de couleur gris-vert et des grains de quartz (avec un peu de feldspath) subanguleux à ronds, entourés d'une matrice cryptocristalline de couleur brune et faite d'apatite. Dans ia matrice, on trouve de petites paillettes de séricite et quelques minéraux opaques.

Parmi les minéraux accessoires, il faut signaler ia chlorite, le zircon, le grenat, Epidote, le sphène, la homblende et probablement la coliophane et la francolite. Les nodules contiennent 30 ou 40% d'apatite. L'uranium est lié à I'apatite.

En Zélande, les nodules se présentent à des profondeurs qui varient, du nord au sud, entre 150 m et IO m sous le niveau du soi. Ils sont également d'âge miocène. La teneur en P205 va de 1 1 à 31 %. I1 n'y a que trois localités où la teneur atteint ia limite d'exploitabilité.

Les nodules de la Gueldre et de la province d'Ove- rijssel sont d'âge oligocène. Leur teneur en P205 se monte à environ 15%. Ils ont été exploités pendant les deux guerres mondiales. Par contre, l'exploitation des nodules de Zélande et du Nord Brabant n'a jamais été envisa- gée.

FIG. 7. Production de phosphate brut en Belgique.

FIG. 8. Gîtes phosphatés en Hesbaye.

I76


Les gisements de sel gemme par H.M. Harsveldt Les mouvements tectoniques qui ont marqué la phase asturienne de l'orogenèse varisque ont créé une chaîne montagneuse qui fut à nouveau soulevée pendant la phase saalienne. U n e longue période d'érosion suivit, pendant laquelle les couches du Rotliegende se déposèrent dans les régions de basse altitude; il s'agit d'une sédi- mentation principalement continentale, comprenant localement des évaporites. A la fin du Permien, commen-

1 ça à se former un bassin dont la subsidence se poursuivit jusqu'à la fin du Trias; ce bassin, dont les Pays-Bas font partie, s'étendait entre les Massifs du Brabant et Rhénan au sud et le Bouclier scandinave au nord; il était occupé

pa, couvrant l'Allemagne occidentale et l'est des Pays- Bas; dans sa région centrale, localisée aux environs de Braunschweig, on y trouve jusqu'à 150 m de sel gemme

Le sel du bassin du Zechstein est exploité par Royal Dutch Saltworkr dans les dômes de Winschoten et Zuid- wending (fig. Il). Dans le premier de ceux-ci, le sommet du sel est rencontré à environ 400 m sous le niveau du sol et la base, selon la sismique, se situe entre 2 500 et 3 O00 mètres. Immédiatement au-dessus du sel, on trouve un «caprock», constitué d'anhydrite presque pure, dont l'épaisseur va de 6 à 40 mètres:

Le sel est clair ou localement teme et translucide, et contient des cristaux de halite atteignant 15 centimètres. A u total il est grossier et contient quelques impuretés

(fig. IO).

FIG. 9. Stratigaphie du Tertiaire dans le nord de la Belgique et des Pays-Bas.

Pays-Bas Pays-Bas I Y. Voorihuysen cs 1965 Dopper cs 1975 1 Formation

Sables de Kattendijk P; O d'oosterhout

Argile de Boom

B For. de Veldhoven

H .d 04 Formation 0 du Rupel

par une mer intérieure qui communiquait avec l'océan grâce à un détroit situé entre l'Ecosse et la Norvège. Les transgressions qui se succédèrent dans ce bassin provo- quèrent le dépôt sous un climat chaud et sec des quatre cycles sédimentaires très épais constituant le Zechstein. Ces quatre cyclothèmes bien connus sont de bas en haut les Séries de Werra, Stassfurt, Leine et Aller; ils sont bien développés dans l'est des Pays-Bas, où d'épaisses couches de sel g e m m e contenant des sels de potassium altement avec des couches d'anhydrite, de calcaire et de calcaire dolomitique. Pendant le Zechstein IV, la communication avec l'océan se referma et le bassin, qui s'ap- profondissait progressivement dans sa partie orientale, s'ouvrit à la fin du Bunter vers la Méditerranée. Par cette nouvelle voie, la mer envahit à nouveau la région pendant une brève période et un bassin salifere se dévelop-

Belgique i.ag2.de Meuter 1974

al fi 4 2

Sables d'Oorderen ou Kallo

Sables du Falun de Luchtbal

Formation de Kattendijk

Formation de Diest

S. de Deurne - S. de Desse1

Formation de Berchem

S. d'Anvers

S. de Kiel Anversien M

S. d'Edegem .

8 a .d

Scaldisien

Deumien

Diestien B -

al

.u 0 8 2

Chattien

Formation du Rupel

Arg. de Boom Rupelien

sous la forme de lits, lentilles et nodules d'anhydrite et gypse. C o m m e on n'y trouve pas de couches continues d'argile, anhydrite ou dolomite, il est assez difficile d'identifier le cycle auquel le sel appartient; mais probablement il s'agit du deuxième (Stassfurt). La teneur en potassium varie de 1 à 2%.

Le sel est extrait par mise en solution in situ, c'est- à-dire entre 1 400 m et 800 m de profondeur. A i'heure actuelle, la production se fait par neuf forages. La réserve géologique du dôme de Winschoten est estimée à 19,4x lo9 t de sel à une profondeur inférieure à 1 600 mètres.

Dans le dôme de Zuidwending, le sommet du sel a été trouvé entre 170 et 185 m sous le niveau du sol. I1 existe un «caprock», épais de 40 à 50 m, qui consiste en anhydrite avec un peu de gypse. Le sel a la m ê m e com-

-

177

P. Bartholomét, J. Bintz. L. Dejonghe et al.

position qu'à Winschoten et appartient sans doute aussi au cycle de Stassfurt. Jusqu'à présent sept forages ont été effectués. Le sei est égaiement extrait par mise en solution in situ, à l'aide de trois tubes concentriques; à l'heure actuelle, ia mise en solution se produit sur une hauteur de 600 m entre les profondeurs de 900 et l 500 m, et uniquement dans le sommet nord du dôme. La réserve géologique dans ce sommet nord est d'environ 18,6 x lo9 t à une profondeur inférieure à 1 600 mètres.

Le coussin de sel de Weerselo, quelques kilomètres au nord-est de Hengelo (fig. 12) dans la province d'Ove- rijssel, a également été concédé mais n'est pas encore

. exploité; cinq forages y ont été effectués. Au forage de Weerselo 1, le sommet du sel a été rencontré à 476 m et la base n'était pas encore atteinte à 889,5 mètres. Selon la sismique, la base se trouverait à environ 1 700 mètres. Le «caprock», épais de 28 m, consiste en anhydrite blanche et cristalline. Le sel est incolore à jaunâtre, translucide, grossier, cristallin avec localement de minces vei-

'

FIG. 10. Bassin salifere du Bunter supérieur. S: sédiments gréseux et conglomératiques; T: argiles surtout rouges et blanches; Ca: anhydrite et dolomite. Le trait fort représente ia limite du bassin et ia flèche la direction de la transgression.

nes et lits d'anhydrite; il appartient pour l'essentiel au cycle de Stassfurt c o m m e le prouve la rencontre de la Dolomie Principale dans un des forages. En dessous du sel de Stassfurt, on trouve du sel de Werra, qui est translucide et à grain fin avec localement un peu d'anhydrite. Selon les renseignements fournis par la sismique, l'épais- seur du sel est partout comprise entre 200 et 1200

mètres. ia réserve géologique est estimée en gros à SO x io9 tonnes.

D'autres régions saliferes, jusqu'à présent inexpioi- tées, sont situées autour du village de Winterswijk, où l'on trouve des coussins appartenant au Zechstein. D'après la sismique, ces coussins seraient au nombre de quatre. Cinq forages ont été effectués, dont quatre ont rencontré le sel qui est gris à brun-gris ou parfois rou- geâtre, localement translucide, avec peu d'impuretés sous la forme d'anhydrite. O n n'a pas trouvé de sels magnésiens ou potassiques. Le sel appartient ici au cycle de Werra; l'épaisseur des coussins va de 100 à 400. mètres. Les coussins se tropvent à 500 m ou 700 m sous,. , le sol, et sont recouverts par un «caprock» de dolomite, ia dimension des coussins varie de 1 x 1,5 k m pour le plus petit à 2 x 3 k m pour le plus grand. La réserve géo- logique est estimée à i8 x io9 tonnes.

Le sel gemme du bassin appartenant au Bunter supé- rieur est exploité par Royal Dutch Saltworks dans la con-

FIG. 11. Dômes de sel aux Pays-Bas 1 : dôme de Winschoten; 2: dôme de Zuidwending; 3: coussins avec sels de K et Mg; 4: limite du bassin salifere: 5: concession demandée par Biliiton Delfstoffen B.V.

t 4

cession Twenthe-Rijn obtenue en 1933 et située au sud de ia ville de Hengelo (fig. 12). Jusqu'à présent, plus de 250 forages y ont été effectués. La couche de sel est épaisse de 30 m au nord à 70 m au sud. Localement on a trouvé 100 mètres. Le sei se présente à une profondeur allant de 285 à 500 m et pend vers le sud-ouest. Ici éga- lement, i'extraction a lieu par mise en solution in sifu.


FIG. 12. Coussins de sel (I) dans la région de Hengelo et Win- terswij k.

~~

O 1 2 3 4 5 6 78km

i LIMITE DU BASSIN d M g r

Les gisements de potasse par H.M. Harsveldt

Aux Pays-Bas, on projette d'exploiter les sels magnésiens et potassiques appartenant au 3= cycle du Zechstein. L'exploration a commencé en 1969 dans les provinces de Groningen, Friesland et Drenthe. Elle est menée par Billiton Delfstoflen B. V.. qui assurera également la production (fig. l l). Les sels de potassium (carnallite, sylvi- te, bischofite et kieserite) se présentent dans des couches fortement plissées à l'intérieur du Zechstein salifere. L'exploration se fera dans les coussins qui sont moins déformés que les dômes. U n permis spécial d'exploitation a été accordé pour le forage Veendam N.E.1 en 1972. Une demande en concession pour la région de Veendam (Groningen) a été introduite auprès du gouvernement. O n se propose de produire une saumure riche en MgC12 et KCl.

Le MgO est destiné à la fabrication de briques réfrac- taires pour la sidérurgie, le MgC12 à la production de magnésium et le KCI aux usages agricoles. Dans la région de Veendam, le sel se rencontre à 1600 ou 2 O00 m de profondeur. La capacité de production pré- vue est de 100 O00 t de M g O par an.

Les sables de verrerie par F. Dimanche et H.M. Harsveldt

O n trouve aux Pays-Bas, dans le sud de la province du Limbourg (Kuijl;' 1973), des sables de quartz caractérisés par des teneurs inférieures à 100 p p m de Fe203 et 250 p p m d'AI2O3. Ils sont situés, d'une part, près d'Eij- gelshoven à 6 k m à l'est de Heerlen, où ils couvrent une zone d'environ 3km2 et, d'autre part, dans une zone d'environ 1 1 k m 2 s'étendant au nord de Heerlen, dont elle est distante de 2 à 6 km. Dans cette dernière, le sable est exploité c o m m e matière première pour la fabrication du cristal; la quantité disponible se monte à 51 x lo6 m3, dont 24x 106m3 sont déjà concédés; le reste, soit 27 x lo6 m3, ne sera probablement pas exploité car il se trouve dans une région réservée aux loisirs. Dans la pre- mière zone, près d'Eijgelshoven, la réserve se monte à 4 x IO6 mètres cubes.

Des sables continentaux associés à des lignites et des argiles sont également connus dans le Limbourg belge. O n y signalera deux centres importants d'extraction: les sablières de Mol-Dessel implantées dans des sables d'âge pliocène et celles de Maasmechelen-Opgrimbie exploi- tant un matériau d'âge miocène. Il s'agit là de matières premières hautement estimées des industries cristalliere et verrière en raison des bonnes propriétés grandornétri- ques et morphologiques du quartz ainsi que des faibles teneurs en impuretés: moins de 5 p p m de Cr2O3, moins de 100 p p m de Fe2O3, moins de 250 ppm d'Alzo3 (Huy- gebaert et van Trosstenberghe, 1974).

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I80

Editorial Zone 14 Sheets 5 and (2)

The ore deposits of Denmark* H. Sarensen Denmarks Geologiske Undersogelse (DGU), Thoravej 3 1 , DK-2400 Gbenhavn NV, Denmark.

Abstract Résumé Essentially composed of Tertiary and Quaternary formations, Denmark has few mineral deposits: diatomaceous earth, potash and rock salt, as well as iron, manganese and phosphates. Titanomagnetite, zircon and gamet are found in beach sands.

Essentiellement constitué de formations tertiaires et quaternaires, le Danemark ne renferme que peu de gisements minéraux: terre à diatomées, potasse, sel g e m m e ainsi que fer, manganèse et phosphates. A signaler égale- ment de la titano-magnétite, du zircon et des grenats dans des sables de plage.

Manusaipt received in March 1978.

181

H. Ssrensen

Geological setting salts have been explored by a series of drill holes. N o mining has taken place.

The northern part of Denmark is, geologically, a part of the North Sea Basin, whereas the southern part belongs to the German Basin, These two basins are separated by a north-west - south-east trending ridge, the Ringkabing- Fyn High. The oldest sediments recorded on top of the basement are Triassic. The total pre-Quaternary sedimentary sequence over the high is in general less than 1,500 metres thick. Sediments of Cambrian to Silurian age have been recovered in deep-test wells in the basins adjacent to the ridge. Devonian and Carboniferous sediments are not present in the basins, but more than 3,000 metres of alternating marine and limnic sediments were deposited in Mesozoic and Cenozoic time (Fig. 1).

Precambrian granites and gneisses are exposed on the island of Bornholm in the Baltic Sea. Precambrian rocks have also been found in deep boreholes drilled on the Ringkabing-Fyn High and in the nothern part of Jut- land.

All these formations are covered by glacial tills, flu- vial Sediments and different types of lake sediments of Quaternary age.

. .

Mineral resources KAOLIN AND OTHER REFINED CLAYS

O n the island of Bornholm impure kaolin was formed during weathering of the Precambrian Rane granite in pre-Cretaceous times, The kaolin is mainly used in the manufacture of refractory bricks, ceramic pipes and floor tiles. Reserves are estimated at 1,200,000 tonnes, with an additional reserve of 600,000 tonnes of low-grade kaolin. The deposit is overlain by kaolinitic clays. These low-grade clays are also extracted for low-alumina re- fractories and ceramic pipe production.

Eocene plastic (monitorillonitic) clay is excavated at Hinge in central Jutland and used in the production of light expanded clay aggregate.

MOLER AND DIATOMACEOUS EARTH

Denmark is the world's only commercial source of the diatomaceous earth known as moler, a natural mixture of diatomite and clay, which contains about 85 per cent SO2 and Alzo3. The deposits, which are of Eocene age, are situated in northern Jutland. The production is used in the manufacture of moler (insulating) brick, and as an anti-caking filler for the fertilizer industry and for insulating material.

Diatomaceous earth of Quaternary age occurs in east Jutland near Vejle, north of Fredencia. The deposit is about 25 metres thick, and reserves are in excess of 100,000 tonnes.

POTASH

In the Suldrup Salt Dome, which is 7 k m long and 5 k m wide and lies in northern Jutland, three beds of potash

ROCK SALT

Rock salt has been produced since 1966 by solution mining in the Hvornum Salt Dome, which measures 2 x 3 km and is situated in north-east Jutland.

BROMINE

In the oil test well in south Jutland a (Mg, Ca, Kz, , NaZ)Cl2 brine with a content of about 6,000 p.p.m. Br was found 2,173 metres below the surface. Exploitation is being considered.

IRON AND MANGANESE

Bog iron ores of Quaternary age are mainly situated in south-west Jutland, outside the area that was ice-covered , during the last glaciation (Fig. 2). ,

A total of about 1.5 million tonnes of ore has been mined, and the deposits are now practically mined out.

FIG. 2. Bog iron deposits of Denmark (after Werner Christensen, DGU, 1967).

e O

Bog iron deposits. extensive deposits Bog iron deposits, sparse deposits Bog iron deposits, recorded (no information on quantity)

I82

FIG. 1. The Re-Quaternary surface of Denmark (Geological Survey of Denmark, 1954).

@-

The ore deposits of Denmark

O 100 km P 1 Gotlandian and Ordovician; 2 Gotlandian, Ordovician and Cambrian; 3 Cambrian (sandstone); 4 Cambrian; 5 Granite; 6 Gneiss; 7 Danian; 8 Upper Cretaceous; 9 Lower Creta-

ceous; 10 Rhaetian-Jurassic; 11 Triassic; 12 Permian; 13 Bas- alt; 14 Pliocene; 15 Miocene; 16 Oligocene; 17 Eocene; 18 Paleocene.

183

H. Ssrensen

Limonitic sandstone of Upper Oligocene age is located near Oxenrade, West Funen. Exploitation has been considered but never camed out.

Parts of the bog iron ores have a high content of manganese, with a maximum of 45 per cent Mn.

PHOSPHATE ROCK

In the south part of Bornholm, at hager, phosphatic nodules containing about 16.5 per cent Pz0s form a bed 30-60 c m thick at the base of the Upper Cretaceous (Ce- nomanian) rocks.

PLACER DEPOSITS _ -

Beach placer deposits of titanomagnetite, zircon and garnet are locally present along the west coast of Jutland and the north coast of Zeeland. Exploitation has been considered but not realized (see Fig. 3).

29.42.43

9.10 .50.51

20

100%

50

O a b c d a Content of heavy minerals (weight - %)

Heavy minerals Light minerals b Heavy fraction,chemical analysis (weight - %ì

Fe Ti O, Other substances N o analysis

c Heavy fraction, petrographic analysis ( %) H Opaque minerais 0 Non opaque minerals

d Nonapaque heavy fraction, petrographic analysis í %) Alterite a Garnet Monazite

E4 Pyroxene Staurolite, Titanite kyanite, IIII] Amphibole sillimanite Rutile

Epidote Tourmaline Zircon

Fe, O,

184

ïhe ore deposits of Denmark

FIG. 3. Mineral content of Danish heavy mineral deposits (International Geological Congress, XXIst Session, Norden, 1960).

AI AI AI AI AI ... . .. ... ... ...

3 4 5 6 AI - 9 10 11 12 13 14

AI AI

15 16 17 AI AI

..

18 19 20 21 22 23 . 24

R

25 26 21 28 29 30 31 32 33 34

R

35 36 37 38 39 40 41 42 43 44

45 46 47 48 49 50 51 52 53 BA

Zone rédactionnelle 15 Feuille 5

La métallogénie de la République Fédérale d’Allemagne * Hansjust W. Walther Bundesanstalt fur Geowissenschaften und Rohstoffe, Postfach 51 O1 53, D-3000 Hanovre 51, République Fédérale d‘Allemagne

Sommaire Avant-propos 189

Les grandes régions géologiques et métallogéniques 190

Le bâti varisque 190 La zone moldanubienne 190 La zone saxothuringienne 196 Le seuil de 1’Allemagne moyenne 198

Les gisements de cuivre et de cobalt de ia dépression de la Nahe 198 Les gisements de mercure, barytine, uranium et kaolin dans la dépression de ia Nahe 198

Gisements volcano-sédimentaires du Dévonien et du Carbonifere inférieur 199 Minerais de nickel et de cuivre des roches magmatiques basiques 202 Les filons à sidérite du Siegerland 203 Filons A plomb-zinc 203 Le district du Haut-Venn 209 Les minerais de cuivre de Marsberg 209 Les minerais de fer sedimentaires 209

La zone rhéno-hercynienne 199

La couverture post-varisque 209 Plates-formes épicontinentales 209 Zones de subsidence 210 Gisements 210

Evaporites 2 i i Gisements sédimentaires des métaux non ferreux 211 Gisements sédimentaires de fluorine et d‘uranium 212 Gisements sédimentaires de fer 212 Gisements sédimentaires de minéraux industriels 2 15

Contents Foreword 189

The main geological and metallogenic regions 190

The Variscan framework 190 The Moldanubian zone 190 The Saxothuringian zone 196 The Central German ridge 198

Copper and cobalt deposits of the Nahe depression 198 Mercury, barite, uranium and kaolin deposits of the Nahe depression 198

The Rhenoherzynian zone 199 Volcano-sedimentary deposits of the Devonian and Lower Carboniferous 199 Nickel and copper ores in basic magmatic rocks 202 Siderite veins of Siegerland 203 Lead-zinc veins 203 Upper Venn district 209 Copper ores of Marsberg 209 Sedimentary iron ores 209

The post-Vanscan cover 209 Epicontinental platforms 209 Zones of subsidence 210 ,

Deposits 210 Evaporites’ 21 1 Sedimentary deposits of non-ferrous metals 211 Sedimentary deposits of fluorite and uranium 212 Sedimentary iron ore deposits 212 Sedimentary deposits of industrial minerals 213

Texte en allemand reçu en avril 1979

I87

H.W. Walther

Les Alpes et l'avant-pays alpin 216

Les systèmes de rifts du Mésozoïque supérieur et du Tertiaire 216

Evolution tectonique et magmatique 21 6 Gisements 217

Filons de barytine-fluorine 2 18 Paragenèses à arséniures de cobalt-nickel- bismuth 221 Gisements de plomb-zinc 222 Imprégnations de cuivre et uranium 224 Les minéralisations dans le district du Massif de Bramsche 225 Filons de Strontianites du Münsterland 225 Les minéralisations de koppite du Kaiserstuhl 225 L'âge et la genèse des gîtes post-vansques 226

Les gisements liés au phénomène du Ries 227

Gisements exogènes formés sous l'influence des phénomènes atmosphériques 227

Résumé et perspectives 229

Références 230

The Alps and the Alpine foreland 216

The rift systems of the Upper Mesozoic and the Tertiary 216

Tectonic and magmatic evolution 216 Deposits 217

Barite-fluorite veins 21 8 Cobalt-nickel-bismuth arsenide parageneses 22 1 Lead-zinc deposits 222 Impregnations of copper and uranium 224 Mineralizations in the area of the Bramsche massif 225 Strontianite veins of Münsterland 225 Koppite mineralizations of Kaiserstuhl 225 Age and genesis of post-Variscan deposits 226

Deposits connected with the Ries phenomenon 227

Exogenetic deposits formed under the influence of atmospheric phenomena 227

Summary and prospects 229

References 230

I88

Métallogénie de la République Fédérale d'Allemagne

Avant-propos

La présente notice a pour but de présenter les gisements de la République Fédérale d'Allemagne relevés sur la Carte Métallogénique de l'Europe. O n essaiera, ce faisant, de les ordonner selon les événements géologiques historiques de cette région, c'est-à-dire en m ê m e temps selon leur genèse, dans le cadre des connaissances actuelles. Cissarz écrivait en 1965: « A u cours de la dernière décennie . . ., l'interprétation des phénomènes génétiques a largement évolué, surtout en ce qui concerne ia position des gisements dans le cadre du déroulement géotec- tonique de leur genèse». I1 faudrait ajouter aujourd'hui qu'un certain nombre de méthodes nouvelles, en particulier de méthodes de la géochimie des éléments en traces et des isotopes, fournit des données supplémentaires qui permettent souvent une vue plus approfondie sur les conditions de formation des gisements. I1 faut cependant souligner que ces méthodes n'apportent toujours qu'une seule composante de plus dans l'appréciation des phéno- mènes géologiques complexes et dans la reconstitution chronologique et systématique de la genèse d'un gisement.

La dernière représentation générale des gisements sur l'ensemble du territoire a été publiée par Rüger en 1939. Parmi les très nombreuses publications qui ont paru depuis et qui sont souvent des monographies, nous avons dû faire un choix, ne serait-ce que par manque de place; nous nous sommes attachés à citer les travaux les plus récents où l'on pourra d'ailleurs retrouver la bibliographie des ouvrages plus anciens.

Quelques termes allemands, qui sont en partie originaires de la langue professionnelle des mineurs, et qui sont difficiles à traduire, ne le sont qu'à la mention primaire, par exemple «Schieferungsgänge» (filons de schistosité), ((Ramsbecker Dichterze» (minerais massifs de Ramsbeck). Le terme «stratiform» est traduit par « stratiforme» et «schichtgebunden» (en anglais: stratabound) par astratoïden. Le terme avolcano-hydrothermal» signifie une genèse sédimentaire, mais n'infirme pas que les solutions hydrothermales sont de nature postmagmatiques.

Le Massif Schisteux Rhénan ne correspond pas au Massif Rhénan, ce dernier incluant la région de la Baie du Münsterland.

Le présent travail a été encouragé par le «Conseil des Directeurs de l'Office Fédéral des Geosciences et des Ressources Minérales et des Services Géologiques des Pays». D e nombreuses références ont été fournies par les membres du «Groupe de travail de Métallogénie» du Conseil des Directeurs. Pour les discussions détaillées, dans certains cas aprts lecture du manuscrit, je suis heu- reux de pouvoir remercier ici MM. le Prof. Dr. H. Bor- chert, le Prof. Dr. K. v. Gehlen (Francfort), le Dr. H. Gudden (Munich), le Dr. H. Gundlach, le Dr. W. Han- nak, le Dr. F. Kockel (tous à Hanovre), le Prof. Dr. H.-J. Lippert (Wiesbaden), le Dr. H. Maus (Fribourg en Bris- gau), le Dr. C. Rée (Mayence), le Prof. Dr. P. Routhier (Paris), le Dr. A. Scherp (Krefeld), le Dr. P. Simon (Ha- novre), le Dr. G. Stadler (Krefeld), le Dr. D. Stoppel (Hanovre) et le Dr. W. Weinelt (Munich).

J'ai enfin le plaisir de remercier M m e . 1. Herold- Vieuxblé (Berlin), qui a traduit le manuscrit, M. le Prof. Dr. H. Putzer (Hanovre) et F. Hahn (Pans) pour l'exa- m e n du manuscrit français.

I89

H.W. Walther

Les grandes régions géologiques et métallogéniques

Le temtoire de la République Fédérale d'Allemagne se divise en unités géologiques et structurales suivantes (fig. 1): - Les régions des horsts précambriens à paléozoïques (socle varisque) avec les dépressions marginales et internes suivantes - Forêt Noire, Odenwald et Spessart

- région marginale du massif de Bohème de la Bavière orientale - Massif Schisteux Rhénan et Harz - bassins houillers de ia Ruhr et de la Sarre - dépressions du Rotliegende, sur la Nahe et l'Oos, par exemple. - Les plates-formes épicontinentales du Paléozoïque

supérieur au Mésozoïque - bloc de l'Allemagne méridionale - bloc de la Forêt du Palatinat et baie de Trêves - bloc de i'Eichsfeld - golfe du Münsterland. - bloc de Basse-Saxe - bloc de Pompeckj - bassin de la Mer du Nord.

- Les zones de subsidences mésozoïques à tertiaires

- ia partie allemande des Alpes et le bassin molassique - Les systèmes de faille du Mésozoïque supérieur au Tertiaire et le volcanisme Crétacé-Tertiaire - le système de failles de la Thuringe et de la Bavière

orientale - le Fossé Rhénan - la dépression de la Hesse - la baie du bas Rhin. Des gisements métalliferes et de substances utiles se

sont formés au cours de l'évolution géologique dans la plupart de ces unités, dans des proportions variables suivant les régions et l'intensité des phénomènes; le choix des matières minérales traitées ici est le m ê m e que sur ia Carte Métallogénique de l'Europe.

Les époques métallogéniques les plus importantes ont été : - La métallogenèse précambrienne tardive (assyntienne) avec les couches à amas sulfurés de Bodenmais- Zwiesel et Lam. - La métallogenèse du Paléozoïque inférieur (calédo- nienne) avec les amas sulfurés de la mine de Bayerland et de Kupferberg- Wirsberg. - La métallogenèse varisque au Paléozoïque supérieur, avec : - les gisements volcano-sédimentaires de sulfures et

barytine du Rammelsberg et de Meggen et d'hématite du type Lahn-Dill, tous deux du Dévonien - les filons de sidérite du Siegerland et les filons piombo-zincifêres, très répandus - les parageneses permiennes à cuivre, mercure, uranium et barytine. - La formation du «Kupferschiefer» et les évaporites

du Permien supérieur - La formation des minerais de fer sédimentaires du Jurassique et du Crétacé

- La métallogenèse alpine (dite saxonienne) liée à la tectonique germanotype du Mésozoïque supérieur et du Tertiaire, avec: - filons à barytine-fluorine accompagnés de Co-Ni et

partiellement de Bi, filons appelés «Kobaltrücken» - gîtes filoniens d'imprégnation et de remplacement à P b et Z n - gîtes filoniens de remplacement à Fe. - ia paragenèse d'altération météorique du Crétacé et

du Tertiaire.

L e bâti varisque C e domaine s'étend entre la chaîne alpine et la plaine du nord de l'Allemagne sous laquelle le plissement varisque disparaît petit à petit vers le nord. I1 aflleure en partie dans de vastes zones de horsts entre lesquels il s'enfonce, sur une grande étendue, sous une couverture méso- et cénozoïque. Depuis Kossmat (1 927), on a divisé le massif varisque en zones qui se définissent par leurs séquen- ces sédimentaires, les formes et l'intensité de plissement, le magmatisme, le métamorphisme et par le contenu de leurs gisements.

Les zones citées ci-dessous se trouvent sur le territoire de ia République fédérale d'Allemagne (voir Dvorak et Paproth, 1969; fig. 2): - la zone moldanubienne - la zone saxothuringienne avec le seuil de i'Allemagne moyenne - la zone rhénohercynienne - l'avant-fosse varisque. LA ZONE MOLDANUBIENNE

Cette zone, affectée par de vastes intrusions prévarisques et varisques ainsi que par de multiples métamorphismes, est la zone sud du massif varisque. Elle comprend la partie est et sud du massif de la Forêt du Haut-Palatinat. Sa limite nord passe par Tirschenreuth, Erbendorf au nord du Ries de Nördlingen et va jusqu'à la partie nord de la Forêt-Noire moyenne. Vers le sud, le cristallin s'enfonce au-dessous du bassin molassique jusqu'à ia bordure des Alpes, où il atteint une profondeur d'environ 5 O00 mètres. .

ia connaissance de l'évolution géologique de cette région jusqu'à sa consolidation pendant i'orogenèse varisque a été considérablement améliorée lors de ces der- nières années grâce aux recherches géochronologiques. Des analyses U/Pb effectuées sur des zircons détritiques provenant de quartzites paléozoïques en Bavière orientale (Grauert et al., 1973) et sur des paragneiss de ia Forêt-Noire (Todt, 1978) donnèrent pour les roches dont ces sédiments sont originaires un âge de 2 O00 M. A.

Grâce à ces datations, Jäger (1977) établit le déroule- ment historique suivant: il y a 700 M. A., il n'existait pas de croûte continentale dans le massif de Bohême. ia sédimentation commença seulement vers ia fin du Pré- cambrien supérieur. Des lors, le Cristallin moldanubien se présente c o m m e un équivalent métamorphique de l'Algonkien moyen de Bohème (Vejnar, 1971).

Par datation U/Pb sur des zircons en provenance d'orthogneiss, on a évalué l'âge des intrusions graniti-

,

I90

Métallogénie de la République Fédérale d’Allemagne

FIG. 1. Schéma structural de la République fédérale d’Allemagne.

N

t

191

H.W. Walther

tion d'acide sulfurique. A u XVIIIc siècle, le rouge à polir en était la principale production, avant qu'il ne fut rem- placé par des matériaux artificiels. La mine fut fermée en 1962. Les réserves sont évaluées à un peu moins d'un million de tonnes de minerai. Le gite de Johanneszeche près de Lam lui est comparable (Schmid et Weinelt, 1978).

Les gneiss à graphite fréquents se formèrent à partir des sédiments euxiniques de l'Algonkien. Près de Kropf- mühl, au nord-est de Passau, on exploite depuis longtemps des niveaux pouvant atteindre jusqu'à 1 mètre d'épaisseur, avec une teneur de 30-40% C. La production totale a été d'environ 2,5 millions de tonnes et les réserves sont évaluées à 2 millions de tonnes (Weinelt, communication personnelle).

Dans les métabasites du Hoher Bogen, dans le massif de la Forêt de Bavière, on a depuis peu constaté des anomalies géochimiques avec des teneurs remarquable- ment élevées en Cu, Ni. Cr et V (Fauth, communication

ques assyntiennes et du métamorphisme dans le massif de Bohême (Gebauer et Grunenfelder. 1973) et en Forêt- Noire (Todt, 1978) A environ 600-550 M. A. Par les mé- thodes Rb/Sr sur la roche totale et U/Pb sur les zircons de diatexites (Grauerâ el al., 1974; Jäger el al., 1964; Todt, 1978) on a daté à environ 500-400 millions d'an- nées une très forte phase magmatique à l'origine de nombreux granites et d'un métamorphisme allant jusqu'à I'anatexie. Cette phase correspond à l'orogenèse calédonienne. La formation des «granulites» de Bohême appartient également à cette époque (Arnold et Schar- bert, 1973).

La datation vansque fut établie grâce à de nombreuses déterminations au WAr et Rb/Sr sur des minéraux. En Forêt-Noire, on a situé l'âge des granites prétectoni- ques entre 363 et 328 M. A., celui des granites post-tectoniques et des porphyres entre 325 et 261 M. A. (Brewer et Lippolt, 1974).

FIG. 2. Unités structurales de la ceinture orogénique varisque. personnelle).

Dans la partie sud de la Forêt-Noire, des blocs d'ultramafites considérés c o m m e d'âge algonkien, englobés dans des gneiss d'anatexie, Comportent près de Horbach et de Todtmoos du cuivre et du nickel dans une proportion de l'ordre de quelques dixièmes pour cent.

D e nombreuses Pegmatites, en Bavière orientale, sont rattachées à ia métallogenèse varisque; elles sont pour la plupart situées dans l'enveloppe gneissique des granites du Carbonifere supérieur. La pegmatite zonée de Hagendof-Süd, à l'est de Weiden, contient au total 6-8 millions de tonnes de feldspath et de quartz, elle renferme une zone à lithium avec environ 1 600 tonnes de tnphylite ( Li(Fe, Mn)PO, avec 56% de Li03 et de nombreux autres phosphates (fig. 3; Schmid, 1955; Teuscher et Weinelt, 1972).

D u fait du niveau d'érosion atteint dans le massif de ia Forêt de Bavière, on ne pourra probablement plus trouver que les racines quartzeuses de ces gîtes filoniens. Se basant sur la teneur importante en Sn de la sphalérite et en Ag de la galène, Teuscher et Weinelt (1972) consi- dèrent que seul le filon orienté nord-ouest de la mine de Fürstenzeche, près de Lam, contient une paragenèse ancienne varisque. "

Sont à considérer aussi c o m m e vansques les plus anciennes des trois générations (au moins) de quartz dans les Pfahle, ces zones faillées s'étendant sur une longueur de 1 O0 kilomètres et sur une largeur vanant de 2 à 3 kilomètres, accompagnées de filons de quartz assez pur d'une épaisseur allant localement jusqu'à 50 mètres. La génération moyenne de quartz, avec des imprégnations d'hématite, est considérée c o m m e vaisque tardif (voir p. 197). Les filons du Pfahl bavarois (fig. 1) sont en exploitation, entre autres près de Viechtach (Schmid et Weinelt, 1978). Le minerai contient de 95 à 98% de SiO2 et très peu de sulfures des métaux non-ferreux ainsi que des minéraux d'uranium.

Près de Mähring, district de Tirschenreuth, on exploite depuis quelques années des filons, orientés Nord- Sud et Nord-Ouest, qui contiennent une paragenèse à quartz-uranium avec de la pechblende, de ia coffinite, de la brannerite et des sulfures avec 0,1% U,Os (Biilte- mann, 1979).

En Forêt-Noire, les filons de quartz-tourmaline contenant de la wolframite et de la scheelite, près de Ross- grabeneck en Forêt-Noire moyenne, sont considérés par

c '-,

150 krn

Dès le Précambrien, des gisements se formèrent dans la zone moldanubienne. Les plus anciennes grandes concentrations métalliferes connues sont les gîtes stratiformes polymétamorphiques de sulfures dans le massif de la Forêt de Bavière, où l'alignement minéralisé de Bo- denmuis-Zwiesel s'étend sur 30 kilomètres. Les gisements sont liés aux formations volcano-sédimentaires de la zone moldanubienne (Pfeufer, 1976).

Les plus grands corps minéralisés sont situés à Silber- berg, près de Bodenmais, où deux niveaux de 0,5 à 2 mètres d'épaisseur se retrouvent sur 1 kilomètre en intervalles de 20 A 50 mètres. Ces niveaux contiennent de la pyrrhotite, de la pyrite et un peu de blende, de chalcopyrite, de magnétite, de galène argentifere. La teneur moyenne est de 40% Fe, 25% s, 2,5% Zn, 0,3% Cu,' et 0,06% Pb. Ces gisements furent exploités au Moyen Age pour l'argent avec peu de succès et pour la produc-

192


Walenta (1967) c o m m e , des formations pneumatolytiques faisant suite à la mise en place du granite du Car- bonifere supérieur. La cassiténte ne se trouve ici que sous forme microscopique, mais près de Niedemasser. dans les zones de greisen du granite de Triberg, eile est assez répandue avec de la fluorine et du topaze. Pendant ces dernières années, cette région a fait l'objet d'une prospection pour l'étain.

Les nombreux filons de plomb et de zinc de la partie moyenne et sud de la Forêt-Noire sont souvent d'âge incertain. D e nombreuses observations et données indiquent qu'une partie essentielle de l'ensemble des minéra- lisations est d'âge varisque. Il existe aussi des indications tendant à prouver l'existence de paragenèses postvans- ques (Gehlen et al., 1970).

rales. Au niveau des croisements, ces phénomènes em- pêchèrent i'ouverture des failles filoniennes, ce qui aboutit aux minéralisations lenticulaires (fig. 4).

Près du Schauinsland, à 9 kilomètres au SSE de Fi- bourg en Brisgau, on trouve des minéralisations dans des cassures diagonales en échelons de direction ENE. Les zones de cisaillement (Ruscheln) orientées à 1 10" NW et à 80" SE de la région du Schauinsland sont plus anciennes que les minéralisations. Les failles orientées NW contiennent les minéralisations considérées c o m m e varisques : c'est 11 que se mit en place ia majeure partie des rhyolithes d'âge varisque tardif. Ces deux systèmes montrent des stries inclinées à 10"E ou SE.

Schiirenberg (in Metz et al., 1957) a reconnu huit groupes de filons:

FIG. 3. Coupe du stock pegmatitique de Hagendorf-Sud (d'aprks Teuscher et Weinelt, 1972).

NE 550111 N N

sw

I1 est admis, en général, qu'à une direction détermi- née des filons correspond une paragenèse uniforme. Des centres particuliers de minéralisation sont le sud de la Forêt-Noire entre le Feldberg et le bord de la vallée du Rhin (Metz et al., 1957) ainsi que la Forêt-Noire moyenne dans la région de ia vallée de la Kinzig et de ses affluents. Une monographie accompagnée d'une carte métallogénique de la Forêt-Noire a été publiée (Wimme- nauer, in Fiuck et al., 1975).

Dans la partie sud du massif de la Forêt-Noire, on a exploité ou exploré environ 180 filons parmi lesquels 75% sont orientés NNE, 15% N-W et 8% EW. Des surfaces de cisaillement recroisent les filons de directions NNE à angle aigu et constituent avec ceux-ci un système par lequel ont pu se produire des mouvements horizontaux au cours de la période d'apport des solutions miné-

Biotite granite,fine grained

Gneiss

Pegmatite, mostly undifferentiated 0 Coarse to larqe grained mixture of minerals 0 Fine to small grained mixture of minerals (aplitic) Fine grained mixture of minerals with much muscovite I partly $reiseried) Aplitic granite with layers p2J of pure plagiocbse

Zoned part of the pegmatite body

ûuartz,very large grained

la Albite,very large grained

on the central quartz zone

Albitezone

Lithiurnphosphates

Groupe A: Tyfie Schindler: filons A quartz-fluorine avec minerais de plomb-argent-zinc, au sud d'une ligne Sulz- burg-Feldberg; 65 filons orientés à 5", 1 1 filons orientés à 50"; Sperling (1972), se basant sur une analyse tectonique, a donné un âge vraisemblablement postvarisque aux filons situés près de Wieden et Brandenberg:La paragenèse est représentée avec celles d'autres groupes de filons dans le tableau synoptique de la figure 5.

Groupe B : Type Rupprecht :, filons de quartz-fluorine avec minerais de plomb. Les 18 filons sont rattachés pour la plupart au groupe orienté N-S de Urberg et Bren- den, à côté et à l'est de Saint Blasien. cinq autres filons isolés sont orientés NNE et NE. A ce groupe, se rattache le filon de fluorine exploité à la mine de Gottesehre, près de Urberg. ia paragenèse de ce groupe est similaire à

€i. W. Walther

celle du groupe A. Elle est, cependant, plus monotone et les phases plus jeunes sont presque uniquement repré- sentées par du quartz. Cette tendance à l'affaiblissement de l'activité hydrothermale en direction de l'est, se manifeste déjà dans le groupe A (fig. 5).

Groupe C: Type Wildsbach : filons à quartz-pyrite-arsé- nopyrite avec tétraédrite-tennantite (Fahlerz) près de St. Ulrich, dans la vallée d'UntermÜnsterta1 et vraisemblablement aussi au nord-est de Fribourg en Brisgau, 17 filons orientés NW.

FIG. 4. Croisement des filons minéralisés et des surfaces de cisaillement pendant la minéralisation dans la partie sud de la Forêt Noire (d'après Richter in Metz el ab, 1957: 24); a) Filon de Tannenboden près de Wieden, b) filon de Schindler dans i'UntermÜnstertal, c) Schauinsland: filons no: III, VI, VIII, d) Schauinsland: filon no: 11.

a b c

Groupe D : Type Münstergmnd : filons à quartz-pyrite- arsénopyrite-antimonite sur la bordure est de la zone d'extension du groupe C près de St. Ulrich, dans I'Ober- münstertal et au sud de Sulzburg. Cinq filons orientés de NW à W N W ; deux filons orientés N-S.

ia paragenèse se différencie de celle du groupe C exclusivement par la présence d'antimonite et de sul- foantimoniures. Ces deux groupes sont considérés com- m e d'âge varisque.

Selon Schürenberg (in Metz et al., 1975, p. 100) cependant, «. . . la barytine dont on trouve dans plusieurs filons (du groupe C) des dépôts assez puissants ne montre aucune trace d'une déformation ou d'une surimpres- sion tectonique.. .». Puisque d'après ces caractères, elle «correspond à la barytine des filons jeunes (tertiaires)» elle peut, avec toute vraisemblance, être rattachée à la

I paragenèse tertiaire (Schürenberg, p. 106).

Groupe E: Type Schauinsland: filons à quartz-barytine- calcite avec minerai de plomb-zinc, situés dans le massif du Schauinsland et peut-être au nord-est de Fribourg- en-Brisgau. 19 filons orientés NNE à NE et 9 filons (filonnets diagonaux) orientés de ENE à E.

ia mine de Schauinsland est la plus grande minéra- lisation de plomb-zinc connue en Forêt-Noire. Eile a été exploitée jusqu'en 1954 et a livré, depuis 1901, 91 500 tonnes de métal avec un ratio Zn:Pb:Ag égal à 5,6: 1:0,001.

Groupe F: Type Kropbach: filons à quartz-barytine avec minerai plombo-zinciíëre sur le flanc ouest de la Forêt-Noire et dans 1'UntermÜnstertal. Treize filons

orientés N-S, six filons NE et deux filons E-W. A i'op- posé du type E, la paragenèse est particulièrement pauvre en minerais.

Groupe G : Type Riggenbach : filons de quartz-sidérite- barytine avec chalcopyrite et blende dans i'Untermüns- tertal, onze filons NNE.

Groupe H: Type Tirolergrund: dix filons de direction nord-ouest sans paragenèse prononcée à l'ouest et au sud-ouest du territoire filonien. Une première phase contient du quartz I avec de fines écailles d'hématite et des traces de fluorine et de sulfures. Après une intensive bréchification du contenu filonien, une deuxième phase succéda avec de la barytine, du quartz II et de l'hémati- te. La phase ancienne est supposée être d'âge varisque. A cet ensemble, appartiennent des zones de silicification orientées à 100-140". Elles ont été décrites par Faisi et v. Gehlen (1957) et attribuées au Rotliegende inférieur. Zeino (1 968) et Hofmann (1 979) ont trouvé des résultats similaires. V. Gehlen et Schmitz (1981) ont trouvé ré- cemment un âge varisque tardif pour ces zones de silicification par des méthodes paléomagnétiques.

Les filons uranifères de Menzenschwand à 5 k m au sud-est du Feldberg, qui ont été découverts à partir de 1960, font également partie de ce groupe. Ils présentent une phase ancienne avec du quartz et de la pechblende et une phase plus récente avec plusieurs formations de barytine, et peu de fluorine et d'hématite (Bültemann, 1965). Les datations opérées sur la roche et les minéraux ont indiqué pour ces filons un âge carboniíëre supérieur moyen (310k3M.A. d'après Wendt et al., 1974, 1979).

Dans le m ê m e secteur, apparaissent plusieurs filons avec une paragenèse différente: ainsi fluorine et barytine manquent complètement dans le filon de Rotenbach au centre du territoire de fluorine du Feldberg, à 5 k m au nord-est de Todtnau. Le filon «Segen Gottes)) près de Sulzburg comporte une paragenèse unique en son genre avec de la löllingite, de la galène, des arséniures de Co et Ni, et de la pechblende à côté de la barytine et du quartz.

S'il paraît probable que les Celtes ont exploité les mines du Sud de la Forêt-Noire, il est, par contre, certain que les Romains ont exploité celles de Badenweiler et de Sulzburg. Une période de prospérité de i'exploitation d'argent et de plomb apparaît entre le XI' et le XIV' siècle. A u XVIII' siècle, les nombreuses prospections entreprises ne furent qu'en partie fructueuses. L'exploitation du zinc, de la barytine et de la fluorine a com- mencé au cours du XIX' siècle en différents endroits. Les districts miniers les plus importants furent Schauinsland, Miinstertal, Todtnau et St. Blasien. Des données plus détaillées pourront être recueillies dans l'ouvrage de Metz et al. (1957).

En Forêt-Noire moyenne, les filons de la vallée de i'Elz, au nord-est de Fribourg, appartiennent encore au domaine de ia Forêt-Noire du sud et sont comptés parmi les filons du type Schauinsland.

Les filons de fer-manganèse-barytine de Eisenbach dans le sud-est de la Forêt-Noire moyenne contiennent, d'après Faisi (1951) c o m m e préphase, du Quartz I, qui est seulement lié au cristallin et provient des solutions résiduelles du granite d'Eisenbach. ia phase principale est d'âge varisque tardif; ses veines et sa disposition

I94


«n'ont pas été influencées régionalement par le massif d'Eisenbach (p. 143))). Elle comprend du quartz II, de la barytine, de i'hématite I et II ainsi que des oxydes de manganèse et se trouve entre autres dans les veines des coulées rhyolitiques. Le quartz II et i'hématite I se retrouvent dans le conglomérat principal du Buntsands- tein moyen sous forme d'éboulis. ia phase plus récente d'Eisenbach, à température hydrothermale plus élevée, comporte de la fluorine, de la barytine et des oxydes de fer et de manganèse; elle est venue après le Buntsands- tein moyen dans lequel elle apparaît en y formant un système de petits filons.

Au nord, se rattache une zone sans minéralisation sur une quinzaine de kilomètres de large, suivie du district de la vallée de la Kinzig, comportant plusieurs sous-dis-

tricts filoniens dont les minéralisations difirent plus ou moins les unes des autres. Parmi les quatre cents exploitations connues depuis le Moyen Age, une seule est encore en activité aujourd'hui; il s'agit de la mine de barytine et fluorine de Clara, dans le district de Wilds- chapbach.

Le district de Wittichen, sur la haute Kinzig, est aussi bien le plus étendu que le plus intéressant du point de vue de son histoire, O n y observe deux parageneses. Les filons Ag-Co sont orientés le plus souvent NW et il n'y a des minéralisations que dans le granite de Wittichen. Ils contiennent une paragenèse varisque très riche en minerais, avec des arséniures de Co et Ni, de la pechblende, du bismuth et de l'argent natifs, de l'hématite et sporadiquement de riches minerais d'argent avec de la baryti-

FIG. 5. Tableau synoptique de ia répartition et de la succession des minéraux dans les filons minéralisés du sud de la Forêt Noire (d'apri3 Schürenberg in Metz el af. 1957).

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H.W. Walther

ne ainsi que de ia fluorine et du quartz dans ia gangue. I1 n'y a ni chalcopyrite, ni d'autres sulfures. Ce type de filon atteint vers le sud le petit district de Schiltach. Les datations U R b ont indiqué un âge permien; elles ont aussi permis de reconnaître des migrations secondaires (cJ v. Gehlen ef al., 1962: 1201).

En outre se trouvent, près de Wittichen, des filons orientés principalement E-W et N-S avec une paragenèse à sulfures de cuivre et de bismuth accompagnée de barytine et de fluorine, qui se poursuit dans des conditions semblables, mais plus monotones dans le nord de ia Forêt-Noire. Cette paragenèse se rencontre aussi occasionnellement dans des filons nord-ouest. Localement, ces fiions atteignent ia couverture mésozoïque et avec Wimmenauer (in Fluck el al., 1975) ils sont datés post- varisques.

A u sud de la Kinzig, dans le sous-district de Gulach, se trouvent des filons de barytine avec quelques rares minerais de cuivre. Dans le sous-district de Hausach. qui est rattaché à l'ouest, s'y ajoutent de la pyrite et des minerais de Ag, P b et Z n avec parfois des veines riches en carbonates.

Les sous-districts au nord de la Kinzig ont une importance plus grande. Près de Wolfach, des filons à barytine et fluorine accompagnés de pyrite, galène et chalcopyrite ont été exploités dans les mines Friedrich Chris- tian et Herrensegen, en activité jusqu'en 1954, pour leurs concentrations, parfois riches, en minerais d'argent et d'antimoine. ia minéralisation est liée à une zone de failles orientée E-W. Les minéralisations mêmes sont cependant abondantes dans de nombreux filons de direction NW-SE. Aux croisements, ia puissance du minerai peut atteindre 8 mètres. O n distingue trois phases dans la paragenise :

Phase I : quartz, quelques sulfures, localement des minerais riches en argent et bismuth et des carbonates.

Phase II : qui est la phase principale : quartz et sulfures, la galène étant le minerai principal, ainsi que de la barytine et de la fluorine.

Phase III: Surtout quartz et fluorine parfois exploi- tée.

A i'ouest de la mine de Friedrich Christian se trouvent les filons de la mine de Clara, près de Oberwolfach, orientés NW. Ils peuvent présenter une épaisseur allant jusqu'à 10 mètres. Avec la profondeur, s'accroît la quan- tité de fluorine, puis celle du quartz, de la chalcopyrite et de la pyrite. Ces filons sont exploités depuis environ 1850 pour leur barytine et depuis 1978 aussi pour leur fluorine. Le filon à barytine traverse le gneiss et le Bunt- sandstein et, pour cette raison, la minéralisation est da- tée post-varisque (cJ Wimmenauer in Fluck el al., 1975). Le filon à fluorine contient d'après Maus et al. (1979) environ 55% de fluorine, 10% de barytine et 2% de sellaite (MgF2). Les aggrégats concentriques et radiaux de sellaite sont entourés de fluorine. Maus et al., conclurent à des textures symplectites entre sellaite et fluorite et à une formation simultanée d'un gel de CaF2 et MgF2.

A u sud-ouest de ce sous-district, dans le sous-district de Wouach, existent des filons de barytine et de fluorine avec de la pyrite, de ia galène, de la chalcopyrite et par

ne. Le filon Wenzel dans ia vallée du Frohnbach, orienté N N W , contient une paragenèse riche en minéraux, similaire à celle de Wittichen avec beaucoup de dyscrasite et de freibergite, mais seulement des traces de cobalt, et

I endroits de riches concentrations d'argent et d'antimoi-

une gangue de barytine et de calcite. Le filon a été exploité pendant le Moyen Age et de 1760 jusqu'à 1823.

Les teneurs en plomb des filons de sulfures décrois- sent vers le nord au profit de la chalcopyrite. Dans le sous-district de Rippoldsau. le contenu des filons se transforme en barytine pure avec des minerais de cuivre.

Plus loin vers l'ouest, suivent des filons de quartz et de barytine interprétés c o m m e d'âge varisque. Ils se situent de part et d'autre de la Kinzig dans le sous-district de Hasluch, présentent par endroits de la fluorine, et ont été exploités pour l'argent et le plomb. Ils sont comparés depuis longtemps aux «formations quartzeuses nobles» de Freiberg en Saxe (Wimmenauer in Fluck et al., 1975). Des filons semblables, mais sans fluorine, furent exploités dans le sous-district de Prinzbach à l'ouest de la basse Kinzig.

O n rencontre, à l'est &Offenburg, entre la basse Kin- zig et la basse Rensch des filons de quartz-barytine avec très peu de sulfures, de l'hématite par endroits très limo- nitisée, ainsi que des oxydes de manganèse. Près de Öds- buch, au sud d'oberkirch, quelques filons contiennent de la fluorine; ils furent exploités jusqu'en 1955.

L'activité minière a été particulièrement importante au Moyen Age, puis aux XVII' et XVIII' siècles, avec exploitation de l'argent, du plomb et du cuivre. Witti- 'chen fut entre 1700 et 1845 une des principales sources européennes de cobalt. Après des études préliminaires vers 1950, la prospection de l'uranium se poursuit depuis 1970.

LA ZONE SAXOTHURINGIENNE

La zone saxothuringienne (fig. 2) comprend: le nord de ia Forêt-Noire, le Haardt, l'Odenwald, le Spessart, le nord du massif de ia Forêt du Haut-Palatinat, le Fichtel- gebirge et le massif de la Forêt de Franconie. La séquen- ce stratigraphique contient du Précambrien, plissé pendant l'orogénèse assyntienne, de puissantes formations du Paléozoïque inférieur, un Siluro-Dévonien faible et, par endroits, de puissants dépôts carbonifères. Le seuil de l'Allemagne moyenne (voir p. 198) est une sous-zone de la zone saxothuringienne.

Dans le Fichtelgebirge, à la fin du Précambrien (unité d'Amberg; Stettner 1972), il y avait ia formation de diabases. A l'ordovicien inférieur, des gabbros et des norites ont pénétré dans le massif de gneiss de Münchberg. Dans ia Forêt de Franconie, se situent à l'ordovicien de puissantes formations de diabases et de kératophyres avec leurs tufs. A u Silurien, on rencontre des diabases et des tufs, au Dévonien supérieur des kératophyres, des diabases et des picrites, et au Carbonifere inférieur des kératophyres quartzeux et des tufs kératophyriques.

Le plissement principal s'est produit après le Carbo- nifere inférieur et il est marqué par l'influence d'anciennes masses gneissiques. Des «orthogneiss» épimétamor- phiques se mettent en piace grâce à une tectonique de cisaillement à plans à peu près horizontaux, liée à une mobilisation granitoïde, Ces «orthogneiss» sont décrits par Stettner (1971) sous le terme de «frictionites». O n les trouve dans le Fichtelgebirge, sur la bordure du massif de Münchberg et dans le «granite» de Hirschberg au nord de Hof. Le métamorphisme atteint à certains endroits le faciès amphibolite. A u Carbonifere supérieur,

,

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des venues granitiques se mettent en place au cours de deux phases et elles sont suivies des lamprophyres pré- permiens et des rhyolites intrusives et extrusives permiennes.

Dans la zone saxothuringienne, il y a, au Paléozoïque ancien, formation de gîtes stratiformes de minerais sul- furés («Kieslagerstätten») qui sont apparemment liés au magmatisme géosynclinal. Les gîtes stratiformes de ia mine de Bayerland. près de Waldsassen dans le nord du massif de ia Forêt du Haut Palatinat, se trouvent dans les schistes phylliteux du Cambrien supérieur. Ils forment des bancs puissants de 1 à 6 m d'épaisseur: la couche minéralisée supérieure P contenant 85% de pyrite et 40% de soufre, et la couche minéralisée M (de Magnet- kies) avec une teneur plus forte en pyrrhotite. La teneur de l'ensemble des métaux est faible: 2-3% fi, 0,5% Cu, 0,4% Pb. Cependant, le minerai se caractérise par des sulfures typiques de Pb-Sb et Cu-Bi. Depuis 1799, jusqu'en 1875, des limonites de la zone d'altération ont été exploitées, et depuis 1925 on a extrait plus de 1,5 Mt de pyrite. En 1971, on ferma la mine, parce que l'exploitation des réserves, estimées à environ 800 O00 t de minerai en profondeur, n'était plus rentable (Schmid et Wei- nelt, 1978).

A la limite ouest du massif gneissique de Münchberg s'alignent, sur plus de 4km, les dépôts métallifères de Kupfirberg- Wirsberg dans des sédiments ordoviciens, des tufs et leurs équivalents épimétamorphiques. D'après Urban et Vaché (1972) on trouve huit couches stratiformes, d'origine volcano-sédimentaires, de chalcopyrite et pyrite de 250 m de long et de 2,5 m d'épaisseur qui contiennent les éléments 30% S; 0,4% Cu; 0,2% Zn. Les phénomènes métamorphiques ont conduit à la formation de divers types de minerais et l'altération superficielle à des minerais riches dont la teneur varie pour le Cu entre 510% et pour le Z n entre l-8%. Ces minerais ont été exploités depuis le Moyen Age jusqu'en 1925 à côté d'une production temporaire de pyrite. La production globale a été de 250 O00 t de minerai de pyrite et de cuivre avec 1 1 O00 t de métal. Les réserves des différents minerais se montent à 700 O00 t avec 20 O00 t de C u et de plus grandes quantités de minerai de soufre. Des conditions semblables se retrouvent, mais dans des gisements plus restreints, près de Bad Berneck au sud-ouest et près de Sparneck à la limite sud de la masse gneissique de Münchberg.

Des concentrations de minéraux lourds avec des marques de métamorphisme se présentent en petites lentilles dans l'ordovicien. O n y trouve du zircon, de la monazite et près de Neualbenreuth quelques petites quantités d'or (Pfeufer, 1960).

Des minerais sédimentaires de thuringite se présen- tent à l'ordovicien dans des gisements généralement petits, entre Ludwigstadt en Forêt de Franconie et Wald- sassen dans le Fichtelgebirge (Horstig et Teuscher, 1979). Deux horizons oolithiques contiennent une assez grande quantité de phosphore. Vers le sud, ils sont développés seulement localement et en partie transformés en quartzite à magnétite par métamorphisme.

Des schistes à graptolithes siluriens dans la Forêt de Franconie contiennent par endroits des quantités anor- males d'uranium jusqu'à 300-400 ppm (Gudden, 1976, Barthel, communication personnelle).

ia métallogenèse varisque commence par des gisements d'hématite volcano-sédimentaires dans la Forêt

de Franconic entre Stadsteinach et Hof, liés à des diabases du Dévonien supérieur ancien (fig. 12; Horstig et Teuscher, 1979). Dans leur morphologie et la multiplici- té des types, ils rappellent ceux des bassins de la Lahn et de la Dill. La mine de Langenbach. près de Bad Steben a été en production jusqu'à 1922.

Dans le noyau du Fichtelgebirge, la plus jeune phase de l'intrusion granitique a apporté une paragénbe pneumatolytique et hydrothermale avec de l'étain et du wolfram. Eile représente le prolongement faible à l'ouest du district minéralisé stannifere de l'Erzgebirge (Ziehr, 198 i). U n e phase plus jeune et hydrothermale a apporté de l'uraninite. La masse principale de l'étain, d'après Teuscher et Weinelt (1972), pourrait avoir été érodée. Des placers près de Weissenstadc contiennent Sn + W 0,4% avec un ratio Sn:W de 2: 1. A la suite de la der- nière période de production qui a duré jusqu'en 1940, il reste encore environ 30 O00 t de minerais de placers.

En outre, les filons de quartz auriferes dans les schistes ordoviciens près de Brandholz-Goldkronach à l'ouest de la limite du Fichtelgebirge, sont classés dans la pério- de varisque. Ils contiennent de ia pyrite aurifere, de l'ar- sénopyrite, de l'antimonite, peu d'or natif et du quartz. La présence de wolframite, d'apatite et de tétraédrite stannifère confirme la transition à des formations Sn-W. La teneur en or est de 4-5ppm (Buschendorf, 1930; Schmid et Weinelt, 1978).

A la limite sud des granites du Fichtelgebirge, on trouve des gisements de talc (stéatite) de contact métaso- matique dans le marbre de Wunsiedel près de Göpfers- griin et de Thiersheim. Ils se sont formés sous l'influence de l'intrusion de séries rhyolithiques dans la partie supé- rieure du Rotliegende inférieur. D'après Stettner (1960), le magnésium provient de dolomies assimilées par le granite.

Dans le massif de Miinchberg et particulièrement sur sa bordure, près de Schwarzenbach sur la Saale au sud et près de Wirsberg à l'ouest, on trouve également du talc qui s'est formé au contact des corps de serpentine avec les schistes verts. La formation du talc s'est opérée sous l'action de solutions aqueuses par chloritisation des schistes verts et trémolitisation des serpentinites au cours de la phase terminale du métamorphisme (Rost, 1960). Des talcschistes et des stéatites sont aussi présents dans la zone des schistes verts de Erbendorfoii ils sont exploités.

Les gisements suivants du nord-est de la Bavière ont été rattachés au Varisque tardif par analogie avec la série (i q h m >> (quartz-hématite-oxyde de manganèse- carbonate) établie par N. Schröder (1970) en Forêt de Thuringe : - Les filons à quartz-hématite avec le système filonien du Gleisingeflels près de Fichtelberg considérés c o m m e gisement-type (Horstig et Teuscher, 1979). U n ensemble de filons NW présente de la spécularite en «schlieren» d'une puissance de 1 à 2 mètres avec indications de pyrite, fluorine, barytine et arsénopyrite. Morteani et Frie- drichsen (1978) ont établi la température de formation du quartz à 300" sous une pression de 2,4 kb par micro- thermométrie des fluides en inclusions et par détermina- tions isO/'60. L'hématite fut exploitée du XVIIc au XIX' siècle. - La génération moyenne des quartz à hématite des «Pfahle» qui se trouvent pour la plupart dans la zone moldanubienne (voir p. 192).

197

H.W. Walther

- Les minerais de sidérite dans le marbre du Précam- brien supérieur de Wunsiedel. près de Arzberg, considé- rés c o m m e métasomatiques (v. Horstig et Teuscher, 1979) et leurs produits d'altération limonitiques. L'acti- vité minière au Moyen Age, puis surtout du XVI' siècle jusqu'en 1905, a permis d'extraire environ 5 Mt de minerai et il en reste encore autant dans le sous-soi. A u commencement de la seconde Guerre Mondiale, ' une courte exploitation d'essai a été entreprise à Arzberg. I1 semble aujourd'hui probable que ce minerai de fer pourrait aussi être d'âge tertiaire (v. Horstig et Teuscher, p. 26).

O n trouve dans le nord de la Forêt-Noire, des concentrations d'uranium sédimentaire, pechblende et COE- nite en particulier, appartenant au Carbonifere supérieur du bassin de YOOS (près de Miillenbach). L'uranium provient probablement des granites varisques du sud-est du bassin. Des migrations secondaires ont conduit par endroits à la formation de corps de minerai du type << rollfront D (Kneuper et al., 1977). U n peu d'uranium se trouve également dans les charbons et les schistes charbonneux du Rotliegende près de Stockheim, dans ia Forêt de Franconie.

LE SEUIL DE L'ALLEMAGNE MOYENNE

Dans la partie nord-ouest de la zone saxothuringienne, se trouve ia sous-zone du seuil de i'Allemagne moyenne qui comprend l'Odenwald et le Spessart (Brinkmann, 1948; fig. 2). Ce fut à diverses périodes, dont la dernière est le Carbonifere inférieur, un géanticlinal qui divisait le géosynclinal varisque en Synclinal Thuringien au sud-est et Synclinal Rhénan au nord-ouest du seuil. Dans la région du «Seuil», des granites sont apparus à la limite Dévonien inférieur/Dévonien moyen, c o m m e on a pu le prouver au moyen des datations radiométriques, d'une part au Spessart (Kreuzer et al., 1973) et d'autre part en Sarre (forage Saar 1, Lenz et Müller, 1976). .

Les gisements de cuivre et de cobalt de la depression de la Nahe

U n ensemble de gisements d'origine subvolcanique est apparu dans la dépression de la Nahe au cours du Per- mien inférieur-Rotliegende; ces gisements de type filonien suivent le cortège des activités magmatiques inten- sives essentiellement volcaniques, de basaltique à rhyolitique du Varisque tardif; ils sont caractérisés par une association à Cu-Co-Hg-Ag-U et une gangue de calcite et barytine. La zone pneumatolytique au contact des intrusions basiques et intermédiaires montre localement des phénomènes de greisenisation, tourmalinisation et quartzification. Après la zone de filons à calcite, d'origine hydrothermale de haute température, viennent les minerais de cuivre et d'hématite; enfin, dans la zone hydrothermale de basse température, apparaissent les filons de barytine et de mercure. La métallogénie de la dépression de la Nahe et de ia Sarre se distFgue essentiellement des paragenises post-varisques a Co-Ni-As par i'absence de bismuth et la prépondérance locale de mercure.

Les gisements de cuivre du «Type Nahe» de Schnei- derhöhn (1962) s'étendent sur une zone de 45 k m sur 7 k m orientée nord-est, de part et d'autre d'Idar-Obers- tein, sur ia Nahe supérieure et moyenne. Les minerais

*

contiennent principalement de ia bornite et secondairement de la digenite et de la pyrite; ils sont associés à des laves basaltiques à dacitiques à agate amygdaloïde du a Grenzlager ». Des zones de fractures comportent des minéralisations en stockwerk qui peuvent atteindre une épaisseur de 3 m , avec des veines contrôlées par une direction tectonique prémarquée; les minéralisations par imprégnation sont de moindre importance.

C'est à une époque précédent la Guerre de Trente Ans que l'activité minière de cette région a été la plus prospère. II y a eu égaiement une production au XVIIIe siècle. Schneiderhöhn et Kautzsch (1936) ont calculé des réserves de 72 O00 t max. de minerai avec 1,5 à 2% Cu.

Les manifestations d'origine hydrothermale basse température sont un peu plus jeunes; il s'agit de filons et d'imprégnations de C u orientés NW dans des corps rhyolitiques, dont le Donnersberg près d'lmsbach, à 15 k m au nord-est de Kaiserslautern est un exemple. O n y trouve essentiellement des minéralisations de chalcopyrite, chalcocite, tennantite, linnéite, pyrite et galène, ainsi que de la calcite et du quartz.

A ce «Type Imsbach)) de Schneiderhöhn tel qu'il vient d'être décrit, Levin et Hirdes (1972) ajoutent le «Type Cobalt)) dans lequel ils rangent le filon «Reich Geschiebe B qui se trouve également près d'lmsbach.

I1 s'agit d'une minéralisation très riche sans impré-, gnations. La paragénèse contient des phases de cobalt I à samorite, de nickel à millerite, d'argent I à proustite, de cobalt II à linneite, de cuivre à chalcosine, digénite, énargite et autres et d'argent II natif. O n y trouve aussi de la pyrite, de ia bravoite, de la galène, etc. Le cuivre a probablement été mobilisé en profondeur.

Les schistes argileux du Rotliegende supérieur près d'Imsbach et de Göllheim comportent des minéralisa- tions avec chalcocite syngénétique. Le cuivre pourrait provenir d'une minéralisation subvolcanique du Don- nersberg.

O n observe au Donnersberg différentes étapes de la production minière. Les Celtes et les Romains y avaient déjà extrait du fer. Le cuivre et l'argent ont été extraits pendant le Moyen Age et plus tard, entre 1700 et 1730, le cobalt à partir de 1730 et avec interruptions jusqu'en 1910. La production du cuivre y avait été reprise au cours des décennies précédentes.

Les gisements de mercure, barytine, uranium et kaolin dans la dépression de la Nahe

Le mercure fut exploité jadis dans une région de 60 x 25 k m au sud de Kusel jusqu'à Alzey à la limite ouest du bassin de Mayence sur environ 60 sites. La paragenèse contient du cinabre c o m m e minéral princi- pai, du mercure natif, de la freibergite, de la pyrite et de nombreux autres sulfures en petite quantité à côté du quartz et de la barytine. O n rencontre les minerais très irrégulièrement dans des zones fracturées sous forme d'imprégnation des roches magmatiques et des grès. Aux recoupements des filons, se sont formées souvent de riches colonnes minéralisées. La présence de substances organiques associées sous forme d'asphalte à la parage- nèse du mercure est frappante. La teneur en asphalte a joué un rôle important dans la précipitation des sulfures, mais les phénomènes ayant présidé à la genèse ne sont pas définitivement expliqués. Il est possible que le mag-

\ Métallogénie de la République Fédérale d'Allemagne

m a en montant ait entraîné la substance organique con- tenue dans les sédiments sous forme de bitume ou de charbon, c o m m e il est possible que cette matière organique ait migré dans le cadre des processus hydrothermaux ascendants postvolcaniques. O n trouve des teneurs en uranium de f 1 O00 ppm sous fqrme de composés organiques métalliferes (carbo-uranium) dans les zones où la température a été localement plus élevée (Dreyer et al., 1971). A l'ouest de cette région, aux environs de venues tho-

Iéiitiques près de Baumholder et au sud-est de cette ville, on rencontre de nombreux filons de barytine qui suivent des fractures radiales et tangentielles. Ils renferment une barytine I colorée en rouge par de l'hématite, et une barytine II blanche accompagnée par quelques oxydes de fer et manganèse, du quartz et des traces de HgS. Dans la mine de Ciarashall près de Baumholder, la barytine a été exploitée jusqu'en 1974.

A 14 k m à l'ouest de Baumholder, à la limite nord des formations de rhyolite de Northfiiden, s'étend le petit gîte uranifere d'EllweiZer. Une minéralisation hydrothermale comporte de la pechblende, de la pyrite et de nombreux autres sulfures. Des eaux ascendantes ont ensuite provoqué d'une part la kaolinisation partielle de la rhyolite, et d'autre part la transformation de la miné- ralisation primaire avec lessivage partiel et enrichissement en uranium. Les teneurs moyennes du petit gîte, entre-temps, exploité sont de 240 ppm d'uranium. D e 1961 à 1970, 55 626 t de minerai ont été extraites, correspondant à 13,4 t de U308 (Emmermann, 1969).

Les parties les plus altérées de la rhyolite de North- felden contiennent 13 à 15% d'argile, le plus souvent du kaolin (nom commercial : feldspath de Birkenfeld).

LA ZONE RHÉNO-HERCYNIENNE

Elle se compose du Massif Schisteux Rhénan, de l'anticlinal de la Werra inférieure et du Harz (fig. 2). Elle est représentée par un vaste bassin de subsidence dans lequel se sont constitués peu à peu des cuvettes et des seuils où se sont déposées de puissantes séries sédimen- taires au Dévonien et au Carbonifere inférieur. Le Paléo- zoïque ancien n'affleure que dans le cœur de quelques anticlinaux. Des mouvements calédoniens ont été reconnus dans le Haut Venn et au sud-est d'Aix-la-Chapelle; ils ont aussi joué un certain rôle dans d'autres parties du Massif Schisteux Rhénan. Ils ont été accompagnés de venues magmatiques dans le Haut Venn (porphyres de Venn). Les premières manifestations d'un intensif volcanisme géosynclinal ont eu lieu au Dévonien inférieur dans le Sauerland et le Taunus avec des kératophyres et des tufs; il atteignit son paroxysme à la base du Dévo- nien supérieur, avec des diabases, des kératophyres, des tufs (schalstein et a Hauptgriinstein ») et au Carbonifere inférieur avec de puissantes nappes de diabase («Deck- diabas))). U n plissement intensif et une foliation partielle suivirent à la limite Carbonifere inférieur et supérieur. Dans le Harz et dans l'avant-fosse varisque sur la Ruhr et près d'Aix-la-Chapelle, ce plissement s'est prolongé jusqu'à la fin du Carbonifere supérieur. Les produits d'un faible métamorphisme avec laumontites et par endroits pyrophyllites semblent avoir une extension consi- dérable (Scherp, Stadler, 1968, Zitzmann, 1978).

Les phénomènes d'érosion n'ont mis des plutonites à jour que dans le Harz. Elles sont montées vers la fin du

Carbonifere supérieur. Le gneiss de l'Ecker, coincé entre le granite du Brocken et le gabbro de Harzburg, a subi un premier métamorphisme à la limite Dévonien inférieur- Dévonien moyen (datation radiométrique au Rb/Sr sur la roche totale = 379k 10 M.A; Schoell et al., 1973), c'est-à-dire qu'à la m ê m e époque ont eu lieu les intrusions de granite dans la région du seuil de l'Allemagne moyenne; puis ce gneiss a subi une rétromorphose en relation avec le plissement varisque.

Les rhyolites intrusives, près de Wuppertal, sont con- sidérées c o m m e les apophyses d'un magma aplito-granitique du Carbonifere supérieur tardif (Scherp et Schrö- der, 1962).

L'avant-fosse subvarisque a joué le rôle du bassin molassique de l'orogène varisque. Elle est remplie de sédiments clastiques et de houilles du Carbonifere supé- rieur, plissés au sommet du Carbonifere supérieur. L'in- tensité du plissement diminue peu à peu vers le nord. Mis à part la Ruhr et Aix-la-Chapelle, on trouve encore du Carbonifere supérieur avec des charbons exploitables dans des horsts, près d'Osnabrück et d'Ibbenbüren.

Vers la fin du Carbonifere supérieur, la montée de l'orogène a provoqué la formation de sillons (le plus important est celui de la Sarre-Werra) dans lesquels se sont déposés les charbons limniques que l'on retrouve en Sarre, dans la partie sud du Han, près de Stockheim en Franconie et, plus au sud, près d'Erbendorf. Ces charbons recouvrent la période allant de la fin du Carboni- ere supérieur au Rotliegende.

Gisements volcano-sédimentaires du Dévonien et du Carbonijère inférieur

A u contact Dévonien inférieur et moyen, et au Dévo- nien moyen, se sont formés, à différentes reprises (fig. 12), des gîtes stratiformes de sulfures et de barytine dont les gisements du Rammelsberg et de Meggen sont les plus importants (tabl. 1).

TABL 1. Type de minerai, tonnage, teneur moyenne des &sements de Meggen et du Rammelsberg (d'après Krebs. 1981, p. 527)

Gite Type de Tonnage Teneur moyenne % minerai Mt

Zn Pb Cu BaSO,

Meggen Sulfures 50 10 1,7 0,06 1 barytine 10 - - - 96

Rammels- Minerais berg en couche 22 19 9 1 22

Minerais rubanés 2,5 8 4 0,5 5

u Grauen» 0,2 3 3 0,l 85 Kniest 2,5 3 1,4 1,3 -

A Rammelsberg près de Goslar, deux gisements lenticulaires sont développés : le Vieux Gisement exploité depuis environ 986 et dont un tiers est érodé et le Nou- veau Gisement - qui n'aíììeure pas en surface -, décou- vert en 1859.

Les deux gisements ont un diamètre de 500-600m, une épaisseur de 10- 15 mètres. Avec un tonnage originel

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H.W. Walther

de 35-40Mt de minerai et plus de 10Mt de métal, ils présentent une teneur inhabituellement élevée en mé- taux ferreux et non-ferreux. Ces deux gisements montrent une structure stratiforme au sens d'une séquence hydrothermale: du minerai de pyrite, ensuite du minerai de zinc avec parfois des couches riches en chalcopyrite, du minerai de plomb et de zinc, du minerai de plomb à barytine et pour terminer de ia barytine dans le

Les schistes argileux quartzifiés au mur du Vieux Gisement, appelés 44 Kniest », sont interprétés c o m m e une formation d'une phase à quartz initiale. Cependant, les sulfures du «Kniest» ont été apportés par migration pendant le stade tardif du plissement, par mobilisation

FIG. 6. Courbes de la répartition moyenne des métaux et de ia gangue dans le Nouveau Gisement de Rammelsberg (d'après Hannak, 1979).

44 Grauen )> (fig. 6). ' I

m

O 50%

du minerai en couche selon Kraume et al. (1955). En bordure et au toit des gisements, du minerai rubané for- m e une zone de transition avec les schistes encaissants, il a une teneur représentant à peu près ia moitié de celle du minerai en couche (tabl. 1).

Le gisement s'est formé au début du Dévonien moyen en bordure nord-ouest d'un seuil, dans une zone d'extension et de cisaillement (fig. 7) où s'est développée peu à peu une activité magmatique. Des tufs à kérato- phyres se sont mis en place à partir du Dévonien infé- rieur et ont atteint leur épaisseur maximale au moment de ia formation du gisement. La différenciation magmatique en profondeur était arrivée, vers la fin du Dévo- nien inférieur, à un stade permettant l'ascension de solutions métallifères et leur dépôt A environ 250 m au mur du gisement principal, conduisant à une première couche à métaux non ferreux d'une puissance de 13 c m (Gun- dlach et Hannak, 1968).

Les contraintes présidant au plissement varisque ont été considérables. Les gisements s'étendent dans un vaste synclinal isoclinal et appartiennent, pour leur plus grande part, au flanc inverse. La plus faible partie du gîte dans le flanc normal est plissée contre le flanc inverse. ia grande plasticité du minerai a conduit à des plis par

fluage (fig. 8), à un allongement du gisement et dans le Nouveau Gisement à un épaississement atteignant 40 m au cœur du synclinal (fig. 9; Hannak, 1979).

En 1968, a été célébré l'anniversaire des mille ans de la mine du Rammelsberg. Eile devra être fermée pour cause d'épuisement des réserves au cours de ia seconde moitié des années 80. Avant 1500, ia production s'est élevée à 4Mt de minerai, de 1501 à 1924 à 4,5Mt (Kraume, 1955) et depuis 1925 jusqu'en 1979 à environ 8'9 Mt de minerai. Les réserves se montent à 1,7 Mt de minerai.

Le gisement de pyrite-blende-barytine de Meggen dans le Sauerland, à 60 k m au sud-est de Dortmund, présente originellement une couche de minerai elliptique

FIG. 7. Coupe schématique paléogéographique de ia dorsale du Harz occidental et de la dépression de Goslar (d'après Hannak, 1979).

. * . . a

. . GOSLAR TROUGH , , ' I ,

Nord berg O b w h a r z , , ---

Westharz-RIDGE sandstone tun ho5 -

et uniforme d'un diamètre de 8 et 2 km et d'une épais- seur moyenne de 4 m au centre de la concentration des sulfures et de 2,50 m à ia ceinture de barytine. Au contraire de celui du Rammelsberg. le gisement de Meggen montre une structure concentrique (Ehrenberg et al., 1954): - au centre: pyrite, sphalérite, galkne - dans la zone intermédiaire: pyrite - dans ia zone externe: pyrite-ardoise en alternance - une ceinture de barytine très pure (tabl. 1, fig. 10-1 1) d'une largeur variant de quelques centaines de mètres à plus d'un kilomètre.

D u centre vers l'extérieur, la teneur en As, Co, Cu, Ni et Sb diminue alors que celle en Ba, Fe, Mn et Ti augmente (Gasser et Thein, 1977). Des couches pyriteuses apparaissent occasionnellement au toit et au mur du gisement à partir de l'Eifelien supérieur jusque dans le Famennien (fig. 12). Les ardoises de I'Eifeiien, silicifiées et minéralisées dans des fractures, ont été comparées au G Kniest M du Rammelsberg.

Selon Krebs (1 979), le gisement s'est formé dans une dépression spéciale à l'avant d'un récif sur le bord nord- ouest du sillon géosynclinal varisque, contre le socle continental de I'«Old Red Continent». A u centre de ia dépression, un minerai sulfureux s'est déposé au-dessous de l'interface H2S-Ot tandis que sur les bords, en milieu oxydant, se déposait de ia barytine. Le dépôt des minerais s'est effectué à partir de solutions colloïdales sous forme de gel, dont la structure est mieux conservée ici qu'au Rammelsberg. La composition du gisement, et

I

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particulièrement la mince passée de cuivre, fait penser à des solutions hydrothermales de température plus basse que celles du Rammelsberg. Le soufre de la barytine provient de l'eau de mer, c o m m e à Rammelsberg (Buschen- doríet al., 1963; Anger et al., 1966).

Le gisement se trouve au bord des centres éruptifs des tufs à kératophyres du Dévonien inférieur K3 à K7 (fig. 12), ce qui implique ici aussi une relation probable avec des phénomènes magmatiques acides. Immédiate- ment au-dessus du gisement et dans le Dévonien supé- rieur, on a récemment reconnu dans la mine de Meggen quatre fines couches d'un tuf acide (Krebs, 1979),

A.la suite du plissement varisque, le gisement fut chamé,.sur le récif situé au nord-ouest. A u cours de ces

FIG. 8. Minerai rubané et plié de Rammelsberg montrant le déplacement des matériaux en direction du synclinal (d'après Hannak, 1979).

mouvements, la partie inverse du Nouveau Gisement a été fortement plissée, provoquant des structures extrê- mement compliquées avec des plis couchés, de nombreuses failles, des chevauchements à plat et des répéti- tions de la couche métallifere (fig. 10).

L'activité minière à Meggen a commencé au XVIIIe siècle avec une petite production de fer. La production de minerai sulfuré s'est élevée au total à 373 Mt de I854 à nos jours; celle de concentré de plomb à 130 O00 t à partir de 1965 et celle de barytine à 9 Mt entre 1901 et 1977.

La petite lentille de barytine de 12 à 15 m d'épaisseur de la mine d'Eisen, en bordure sud-est du Hunsrück, contenant 0,25 Mt de minerai, se situe à la limite du Dévonien moyen et supérieur dans le domaine de transition du bassin géosynclinal vers le seuil de l'Allemagne moyenne (Krebs, 1970). Sous le gisement, on trouve, d'après Müller (1976), des niveaux de carbonates et de pyrite et par endroits des formations siliceuses. La partie basale, pouvant atteindre 1 m d'épaisseur, montre des

couches de pyrite, sphalérite, galène et un peu de fluorine. ia masse principale de barytine contient seulement quelques traces de sulfures.(Miiller et Stoppel, 198 1).

Des gisements similaires, mais sans importance éco- nomique, se trouvent à la limite du Dévonien inférieur et moyen: la couche à barytine près de Günterod dans le synclinal de la Dill (Stoppel, 1979), la couche A pyrite dans la concession Auerhahn à l'est de Oberhundem dans le sud du Sauerland et la couche à pyrite et à bary-

i. tine de Lohrheim dans le synclinal de la Lahn (Krebs, 1978, fig. 12).

Dans les calcaires récifaux de la partie supérieure du Dévonien moyen se trouvent des bandes mixtes de minerais de pyrite et de plomb-zinc, considérées c o m m e métasomatiques. Ce sont les gisements de Schwelm et d'lserlohn. Par suite des altérations météoriques, ils ont été fortement transformés. La genèse de ces gîtes n'est pas éclaircie. Plusieurs observations indiquent une gen& se synsédimentaire, si bien que leur formation aurait eu lieu à peu près en m ê m e temps que les gisements de Meggen. On a découvert récemment, par sondage, des gisements ayant la m ê m e position géologique, à l'est de Brilon dans le Sauerland. C e sont des minerais stratoïdes de plomb-zinc-barytine dans les formations des calcaires récifaux de la partie supérieure du Dévonien moyen.

La comparaison du faciès et de la structure des «gîtes '

de Pb-Zn -strati formes du calcaire charbonneux ilès d'Aix-la-Chapelle» (Borchert, 1967) avec les gîtes de plomb-zinc irlandais du Dinantien semblerait indiquer qu'une partie de la minéralisation d'Aix-la-Chapelle- Sfolberg peut être considérée c o m m e étant d'origine syn- génétique et volcano-sédimentaire. .

La sédimentation de ces minerais à sulfures et à barytine n'a pas, contrairement à ceux d'hématite (Ro- teisen) du type Lahn-Dill que l'on va décrire, eu lieu au contact de volcans sous-marins. Cependant, des couches de tufs à proximité directe du gîte indiquent une activité volcanique concomitante.

A la limite Dévonien moyen-Dévonien supérieur s'est développé dans le géosynclinal varisque un volcanisme spilitique sous-marin et en partie explosif, paral- lèlement à une différentiation croissante des faciès. Les gîtes de minerais à hématite du type Lahn-Dill y sont liés. Ils se trouvent dans le système des diabases («Dia- basmg») du Harz supérieur près de Lerbach, dans la partie supérieure du Dévonien moyen et à l'est du Mas- sif Schisteux Rhénan, dans les régions orientales et occidentales du Sauerland, dans le Kellerwald et dans les synclinaux de la Lahn et de la Dill durant le Dévonien moyen et supérieur (fig. 12). Les minerais se sont formés en relation avec des éruptions sous-marines, près des bouches volcaniques et sur le flanc des volcans, et reposent le plus souvent avec une limite franche sur des volcanites ou des tufs. Ils ont manifestement été déposés sous forme de colloïdes de grande viscosité qui sont devenus instables au cours de leur épanchement dans l'eau de mer. C'est ainsi que s'est précipité un complexe silice-hématite, ou bien de l'hématite pure ou, plus rarement, en fonction du pH et du Eh, de la pyrite, de la sidérite, des silicates de fer ou de la magnétite (Quade, 1976). II existe un grand nombre de sous-types par suite des phénomènes d'érosion, de la resédimentation au bas des pentes et dans les bassins avoisinants ainsi que du mélange avec des carbonates ou des roches clastiques sédimentaires. II s'est formé le plus souvent deux ni-

20 l

H.W. Walther

veaux, parfois plus, désignés par les mineurs sous les termes de «Schalsteinlager» (niveau à Schalstein *) pour le niveau inférieur, et de »Grenzlager»(niveau limite) pour le niveau supérieur, souvent le plus important. Les gisements sont presque toujours de moindre importance et leur tonnage dépasse rarement 5Mt, au maximum 10 Mt de minerai, correspondant CI. environ 3,5 Mt de fer. U n district minier correspondant à peu près i un seuil volcanique peut atteindre un tonnage de 100 Mt de minerai.

Dans la partie moyenne du Carbonifere inférieur se sont formés, de la m ê m e façon, des niveaux à silice ferrugineuse à la fin de chaque épanchement du «Deckdia- bas» (diabase en nappe). Ces niveaux peuvent atteindre 4 à 6 m d’épaisseur et sont accompagnés accidentelle- ment d‘hématite (fig. 12).

sation est stratoïde et atteint une épaisseur de 1,5 environ. Près de Korbach, apparaît de l’or natif dans des brê- ches tectoniques parallèles aux strates, dans des fissures et dans des zones de cisaillement stratoïdes dans les schistes siliceux et alumineux du Carbonifère inférieur. L‘ensemble est accompagné de clausthalite (PbSe) en faibles quantités ainsi que de traces de sulfures de cuivre et de pyrite. La minéralisation aurifere est très limitée dans l’espace et eile est intermittente. En dehors des zones de cisaillement qui atteignent une épaisseur de 5 à 120 cm, la minéralisation aurifère est limitée à six niveaux de 5 à 15 c m d’épaisseur, appelés ici 4< Lagen ». La teneur en or vane dans de larges proportions, de quelques traces à 1 O00 ppm. L’or natif contient environ 10% d’argent. La gangue est formée de calcite (Kulick et Meid, communic. pers.).

FIG.’ 9. Coupe schématique dans le synclinal de Rammelsberg (d‘après Hannak, 1979).

O n trouve à la m ê m e époque dans les schistes siliceux du Kulm («Kieselschiefer»), dans le Kellerwald et dans la partie nord-est du synclinal de la Dill, des niveaux fortement silicifiés de manganbe avec des intercalations de rhodonite et de rhodochrosite d’une épaisseur de 1 à 2 mètres. Ils représentent de manière évidente des précipitations déposées à partir de solutions volcaniques en migration (Schaeffer, 1980).

A Waldeck et dans la partie nord-est du bassin de la Dill, près de Dexbach par exemple, des schistes siliceux et alumineux du Carbonifere inférieur comportent des sulfures de cuivre soit c o m m e imprégnations, soit dans des fissures et des zones mylonitisées; les teneurs s’élè- vent jusqu’à quelques pour cent de Cuivre. La minérali-

Schalstein: tuf diabasique avec une forte teneur en calcaire (note du trad.).

Minerais de nickel et de cuivre des roches magmatiques basiques

Dans la partie nord-est du synclinal de la Dill et au sud de Weilbourg, dans le synclinal de la Lahn, des dykes à picrites et diabases du Carbonifère inférieur renferment des sulfures de nickel et de cuivre.

Ces minerais se sont formés sous l’action de solutions hydrothermales pendant la serpentinisation partielle des basites. Ils comprennent de la pyrite, de la millé- rite et de la chalcopyrite.

Quelques petits gîtes à nickel-cuivre se trouvent dans les gabbros de Harzburg, au contact de la norite et des cornéennes partiellement anatectiques. C e sont des minerais mouchetés ou à «schlieren» avec de la pyrrhotine, de la pentlandite, de la chalcopyrite et de la pyrite avec 0,7% Ni et 0,3% Cu.

202


Les jilons à sidérite du Siegerland

A u centre de la partie du Massif Schisteux Rhénan, située sur la rive droite du Rhin, dans le bloc du Sieger- land, de nombreux filons à sidérite apparaissent. A u cours d'une phase de plissement tardive, des failles se sont formées c o m m e surfaces de cisaillement diagonales sur lesquelles ont joué les mouvements de rejets normaux plus ou moins verticaux. Les directions structurales principales sont N N E et ESE avec des inflexions dans les zones de croisement des axes de plissement. Les filons sont nombreux et s'étendent sur plus de lokm, leur épaisseur variant entre 2 et 6 mètres. La minéralisa- tion est étagée: un étage inférieur à sidérite et un étage

FIG. 10. A) Position pré-orogénique du reef et du bassin de Meggen, B) Situation post-orogénique du reef de Meggen (niveau calcaire) et du bassin de Meggen (niveau schisteux) séparés par une grande surface de chevauchement (d'après Krebs, 1979).

NW SE Meggen Reef Meggen Basin

Nw SE

I

0 Upper Devonian shales and limestones Pelagic limestones

Reef limestones

Meggen ore

a Dark shales

supérieur à plomb-zinc. La chalcopyrite est présente en faibles quantités. O n pense qu'il existe un étage de quartz en profondeur. L'étage à sidérite peut atteindre une profondeur de 1000m dans certaines mines, sans que des différences de niveaux aient pu être observées.

Le ratio Fe M n de 5:l: est également constant. L'éta- ge A plomb-zinc est exploitable localement, mais les filons passent en profondeur, généralement rapidement, à des filons à sidérite. Dans certains secteurs apparaissent ensuite une phase thermale à température plus élevée - phase à hématite appelée ici «Rotspat» - ainsi que des minerais de cobalt, nickel, et mercure-antimoine, qui peuvent tous atteindre par endroits des con-

centrations exploitables. Les phases principales de miné- ralisation (fig. 12 bis) se placent au Carbonifere inférieur ainsi qu'au début du Carbonifere supérieur, mais on admet en particulier pour les paragenèses Sb-Hg un âge tertiaire. Les analyses radiométriques sur I3C et '*O effectuées sur les sidérites confirment leur origine magmatique-hydrothermale (Stahl, 197 i). Selon Scherp et Stadler (1 973), les apports métalliques proviennent d'un magma alcalin à partir duquel aurait pu se former en profondeur une phase carbonatée résiduelle, riche en fer. Ces auteurs expliquent ia paragenèse sulfurée par des différenciations hybrides acides.

Dès le début de l'époque la Tene, du fer a été produit dans le Siegerland, c'est-à-dire vers 500 avant J.C. La production totale du district est estimée à 175 Mt de minerai. Eile s'est élevée, de 1840 jusqu'à ia fermeture de ia dernière mine en 1965, à 172 Mt de minerai avec 30% Fe et 6 O/o M n , ce qui correspond à 22 % de ia production totale de fer métallique de l'actuelle République Fédérale d'Allemagne (Neumann-Redlin ef al., 1976).

Le domaine des gisements à sidérite du Siegerland est entouré de plusieurs districts miniers à plomb-zinc qui revêtent parfois une certaine importance. Les filons plombo-zincifëres du sous-district de Miisen au nord (au nord de Siegen), c o m m e ceux qui sont situés à l'ouest (au sud-est de Siegburg), au sud (près de Miihlenbach et de Bad Ems, à l'est et au sud-est de Coblence) et à l'est (près de Burbach et de Dillenburg) doivent encore être considérés c o m m e appartenant à ia bordure du Sieger- land (voir plus loin). Les minerais plombo-zincifères semblent généralement plus jeunes que ia sidérite. Re- marquons cependant que les relations génétiques entre ces deux paragenèses n'ont pas encore pu être clari- fiées.

Filons à plomb-zinc

Dans ia partie nord du Massif Schisteux Rhénan, se trouve un des plus importants gîte filonien de plomb- zinc de l'Allemagne: Ramsbeck; il est logé dans les quartzites et schistes d'âge eifélien de l'anticlinal princi- pai de YOstsauerland, près de Ramsbeck. A u cours d'ac- tivités tectoniques d'une extrême complexité, avec piis- sements, clivages et fractures, des filons d'inclinaison faible se sont formés au ((Hauptquarzit~ dans le flanc inverse de l'anticlinal; ia tectonique cassante suivante a provoqué ia mylonitisation de ces filons, utilisés c o m m e pians de chamage et a conduit à la formation des <( Ramsbecker Fiachen» (filons très peu inclinés de Ramsbeck). Ces mouvements intenses ont conduit à ia formation des minerais fortement concentrés, massifs, du Ramsbeck (appelés << Ramsbecker Dichterze »). Mais, dans le flanc normal, les filons sont en dressants. Les filons en plateure ainsi que ceux en dressant (((Ramsbec- ker Steilem), forment un système de pians de cisaillement à axe plat dont les lèvres se sont ouvertes tour à tour selon les contraintes mécaniques en jeu.

Après une préphase à quartz-sidérite-sulfures, vint ia phase principale, divisée en une sous-phase à quartz- sphalerite avec des exsolutions de chalcopyrite et de galène avant ia formation du «Dichten.», et en deux sous-phases consécutives à l'activité tectonique, l'une à quartz, sphalérite claire, galène et sulfures complexes en petites quantités, l'autre à carbonates, pyrite et autres sulfures. Les filonnets transversaux comportent une pa-

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H.W. Walther

ragenèse différente, d'âge tertiaire; Bauer et al., 1979). Le gisement a produit au total 0,75Mt de métal avec un ratio Z n : P b de 2,l: 1 et possède des réserves de l'ordre de 1 Mt de minerai à 5% de métal.

Dans le district du Bergisches Land, de nombreux filons apparaissent dans les grès et les schistes du Dévo- nien inférieur près de Bensberg, à l'est de Cologne. D'après une analyse tectonique dont les résultats ont été résumés par Hesemann (1978), des failles dont l'orientation primaire était E-W ont été minéralisées au cours d'une phase de plissement initiale varisque. Par la suite, ces systèmes fiioniens ont été cassés par fractionnement et rotation des blocs et chaque fragment a encore subi une foliation en échelon. Les filons ont été tordus et ils présentent un aspect composite avec un toit bréchique,

Une paragenèse d'âge tertiaire est attachée à un sys- tème de cassures qui lui est propre. Dans ce district, 1,4 Mt de minerai environ a été exploité, avec un ratio Pb:Zn de 3,6: 1. ia mine de Liiderich a été fermée à la fin de l'année 1978.

Au nord-est de Düsseldorf, dans une zone orientée NNE, on trouve des filons nord-ouest dont les paragenè- ses minérales se ressemblent; ils apparaissent dans l'anticlinal de Velbert avec les districts de Velbert, Selbeck, Lintorf du Dévonien supérieur et Carbonifère inférieur et, plus au nord, dans la Ruhr, au Carbonifere supérieur moyen. Ici, les failles minéralisées servant de support aux filons ont été souvent réactivées. Leur remplissage s'est effectué en deux phases syntectoniques à quartz- sulfures, qui l'une et l'autre ont donné des minéralisa-

FIG. II. Carte palinspastique du corps minéralisé de Meggen (d'aprts Krebs, 1979).

Transition zone Barite Sulfide ore / b l Thickness of the N e w ore bodyím)

cassé et minéralisé. Parmi les 180 filons dénombrés, celui de Lzïderich est le plus important, avec une longueur de 5 kilomètres. U n e préphase à sidérite et une phase principale à sulfures se distinguent des post-phases plus jeunes. Le ratio Fe:Mn des sidérites de Lzïderich montre un accroissement de 9,4 à 10,3 avec la profondeur alors que le filon «Nikolaus Phonix», situé à 12 km à I'ESE présente un ratio constant (6,6) indépendant de la profondeur, c o m m e dans le Siegerlund (Lehmann et Pietzner, 1970).

tions exploitables. Les dépôts de la phase I se retrouvent sur les failles normales transversales et ceux de la phase II sur les failles de décrochements. ' . ,

U n niveau à sidérite-chalcopyrite ne s'est développé que localement. La présence d'un taux important de barytine dans la phase plus récente est remarquable. Le type de minerai le plus répandu est brêchifonne. Les diKérences de profondeur des minéralisations sont pro- noncées. Globalement, la minéralisation est relativement pauvre, aussi bien en minéraux qu'en éléments. Pour des

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raisons géologiques, en particulier ia relation étroite entre ia minéralisation et le bâti tectonique ainsi que la zonalité de ia minéralisation, il semble bien que celle-ci ait été unique, hydrothermale et syntectonique, et qu'elle ait eu lieu au cours du Carbonifere supérieur tardif (Pii- ger, 1961). I1 faut cependant noter que des études récen- tes ont montré ia liaison de la barytine à ia zone littorale de la mer du Zechstein et qu'elle manque dans les filons du Carbonifere supérieur d'Aix-la-Chapelle, dont la pa- ragenèse est pourtant comparable (Stadler, communic. pers.). IA mine Auguste Victoria a livré 550000t Zn+Pb (Zn:Pb = 1,7: i), ia mine Christian Levin 40 O00 t P b (Zn: P b = 0,09: 1) et le filon Kiara de la mine Graf Moltke renferme encore des réserves de 340 O00 t Zn+Pb (Zn: Pb = 2,s: 1). Dans ia mine de

Ruhr, elle s'en différencie cependant par sa gangue, qui est uniquement formée par du quartz (Herbst et Stadler, 1971). Dans les calcaires du Dinantien et du Frasnien- Givétien, du minerai de zinc et d'hémimorphite métaso- matique (minerai de a Galmei ») apparaît à faible profondeur et fut autrefois à l'origine d'une industrie du lai- ton florissante. D'après Gussone (1 964), les 4( minéralisa- tions sulfurées primaires sont ... de véritables remplissages de cavités» et se trouvent à de plus grandes profondeurs. L'âge de la minéralisation est post-Westphalien et pré-Campanien supérieur. Nous avons déjà signalé qu'il est possible qu'une partie de ia minéralisation soit d'origine syngénétique.

Dans la partie orientale de i'Eifel, on rencontre de nombreux petits filons, dont ceux des mines de Bendis-

FIG. 12. Position stratigraphique des gisements stratiformes à sulfures-barytine et hématite dans le Massif schisteux rhénan, le Harz supérieur ainsi que dans le Massif de la Forêt de Franconie (sulfures-barytine) (d'apris Krebs, 1978).

350

Famennian 8 Q-- Q

Frasnian 358

P Givetian

. m ---- .- c

L - ----.

E 2 Eifelian

V V V K5V v v v K 4 v

Em;an 1 1 +++i++ O -1

I Lohrheim Auerhahn Rheinisches

Harz Schiefergebirge

- - -- -- ++ + + +

+ + + + + ----

- - -- --

- Ore layer ----:- Pre- or postphase of mineralisation MA Mineralisation of the Meggen reef v Keratophyric tuffs or tuffites

+ Keratophyric lavas v Spilitic tuffs and lavas + Diabase lavas ( Deckdiabas)

Christian Levin. seule ia phase II a produit une minéra- lisation exploitable avec du plomb uniquement sans zinc (Hesemann et Pilger, 1951, Buschendorf' e2 al.. 1957).

Le district d'Aix-ia-Chapelle-Moresnet se trouve dans le Massif Schisteux Rhénan, sur ia rive gauche du Rhin, et c'est dans sa partie allemande que se trouve ia mine de Diepenlinchen où ont été exploités 320 O00 t Pb+Zn (près de Stolberg). Dans les massifs houillers d'Aix-la-Chapelle, des filons d'orientation NW comportent une minéralkation semblable à celle de la

berg et de Silbersand. près de Mayen. Ils comportent surtout du minerai de plomb et en moindre part du zinc, du cuivre et de ia sidérite. ia faible profondeur des minerais exploitables, 200m, dépassait à peine le fond de ia vallée.

Les districts miniers importants de ia basse Lahn, avec leurs prolongements par de petits gisements jusqu'au Rhin moyen et dans le Hunsrück, appartiennent à trois types fiioniens à sulfures et un quatrième type à quartz (Hannak, 1964 et communic. pers.):

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H.W. Walther

FIG. 1Zbis. Schéma des parageneses des minéralisations varisques dans le district A filons de sidérite du Siegerland (d’aprks Hütten- hain, complété par Gies, 1970 et a[.).

~~

Pyrite Bravoite Pyrrhotite Marcasite Cobaltite Arsenopyrite - Glaucodo t Loellingite Quartz Chalcopyrite Niccolite Ullmannite - Corynite Gersdorff i te Sku tterod i te Native gold Native bismuth Bismuthinite

}

}

Si der 1 te Linnaei te Hauchecornite Milleri te Sphalerite Fahlore Bou r n o n i te Enargite Bou langerite Stromeyerite Galena Ci nna bar Barite ,

Hemat i te Sychnodymite Born i t e Idaite (?) C halcocite Witticheni te Emplec t i t e Do lom it e

i06

Pr ephase Main Siderite Phase

o

b

Sulfide Phase

- o--.-.

Rej uv enat ion Phase

Q--.

0-0

O


1) Les filons N-S de Mühlenbach et de Bad-Ems appartiennent encore au district du Siegerland en raison de leur position tectonique c o m m e failles transversales de cisaillement et en raison de leur paragenèse, en particulier du ratio Fe: M n dans la pré-phase avec carbonates (Hannak, 1965). Ehrendreich (1958) distinguait à Ems quatre phases pour la minéralisation varisque, avec I sidérite, II sphalerite et quartz, III galène et peu de quartz, IV quartz et pyrite.

Les phases II-IV montrent des traces de Chalcopyrite. U n e minéralisation plus jeune avec quartz, chalcopyrite, des arséniures de cobalt et de nickel et des composés d'antimoine est très probablement d'âge tertiare - d'après Ehrendreich (voir p. 222). A Mühlenbach ont été exploités 158 O00 t de métal avec un ratio Zn : P b : C u de 3 : 1 : 0,07. Le système filonien d'Ems, d'une longueur de 17 km, est composé de 17 filons qui sont exploités près de Bad-Ems jusqu'à plus de 1 O00 m de profondeur. Les colonnes minéralisées sont courtes, intermittentes et par-

FIG. 13. Types de filons de schistosité dans le district de Lahn- Hunsrück (d'aprts Hannak, 1964).

NW Type Tellig

SE Type Werlau Type Holzappei

, \stratification '$$schistosity

fois en crochets. Ce district a livré environ 1 Mt de métal avec un ratio Zn : Pb : C u de 1,8 : 1 : O, 15 (Herbst et Müller, 1964).

2) A 1 O k m à peine à 1'ENE de Bad-Ems apparaissent les veines présentant une schistosité caractéristique (fig. 13), formées dans un milieu tectonique tout à fait différent appelées a Schieferungsgänge» (ce sont des veines parallèles à la schistosité) de Holzappel, 5 k m au nord de la basse Lahn; ils se prolongent vers 1'WSW en passant par Werlau sur le Rhin jusqu'à Tellig dans le Hunsrück. Le plan de schistosité et le plan formé par les a Verflachungen >> (parties peu inclinées des filons) en- gendrent un système double de cisaillement qui rappelle en bien des points celui de Ramsbeck. Sous les conditions mécaniques et tectoniques données et expliquées de manière plausible par Hannak (1964), les plans de schistosité qui s'ouvraient devenaient ainsi disponibles à la minéralisation ; celle-ci est homogène dans toute la région Lahn-Hunsrück (fig. 13).

Les sidérites de la pré-phase ont un ratio Fe:Mn entre 0,3 et 1,7, ce sont donc des manganosidérites à ferro-rhodochrosites - on a déjà vu ces derniers dans la partie orientale de la mine de Werlau, sur la rive droite du Rhin (Hannak, 1965). ia phase principale à sulfures avec une gangue de quartz est suivie d'une post-phase constituée en grande partie de matériaux remaniés. Le district de Holzappel a livré jusqu'en 1953, 563 O00 t de

.

métal avec un ratio Zn: P b de 1,9: 1. Les minerais ex- ploités à Werlau sur le Rhin moyen ont livré 143 O00 t de métal avec un ratio Zn:Pb:Cu de 1,7: 1:0,05; la mine a été fermée en 1961. Dans les nombreuses petites mines du Hunsrück, dont les deux principales étaient Altfey et Tellig, fermées en 1959, 100 O00 t de métal ont été exploitées (Herbst, 1969; Herst et Müller, 1964).

3) U n troisième type filonien, représenté par la mine Pauline près de Nassau sur la Lahn et par les mines Gondenau et Hunoldstein, respectivement à 7 et 25 k m de Traben-Trarbach sur la Moselle, a été décrit pour la première fois par Hannak (1965). Les filons sont orientés E-W à NW. La calcite de la pré-phase présente un ratio Fe:Mn de 0,3. La sphalérite de la phase principale est relativement pauvre en fer. La minéralisation dépasse à peine 200m en profondeur. La formation de ces filons s'est certainement produite beaucoup plus tard après un nouvel apport de solutions minéralisantes.

4) Des filons de quartz orientés NE pouvant dépasser 20 m d'épaisseur apparaissent dans une région située à 20 km au nord-ouest d'Idar-Oberstein; ils montrent des traces de plomb et de cuivre. Ils correspondent à diffé- rents points de vue au quartz de la phase principale des sulfures de Holzappel et Hannak les a décrits c o m m e les racines quartziques des a Schieferungsgänge )) de la Lahn et du Hunsrück.

Dans la partie orientale du Taunus apparaissent, près d'Usingen et de Butzbach, à 25 k m au nord de Francfort- sur-le-Main, des filons de quartz cuprifêres pauvres en minerai et des filons de quartz plombo-argentifères.

A u sud-est du district à sidérite du Siegerland, des basaltes et des sédiments tertiaires du Westerwald recouvrent le Paléozoïque. Plus au sud-est, dans la région de la Lahn et en particulier sur le territoire de la Dill, des filons de quartz à chalcopyrite traversent les couches à minerais de fer.

Dans la partie nord-ouest du synclinal de la Dill, les filons à quartz-galène qui montrent une minéralisation secondaire de sidérite, sphalerite, tétraédrite et chalcopyrite sont encore considérés c o m m e appartenant à la mi- néralisation du Siegerland.

Les minerais de la partie sud-est du Massif Schisteux Rhénan furent exploités temporairement depuis le XVI' siècle jusqu'en 1860. Quelques exploitations isolées sont restées en activité après 1900, telles que la mine Goffes- gabe près de Roth à 30 k m à l'ouest de Marburg sur la Lahn jusqu'en 1926, et celle de.Boxbach près de Wiesen- bach jusqu'en 1919. D e nouvelles études n'ayant pas été réalisées sur ces minéralisations de métaux non-ferreux, l'âge de leur formation - varisque - n'est pas entière- ment clarifié. Certains d'entre eux sont certainement d'âge tertiaire.

Le district le plus riche en minerais filoniens de plomb et zinc de la République Fédérale d'Allemagne. est le Harz supérieur («Oberharz»). I1 se trouve à 10- 15 km au sud-ouest de la mine du Rammelsberg. L'exploitation y a débuté au XIc siècle et s'y est poursuivie avec interruptions depuis l'an 1200. Depuis 1540, une aire de seulement 100 k m 2 a produit 2,5 Mt de métal d'un ratio Zn: Pb de 0,39: 1. Entre Clausthal au centre et Goslar à la limite nord du Harz, on a dénombré 19 sys- tèmes filoniens orientés essentiellement WNW avec un pendage fort vers le sud, et une longueur de 20 km maxi- m u m . Tectoniquement, il s'agit de déplacements à plans obliques le long de failles normales, avec abaissement du

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H.W. Walther

toit en direction de l'ouest sur une longueur de plusieurs centaines de mètres, la couverture du Zechstein a seulement été déplacée de quelques mètres à quelques déca- mètres. Ce sont les douze systèmes filoniens situés les plus au sud, entre Clausthal et Lautenthal ainsi que la mine de Grund, qui ont contribué essentiellement à la production minière de cette région, cette dernière, actuellement encore en exploitation, en ayant fourni la moitié (Sperling et al.. 1979; Sperling et al., 1981).

ki minéralisation, complexe, est composée pour plus de 95% de galène argentiere, de sphalérite, de quartz, de différents carbonates et de barytine. U n e pré-phase à quartz-hématite-pyrite-chalcopyrite avec sidérite est suivie d'une phase à sphalérite avec calcite et quartz, phase que des mouvements tectoniques ont divisé en plusieurs sous-phases, puis d'une phase - également divisée - à galène avec quartz, calcite et enfin barytine et sidérite II. U n e post-phase, qui pourrait être d'âge tertiaire, est composée essentiellement de produits de remaniements. A Clausthal, la minéralisation montre une ségrégation en étages, de bas en haut: quartz, sphalérite, galène, barytine (Buschendorf et al,, 1971). Dans les mines, les racines de quartz ont été atteintes vers 1 O00 m de profondeur. Dans la mine de Grund, la situation est plus complexe à la suite de «télescopages tectoniques)) (Sper- ling et al., 1973).

Les districts de la partie centrale du Harz (((Mittel- han»), St. Andreasberg et Steinfeld près de Braunlage, présentent des minéralisations de qualités comparables. St, Andreasberg a livré 15 O00 t de métal (Wilke, 1952).

Dans l'état actuel de nos connaissances, les données sur l'origine des minéraux et minéralisateurs dans le Rhénohercynien sont aléatoires. Dans le Siegerland, le magma minéralisateur devrait se trouver au-dessous de la profondeur Curie - de (17 à) 20 k m -, c o m m e le montrent les études magnétiques et sismiques ainsi que la grande constance verticale aussi bien que latérale du ratio Fe:Mn de la sidérite. Seul, un pluton local situé à environ 6 k m de profondeur au SSE de Siegen a été mis en rapport avec la minéralisation Ni-Co du Siegerland (Bosum et al.. 1971; Scherp & Stadler, 1973).

Schneiderhöhn et Borchert (1956) ont discuté la question de la zonalité des gisements métalliques en relation avec la profondeur et la température de leur formation.

Pour la Ruhr et l'anticlinal de Velbert, Pilger (1961) a pensé pour des raisons géologiques que le pluton miné- ralisateur se trouvait pendant la minéralisation, au Car- bonifère supérieur, à une profondeur de 4 O00 à 5 O00 mètres. L'étage minéralisé, d'une hauteur de 300 à 500 m, se trouvait probablement à une profondeur mé- diane.

En ce qui concerne les «Shiefungsgänge» ou «filons de schistosité» de la kihn et du Hunsrück, Hannak et Gundlach (1967) admettent une séparation des hydrothermes dans un pluton profond en raison de la constance du ratio Fe:Mn des sidérites I, comparable à la situation au Siegerland.

Dans le Harz, les idées sur les facteurs temps-origines-causes de la minéralisation ont changé à plusieurs reprises. O n a d'abord pensé à une relation entre le sou- lèvement Mésozoïque supérieur-Tertiaire du Harz et les filons parallèles à la bordure nord du Harz; puis on a admis communément une conception selon laquelle le

granite du Brocken du Carbonifere supérieur a pu constituer, avec sa prolongation hypothétique en profondeur, vers l'ouest, en direction de Lauthenthal et Grund, un générateur pour les minéralisations filoniennes du Harz supérieur et du Harz moyen.

Jacobsen et Schneider (1950) ont situé le contact du pluton à 500 m de profondeur au nord et à l'est du Harz supérieur et à 1 500 m en son centre, près de Clausthal- ZeIIerJeld. Dans le district de SI. Andreasberg, les apports étaient subvolcaniques. Wilke (1 952) indique un niveau d'intrusion à 1 5 0 0 m pour St. Andreasberg et à 2 500 m dans le Harz supérieur.

Nielsen (1968) a examiné les rapports isotopiques du soufre des gisements métalliques du Harz et a trouvé qu'une partie importante de cet élément dans les sulfures des filons du Harz supérieur provient des sédiments dévoniens tandis que le soufre de la barytine provient des sulfates du Zechstein par descendance. A St. An- dreasberg les valeurs en 634S léger des sulfures sont expliquées par alimentation venant de l'argile à graptolithes.

Les résultats plus récents ne semblent pas confirmer l'origine magmatique des minerais. Wedepohl et al. (1 978) ont analysé les rapports isotopiques du plomb sur onze échantillons de ((Kupferschiefer)) et les comparent d'une part à ceux des gisements en couches du Dévonien moyen de Rammelsberg et de Meggen et d'autre part à ceux des gites filoniens varisques de Ramsbeck et de Grund (tous antérieurs au «Kupferschiefer»). En ce qui concerne le plomb des «Kupferschiefer» en Allemagne (voir p. 212), depuis Manifeld en République Démocra- tique Allemande jusqu'à Osnabrück, Wedepohl et al. y ont établi une composition isotopique du plomb qui témoigne que celui-ci s'est séparé il y a 250 M. A. - l'âge de la sédimentation - de son matériel d'origine, vraisemblablement une roche détritique précambrienne de 1 700 M. A. Des échantillons en provenance de Hol- lande, de Pologne et d'Angleterre, où le ({Kupferschie- fer» a été déposé sur des terrains dont la formation n'était pas due à l'orogenèse varisque, montrent des caractéristiques différentes et indiquent donc d'autres sources possibles du plomb. La composition isotopique des plombs en provenance des quatre gisements plus anciens que le «Kupferschiefer» ne differe que légère- ment de celle des «Kupferschiefer» d'Allemagne. Les auteurs en concluent que ces plombs pourraient provenir de la m ê m e source dont ils auraient été séparés 120 à 130 ou 80 à 50 M. A. auparavant. C'est le gisement de Grund, le plus jeune des quatre, qui montre une composition isotopique de son plomb la plus rapprochée de celle du «Kupferschiefer».

Le plomb du feldspath potassique du granite du Brocken montre selon Wedepohl et al. (1978) une composition isotopique différente de celle de tous les autres plombs analysés. Les plombs des gîtes filoniens du Harz supérieur et du Harz moyen ne peuvent provenir d'une solution hydrothermale résiduelle de la cristallisation du granite du Brocken. L'intrusion de ce granite a cependant pu jouer un rôle dans la formation des minerais en tant que source d'énergie. La question se pose encore de savoir A quel point le Brocken a apporté les matériaux pour la minéralisation des filons.

Möller et al. (1979) ont déterminé les modèles de distribution des teneurs en éléments des terres rares et des isotopes stables dans les calcites des sous-districts de

208


Grund, de Clausthal et de Si. Andreasberg. Trois types ont pu être discernés pour les calcites, selon les interpré- tations suivantes: la calcite de type I dériverait des eaux magmatiques, peut-être des granites du Brocken et de 1'Oker; la calcite de type I1 dériverait, c o m m e d'ailleurs les sulfures, des roches sédimentaires chauffées et la calcite de type III serait due à des eaux froides descendantes. La distribution des éléments des terres rares dans la sphalérite (Möller, communic. pers.), les analyses des isotopes sur les sulfures et les sulfates (Sperling et Niel- sen, 1973) ainsi que du plomb (Wedepohl et al., 1978) corroborent ces résultats.

Hesemann (1 978) interprète la minéralisation Pb-Zn dans le Bergisches Land et dans les districts comparables c o m m e des «produits de distillation à partir de fins sédi- ments clastiques liquéfiés». Dans le Bergisches Land, il pense que ce phénomène a pu être déclenché par le sous- chamage des chaînes calédoniennes.

Le district du Haut- Venn

Dans le Haut- Venn, la partie nord du massif de Stavelot, entre Monschau, Malmédy, Vielsalm et Bütgenbach, se trouve un district dont le centre est déjà situé en Belgi- que et qui comporte des minerais d'or et d'étain ainsi que des filons de quartz et chalcopyrite. D e vastes temls d'alluvions témoignent d'une activité minière des Celtes sur les placers d'or. Vers 191 1, le district a connu une «ruée vers l'or» de courte durée. Les gisements auriferes primaires sont inconnus (Voigt, 1952b).

Les minerais de cuivre de Marsberg

A Marsberg, autrefois Stadtberge, à 3 0 k m au sud de Paderborn, s'étend à la pointe nord-est du Massif Schis- teux Rhénan un gisement de cuivre en Stockwerk. 11 est lié aux schistes silicifiés du Carbonifère inférieur, très fissurés. La minéralisation s'est mise en place à partir des fractures et s'est poursuivie dans les fissures ou diaclases les plus fines. Des minerais massifs en filons sont rares. Les corps minéralisés ont une épaisseur de 15 m pour une longueur de 100 mètres. Les minerais sont composés de chalcosite, de bornite, d'un peu de pyrite et de chalcopyrite avec 30 p p m d'argent et une gangue de calcite, de quartz, avec parfois de la barytine. O n trouve par endroits de la galène et de la blende. La zone d'alté- ration est nettement caractérisée (Stadler, communic. pers.).

Le réseau de fissures auquel est liée la minéralisation est plus jeune que le plissement principal de la région mais plus ancien que ia couverture transgressive du Zechstein. O n en déduit pour la minéralisation un âge compris entre le Carbonifere supérieur tardif et le Zechs- tein. En désaccord avec l'ancienne théorie descendante (4 Schneiderhöhn, 1962), on pense aujourd'hui que les gîtes se sont formés par ascendance des fluides. Des schistes argileux cupníères, les «Kupferletten», de 30 à 60 c m d'épaisseur, intercalés dans les calcaires fétides du Zechstein I de Marsberg, sont trop peu minéralisés pour pouvoir livrer les quantités de cuivre fixées dans le gisement en Stockwerk.

L'exploitation de Marsberg, décrite dès 1 1 50, a connu son apogée au Moyen Age. Jusqu'au début du XIXe siècle, les minerais du Zechstein ont égaiement été ex- ploités. ia fermeture de la dernière exploitation date de

1945, après la fin de la guerre. Depuis 1840, 3,2 Mt de minerais avec 1,5-1,6% C u ont été extraits pour l'ensemble. Les réserves totales en présence sont évaluées à 1 Mt de minerais avec 1,3% Cu.

Des gisements similaires sont développés au Eisen- berg près de Korbach, à la mine Ludwig près de Bieden- kopf-Dexbach, dans le Kellerwald près de Bergfreiheit et à Schweinsbiihl près d'Adorf (Schaeffer, communic. pers.). Le fait que le mont du Eisenberg n'ait jamais été recouvert c o m m e les autres endroits par la mer du Kup- ferschiefer (Kulick, 1968) est important pour l'interpré- tation génétique de ces gisements.

Les minerais de fer sedimentaires

Dans la zone rhéno-hercynienne, les concentrations mé- talliques d'origine purement sédimentaire sont: - les gîtes oolithiques marino-sédimentaires à hé- matite, pauvres en fer et riches en C a 0 et par endroits en MgO (Fe 16-18%, C a 0 jusqu'à 28%) avec limonite et chamosite; ils se trouvent dans différents horizons en bordure des synclinaux calcaires de l'Eifel entre Sötenich et Geroldstein ainsi que près de Schweich sur la Moselle et de Stromberg dans le Hunsrück, ils sont d'âge Emsien supérieur et dans certains cas Eifélien inférieur. Ces gisements ont été exploités aux XVIII' et XIXc siècles et en partie pendant la Seconde Guerre Mondiale. - les couches de sidérite dont la genèse est liée à la genèse du charbon des districts houillers de la Ruhr, de la Sarre et d'Aix la Chapelle pour le Carbonifère supé- rieur productif; les couches du Rotliegende inférieur de ia Sarre. O n distingue des couches de sidérite à 40% Fe, des couches de fer carbonaté lithoïde (blackbands ) à 30- 35% Fe et des couches de minerai de fer argileux (clay- bands) sous forme de sphérosidérite liée aux strates. Dans la Ruhr, ces gisements ont été exploités de 1852 jusqu'à la Seconde Guerre Mondiale et constituaient au XIX' siècle la base de l'industrie métallurgique. O n a produit environ 10Mt de minerai. Dans ia Sarre, les Romains avaient déjà produit du fer. Des activités pos- térieures ont eu lieu du XVe siècle jusque vers 1865.

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La couverture post-varisque Dans l'Allemagne du Sud, les dépôts de plate-forme commencent avec le Permien supérieur ou le Trias. Dans le nord de l'Allemagne, c'est déjà au Permien infé- rieur que des couches se déposent en discordance sur le socle varisque, dont l'intensité du plissement diminue peu à peu vers le nord. Dans le bassin de l'Allemagne du Nord, au sud-ouest de la ligne de Tomquist, il semble qu'il existe des domaines consolidés pendant l'orogenèse calédonienne au-dessous du Paléozoïque tardif non plissé (Plein, 1978).

O n peut distinguer des dépôts de plates-formes épi- continentales formés sur le plateau continental stable dans le sud de l'Allemagne et dans le golfe du Miinster- land et ceux formés sur un plateau instable avec diffé- rentes zones de subsidence dans le nord (fig. 1).

PLATES-FORMES EPICONTINENTALES

A u Permien supérieur, la direction nord-sud s'imposa dans le bloc de l'Allemagne du Sud, contre les structures

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varisques orientées nord-ouest. La mer du Kupferschie- fer et celle, plus étendue, du Zechstein transgressèrent vers le sud par le passage de la Hesse. Les pendages doux est et sud-est des couches du Trias et du Jurassique, constituées de roches de résistances différentes, sont à l'origine de la morphologie caractéristique en cuestas de ces paysages. Le Crétacé supérieur s'est développé uniquement en Franconie (Frankenalb) et sous le Tertiaire de la partie est du bassin molassique. Il s'agit en gros d'une structure légèrement ondulée et très peu dislo- quée.

Le Trias inférieur et moyen du Massif de la Forêt du Palatinat discordant sur d u Carbonifere et du Permien, ainsi que le Trias de la baie de Trèves, transgressif sur le Dévonien dans le prolongement sud de la zone eifélienne orientée N-S, appartiennent tous deux à la bordure du bassin triasique de l'Allemagne du Sud. C'est après la, transgression liasique que la baie de Trèves devint une zone de bordure du Bassin parisien.

Le bloc de l'Eichsfeld, à l'est de Göttingen, se trouve entre la bordure orientale de la dépression de la Hesse et le Bassin de Thuringe. II est constitué d'un plateau du Buntsandstein incliné vers le sud-ouest et découpé par des fossés orientés NNE dont le remplissage de Trias moyen et supérieur ainsi que de Crétacé a été respecté par l'érosion.

Dans la baie du Miinsterland, l'Albien et un Crétacé supérieur puissant reposent sur le Carbonifere supérieur plissé du Massif Rhénan * et dans la partie sud-ouest du golfe sud du Zechstein et du Buntsandstein. C e golfe est limité à l'est par le prolongement nord de la dépression de la Hesse; au nord, contre le bloc de la Basse-Saxe, par le chamage d'Osning et les horsts du Carbonifere; à l'ouest, par une zone fracturée N-S, prolongeant au nord la zone eifélienne méridienne à partir de laquelle s'est avancée, bien loin vers le sud, la transgression du Zechs- tein et du Buntsandstein.

ZONES DE SUBSIDENCE

Le temtoire situé au nord du Massif Rhénan et du Harz ainsi que la partie nord du passage de la Hesse, ont subi une évolution homogène depuis le Permien jusqu'au Dogger. Les dépôts du bassin du Rotliegende de l'Alle- magne du Nord ont récemment été décrits par Plein (1978).

Selon cet auteur, un volcanisme fissural est appam au cours du Rotliegende inférieur, produisant des cou- lées de laves basiques et acides dont l'épaisseur atteint plus de 2 O00 m près des centres, à Brunswick et en Mec- klembourg, et diminue vers l'ouest. Au Rotliegende su- périeur, deux sillons bordiers (dans le sens de Voigt, 1962) se développent en avant de la plate-forme de l'Europe orientale. Ils sont orientés WNW et le plus occidental, situé sur le territoire de la République Fédé- rale d'Allemagne au nord de la basse Elbe, a été le siège d'une accumulation de 1 400 m de sédiments terrigènes et d'évaporites. Le bassin du Zechstein de l'Allemagne du Nord débordait largement sur le temtoire de la Mer du Nord. Pendant le Trias, cette région faisait partie du bassin à faciès germanique. A la limite Rhétien-Lias, la transgression venait du nord-ouest.

Le Massif Rhénan comprend le Massif Schisteux Rhénan et la baie du Munsterland.

C'est au passage Dogger-Malm que la differentiation tectonique a commencé à se faire sentir. Le bloc de la Basse-Saxe, entre le Massif Rhénan et le Harz au sud et le bloc de Pompeckj au nord, s'enfonce en graben, partiellement le long de failles synsédirnentaires, et se remplit de 3 à 4000m de sédiments entre le M a l m et le Crétacé inférieur. Par suite de cette tectonique d'extension, des intrusions magmatiques se mettent en place vers la fin du Crétacé inférieur. C'est ainsi que se forme le massif de Bramsche, un laccolithe de chimisme basique i intermédiaire dont le bord supérieur situé près de Bramsche, à 15 k m au nord d'Osnabrück, est à environ 5 O00 m de profondeur. Ce massif a été repéré par une forte anomalie magnétique, mais aussi par une influence diagénétique importante sur les roches encaissantes, conduisant par endroits à la formation de pyrophyllites et à l'anthracitisation; cette influence a été sensible jusqu'au Santonien inclus (Stadler, Teichmüller, 197 1).

Vers le milieu du Crétacé supérieur, un soulèvement du remplissage du bassin eut lieu, suivi de charriages sur les limites du bassin, provoquant ainsi une tectonique d'inversion en m ê m e temps qu'une période de formation des diapirs (Jaritz, 1973) extrêmement active. Les structures diapiriques étaient formées par le sel du Zechstein et le sel du Jurassique supérieur. Le bâti tectonique est marqué en profondeur jusqu'au sous-sol pré- salin, mais il est fortement influencé par l'halokinèse.

Le bloc de Pompeckj au nord du cours moyen de l'Aller (fig. 1) s'affaisse lentement et subit au M a l m une érosion épisodique. Le Lias et le Dogger n'apparaissent que dans quelques sillons étroits orientés N-S. Le Créta- cé inférieur est transgressif localement sur le Keuper. Le Crétacé supérieur et le Tertiaire, ainsi que par endroits le Quaternaire, atteignent des épaisseurs considérables, en particulier dans les dépressions périphériques des diapirs. Le point culminant des mouvements diapiriques est atteint au Trias, en relation avec les mouvements épiro- géniques (((Hardegsen movements», W. H. Ziegler, 1975). I1 existe, en dehors des formations de sel du Per- mien, parfois du Keuper salin dans les structures diapiriques montant pendant le Crétacé et le Tertiaire.

Les deux blocs de la Basse-Saxe et de Pompeckj appartiennent à la bordure sud du grand bassin de la Mer du Nord. C'est à la limite Rhétien-Lias que commence, dans la partie nord, une évolution autonome avec une tectonique cassante, formation de graben et soulèvement des régions bordières du bassin. Ces mouvements Cimmériens atteignent 'un maximum d'intensité au Callovien et sont accompagnés d'extrusions de magmas basiques dans la région méridionale du ((Viking Graben» et dans la région septentrionale du «Graben Central». Des grès deltaïques, des turbidites et des argilites du Malm et du Crétacé inférieur recouvrent donc une mosaïque de blocs tectoniques. La subsidence actuelle du bassin de la Mer du Nord a commencé au début du Tertiaire (W.H. Ziegler, 1975).

GISEMENTS

Les différents gisements de la couverture sédimentaire se sont souvent formés de manière synchrone, en empié- tant éventuellement sur plusieurs des unités structurales auxquelles ils appartiennent et qui ont évolué essentiellement au Mésozoïque. Ils seront donc traités ensemble.

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Métallogénie de la République Fédérale d‘Allemagne

Evaporites

Le sei a commencé à se déposer dès le Rotliegende supirieur, dans le bassin probablement presque fermé du nord de l’Allemagne, à peu près entre le Doggerbank et le Mecklembourg. Trusheim (1 97 1) a distingué quatre séries évaporitiques d’épaisseurs variant entre 50 et 200m dans un ensemble d‘argiles et de seis en alternance qui atteint au centre du bassin une puissance de 1 400 mètres. Les sédiments se sont déversés à partir du sud en formant de vastes cônes d‘alluvions sur une région dunaire déjà très aplanie, avec des vallées sèches (Plein, 1978).

Au Zechstein (Permien supérieur), l’ouverture vers la haute mer s’est élargie au nord en m ê m e temps que la mer s’est avancée loin vers le sud. L’ensemble évapori- tique du Zechstein atteint jusqu’à 1 O00 mètres. Käding (comrnunic. pers.) y distingue six séries. U n e série com- plète présente le développement suivant, en partant du mur: sédiments clastiques, carbonates, sulfates, chloru- res et une phase récessive très réduite (Richter-Bernburg, 1972). La série de Werra (Z i), avec les couches de potasse de ia Hesse et de la Thuringe, s’est développée à la limite sud du bassin dans le passage de ia Hesse et sur le Bas-Rhin. Les séries de Stassfurt (Z2) et de ia Leine (Z 3), avec les couches à potasse de Stassfurt, ou bien de Ronnenberg et de Riedel sont développées dans le sud et rest de la Basse Saxe. La série de I’Aller (Z 4) dont l’éten- due n’est que légèrement plus faible que celle des deux séries plus anciennes, ne présente pas de potasse. La série &Ohr (Z 5) et celle de la Frise (Z 6) n’ont été décou- vertes qu’au cours de ces dernières années. Elles sont saliferes dans le sous-sol du nord de ia Basse-Saxe et s’étendent jusqu’au-dessous de la Mer du Nord.

A u sud-ouest de Marsberg, à la limite ouest du passage de la Hesse, par exemple près de Gemsbeck et Giershagen, dans ia série de la Leine (Z 3), des précipita- tions de célestite se sont déposées à faible profondeur (Müller, 1962). Scherp et Strübel (1974) interprètent ia formation de ce gîte par épigenèse et font venir le strontium de solutions ascendantes (4 p. 225).

Dans les Alpes calcaires du Nord, ia sédimentation de roches rouges et d‘évaporites a commencé au Per- mien supérieur et a continué jusqu’au Trias inférieur. Les activités tectoniques ont transformé ces sédiments en un mélange brichiforme de sel, de gypse et d‘argile, formant le «Haselgebirge». Le sei gemme est exploité par lessivage près de Berchtesgaden et à Hallein, en Autriche.

A u Trias et au Jurassique, on assiste à une reprise répétée des dépôts évaporitiques en Allemagne du Nord (Richter-Bernburg 1972, Trusheim 197 1). Cependant, les bassins saliferes ne se sont étendus jusqu’en Allemagne du Sud que pendant le Röt inférieur et surtout le Mus- chelkalk moyen.

Les dépôts saliferes du Röt s’étendent sur un territoire qui n’est que légèrement plus restreint que celui du Zechstein. Ils se sont formés au centre d‘un vaste bassin sous influence essentiellement continentale, dont les conditions paléogéographiques étaient comparables à celles qui régnaient à ia fin du Rotliegende supérieur. L‘épaisseur des couches saliferes atteint un peu plus de 150 mètres.

Les evaporites du Muschelkalk moyen ont pris naissance dans un milieu marin. Le bassin était ouvert au

sud-est et au sud-ouest vers la haute mer. En Allemagne du Nord, leur extension et l’épaisseur des couches sont à peu près les mêmes que celles du Röt. U n bassin partiel s’est développé sur de larges temtoires du Bade-Wur- temberg et de la Franconie jusqu’en Sarre et en Lorraine, . avec des épaisseurs de 80 à 100 m pour la série salifere. Le sei est exploité sur le Neckar moyen et supérieur, près de Heilbronn ou Haigcrloch-Stetten.

Dans le «Gipskeuper», le Keuper moyen gypsifere du nord-est de ia République Fédérale, se sont formés de petits bassins spéciaux avec des couches saliferes d’environ 150 à 200 m d’épaisseur, dans un bassin sédimen- taire caractérisé par des changements fréquents des influences marines et continentales. Ces bassins spéciaux sont souvent des zones d‘affaissement qui entourent les diapirs ascendants, et ils peuvent alors dans certains cas, contenir jusqu’à 2 O00 m de dépôts salins.

L‘ensemble évaporitique de 800 m d’épaisseur du Ti- thonique supérieur s’est développé dans un bassin marin relativement étroit et profond situé au centre du bassin de la Basse-Saxe. Cette formation est composée d‘une alternance de sels et d‘argiles. Des apports fréquents de matériel détritique sont caractérisés par leurs fossiles du Lias et du Dogger. Dans le champ pétrolifère de H e m - melte-Ouest au nord d‘Osnabrück, un forage implanté sur le seuil limitant une fosse marginale au nord du bassin principal a traversé à 1 2 5 0 m de profondeur une séquence de 20 m d’épaisseur dont ia couche d‘anhydrite contient 30% de célestite. Müller (1962) estime cette réserve de célestite à plusieurs millions de tonnes de SrS04.

Dans le sud du graben du Rhin, des sels ont été à nouveau déposés dans les couches de Pechelbronn à l’Eocène supérieur et surtout à l’Oligocène inférieur et ont formé deux couches de potasse qui furent exploitées, près de Buggingen à 25 k m au sud de Fribourg-en-Bris- gau, jusqu’en 1973. On rencontre aussi des formations salines au nord, dans le Miocène des environs de worms.

La potasse est exploitée en Allemagne depuis 1861. La production totale du Zechstein s’élève à 200Mt de K20 dont 120Mt ont été extraits depuis 1945 et à peu près la moitié de ce tonnage en République Fédérale. Les réserves exploitables de Ia République Fédérale s’élèvent à 500 Mt de K20, alors que les réserves géologiques peuvent atteindre 900Mt. Les ressources totales sont esti- mées à 4 500 Mt de K20 (Scheldnck & Stier, 1978). Les ressources en sel gemme s’élèvent à un multiple de ce tonnage.

Gisements sédimentaires des métaux non ferreux

Le niveau du Kupferschiefer du Zechstein inférieur s’étend au nord de l’Europe Centrale depuis le Yorkshire et l’Irlande du Nord jusqu’en Pologne et en Lituanie. E n République Fédérale d’Allemagne, on le trouve en bordure nord du Massif Rhénan et sur ies bordures ouest et sud-ouest du Harz avec des teneurs en cuivre modestes. Dans le passage de la Hesse il apparaît en gisement sous forme de «Kupferletten» (glaises cupnferes), en bordure est du Massif Schisteux Rhénan et du Spessart et sous forme de N Kupferschiefer» (argiles cupriferes sensu stricto) dans les monts de la basse Werra et près de Son- tra dans les monts de Richelsdorf, 06 ils ont été exploi-

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tés jusqu'en 1954 (Messer, 1955). I1 s'agit d'argiles marneuses ou de m a m e s d'une puissance moyenne de 0,3 m, pouvant atteindre localement 1 m et dont les faciès littoraux sont très enrichis en métaux non-ferreux avec une

a relation Cu<Pb<Zn. Près de Sontra, la teneur en cuivre s'élève à environ 1% C u avec un tonnage de l'ordre de 1 Mt. L'apport des sulfures est synsédimentaire. Ceci est confirmé par la répartition des métaux, l'origine bacté- rienne de l'oxygène et Ia formation du soufre des sulfures par réduction bactérienne des sulfates (Marowsky, 1969). La mise en piace des métaux a eu lieu, d'après Rydzens- ki (1976), au cours de la diagenèse initiale. Ils proviennent partiellement des roches du Rotliegende. Ils ont précipité à l'arrivée d'eaux souterraines, riches en ions métaux, en bordure des seuils et le mixage de celles-ci avec les eaux de mer, c'est-à-dire au passage d'un milieu oxydant en un milieu réducteur; les précipitations se sont réparties aussi bien latéralement que verticalement selon une zonalité dépendant de la paléogéographie et de la solubilité des métaux dans l'eau de mer: le zinc en eau peu profonde, le cuivre en eau profonde, et toujours le cuivre en-dessous et le zinc et le plomb au-dessus, com- m e Richter (1941) i'a reconnu le premier (cJ aussi W e - depohl, 1971 et Putzer, 1972). D'après de récentes études réalisées en Pologne et en République Démocratique Allemande, il existe une relation entre les teneurs en métaux et, en particulier, le ratio Cu:Pb:Zn des volcanites du Rotliegende inférieur et celles du Kupferschiefer. (A propos de l'origine du plomb dans les Kupferschiefer, voir aussi p. 208.) U n e origine hydrothemale ascendante des solutions métalliferes dans le bassin du Zechstein n'y est pas acceptée, en accord avec Wedepohl (1980).

Les sédiments triasiques dans le triangle Amberg- Weiden-Bayreuth (Haut Palatinat) montrent, depuis le Buntsandstein moyen jusqu'au Keuper supérieur, une teneur élevée en plomb. Dans les arkoses kaoliniques du Buntsandstein moyen de Hirschau-Schnaittenbach, elle est de 125 ppm. La masse principale du plomb est liée à 150 m de grès et mames depuis la limite Muschelkalk- Keuper jusqu'au Keuper moyen où elle est concentrée dans certains bancs sous forme de cérusite et moins souvent de galène. I1 n'y a que des traces de zinc et pas d'antimoine ni de bismuth. La teneur en argent dans le plomb est de 180ppm en moyenne (Ziehr et Jacubec, 1975). La teneur de certaines séquences, de quelques mètres, peut atteindre 1% Pb. Près de Freihung. un minerai d'une teneur fortement variable sur une hauteur de 20-25 m a été exploité au cours du siècle dernier; on a pu calculer une teneur moyenne de 2% P b ramenée à une hauteur de 2m de sédiments. On peut estimer les réserves totales du gisement de Freihung à 200 O00 t de plomb qui est ici d'origine synsédimentaire. I1 a été fixé en fonction des faciès géologiques avec préférence auprès des zones où s'étaient accumulés de nombreux restes de plantes; il provient de roches cristallines avoisinantes (Gudden, 1975a). Dans un banc de calcaire dolomitique d'une épaisseur de 3 0 c m à la base du Keuper moyen, appelé «Bleiglanzbank» (banc de galène), la présence de plomb s'étend sur une grande partie du bassin de l'Alle- magne du Sud. C e banc contient plus ou moins sporadiquement de ia galène en cubes atteignant I c m d'arête à côté de quelques sulfures de cuivre et de la barytine. O n trouve aussi des «Bleiglanzbänke», bien que plus pauvres en galène, ainsi que du cuivre par endroits, depuis le Buntsandstein supérieur jusqu'au Keuper moyen sur

la bordure Est de la Forêt-Noire (Wimmenauer, in Fluck et al., 1975).

Les gîtes de plomb et zinc de Wiesloch dans le Mus- chelkalk supérieur, près de Heidelberg, sont considérés c o m m e une formation épigénétique du Tertiaire (voir p. 224). O n ne sait pas encore si une partie des minerais et de la gangue - et le cas échéant, en quelle proportion - est d'origine syngénétique-sédimentaire. Rappelons seulement les minéralisations stratiformes du Muschelkalk supérieur de Pechelbronn dans la dépression de &bem en Alsace. Elles ont été traversées par des forages pétro- liers à des profondeurs vanant entre 1 O00 et 2 O00 m et ont montré la présence de blende, pyrite, calcite, dolomite et plus rarement de fluorine ainsi que des silicifications (Huck et al., 1975).

Gisements sédimentaires de fluorine et d'uranium

En 1974, de la fluorine a été découverte dans le «Haupt- doIomit» (Ca2) et le «Plattendolornit» (Ca3) du Zechs- tein moyen près de Eschwege et de Sontra, en Hesse du Nord (Ziehr et al., 1980). La fluorine est stratiforme et liée aux couches dolomitiques où elle se présente en lits irréguliers ou en lentilles de couleurs sombres, d'une épaisseur maximale de 0,5 m avec des concentrations de 10 à 50%'de CaF2 ou en couches de 18-20 m d'épaisseur avec des concentrations de 10% de CaF,. L'alternance de fluorine et de dolomie, l'absence de minéraux hydrothermaux et les teneurs en terres rares (Gundlach et al., 1974) témoignent de la formation synsédimentaire de la fluorine. Ziehr et al. (1980) supposent que la formation de ia dolomie ainsi que ia mise en place de la fluorine ont eu lieu au cours d'une phase diagénétique tardive. Le milieu de sédimentation a pu être une lagune peu profonde ou un haut-fond marin au sens de Müller (1962, cJ Krüger et Ossenkopf, 1969). Le fluor est venu probablement du continent dans des produits d'altération mé- téorique et le calcium est marin. Les quantités de fluorine sont évaluées à 5-7 Mt de CaF,.

En Franconie, des occurrences d'uranium dans des grès du Keuper moyen, en nids et en lentilles, peuvent atteindre une teneur moyenne de 100-200 p p m d'U308. Le minéral uranifere est une fluorapatite dans le ciment des grès (Gudden, 1976). O n trouve également une faible teneur en uranium dans des grès du m ê m e âge au Wur- temberg.

Gisements sédimentaires de fer

I1 y a eu à plusieurs reprises, au Jurassique, au Crétacé et plus sporadiquement au Tertiaire, une formation de gisements de fer, pour la plupart limonitiques, d'origine surtout marine-sédimentaire.

I1 s'agit, dans le Jurassique, de minerais oolithiques du type «Minette Lorraine)) et dans le Crétacé inférieur, de minerais mixtes oolithiques et détritiques. Dans le Crétacé supérieur de l'Allemagne du Nord, on trouve des minerais purement détritiques appelés «Triimmererze». Par contre, les gîtes du Haut-Palatinat se sont formés essentiellement en milieu limnique et comportent une palette de minerais limonitiques allant des formes compactes terreuses de couleur ocre, friables, à des fomes dures et cassantes, ainsi que des minerais sidéritiques compacts localement abondants. Le tableau stratigraphi-

212

Métallogénie de la République Fédérale d'AUernagne

que de la figure 14 montre la distribution des minerais de fer au cours des temps géologiques.

Les premiers minerais du Lias se sont formés au Sinémurien inférieur près de Bad Harzburg (mine de Friederike). Les minerais de Bislich sur le bas Rhin, $Echte et d'autres localités de l'avant-pays du Harz et de la partie nord de la dépression de la Hesse appartiennent au Pliensbachien inférieur, tandis que ceux de la baie de Bodenwöhr dans le sud du Haut-Palatinat et de Keilberg près de Ratisbonne se rattachent au Pliensba- chien supérieur.

Les minerais du Lias se sont formés dans un domaine peu éloigné de la côte, dans des «pièges à minerais» («Erzfallen») localement limités, où se trouvent réunies les conditions physico-chimiques optimales pour la pré- cipitation du fer en eau de mer et l'accumulation du minerai à l'abri des relavages et des migrations. Les minerais les plus riches et les plus puissants se trouvent souvent juste en avant d'une zone de failles (ex. : Bislich, Echte, Bad Harzburg, Bodenwöhr) où ils sont brusque-

FIG. 14. Gisement de minerai de fer sédimentaire dans la couverture de la plate-forme épivarisque de la République fédérale S = gisements du sud du pays (d'apres Kolbe).

TERTIARY

CFETACEOUS

LIAS mGE*+

Costal area8 of North and Baltic Sea

Achim (R. fiocene)

Si groanenberg, Grünten (L. Eocene)

Damme (U. Campanian) Peine-Bülten, Lengede (M. 6e.ntOnian)

Si Amberg (L. Cenomanian) Wden (a. Albian)

(Aptian. oolithic ore B a ~ e m i a n , conglom. ore

Salzgitter U. ~euteriv., ooïithic ore L. iiauteriv., congiom.ore)

Gifhorn (U. Oxfordinn) Rammen, Fiansa (M. i U. Orfordian) Porta (Loner 6: Gutmadingen, Blunberg Callovian)

Staffhorst. R i e d e b u r g n.o. (Upper 8: Swabian & Franconian Jura Aale-

Kahlenberg 8.0. nian)

Tit Bodennöhr, Soilberg (U. Pliensb.) Echt0 a.o.,Bislich (L. Plienabachian)

Friederikr (L. Sinemuripn)

ment tronqués. Dans la direction opposée, l'épaisseur des couches diminue peu à peu et les minerais se raré- fient très lentement. Ces «Erzfallen», ou pièges à minerais, étaient donc limités d'un côté par un talus sous- marin assez raide : cette configuration dissymétrique était due à une zone de failles ou de flexures synsédi- mentaires à l'emplacement du talus; ces accidents

étaient réactivés plus tard, pendant des phases posthu- mes et représentent les failles actuelles. Les occurrences des minerais du Sinémurien et du Pliensbachien montrent souvent la m ê m e position par rapport aux accidents tectoniques synsédimentaires, dans les mêmes domaines (Bottke et al., 1969; 357).

Les minerais du Dogger répartis dans le Jura Souabe et franconien, de m ê m e que ceux de Kahlenberg et de Schönberg près de Fribourg-en-Brisgau, appartiennent à 1'Aalénien; près de Lörrach, la minéralisation atteint le Bajocien. U n certain nombre de gisements étudiés par des forages en Allemagne du Nord ont également un âge aalénien: Stufiorst près de Nienburg sur la Weser avec 450 Mt de minerai et Friedebourg près de Wilhelmsha- ven avec 140 Mt sont les plus significatifs. A u Callovien, des gisements prennent naissance dans le Wiehengebirge à la «Porta Westfalica» sur la Weser et sur la bordure sud-est de la Forêt-Noire, près de Zollhaus-Blumberg et de Gutmadingen.

Les minerais du Dogger inférieur de l'Allemagne du Nord ont été formés dans le domaine à faciès argileux, en avant des domaines sablo-argileux et sableux plus proches du littoral. Dans l'enceinte de ce faciès, les minerais se rattachent d'une part à des dépressions entourant les diapirs de sel (type Friedebourg) et d'autre part à de vastes dépressions entre des seuils stériles assez éten- dus (type Staflhorst). Sur ces seuils, des argilites de l'Aa- lénien supérieur tardif sont en transgression sur le Dog- ger inférieur le plus ancien ou sur le Lias supérieur. Sur le bord des seuils, l'horizon ferrugineux est peu puissant et formé de sidérite en bancs ou en géodes (sphérosidé- rites). Les Oolithes sont rares. Vers le large s'ajoutent des minerais de chamosite 'oolithiques à sidérite en m ê m e temps que les niveaux augmentent en épaisseur; lorsqu'ils ont atteint 2 m et plus apparaissent les Oolithes à magnétite (Stafiorst), à hématite ou à goethite (Friede- bourg) dont l'extension est limitée aux centres des bassins. En m ê m e temps, la teneur en fer s'accroît réguliè- rement, tandis que la teneur en C a 0 diminue, impliquant la diminution de la perte au feu.

Le fer fixé dans les bassins provient des sédiments argileux du Dogger et du Lias (roches-mères des minerais) enrichis en pyrite et en sidérite, que l'érosion a arraché des seuils. La genèse du minerai a commencé par la sédimentation d'un matériel argilo-chamositique transporté par des courants marins. Par fixation continue de la chamosite sur des particules de chamosite en suspension, se sont formées des Oolithes de chamosite qui ont ensuite été transformées partiellement, dans les parties du bassin plus agitées et mieux aérées et sous action partielle de l'oxygène, en magnétite ou hématite, parfois en goethite, pour finalement être déposées.

La sidéritisation des minerais sédimentés se produisit très tôt sous l'action de solutions interstitielles. La formation des minerais peut donc être divisée en trois éta- pes : phénomènes intramarins d'érosion, de dissolution et de transformation (Bottke et al., 1969: 358).

En Allemagne du Sud, la formation du minerai s'est effectuée dans un domaine marin éloigné des côtes et peu profond, bien aéré et sableux. Les courants marins ont participé de manière prépondérante à la formation et aux déplacements parfois répétés de galets de sédiments enrichis en minerai (Frank et al., ' 1975). Le fer fut probablement mobilisé au sens de Borchert (1965, voir aussi Halbach, 1975) dans un domaine marin profond

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sous forme de Fe++ puis véhiculé et déposé en Oolithes dans une mer peu profonde sous forme de Fe+++.

Les minerais du Dogger supérieur du Wiehengebirge se sont formés en bordure de hauts-fonds sous-marins considérés c o m m e les fournisseurs des minerais. L’éro- sion due aux courants, en liaison avec la dissolution et la reprécipitation du fer, conduisirent à la concentration du métal. Le minéral est ici de la sidérite, résultant d‘une sidéritisation diagénétique précoce de sédiments consti- tués principalement d‘argiles et de mames (Thienhaus et Meyer, 1969).

Les Oolithes limonitiques de la bordure sud-est de la Forêt-Noire ont été formées dans un domaine d‘affaissement de la zone Fribourg-Bonndorf, sous des conditions correspondant assez bien à celles des minerais du Lias (Sauer et Simon, 1975).

A u Malm, des gisements de fer ne se sont formés que dans les calcaires coralliens de l’Allemagne du Nord, à ia limite du Harz (mine de Hansa près de Bad Harzburg) à l’oxfordien moyen; près de Nammen dans le Weserge- birge (Monts de la Weser) à I’Oxfordien moyen et supé- rieur; et près de Cifhorn à I’Oxfordien supérieur. Les importants gisements de Gifhorn se formèrent dans une zone de synclinaux bordant les diapirs de sel du Zechs- tein en cours d‘ascension.

Les minerais, montrant souvent une stratification oblique, se sont formés dans des domaines marins qui se sont affaissés au cours de la sédimentation, l’enrichissement des minerais est dû à l’action de courants marins. La série minéralisée commence avec un conglomérat de base transgressif avec des galets de minerais de fer. U n e des causes de la mobilisation du fer fut l’altération laté- ritique continentale, c o m m e en témoigne la présence de sols autochtones d’âge jurassique, synchrones de la phase principale d’émersion du N Korallenoolith >> des Monts de la Weser. U n e préconcentration du fer Fe+++ trans- porté sous forme de sols et de fines particules clastiques s’est effectuée dans les sols et les eaux souterraines ferrugineuses, qui, bien qu’appartenant momentanément au domaine continental, ont été reliés aux bassins de sédi- mentation par érosion et ingression épirogénique de la mer. Notons aussi la possibilité que le fer ait été mobi- lisé c o m m e Fe++ à partir des sédiments se trouvant dans une zone riche en CO2 de la mer, sur une région de hauts-fonds intra- ou sous-marin sur l’emplacement des futurs diapirs et de leur sillon bordier, mais il est aussi possible que le fer provienne de sédiments clastiques apportés; cette solution est encore en discussion. La dif- férence des épaisseurs des couches et la différence de faciès des roches du a Korallenoolith >> proviennent de l’affaissement différentiel de diverses parties du bassin autour des diapirs. I1 n’existe pas de rapport simple et direct entre le taux d’affaissement du sillon bordier diapirique et la concentration en minerais; remarquons cependant que les teneurs en Fe de chacun des niveaux pris séparément augmentent avec l’épaisseur des dépôts et diminuent avec la teneur en C a 0 (Bottke et al., 1969).

La production globale des gisements du Jurassique sur le territoire allemand est de 98 Mt de minerai avec environ 23 Mt de fer, provenant pour 15% du minerai brut du Lias, 49% du Dogger et 36% du Malm. Cela correspond à peine à 1 1 % de la production totale de fer métallique depuis le début de l’industrialisation de l’AI- lemagne pour le territoire correspondant A l’actuelle Ré-

publique Fédérale d’Allemagne. Plus de 60% des réser- ves proviennent du bassin de Cijhorn avec 1 400 Mt de minerai, c’est-à-dire plus d’un tiers des réserves du pays. O n n’y a pas inclus les ressources pauvres en fer des minerais du Dogger de l’Allemagne du Sud, avec 1 800 Mt (Neumann-Redin et al., 1976).

Sur tout le Crétacé inférieur du nord-ouest de l’Alle- magne se répartissent des minerais de fer limonitiques avec de hautes teneurs en silice. Les minerais oolilhiques prédominent à I’Hauterivien et I’Aptien et les «Trum- mererze >> (minerais détritiques) au Barrémien. Ils sont exploités sur de grandes installations depuis i 937 près de Salzgitter. Près de Müden, au nord-ouest du bassin de Gijhorn, des forages ont traversé des minerais exclusivement détritiques à 1’Albien moyen. Des essais d‘exploitation à petite échelle ont été entrepris autrefois dans les Monts de I’Egge et sur les minerais sidéritiques de Ben- theim. Plus au nord, de petits gisements ont été décou- verts par des forages pétroliers.

Les minerais de fer de Salzgilter se sont formés selon Kolbe (1962, 1970) dans des domaines de subsidence syngénétiques ressemblant à des graben ou semi-graben appelés «Kolke>>. Leur remplissage est composé de minerais de fer sédimentaires bien homogènes et bien con- centrés; les puissances les plus importantes et les concentrations les plus élevées apparaissent en général à l’approche immédiate de la faille principale.

Les apports des débris clastiques détachés des horsts voisins sont presque toujours arrivés par le côté moins ou non faillé du chenal. La partie détritique des minerais provient des concrétions redéposées de sidérites oxydées du Jurassique (géodes de sphérosidérite). C e sont les minerais les plus anciens qui comportent les fossiles secondaires les plus jeunes du Jurassique. Les inclusions argileuses des minerais correspondent aux illites des argiles remaniées du Dogger et du Lias. Le fer des Oolithes peut aussi provenir des énormes quantités d’eaux souterraines ferrugineuses des zones tropicales, intégrées dans le circuit océanique. U n e instabilité croissante de la terre alliée à un haut niveau d‘énergie du relief a conduit au Barrémien inférieur et moyen à la formation de minerais purement détritiques. Les zones d’affaissement reprodui- sent en direction les bords des blocs du Crétacé infé- rieur; les mouvements tectoniques qui les touchent sont modifiés et amplifiés par l’halokinbe. Les gîtes ont été bousculés par une tectonique plus jeune, liée ou non à la migration du sel. II a ainsi été possible que l’ancien plan principal de mouvement ait pu être à ce point incliné qu’il ait été placé en position antithétique par rapport aux couches et qu’il recoupe en profondeur les couches métalliferes (fig. 15).

A u Crétacé supérieur, se sont formés en Allemagne du Nord à Peine-Ilsede au Santonien, à l’ouest de Bruns- wick, et à Damme au Campanien, au nord-est d‘Osna- brück, des minerais de fer détritiques basiques. Les minerais cénomaniens basiques, en partie oxydés, en partie carbonatisés, du Haut-Palatinat se sont formés dans des auges sur le Malm calcaire karstique et en milieu limnique le plus souvent.

Les minerais de l’Allemagne du Nord sont des con- glomérats de transgression. Les géodes sidéritiques contenues en grand nombre dans les argiles remaniées de l’Albien ont été oxydées pendant l‘érosion et un court transport, enrichies par les remaniements puis déposées dans des sédiments littoraux influencés par les courants.

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Les grains de minerai, de l'ordre du millimètre, sont ennoyés dans une matrice marneuse.

La teneur en montmorillonite des parties argileuses de la matrice correspond à celle des argiles albiennes. A D a m m e , les gîtes reposent en transgression directement sur les roches-mères des minerais, du Crétacé inférieur (Simon, 1967). A Peine, les matériaux proviennent de terrains situés à quelques kilomètres vers le nord-ouest et l'ouest. Les galets minéralisés ont été accumulés dans les sillons bordiers des diapirs ascendants (Kolbe, 1970; Fehlau, 1973).

FIG. 15. Schéma d'une dépression minéralisée (kolk) de Salzgit- ter dans le Crétacé inférieur (d'aprks Kolbe, 1962). a) Formation de la dépression et début de la sédimentation du minerai, b) expansion de ia dépression pendant la sédimentation du minerai, c) la dépression avec une profondeur d'environ 1 O O m à la fin de ia sédimentation du minerai, d) ia dépression dans l'état actuel aprks l'inclinaison des couches de la zone montagneuse de Salzgitter et la réactivation des failles.

9 'o @ a

Les gisements de ia Formation d'Amberg, du Céno- manien inférieur, sont étroitement liés, à i'exception des indications métallogènes assez étendues spr le Jura Fran- conien, aux zones de failles d'Amberg-Sulzbach-Rosen- berg et d'herbach (Gudden, 1975b). Les failles prolongeant vers le nord-ouest la zone du Pfahl étaient des flexures actives au cours des phases pré- et synsédimen- taires et ont participé à ia formation d'auges parallèles d'érosion dans lesquelles se sont accumulés les minerais. Le fer provient des couches du Dogger et du Keuper, situées à l'est, attaquées par l'érosion, et il fut transporté par les eaux de ruissellement, en solution. II a précipité et sédimenté en milieu limnique parfois peut-être en milieu saumâtre. A part la limonite qui est le minerai principal, on trouve aussi de la sidérite à Auerbach (Ge-

hlen et Harder, 1956). Ces deux types de minerais se présentent sous forme de minerais durs, compacts ou bien en esquilles. I1 y a aussi différents types de minerais tendres, terreux et différentes variétés de minerais colo- rés. La tectonique cassante du Cénomanien supérieur et du Crétacé tardif a conduit au charriage et au recouvrement des gîtes par le bloc nord-est, ce qui a contribué à les protéger de l'érosion et de la destruction. La production de fer dans cette région est d'une très longue tradition, puisqu'on en retrouve des traces à l'époque de La Tène.

Les gisements du Crétacé ont produit depuis la seconde moitié du XIXe siècle 45 % de ia production totale de minerai de fer de ia République Fédérale d'Allema- gne avec 354 Mt de minerai dont 103 Mt Fe; le minerai brut provient pour - 46% du Crétacé inférieur de Salzgitter - 40% du Crétacé supérieur de l'Allemagne d u Nord - 14% du Crétacé supérieur de l'Allemagne du Sud; le fer provient pour - 47% du Crétacé inférieur de Salzgitter - 34% du Crétacé supérieur de l'Allemagne du Nord - 19 Yo du Crétacé supérieur de l'Allemagne du Sud

Avec au moins 700 Mt de minerais dont 207 Mt Fe, les réserves connues constituent 17 % des réserves totales de la République Fédérale d'Allemagne (Neumann- Redlin et al., 1976).

Pendant le Tertiaire, des gisements de fer se sont for- més à deux époques, à l'Éocène inférieur dans la zone helvétique des Alpes et au Miocène moyen près de Brême.

Dans la zone helvétique, se trouvent quelques concentrations de fer sédimentaires marines de type oolithique (J. H. Ziegler, 1975). A Kressenberg, à 25 k m à l'ouest de Salzbourg et à Grünten près de Sonthofen dans 1'Allgäu ont eu lieu des activités minières respectivement jusqu'en 1924 et 1859. Le fer de ces gisements a probablement été fourni par un seuil intraheivétique, le fer ayant été transporté dans des solutions d'altération mé- téorique puis précipité en milieu marin. La mine du Kressenberg a été mentionnée pour la première fois en 1070. ia production s'est élevée à 1 Mt et les réserves sont estimées à 3 2 M t de minerai. Au Grünten, on ne connaît pas de réserves notables.

U n e lentille littorale de minerai limonitique détriti- que a été découverte en 1956 dans le Tertiaire de la région d'Achim au sud-est de Brême. L'enrichissement des minerais a eu lieu par rapport alluvial dans un bassin qui s'est probablement formé à ia suite de phénomè- nes d'halokinèse.

Les terrains producteurs furent des couches du Ter- tiaire ancien dans lesquelles s'étaient enfouies sous for- m e de galets ferriferes tous les matériaux qui avaient été remaniés au cours des temps et jusqu'à 1'Albien pour les plus anciens (Ludwig, 1965).

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Gisements sédimentaires de minéraux industriels

Les gisements de kaolin les plus importants de la Répu- blique Fédérale se trouvent dans les arkoses du Bunt- sandstein moyen près de Hirschau et de Schnaittenbach dans le Haut-Palatinat. I1 s'agit d'une kaolinisation exo- gène et autochtone par l'action d'eaux souterraines circu- lant dans des arkoses poreuses, au Trias, immédiatement après ia sédimentation (Köster, i 1980).

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O n trouve des concrétions autochtones de phosphorites dans la formation des minerais de fer d'Amberg, d'âge Cénomanien inférieur, et au mur. O n rencontre des nodules de phosphorite dans les giscments de fer de Peine-Ilsede et de D a m m e ainsi qu'à la bordure nord du Harz près de Bad Harzburg, d'âge Santonien moyen. II s'agit surtout de phosphorites resédimentées du Jurassi- que et du Crétacé inférieur. Elles ont été exploitées de 1890 à 1922. A I'Oligocène inférieur, il existe des phosphorites dans la dépression subhercynienne près de Helmstedt et dans 1'Emsland près de Welsen, à l'ouest de Lingen. Elles ont été exploitées dans ces deux localités pendant la Première Guerre Mondiale (Paproth et Zirn- merle, 1980).

O n trouve dans les lignites de l'Éocène de Helmstedt, des concrétions de pyrite qui ont été traitées à certaines périodes de l'exploitation.

L e s Alpes et l'avant-pays alpin La partie allemande de I'orogène alpin se limite à une étroite bande entre le lac de Constance et Salzbourg, avec la partie nord des Alpes calcaires - Permien supé- rieur à Tertiaire moyen - la bordure alpine formée par la zone du Flysch et la zone helvétique très réduite tectoniquement, ces deux zones constituant les Préalpes- Crétacé inférieur à Tertiaire ancien. L'activité volcanique se manifeste seulement par la présence de tufs dans la partie la plus élevée du Trias moyen et de tufs à séla- donite au Lias supérieur de Berchtesgaden. Les plissements principaux ont eu lieu à la fin du Crétacé supé- rieur, coïncidant avec le début des chamages des nappes dans les Alpes orientales, au Crétacé supérieur et au Ter- tiaire ancien.

Le bassin molassique d'Allemagne du Sud reçoit à IOligocène les roches détritiques arrachées par I'érosion aux Alpes en cours de soulèvement. C e bassin est asy- métrique et les roches détritiques s'accumulent au sud en bordure des Alpes sur une épaisseur de 5 0 0 0 m ; au nord, les couches se relèvent peu à peu. La partie sud du bassin a été plissée et écaillée au Miocène supérieur.

Dans cette région, des gisements ont pu se former à diverses époques. Des gisements volcano-sédimentaires de plomb-zinc-pyrite du type Bleiberg se sont formés au Trias moyen dans les Alpes calcaires du Nord. On constate une différentiation des faciès avec, d'une part, une prédominance des pyrites, de la dolomie ankéritique et un peu de barytine dans la partie nord près de Füssen et du Walchensee, et d'autre part, une prédominance de plomb-zinc avec fluorine dans la partie sud près de Mit- tenwald et à Lafatsch en Autriche, sur le cours supérieur de l'Isar, OU les tufs sont d'ailleurs plus répandus (Sch- neider, 1954; Taupitz, 1954).

La plus grande partie des sulfures des métaux non ferreux ont migré à la suite des plissements alpins, mobi- lisés probablement par des eaux thermales souterraines; ils se sont redéposés en formant des minéralisations métasomatiques stratoïdes, ou dans des filons dont la teneur métallifere disparaît à 100-200 m au-dessous du «calcaire métallifere» (Schneider, 1964). C e n'est que sur ce genre de minerais remobilisés et sur leurs produits d'altération que se sont portées les exploitations pour la limonite, puis plus tard ia calamine et la galène argenti-

Ere, en activité jusqu'en 1850 environ. Le molybdène de la wulfénite, présente dans ia zone d'oxydation des minerais de plomb, est probablement originaire des roches bitumineuses au toit.

II existe des roches carbonatées manganiferes, avec des teneurs moyennes générales de souvent plus de 5 Yo dans le Lias supérieur des Alpes calcaires du Nord, depuis I'Allgäu jusqu'à Salzbourg et m ê m e jusque dans les Petites Carpates (Germann, 1972). A Jenner, dans les Alpes de Berchtesgaden, les roches montrent un enrichissement de 20-30% M n sur des épaisseurs de 2-4 mètres. L'alternance de tufs et rhodochrosite et l'apparition simultanée d'un volcanisme géosynclinal dans le sil- ion Pennique des Alpes occidentales permettent d'attribuer ce gisement au type volcano-sédimentaire (Gruss, 1958; Gudden, 1969).

Les gisements marins-sédimentaires de fer de la zone helvétique ont été traités p. 215. A propos des gisements de bentonite de (4 L'OSM D (molasse d'eau douce supé- rieure) de Landshut, voir p. 227.

Les systèmes de rifts du Mésozoïque supérieur et du Tertiaire EVOLUTION TECïONIQUE ET MAGMATIQUE

C'est à partir du Mésozoïque moyen et supérieur que I'Europe Centrale, cratonisée par les événements vansques, a été reprise par une tectonique cassante que Stille définissait comme << germanotype D; il s'agissait d'événe- ments d'une ampleur régionale intense, répartis en plusieurs phases. Cette activité tectonique a commencé dans la Mer du Nord dis le Trias supérieur avec la cassure du Graben Central et y culmina au Jurassique avec I'extrusion de basaltes d'une puissance de 3000 à 4000m dans la partie orientale du bassin de Moray Firth, à la croisée du Viking Graben et du Graben Cen- tral (Woodhall et Knox, 1979). Ces phénomènes se dé- placèrent avec le temps vers le sud et atteignirent le continent dans le bassin ouest des Pays-Bas, à la limite TriasIJurassique. U n e activité magmatique est connue au Crétacé inférieur (subvolcan du Waddensee dans le nord des Pays-Bas, Gaida et al., 1978).

En Allemagne du Nord, la différenciation tectonique a commencé à la limite Dogger/Malm avec ia subsidence du bassin de la Basse-Saxe et a culminé avec l'intrusion du Massif de Bramsche au Crétacé supérieur (voir

En Allemagne du Sud, cette activité n'est apparue qu'au Crétacé inférieur tardif, c o m m e plusieurs études l'ont confirmé: a L'orogenèse cimmérienne qui s'étend de 195 M. A.: cimmérienne ancienne, à 140 M. A, : cim- mérienne tardive ne paraît pas s'être manifestée en Alle- magne du Sud par une tectonique de fractures, mais plu- tôt par d'autres mouvements agitant le socle ... >> (Carié, 1955: 202). <<La couverture sédimentaire allant du Bunt- sandstein au Malm supérieur semble être restée intacte («unvemtzt») dans l'essentiel, si bien que l'on doit re- noncer dans l'ensemble à l'hypothèse d'une tectonique cassante précrétacée» (Schönenberg, 1975 : 59). ia tectonique cassante s'est manifestée dans le bloc d'Allemagne

p. 2 1 O).

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du Sud au Crétacé supérieur ancien tout d'abord à sa bordure nord-est c'est-à-dire le Haut Palatinat, par l'action des systèmes de failles Amberg-Sulzbach-Rosenberg et Auerbach, à la suite de la formation des minerais de fer (Gudden, 1975b, voir p. 215). Ces zones de failles sont situées dans le prolongement nord-ouest du Pfahl bavarois dont nous avons déjà signalé l'importance.t

C'est à peu près à la m ê m e époque que la ligne de Franconie (linéament Thuringe-Bavière orientale) et la faille bordière du Danube ont été réactivées, elles aussi, suivant d'anciennes structures (Pilger, 1974).

A la bordure sud-ouest de ce bloc, dans la Forêt- Noire, les phénomènes tectoniques ne se sont manifestés qu'au début de l'Eocène moyen, surtout depuis le début de l'oligocène, en relation avec l'effondrement du fossé rhénan. Celui-ci, de 35 k m de large sur 300 k m de long, avec son prolongement dans la dépression de la Hesse, forme la limite ouest du bloc de l'Allemagne du Sud. Le graben suit une ancienne structure. Il a commencé à se former au Lutétien et les mouvements se poursuivent, avec interruptions - arrêt au Miocène - jusqu'à nos jours. Jusqu'à 3 350 m de sédiments s'y sont accumulés et compensent un rejet de 4 800 m (Illies, 1972). Le graben représente une section principale du système de rift de l'Europe de l'ouest. Sous le graben s'aligne, parallèle- ment à son axe, un corps en forme de coussin, encastré entre la croûte et le manteau, qui présente une vitesse des ondes P de 7,6 à 7,7 km/s. Ce laccolithe, composé vraisemblablement de matériaux provenant du manteau, à son point culminant à 24 k m de profondeur au-dessous du massif volcanique du Kaiserstuhl (Illies, 1977).

La zone du graben s'élargit au nord dans la région de la dépression d'âge varisque tardif de la Sarre-Werra, au bassin de Mayence à l'ouest et au bassin de Hanau à l'est, pour se terminer au sud du Taunus. Les systèmes de failles de la dépression de la Hesse, actifs depuis le Tertiaire ancien, et les nombreux petits bassins qui les accompagnent représentent le prolongement, très réduit, du graben; ils suivent le passage de la Hesse, d'une importance certaine au moins depuis le Zechstein. La baie du Bas-Rhin, pénétrant profondément le Massif Schisteux Rhénan, s'est affaissée au Néogène, prolongeant au sud-est le bassin ouest des Pays-Bas.

Les occurrences les plus anciennes des activités volcaniques au Mésozoïque sont représentées par des particules volcaniques dans les sédiments ainsi que des tufs et des tuffites plus ou moins altérés. I1 est admis le plus souvent que ce matériel volcanique s'est déposé au ter- m e d'un transport éolien sur d'assez grandes distances. D'après Knoblauch (1 963), les minéraux lourds d'origine volcanique du Malm près d'Urach, à 25 k m à l'est de Tübingen, proviennent du géosynclinal alpin. Gaida et al. (1978) ont examiné les tufs de 1'Aptien supérieur de Sarstedt près de Hanovre et supposent qu'ils proviennent d'une cheminée de trachyte qu'un forage implanté dans le Waddensee, dans le nord des Pays-Bas, a traver- sée. Dom et Bräutigam (1959) ont décrit des tufs dans le Turonien de la Basse-Saxe orientale. Brockamp (1 976) conçoit les hautes teneurs en montmorillonite, qui apparaissent dans les argiles du Crétacé à partir de l'Aptien, c o m m e le signe d'un apport de matériaux volcaniques, en raison de la présence de Ti et Cr en quantités remarquables ainsi que de verres volcaniques très altérés. II pense que la présence généralisée d'argiles à montmoril- lonites en Europe occidentale et la formation de la dor-

sale médio-atlantique à la m ê m e période doivent être vues dans un m ê m e contexte.

Dans la région sud du cours supérieur du Rhin, le jeune volcanisme a commencé à la limite Crétacé infé- rieudcrétacé supérieur, alors que dans la région nord du cours supérieur, il ne s'est manifesté qu'au Crétacé supé- rieur tardif: il est donc bien antérieur à la formation du graben qui a commencé au Lutétien. L'activité volcanique a culminé à l'Eocène moyen et s'est éteinte au Mio- cène moyen (Baranyi er al., 1976). Dans les autres ré- gions, la tectonique cassante du Tertiaire a ouvert des voies nombreuses au magma-ascendant. Les apports volcaniques ont commencé à l'Eocène moyen dans la Hau- te-Eifel (Cantare1 et Lippolt, 1977), ont atteint leur maxi- m u m à l'Oligocène supérieur et la phase terminale a eu lieu dans l'est de l'Eifel il y a environ 10000 ans. Les principales régions volcaniques de la République Fédé- rale d'Allemagne se situent sur une ligne est-ouest entre l'Eifel et la Rhön, avec pour centres le bassin de Neu- Wied et le Siebengebirge ainsi que le Westerwald et le Vogelsberg. Cette ligne se prolonge jusque dans la partie nord-est de la Bavière, où des ramifications du basalte d'Eger atteignent le Fichtelgebirge. Le plus grand volcan de l'Europe moyenne est le Vogelsberg situé à la croisée du linéament de la vallée du Rhin avec la zone de failles de Kissingen-Hassfurt orientée NW. Plus au NNE, les basaltes de la dépression de la Hesse d'âge Miocène supérieur, c o m m e le Vogelsberg (Kreuzer et al., 1973)' suivent le prolongement du linéament de la vallée du Rhin. Dans le sud du fossé rhénan, le massif volcanique du Kaiserstuhl avec ses basaltes alcalins et ses carbonatites, s'élève là où le fossé rhénan est recoupé par le graben de Bonndorf auquel sont liés plus au sud-est les basaltes et les Phonolithes du Hegau. La région d'Urach, au sud-est de Stuttgart, comporte environ 300 cheminées de tufs et de roches volcaniques et montre un gradient thermique particulièrement élevé ainsi q'une activité sismique récente.

LES GISEMENTS

Les gisements épigénétiques de la couverture post-varisque appartiennent à plusieurs types. Ce sont, entre autres : - les filons à barytine et fluorine dans l'enceinte des horsts du socle fracturé, - les paragenèses arséniées à cobalt, nickel et bismuth avec les a Kobaltrücken D (filons à cobalt), - les gisements à plomb-zinc, parfois importants, - les concentrations 'à cuivre et uranium, pauvres, - la paragenèse à sidérite-fluorine-barytine du Massif de Bramsche, accompagnée de sulfures en faibles quan- tités, - les filons à Strontianite du Münsterland, - la minéralisation de koppite dans le Kaiserstuhl.

Ces gisements ont ceci en commun: 1) I1 peuvent tous être classés post-varisques en rai-

son de leur occurrence dans les formations de couverture (ou bien par l'analogie de leurs paragenèses sur de courtes distances);

2) leurs roches encaissantes sont assez rarement plus jeunes que le Buntsandstein. La détermination de leur âge par des moyens géologiques reste donc très lâche;

3) Cependant, ils ne peuvent pas être plus anciens que les failles sous-jacentes ou qui leur sont liées.

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La classification suivante n’est valable qu’en partie, avec des restrictions. En ce qui concerne l’âge et la genè- se, voir le résumé p. 226.

Filons de barytine-fluorine

D e nombreux filons, systèmes et districts filoniens à fluorine et/ou barytine apparaissent en bordure du Mas- sif de Bohême et de la Forêt de Franconie, en relation avec les nombreuses cassures qui accompagnent le fossé rhénan et la dépression de la Hesse depuis la Forêt- Noire en passant par l’Odenwald, le Spessart, la Rhön, les monts de Richelsdorî et de la Werra jusqu’au Harz ainsi que le Massif Schisteux Rhénan (Bärtling, 1911; Schneiderhöhn, 1949; Gunzert, 1961). La plupart de ces filons possèdent un ensemble de propriétés communes qui font concevoir aisément leur traitement global : - dans toute la région, à l’exception du sud et du centre de la Forêt-Noire, les filons se trouvent principalement dans des failles NW-SE la plupart du temps ancienne- ment établies, qui formaient à l’époque de leur minéra- lisation des fissures béantes; - les filons se situent le plus souvent dans le socle, atteignant cependant la couverture dans la plupart des localités, au moins pour quelques filons. Ils sont abondants au Permien et au Trias inférieur. Ensuite et jusqu’au Tertiaire, les roches sont plus rarement minérali- sées; . - l’extension inégale de ces filons dans la couverture post-varisque montre, à côté de la tectonique prédomi- nante, une influence des roches encaissantes et de leur disposition à réagir avec les solutions minéralisatrices (Gunzert, 1961); - dans l’ensemble de la région, la minéralisation est comparable dans ses caractères fondamentaux (Bau- mann et Leeder, 1973). Elle se divise en phases et montre dans la suite de ses produits, une chute de tempéra- ture plus ou moins nette des solutions minéralisatrices, en relation avec les profondeurs et les faciès minéralogi- ques; - la barytine reste toujours un minéral principal, alors que la fluorine n’est un minéral principal que dans la partie sud, jusqu’au massif de la Forêt de Franconie et le Spessart ainsi que dans le Harz moyen. Par contre, elle fait pratiquement défaut dans la dépression de la Hesse et dans le Massif Schisteux Rhénan.

Le district à fluorine de Nabburg- Wölsendorf à 60 k m au nord de Ratisbonne, sur la bordure ouest du Massif de Bohême, est le plus remarquable d’Europe centrale. Ce district, de direction NW, s’étend sur 15 k m de long et 4 k m de large en bordure nord de l’extrémité occidentale de la fracture du Pfahl (de 140 k m de long) et il est grillagé par un réseau de fractures NNW. Environ 70 filons sont connus, dont à peu près les deux-tiers sont à 135” avec un pendage fort vers le sud. Les roches encaissantes sont des gneiss moldanubiens et des granites varisques ainsi qu’en quelques cas, des arkoses du Permien inférieur (Ziehr, 1967).

La minéralisation se divise en deux phases principales. ia phase initiale comporte un silex rouge c o m m e quartz I, avec des oxydes d’uranium, de l’hématite et très peu de sulfures; suit la fluorine I (spath fétide) avec des oxydes d’uranium plus jeunes, du quartz II, de l’hé- matite et quelques sulfures; on trouve dans la blende des exsolutions de chalcopyrite (Ziehr, 1967). Ces deux pha-

ses plus anciennes se trouvent seulement dans la partie centrale, tandis que les phases plus jeunes s’étendent sur l’ensemble du district, dans le sens d‘un changement latéral de faciès. La phase III comporte la masse principale de fluorine II exploitable, en rubans alternants vio- lets (IIa) et verts (IIb), ces derniers avec une forte teneur en terres rares (Teuscher et Weinelt, 1972). D e plus, on rencontre de la barytine rouge («Rotbaryt» selon Teus- cher et Weinelt, 1972), colorée par de menues écailles d’hématite, et du quartz IV. A la suite de nouveaux mouvements tectoniques, la phase IV s’est mise en place avec de la fluorine III claire, puis d‘autres mouvements ayant suivi, ce sont des carbonates dans la partie média- ne du district et de la barytine II claire (« Weissbaryt >> selon Teuscher et Weinelt, 1972) dans la partie moyenne et occidentale qui se sont déposés.

Enfin, on trouve encore de la pyrite disséminée en petites quantités dans tout le district, ainsi que de la marcassite et des sulfures de métaux non-ferreux, des traces de sulfures de métaux lourds et des traces de minéraux d’uranium. La post-phase apporte, outre du quartz V, essentiellement des minéraux de remobilisation des filons.

Teuscher et Weinelt (1972) distinguent une succession de a barytine rouge >> oxydique et mésothermale jusqu’à la fluorine III, d’une succession de (( barytine blanche >> épithermale sulfureuse, plus jeune. Les rapports quantitatifs fluorine/barytine s’élèvent en moyenne à 3/1. La barytine diminue avec la profondeur au profit des carbonates, dans le sens d‘une différenciation primaire par la profondeur. C‘est seulement à l’extrémité nord-ouest du district que la barytine augmente avec la profondeur jusqu’à un taux de 111. Le pourcentage des minéraux métalliques est en moyenne de 0,1% et peut atteindre 1 Yo au centre du district. Au sud-est, apparaissent des filons de quartz avec de la galène légèrement argentifere; ils furent exploités vers 1500 pour leur teneur en argent et après 1700 pour leur teneur en plomb, avec un rendement cependant médiocre. L‘exploitation de la fluorine commença vers 1815 mais ne prit un certain essort qu’à la fin du XIXe siècle. En tout, ce district a produit 3 M t de minerai avec 80% CaF2 (Weiss, 1971). La barytine a été exploitée dans les filons lorsqu’elle y était sufisamment enrichie,

Entre Nabburg et Ratisbonne, se trouve le petit district de Nittenau au sud du bassin de Bodenwöhr. O n connaît deux filons dont l‘un, le filon KaaghoJ fut ex- ploité pendant un court moment, surtout pour la barytine. Ils sont orientés NW et comportent des minerais bréchiques avec barytine, quartz et entre 10 et 40% de fluorine. Le district de Bach sur le Danube, à l’est de Ratisbonne, se situe immédiatement au nord de la faille bordière danubienne dans le domaine du réseau des failles NNW déjà mentionnées. Parmi les douze filons NW connus, un seul est exploité, à Kittenrain. Ces deux districts comportent de la fluorine et de la barytine rouge assez tardives, mais la fluorine I et les minéraux d‘uranium y font défaut. L’exploitation de la fluorine dans le district de Bach devrait avoir à peine atteint 150000t avec 80% CaF2.

A l’est et au nord des trois districts du Haut-Palatinat apparaissent à plusieurs reprises des filons isolés avec de la fluorine et de la barytine blanche, par exemple près de Lam en Forêt de Bavière, à l’est de Weiden dans le Haut-Palatinat, près de Warrnensreinach dans le Fichtel-

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gebirge, au nord et au nord-est de Kronach en Forêt de Franconie. Enfin, on trouve de la barytine sans fluorine, c o m m e gangue, dans les filons à Pb-Zn d'Erbendurf(voir p. 224).

Le district de €€ofBad Sieben eût une certaine importance économique avec les filons de Lichtenberg, Issi- gau et Kamlas. I1 y a là une paragenèse de F-Ba avec de la barytine blanche (a Weissbaryt))) sur des failles de la zone nord-ouest transversale de la Forêt de Franconie (« Frankenwälder Quenone m). Parmi les vingt filons connus, sept comportent une minéralisation de fluorine.

O n distingue deux générations: une succession plus ancienne comporte du quartz, de la pyrite, de la chalcopyrite, de la fluorine I claire, beaucoup de sidérite et enfin de la calcite et de la fluorine II qui représente la plus grande partie de la fluorine exploitable. U n e succession plus jeune est liée le plus souvent à des niveaux de moindre profondeur. Elle débute avec de la barytine, se poursuit avec de la fluorine III abondante, de la sidérite JI et du quartz II. Les filons furent exploités pour leur teneur en fer depuis le Moyen Age jusqu'en 1923. L'exploitation commença par les minerais d'altération et continua avec la sidérite, qui contient 2 à 3% de Mn. A partir de 1930, les recherches sur la fluorine commencè- rent et la production s'éleva entre 1940 et 1967 à environ 200 O00 t de minerai à 80% CaF2 (Horstig et Teus- cher, 1979; Schmid et Weinelt, 1977).

U n e minéralisation isolée de barytine se trouve sur des failles nord-ouest situées dans les grès du Keuper moyen entre Bayreuth et Nuremberg; elle comporte du quartz, de la fluorine et un peu d'hématite ainsi que très peu de sulfures. Elle est considérée comme hydrothermale-ascendante (von Gehlen, 1956).

ia plupart des nombreux filons à barytine-fluorine du sud et du centre de la Forêt-Noire sont considérés c o m m e d'âge varisque (Metz et al., 1957; Ruck et al., 1975). Cependant, on peut démontrer dans un assez grand nombre de cas un âge plus jeune. La détermina- tion de l'âge sur un filon isolé restant impossible actuellement dans la majorité des cas et la discussion à ce sujet étant encore vive, tous ces filons ont été traités globalement (voir p. 190). Résumons ici les datations des filons pour lesquels ont été trouvés des indices ou des preuves d'un âge post-varisque : - les minéralisations sur le système des failles bordières de la Forêt-Noire vers le fossé rhénan qui s'est formé au Tertiaire (Zeino, 1968) - les filons de barytine-fluorine de la mine de Clara dans le sous-district de Schapbach atteignent le niveau de la couverture post-varisque - les filons de Cu-Bi dans le sous-district de Wittichen, avec barytine et fluorine c o m m e gangue, se rattachent aussi à la couverture post-varisque - la plus jeune phase des filons à Fe, M n , Ba, F $Ei- senbach est plus récente que le Buntsandstein moyen, d'après Faisi (1 95 1) - pour la barytine non tectonisée dans quelques filons du groupe filonien C, Schürenberg (in Metz et al., 1957) a discuté un âge tertiaire - les filons de fluorine-barytine de Wieden et de Bran- denberg sont probablement d'âge tertiaire, selon les recherches sur la tectonique filonienne effectuées par Sper- ling (1 972).

Les filons nord-ouest du nord de la Forêt-Noire sont développés surtout dans la couverture triasique (Trias

inférieur et moyen). Leurs centres les plus importants sont les sous-districts de Freudenstadt, Neubulach et Neuenbiirg au sud de Pforzheim (Metz, 1977).

Près de Freudenstadt. des filons de quartz-barytine avec de la chalcopyrite, de la tétraédrite, de i'emplectite et de la bornite apparaissent sur les failles bordières d'un fossé d'effondrement nord-ouest de 15 k m de long sur 7 k m de large, montrant un rejet de 200 mètres. Des failles internes contiennent une paragenèse pauvre de barytine-sidérite-limonite. Selon Carlé (1 953, la formation du fossé date du début du Néogène. L'importance économique de l'activité minière au Moyen Age a conduit à la fondation d'une cité minière («Bergstadt») en 1599, Freudenstadt. Vers 1700, i'exploitation des minerais d'argent et de cuivre fut abandonnée au profit du minerai de fer, jusqu'en 1860. L'exploitation de barytine commença vers 1833 et s'arrêta en 1914 (Metz, 1977).

Près de Neubulach, se trouve un horst nord-ouest de 7 5 0 m de large: les failles bordières et internes sont minéralisées avec une paragenèse comparable, très riche. L'exploitation des minerais d'argent et de cuivre au Moyen Age a été estimée à 750000t de minerai au minimum, au vu des haldes retrouvées. Entre 1917 et 1924, des haldes ont été exploitées pour leur teneur en bismuth. Il existe des filons avec des parageneses semblables mais appauvries dans les deux sous-districts de la vallée supérieure de la Nagold et de la vallée supérieu- re de la Murg.

Dans le sous-district de Neuenburg, au sud de Pforz- heim, on trouve 70 filons relativement importants et de nombreux filonnets (Metz, 1977); ils sont orientés pour plus de la moitié NW et pour un tiers E-W. Deux para- genèses apparaissent :

1) des filons orientés E-W contiennent de ia fluorine et du quartz avec de la barytine et de la sidérite dans les parties supérieures, tandis que leur teneur décroît vers le bas en faveur de la fluorine. Les teneurs, bien.que faibles, en sulfures de Cu-Ag-Bi s'accroissent en profondeur. Le filon le plus important du sous-district, celui de la mine de Kayersteige, en exploitation, appartient à ce

2) des filons de barytine-hématite-sidérite-limonite avec oxydes de manganèse mais sans sulfures, situés sur les failles de toutes les directions déjà mentionnées forment une paragenèse qui est, de toute évidence, de plus basse température.

Dans le filon de la mine de Kafersteige, à 1 O k m au sud-est de Pforzheim, de pendage vertical ou fort vers le nord et de 2 à 30 m de puissance, on exploite un minerai avec 40 à 50 Yo de fluorine. D'après Ncube et al. (1 979), il y a trois à quatre phases de minéralisations, la premiè- re comportant de i'oligoclase, du quartz, de la fluorine et très peu de sulfures avec un rapport de moins de 0,Ol. Après une forte bréchification, les autres phases comportent du quartz, peu de fluorine, de la barytine en trois générations et un peu de goethite qui forment la matrice de la brèche. Ncube et al. (1979) ont trouvé par analyses thermomicroscopiques des températures de 370 à 300 "C pour les solutions minéralisatrices de ia première phase, et des fourchettes de températures de 258 à 234"C, de 205 à 184 "C et de 125 à 65 "C pour les différentes phases post-bréchiques. D e ce filon ont été extraits depuis 1933, 0,875 Mt de minerai à en moyenne 48 O/o CaF2. Les réser- ves probables sont estimées à environ 0,3 Mt de minerai.

groupe ;

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H.W. Walther

L'exploitation du minerai de fer dans le sous-distnct de Neuenburg a débuté à l'époque de La Tène et se termina en 1865. ia barytine fut exploitée entre 1918 et 1938. L'exploitation de la fluorine commença en 1926 (Metz, 1977).

A Bühlertal et dans la basse vallée de la Murg au sud de Rastatt, on rencontre dans le granite des filons pauvres en hématite avec de la barytine, de la sidérite, du quartz, de la limonite et des oxydes de manganèse. Au Moyen Age déjà, au XVII' et au XVIII' siècle, ces filons ont été exploités pour leur teneur en minerai de fer, sans grands résultats d'ailleurs.

O n trouve assez souvent des minéralisations sur la faille bordière de la Forêt-Noire ainsi que sur des failles parallèles dans les contreforts triasiques qui se sont formés au Tertiaire et dont les parageneses peuvent être très semblables à celles de la Forêt-Noire. I1 y a ainsi des filons de quartz-barytine qui contiennent souvent des sulfures, surtout de la galène, rarement de la blende et encore de la chalcopyrite, du cuivre gris et de I'emplectite. Le minerai a été exploité en de nombreux endroits et particulièrement près de Badenweiler, Fribourg, Em- mendingen, Lahr et au nord-est de Bühl (Metz et al., 1957; Metz, 1977).

Dans l'Odenwald et dans le Spessart, de nombreux filons nord-ouest de barytine apparaissent également. Ils sont développés normalement dans le soubassement, dans le Permien et aussi dans le Trias inférieur. D e plus, dans les dolomies du Zechstein, existent des corps miné- ralisés stratoïdes d'origine métasomatique. Lorsque ces dolomies sont d'une puissance insignifiante, c o m m e par exemple sur le seuil du Spessart, euou lorsque les failles minéralisées présentent des rejets assez grands, les filons sont bien développés et exploitables dans le Buntsands- tein (Gunzert, 1961; Teuscher et Weinelt, 1972).

Dans l'Odenwald, peu de filons seulement atteignent des puissances de plus d'un mètre. Ils contiennent des oxydes de fer et de manganèse, mais pas de sulfures. C'est dans l'ouest de ce massif moyen que de nombreux filons montrent des pseudomorphoses de quartz d'après la barytine, c o m m e dans le Taunus du Sud, où elles sont particulièrement bien développées (Schneiderhöhn, 1949).

Dans le Spessart, onze systèmes filoniens alignés contiennent de nombreux amas barytiques avec des exten- sions verticales de plus de 100 mètres. Ils ont 1 à 3 m et parfois 6 m d'épaisseur. Ces filons contiennent du quartz, de la barytine («Weissbaryt» selon Teuscher et Weinelt, 1972) en deux et parfois en trois générations, un peu de fluorine et de sidérite, peu de chalcopyrite et de la pyrite et, par endroits de l'hématite. Dans les dolomies du Zechstein, on trouve de l'ankérite et des oxydes de Fe et M n c o m m e minerai d'altération. Daprks Hess (1973), les filons nord-ouest du Spessart sont liés à des domaines grillagés par des réseaux de failles de directions NW et N-S. Les gisements les plus importants se trouvent sur deux zones orientées N-S. C'est une situation très semblable à celle qui est connue dans les districts à fluorine du Haut-Palatinat et, c o m m e on le verra plus loin, dans le Harz moyen. Murawski (1954) concluait des relations entre la minéralisation et la morphologie récente à un âge jeune, probablement Néogène, de la minéralisa- tion.

L'exploitation de la barytine dans l'Odenwald fut arrêtée en 1939 après environ un siècle d'activité. Dans

le Spessart, les dernières mines furent fermées en 1972. La production globale de ces deux régions s'élève à plus de 3 Mt de barytine avec 95 à 98% Baso4. Avant 1850, on a exploité les «Kobaltrücken» près de Bieber au nord du Spessart.

Dans le prolongement du seuil du Spessart vers le nord-est, se trouvent, dans la Rhön du Sud près de Wildflecken, des filons de barytine qui contiennent des oxydes de manganèse.

Dans le Wetterau, au nord de Francfort-sur-le-Main, et sur la bordure occidentale du bassin de Mayence, la barytine apparaît c o m m e un minéral agglutinant dans les sables de l'Oligocène moyen, sous forme de concré- tions et de rosettes. Gunzert (1961) indique qu'elle se trouve uniquement là où les sables tertiaires se sont déposés sans intercalations de roches réactives, directement sur le socle.

Dans les monts de Richelsdorf, l'activité minière s'est poursuivie pendant des siècles sur le «Kupferschie- fer» et les filons de cuivre, depuis 1720 jusqu'en 1850 sur les «Kobaltrücken» (filons de cobalt) et de 1860 à 1967 sur la barytine. O n connaît un grand nombre de filons généralement orientés WNW qui comportent de la barytine et, au niveau du Kupferschiefer, la paragenèse des «Kobaltrücken». Les concentrations de barytine exploitable sont limitées au niveau des conglomérats du Rotliegende et dépassent à peine une hauteur de 40 mètres. La minéralisation est semblable à celle du Harz moyen (Stoppel et Gundlach, 1978). En tout, cette région a fourni plus de 1 Mt de barytine brute.

Des filons semblables, mais plus pauvres, dont les minéralisations ne comportent que de la barytine et des carbonates et un peu de quartz et de pyrite se trouvent dans l'unterwerragebirge (massif sur le cours inférieur de la Werra). La paragenèse des «Kobaltriicken» manque. Les puissances exploitables sont limitées en parlie aux roches carbonatées du Zechstein, sur d'autres filons, elles sont liées aux niveaux des diabases paléozoïques. Le Rotliegende manque et les filons deviennent vite Sté- riles dans le Dévonien. Le tonnage de barytine exploité atteint à peine 0,3 Mt (Stoppel et Gundlach, 1978).

Sur la bordure orientale du Massif Schisteux Rhénan, un grand nombre de filons de barytine apparaît dans le Taunus, dans les bassins de la Lahn et de la Dill, dans le Kellerwald (Hein, 1976) et le Sauerland. Dans le Taunus, ils sont fortement silicifiés (Schneiderhöhn, 1949). A part quelques exceptions, ils ne présentent qu'un intérêt local et limité dans le temps. U n filon en ameurement près de Hartenrod au nord-est de Dillenburg, d'une longueur de 1 k m et d'une épaisseur de 5 m en moyenne a été exploité de 1884 à 1957 pour la barytine. II contient aussi des minéraux de cuivre, plomb et nickel concentrés dans certaines de ses parties. Près de Dreislar, la zone de failles d'Altenbüren orientée NNW, qui a joué dès le Dévonien comme limite de faciès, est minéralisée sur trois filons présentant des concentrations exploitables sur des longueurs de 300 et 150 mètres. La paragenèse se divise en une phase à quartz avec barytine I, en une phase principale avec de la barytine IIa à IId et en une phase moins importante à sulfures avec du quarts II et de la sidérite (Pilger et Weisser, 1965). Les filons sont exploités depuis 1957 et ont donné jusqu'l présent 1,3 Mt de barytine brute. Près de Bleiwdsche à la limite nord du Massif Schisteux Rhénan, la faille de Rhene, parallèle à celle d'Altenbüren et à 16 k m à l'est de celle-

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Métallogénie de ia République Fédérale d'AUemagne

ci, disparaît au-dessous du Crétacé supérieur de la baie du Münsterland. Les mames calcaires giauconieuses du Cénomanien sont ici minéralisées par métasomatose avec de la barytine et un peu de galène (Schriel, 1959). O n trouve dans cette région également des filons de barytine.

I1 faut ajouter encore les filons de barytine dans les sédiments du Dévonien inférieur du sud-est de l'Eifel. Plusieurs réseaux de filons orientés NNE, dont ceux de Uersjêld, s'étendent sur une zone de 1 1 k m sur 3 k m orientée NNW. Ils ont été exploités de 1932 à 1967 (Weiser, 1965).

Quant à l'âge de la barytine présente en grandes quantités dans les filons à Pb-Zn du district de la Ruhr (voir p. 203), il n'est pas exclu qu'il soit post-varisque.

Le district à barytine le plus important de la Répu- blique Fédérale d'Allemagne se trouve dans le Harz moyen, entre la limite sud des granites du Brocken et le bord sud du Harz près de Bad Lauterberg, à l'ouest et au sud-ouest du district Pb-Ag-Zn de St. Andreasberg (Wil- ke, 1952; Stoppel et Gundlach, 1972). D e nombreux filons se regroupent en huit ensembles orientés NW à WNW. La minéralisation la plus riche apparaît sur une zone d'extension N-S de 15 km sur 4 km, que Hess (1 973) rapporte au recroisement d'un système de failles N-S et de failles normales obliques minéralisées. Des observations similaires ont déjà été mentionnées dans le Haut-Palatinat et au Spessart. D'après le m ê m e auteur, les failles minéralisées se sont formées indépendamment de l'orogenèse varisque et après celle-ci. La minéralisa- tion atteint les sédiments et volcanites du Permien infé- rieur, mais les failles sur lesquelles elle repose ont dépla- cé aussi le Zechstein et le Buntsandstein. Les filons ont une longueur d'une centaine de mètres, une épaisseur de 2 à 4 m et des tonnages de barytine situés entre quelques 10000 et 300000 tonnes. Deux exceptions sont connues: le système filonien de Wolkenhiigel avec une longueur de 1 O00 m, une profondeur de 400 m et une miné- ralisation de 1 à 3 m d'épaisseur avec un contenu de 4 Mt de barytine à l'origine; le Hoher Trost avec 2 Mt de barytine.

La paragenèse commence avec des carbonates, du quartz et localement beaucoup d'hématite, cette dernière ayant été exploitée jusqu'en 1910 dans la mine Knollen- grube, située à l'extrémité nord-ouest du système filonien du Hoher Trost. La phase principale comporte de la barytine I et II, l'une et l'autre accompagnée de quartz, et, à l'exception du sud de la région, de la fluorine sporadiquement, et un peu de sulfures, surtout de la chalcopyrite. A l'ouest et près de Bad Lauterberg apparaissent quelques filons avec des amas de fluorine d'un tonnage de 5000 tonnes. Du quartz plus jeune a remplacé la barytine; les carbonates II ont remplacé le quartz I et II et la barytine. Gundlach et al. (1 976) ont prouvé, par des études sur les teneurs en terres rares, que la fluorine est d'origine hydrothermale. Ils ont trouvé, en outre, des indications certaines d'une remobilisation de la fluorine.

Dans les filons du sous-district d'Eisensteinsberg à l'ouest et au nord-ouest de S a n k Andreasberg, la phase I est la phase principale de minéralisation et ces filons furent exploités autrefois pour leur minerai de fer. De- puis le Moyen Age et jusqu'au XVIII' siècle, quelques filons au sud du district ont été exploités pour leur minerai de cuivre. L'exploitation du minerai de fer se termina

en 1924. La barytine est exploitée depuis 1838. Dans le district à Pb-Zn du Haut-ifarz, la barytine

est le minéral principal de la plus jeune phase de la minéralisation et forme des filons atteignant par endroits jusqu'à 4 m d'épaisseur (Buschendorf et al.. 1971). Elle s'étend en assez grandes quantités dans les sous-districts de Bud Grund et de Zellet$eld, diminue vers l'est et le nord et manque à Altenau et au nord et nord-est de Lautenthal. L'âge de cette barytine est incertain mais il semble bien probable qu'au moins une partie en soit post-varisque.

D e la barytine post-varisque d'origine métasomati- que se trouve à l'ouest de Bad Grund dans les carbonates du Zechstein au voisinage de failles de directions NE. Elle a été exploitée jusqu'aprb 1900 (Bärtling, 191 1).

Paragenèse à arséniures de cobalt- nickel-bismuth Elles aussi sont largement développées dans des domaines de fractures bordières du socle. La gangue est presque toujours constituée de barytine, de carbonates qui peuvent avoir localement une grande importance et moins souvent de quartz. La fluorine est apparemment complètement absente. Les minerais les plus courants sont: la nickeline, la rammelsbergite, la safilorite, la skutterudite-chloantite et le mispickel. Dans les parage- nbes plus riches en soufre prédominent la gersdorffite et la linnéite. La pyrite, la blende, la galène pauvre en argent, celle-ci fréquemment sous forme de «Glasuren», et la chalcopyrite forment le plus souvent des sous-phases indépendantes, qui sont alors généralement plus jeunes. Par endroits, l'argent est enrichi. Dans quelques localités, de jeunes paragenèses comportent des sulfures de C u et Bi.

Les concentrations les plus connues sont les «Kobal- triickens (filons de cobalt) qui ont eu un intérêt écono- mique aux XVII' et XVIIIe siècles. Ce sont des filons de barytine orientés -NW que l'on trouve près de Sontra dans les monts de Richelsdorf et près de Bieber dans le Spessart, à 50 k m à l'est de Francfort-sur-le-Main. Ils montrent au niveau du Kupferschiefer, sous l'aspect de formations topominérales, des arséniures de Ni-Co. Les filons ont une épaisseur de 1 à plusieurs mètres dans les conglomérats du Rotliegende, à 40-50 m au-dessous du . Kupferschiefer et ils contiennent 90% de barytine ainsi que du quartz, de la calcite et accessoirement des miné- raux métalliques. Dans d'autres roches encaissantes, la minéralisation est décalée et les filons se transforment en zones bréchiques. I1 n'y a que dans le voisinage immé- diat du Kupferschiefer qu'ils comportent, sur 10 à 15 m de hauteur, des minéralisations de C o et Ni riches. Près de Sontra, 25 grands filons et un grand nombre de plus petits sont connus; ils s'associent parfois en ensembles filoniens. Messer (1 955) distingue les phases ascendantes Epithermales suivantes: - I. préphase avec barytine, carbonates, quartz sans minéraux métalliques - IIa. phase principale avec arséniures de C o et de Ni et peu de quartz - IIb. phase intermédiaire avec barytine, mispickel et sulfures de Co-Ni - III. phase principale dans des filons indépendants, sans arséniures, avec calcite, marcassite, pyrite, blende, galène et un peu de chalcopyrite.

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H.W. Walther

Schneiderhöhn (1962) compare les «Kobaltrücken» avec les filons de barytine avec sulfures de C u et de Cu- Bi de Freudenstadt it de Neubulach (voir p. 219). D e plus, on peut rattacher ici la plus ancienne paragenèse, très riche en minéraux, de Wiedoch, avec ses minérali- sations Cu-Ag-Bi-As. Cette paragenèse a été rattachée par Bauer (1954) à celle de Nieder-Ramstadt (Ramdohr, 1975) et d'autres localités comparables de l'Odenwald. C e minerai, qui ne présente pas d'intérêt économique, comporte de la galène, de la skutterudite, de la pyrargyrite et de la blende. Sur le m ê m e filon, indépendamment de cette minéralisation et vraisemblablement plus ancienne qu'elle, se trouve une paragenèse à blende-chalcosine-bomi te-galène.

Dans le district à fluorine de Nabburg, on a pu prouver la présence de cristaux microscopiques de minéraux de Co-Bi-Ni accompagnant des oxydes d'uranium. Dans les filons à sidérites de la Forêt de Franconie, ils apparaissent en traces (Teuscher et Weinelt, 1972).

A u Siegerland, les minerais de Co-Ni-Bi sont très répandus, mais ils ne sont que pour une partie d'entre eux d'âge assez récent. Les minerais de cobalt se présen- tent dans la région de BetzdodSiegen et ont été exploi- tés à certaines époques. ia datation de la minéralisation post-varisque peut être circonscrite grâce à la découverte de minéraux de Co-Cu-Ni d'origine sédimentaire dans un bassin argileux de l'Oligocène, près de ïangendern- bach dans le Westerwald (Stadler voir Bosum et al., 1971).

Müller et Scherp (1967) décrivent à Ramsbeck une paragenèse du Tertiaire dans des fractures orientées NW et traversant les filons varisques minéralisés en plomb et zinc. Elle comporte deux phases divisées, elles-mêmes, en sous-phases par des phénomènes tectoniques, c o m m e suit: I. phase barytique: - barytine I avec très peu de quartz et de sulfures de

Fe et C u - barytine II avec un peu de gersdorffite (corynue) et d'autres sulfures

II. phase carbonatée : - calcite I avec galène, sphalérite, pyrite et arséniures de C o et Ni - calcite II avec sulfures d'argent et antimoniures complexes d'argent - ankérite et calcite III (manganocalcite) avec pyrite. et autres sulfures. Dans le district à plomb-zinc du Bergisches Land, se

trouve un système de failles jeunes avec une paragenèse de Co-Ni-As qui comporte de la chalcopyrite en abondance avec une gangue de barytine et de carbonates. O n y trouve également des filons monominéraux à sidérite (Hesemann, 1978). Les filons sont orientés N-S et E-W et correspondent dans leurs directions à des venues basaltiques tertiaires et à des failles étagées en bordure de la baie du Bas-Rhin. Ils sont exploités pour leur cuivre par plus de cinquante mines et pour leur sidérite. ia production globale de la minéralisation tertiaire du district est évaluée à 20 O00 t de C u à peine et à 1 Mt de fer, La teneur des concentrés des minerais varisques ne dé- passe pas 0,2-0,4% Cu.

Ehrendreich (1 958) a fait mention d'une paragenèse jeune dans le district à plomb-zinc de Ems avec du quartz, de la chalcopyrite, de la pyrite et des arséniures ainsi que des antimoniures de cobalt et nickel. Elle se

trouve sur des filons indépendants de directions N-S et E-W. Des filons similaires à quartz avec apatite rose se trouvent à Werlau.

Gisements de plomb-zinc

C'est dans le triangle triasique de Mechernich, à l'extré- mité nord de la zone eifélienne orientée N-S, que se pré- sentent les importants gisements stratoïdes d'imprégna- tion de Mechernich et de Maubach, dans le Buntsands- tein moyen (fig. 16). Le Buntsandstein moyen, transgressif sur le Dévonien, est composé d'une série de bancs de grès et de conglomérats en alternance. Les grès, à grains de taille moyenne, sont traversés de failles NW et NE parfois minéralisées en filons et à partir desquelles ils sont imprégnés de quartz, dolomie et sulfures. La para- genèse commence par une silicification, une dolomitisation avec un peu de sidérite, suivie par une phase avec bravoïte, pyrite, chalcopyrite, très peu de barytine, blende claire et enfin une phase à galène (Schachner, 1960).

FIG. 16. Gisement de minerai de plomb-zinc dans la partie nord-est des montagnes de l'Eifel (d'après Bayer ef al., 1970).

I , \' I V ore reins

ia galène est relativement peu argentiere avec 190- 240g Ag/t Pb. Dans les parties les plus proches de la surface du terrain, plus de la moitié du plomb est fixé dans la cérusite. Le zinc est enrichi surtout en auréoles autour des failles, tandis que le plomb et un peu de cuivre se sont déplacés. Picard (1954) a pu montrer qu'il existe plusieurs centres de minéralisation en notant les variations de concentration du plomb dans la direction des couches du gisement. Henneke (1971) a reconnu aus-

222

Métallogénie de la République Fédérale d‘tulemagne

si des variations marquées dans la minéralisation du plomb, du zinc et du cuivre et il les prévoit pour la pyrite-bravoïte. Le ratio moyen Pb:Zn est de 1,25: 1. C e sont les minéraux qui cimentent les grès - et ceci est particulièrement bien visible macroscopiquement pour la galène. Les cristaux de galène entourent parfois plusieurs grains de quartz et forment ainsi les «Knottener- ze» (vient probablement de «Knoten» signifiant ici no- dule). Lorsque les teneurs sont assez fortes, la blende et les autres minéraux peuvent aussi former des «Knotte- nerze» ou minerais noduleux.

Près de Mechernich, à la limite sud-est du triangle triasique, s’étend un temtoire minéralisé de 9 k m de long sur 1 k m de large. La puissance des successions minéralisées croît de 10 m sur une seule couche au nord- est à 90 m sur 4 couches au sud-ouest (fig. 17). Tandis que la galène domine nettement au nord-est, la blende croît vers le sud-ouest et elle est dominante dans le Westfeld (gisement occidental). ia très ancienne, datant des temps préhistoriques, et très célèbre exploitation minière a été arrêtée en 1957 et a fourni, selon Henneke (1977) entre 2,5 et 3 Mt de plomb. Dans I’Ostfeld (gisement oriental), les réserves s’élèvent à près de 60 Mt de minerai avec en moyenne 1% Pb. Dans le Westfeld encore inexploité s’y ajoutent 40 Mt de minerai à 0,65% P b et 1,25% Zn. Ensemble, les métaux totalisent dans ce gisement vierge plus de 6 Mt de métal.

Le gisement de Muubach ressemble en plus petit à celui de Mechernich. I1 se trouve à l’extrémité ouest du triangle triasique. La partie du gisement constituée par le bloc tectoniquement surélevé a été exploitée depuis le Moyen Age. La partie affaissée, où la couche minéralisée atteint 20 m d‘épaisseur, a été exploitée de 1956 à 1969 avec une production de 10,4 Mt de minerai à 2% P b et 0,8% Zn, soit environ 0,29 Mt de métal.

Bien que contestée vers 1940, l’origine des gisements a été reconnue épigénétique par les travaux de Puffe (1953) et de Picard (1954) pour le gîte de Mechernich et par ceux de Schachner (1 960) et de Bauer (1 968, Confé- rence d’Aix-la-Chapelle) pour celui de Muubach. Des recherches effectuées à l’aide des isotopes du soufre permettent de conclure à une formation de basse tempéra- ture et à une origine du soufre venant des eaux souterraines enrichies en sulfates (Bayer el al., 1970). La situation tectonique du triangle triasique avec les deux gisements est caractérisée par le croisement de la zone N-S eifélienne avec la faille bordière du sud de la baie du Bas-Rhin.

En outre, chacun des gisements se trouve dans le dro- longement nord-est de systèmes filoniens orientés globalement au sud-ouest, dans des roches encaissantes du Dévonien (fig. 16). Ces filons de direction à peu près nord-ouest de Bleialfet Rescheid, et ceux de Branden- berg. comportent de la galène en cristaux à grosses lamelles, pauvre en argent («Glasureh) ainsi que très peu de blende et une gangue de quartz, de dolomie et de barytine. Ils ont été exploités depuis le XVe siècle jusqu’en 1905. Leur paragenèse n’est pas comparable à celle des filons varisques dans le Massif Schisteux Rhénan. Ils sont considérés c o m m e étant jeunes et on pense qu’ils représentent les voies d’acheminement des minerais d‘imprégnation dans le Trias (Voigt, 1952). Pour leur datation, Picard (1 954) rappelle l’activité tectonique de la baie du Bas-Rhin qui a commencé au Maestrichtien et est à l’origine de l’ouverture de voies de migration. MÜ1-

W z 2 2 I c c

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v1 -2 m b

223

H.W. Walther

ler et Scherp (1967) concluent par un raisonnement analogue à un âge tertiaire.

C'est dans le domaine de la faille bordière orientale du fossé rhénan que se trouve, au sud d'Heidelberg, le gîte stratoïde à blende (((schalenblende))) et à galène de Wiesloch, exploité pendant plus de 1 O00 ans jusqu'en 1953. La minéralisation est attachée à des calcaires bitumineux micritiques appelés (calcaires bleus)), qui appartiennent à la série des calcaires à entroques du Muschel- kalk supérieur. La genèse du gîte est controversée. Les auteurs des travaux les plus récents considèrent que le gîte est épigénétique avec une jeune minéralisation, cette hypothèse s'appuyant sur des études géologiques, métal- logéniques (Bauer, 1954) et de microscopie des métaux (Seeliger, 1963). Rappelons cependant que l'un des auteurs (Seeliger, p. 288) écrit que «le classement du gisement de Wiesloch dans l'une ou l'autre catégorie ou comme une remobilisation de minerais anciens (n'est) qu'une question d'interprétation personnelle» et que (p. 296) «seule l'intégration de quelques gîtes stratiformes... reste délicate ... Ils ne se distinguent ... de gisements syngénétiques primaires qui leur ressemblent. .. que peu ou pas» et qu'il semble donc que cette interpré- tation purement épigénétique ne soit pas significative de la genèse complexe de ce gisement.

La phase la plus ancienne de minéralisation est déjà mentionnée p. 222. C'est une paragenèse partielle à Cu- Ag-Co-Bi atteignant 10 c m d'épaisseur dans des fissures nord-ouest. La partie plus récente à Pb-Zn de cette para- genèse prend naissance après l'immigration de produits pétroliers à partir du fossé rhénan dans certaines parties du gisement. Cette paragenèse comporte du minerai de zinc sous forme de «Schalenblende», de la galène, de la jordanite avec une gangue de barytine et de calcite. En admettant qu'une partie du minerai eût été d'origine sédimentaire, il aurait été remobilisé pendant le Tertiai- re par des solutions ascendantes, puis redéposé - après un bref transport - sous l'action réductrice du pétrole, dans des cavernes karstiques conditionnées par des sys- tèmes de diaclases et dans des fissures. Les minerais de remplissage et leurs produits d'oxydation représentent beaucoup plus de 90% du minerai exploitable.

Les résultats des investigations des isotopes du soufre, cités par v. Gehlen (1966), correspondent à un tel développement. La succession des minéraux montre une augmentation constante des valeurs en 6'4S [0/00] qui atteignent +91 dans les barytines les plus jeunes. v. Ge- hlen interprète ces données c o m m e étant le résultat de l'intégration d'une réserve limitée en sulfates alliée à un effet de fractionnement important par les microbes ré- duisant les sulfates.

En ce qui concerne les filons à plomb-zinc d'Erben- dorf au nord-est de Weiden dans le Haut-Palatinat, leur âge n'est pas encore précisé. Selon Teuscher et Weinelt (1 972), ils sont «très probablement post-varisques)). Ils apparaissent en partie dans des gneiss, en partie dans du Permien inférieur à charbon et contiennent de la galène avec 400-800 ppm d'argent, de la blende et jusqu'à 10% de chalcopyrite, avec du quartz, un peu de carbonate et rarement de la barytine. Le plomb #Erbendorjet du district de Nabburg montre le m ê m e rapport isotopique que le plomb post-varisque des gisements de Bohême (Teus- cher et Weinelt, 1972: 37). Des filons de galène d'une épaisseur peu importante

avec, entre autres, du quartz et de la barytine, ont été

exploités dans ia Forêt de Franconie près de Wallenfils et de Dürrenweid depuis le Moyen Age jusqu'au XIX' siècle.

En bordure nord du Massif Schisteux Rhénan apparaissent en plusieurs endroits des minéralisations jeunes à plomb-zinc qui ont été exploitées pendant un assez long temps (Schriel, 1959 avec des citations de publications plus anciennes). Dans le district de Linto~ au NNE de Düsseldorf ainsi que dans le synclinal de Paf- frath au nord de Bensberg, la minéralisation s'étend partiellement dans des argiles d'âge oligocène, et près de Velberth dans des sables d'âge probablement miocène (Schaeffer, comm. pers.). Près de Brilon, les roches encaissantes sont des sables de moulage du Tertiaire. Des filons à barytine avec de la galène dans les calcaires réci- faux du Dévonien près de Bleiwiische, à 14 k m au nord- est de Bnlon, sont considérés par Schriel (1959) c o m m e les voies d'alimentation des couches métasomatisées à barytine avec un peu de plomb du Cénomanien (voir p. 221).

Dans la dépression du nord-ouest de la Hesse et dans le sud des monts du Egge, la faille de Westheim orientée N à NNW bordant l'est du Massif Schisteux Rhénan, est minéralisée près de Blankenrode et près de Vasbeck, à 10 km au NNE de Marsberg pour l'un des gisements et à 8 k m au sud-est de Marsberg pour l'autre. Ce sont des calcaires du Permien - et près de Blankenrode du Céno- manien - qui ont été minéralisés par métasomatose avec de la galène, du zinc sous forme de galmei, de la calcite et un peu de quartz. L'activité minière date ici de l'antiquité et s'est terminée à Blankenrode en 1884 et à Vasbeck en 1907. La mine de Bleìkaulen à Blankenrode a fourni du plomb pour la construction de la Basilique Saint Pierre de R o m e (Schriel, 1959).

Les filons de quartz plombiferes de la région d'Usin- gen dans le Taunus occidental sont très probablement post-varisques selon Schaeffer (comm. pers.).

Dans un banc de calcaires à entroques d'une épais- seur moyenne de 10 m situé dans le Muschelkalk supé- rieur du sud de la Basse-Saxe et de l'est de la Westphalie, on trouve par endroits des filons de minerais de plomb avec de la barytine et de la calcite.

Des recherches minières ont été entreprises au Külf et près de Helpup sur des filons de 1 m d'épaisseur. D'après Hofmeister et al. (1972), la genèse de ces filons est due à une sécrétion latérale au sens large. Le plomb n'est pas d'origine magmatique et provient des roches argileuses de la région. Le soufre ainsi que le baryum et le strontium proviennent vraisemblablement de formations saliferes du Muschelkalk moyen (Lenz et aussi Nielsen dans Hofmeister et al., 1972). Des formations analogues ont été décrites par Büchner et Seraphim (1 977) dans le Teutoburger Wald.

Imprégnations de cuivre et uranium

Dans le Buntsandstein de l'est du Massif Schisteux Rhé- nan, à l'ouest de la Sarre ainsi que dans la baie de Trèves apparaissent assez fréquemment des imprégnations de cuivre et d'uranium de petites dimensions. Le cuivre y a été exploité pendant de longues périodes près de Twiste, à l'ouest de Cassel et près de Wallerjangen à l'ouest de Sarrebruck. Les imprégnations partent des failles jeunes et sont liées à des couches de grès décolorés. Près de Wrexen. au nord-est de Marsberg, apparaissent des mi-

224


nerais de cuivre et d'uranium où la méta-zeunérite est le principal minéral uranifere; ils sont concentrés dans de petits chenaux ramifiés, accompagnés de débris de plantes et ils évoquent le type «Rollfront». Meisl (1965a) compare cette paragenèse avec les gisements de cuivre et d'uranium sans vanadium du Colorado.

D e tres petits ensembles, allant m ê m e jusqu'à des formations ponctuelles, comportant des concentrations d'uranium de 11% U, ont été découverts par Meisl (1965b) dans les lignites du Tertiaire de la région de Cas- sel et dans les «Braunkohlenquarzite» ou quartzites li- gnitifëres près de Dillich avec une paragenèse épigénéti- que de Cu-Fe accompagnée de bravoïte. Meisl, sur l'observation des instabilités radiométriques, pense que les venues d'uranitm dans les lignites et les remobilisations récentes près de Wrexen et de Dillich sont quaternaires à récentes. Le métal provient du Kupferschiefer ou encore du socle varisque.

Les minéralisations dans le district du Massif de Bramsche

La partie ouest du bloc de la Basse-Saxe est caractérisée par sa minéralisation zonale à prédominance méso- et épithermale en relation génétique avec le magmatisme du Massif de Bramsche près d'Osnabrück (Stadler, 1971) (voir p. 216). O n y rencontre:

1) au centre, des filons de sidérite d'une température élevée avec de la fluorine (Piesberg, Uchte, Nammen- Wohlverwahrt);

2) dans la zone intermédiaire de la sidérite métaso- matique c o m m e minéralisation principale avec une post-phase à barytine et métaux non-ferreux (Hüggel, Schafberg, Rehden);

3) dans la zone externe, des filons de Pb-Zn-pyrite de basse température. Büchner et Seraphim (1977) attribuent l'extension re-

marquable de la zone interne vers l'est, à des corps intrusifs à peu près de. m ê m e âge mais moins magnéti- ques et de caractère plus acide, dans le domaine de la Weser. Nodop (1971) déjà, parle d'une ceinture de corps intrusifs de 1'Ems à la Leine en se basant sur les données sismiques. Deutloff et al. (1980) ont prouvé l'existence d'un autre massif près de Vlotho sur la Weser par des études d'houillification. Les deux Massifs de Bramsche et de Vlotho se trouvent sur la m ê m e grande faille et ils sont probablement de m ê m e âge.

Les minerais sidéritiques de la phase principale apparaissent de préférence en masses métasomatiques dans le calcaire du Zechstein. Ils ont été exploités pendant des siècles, jusqu'en 1963, à Hüggel et à Schafberg près d'Osnabrück en m ê m e temps que les minerais limonitiques d'altération. La production totale est d'environ 15 Mt de minerai contenant 5,5 Mt de fer. Des minerais de Pb-Zn-Cu ont été exploités périodiquement. Le ratio Fe: métaux non-ferreux s'élève selon Stadler (1 97 1) à 150: 1. U ne partie des filons de la zone externe, qu'ont traversés des forages pétroliers à plus ou moins grandes profondeurs, pourraient bien appartenir à ce district, sans que ce soit prouvable. Les éléments Fe-Mn-Si-Mg- F-Ba-Cu et S du district pourraient dériver des produits de différentiation d'un magma basaltique juvénile.

Le plomb en provenance de divers gîtes dans le Car- bonifere et le Zechstein entre la Weser et l'Ems est attri- bué par Lenz (voir Hofmeister et al., 1972) à un âge-

modèle paléozoïque tardif et pour un échantillon de Hüggel, mésozoïque. I1 faut donc compter avec la pré- sence de métaux non-ferreux varisques, remobilisés par des venues hydrothermales secondaires (dans le sens de Schneiderhöhn). Des analyses sur les isotopes du carbo- ne et de l'oxygène effectuées sur des carbonates de fissures du toit du Massif de Bramsche, qui proviennent partiellement du charbon du Wealden, montrent une origine épi- à mésothermale (Stahl, 197 1). Le CO2 des carbonates provient, pour une grande part, d'une dissociation thermale ou d'une altération hydrothermale d'un carbonate marin. Möller et al. (1976) amvent au m ê m e résul- tat pour de la calcite et de la fluorine du Weserbergland au sud de Bückeburg en se basant sur les teneurs en terres rares.

Peut-être le magmatisme du Massif de Bramsche correspond-il au magmatisme alcalin et intrusif postulé par Baumann et Weber (1 977, p. 546 : hypothetical simatic plutonism during the Mesozoic).

Filons de Strontianite du Münsterland

O n connaît entre Münster et H a m m , sur une surface de 1 700 km', une centaine environ de filons de Strontianite . orientés généralement NE et NW dans des mames calcaires du Campanien supérieur. Leur épaisseur varie de quelques centimètres à 2,50m pour une longueur de quelques kilomètres. La profondeur de ces filons atteint 120 mètres. Leur remplissage est composé de calcite et de Strontianite plus jeune et contient en moyenne 50 à 60% (iusqu'à 85%) !+CO3 et 5 à 25% &CO3. Harder (1964) a prouvé que le strontium est d'origine ascendante et non pas de sécrétion latérale. I1 pense qu'il s'agit d'une précipitation hydrothermale secondaire de solutions salines du Zechstein. Scherp et Striibel (1974) placent l'origine du strontium dans les eaux souterraines profondes montant du socle varisque et ils interprètent le gîte c o m m e une formation hydrothermale à partir d'eaux thermales hybrides. I1 apparaît probable qu'il existe une relation entre ce gîte et la paragenèse à barytine-fluorine post-varisque, dans le sens de la théorie développée par Scherp et Strübel sur le-rapport BdSr de la minéralisation. Ces filons, découverts en 1834 et ex- ploités entre 1870 et 1910, ont fourni environ 100000 t de minerai.

Les gisements à célestite dans les carbonates du Zechstein près de Gembeck et Giershagen à la limite nord-est du Massif Schisteux Rhénan et les petites couches de célestite dans le Crétacé supérieur du district de la Ruhr sont aussi interprétées par Scherp et Striibel (1974) c o m m e précipités des solutions ascendantes, déjà libérées du baryum.

Les minéralisations de koppite du Kaiserstuhl

O n rencontre de la koppite, du groupe des pyrochlores, dans les carbonatites du Kaisersíuhf près de Schelingen. Dans un dyke de carbonatites de 10m d'épaisseur, la concentration en Nb20J est de 0,5% et dans les roches carbonatiques encaissantes, de 0,2%. Des recherches entreprises après ia Seconde guerre mondiale n'ont indiqué que des quantités trop faibles pour une exploitation rentable. D u pyrochlore a été découvert dans des brèches de scories près de Herbolzheim à 30 k m au nord de Fn- bourg (Wimmenauer in Fluck er al., 1975).

225

H.W. Walther

L'âge et la genèse des gîtes post-varisques . .

D e nombreux travaux ont été effectués depuis une centaine d'années sur la datation des filons de barytine- fluorine. Dans un premier recueil, par Bärtling (191 1, p. 15) on peut lire: «la grande masse de nos barytines sont d'un âge jeune, la plus grande partie appartenant au Tertiaire ... Pour d'autres gisements, il reste encore à savoir si leur formation est tributaire de périodes de dislocation du Tertiaire ou bien du Mésozoïque tardif.. .». Dans son travail plus récent, Gunzert (1961) arrive au m ê m e résultat, tandis que Schneiderhöhn (1949), en fa- vorisant la théorie de l'origine hydrothermale secondaire, n'acceptait pas un âge définitif de la minéralisation de la barytine et de la silicification. Il est impossible ici de reprendre en considération toutes les études consa- crées à des districts ou gisements particuliers, dont la plupart concluent à un âge assez récent, car le cadre de cette publication serait dépassé. Nous devrons nous con- tenter de résumer ici les principaux arguments et les preuves à l'appui d'un âge en partie crétacé et en partie tertiaire : - des recherches géologiques, métallogéniques et géo- chimiques indiquent qu'il est au moins probable, dans de nombreux districts, que les minéralisations aient été alimentées par des solutions hydrothermales ascendantes (Baumann et Weber, 1977, Hotmann, 1979) (à propos de l'origine des éléments, voir plus loin); - il n'existe, entre la fin du Paléozoïque et le Crétacé inférieur tardif, aucun indice prouvant une activité magmatique et géothermique qui pourrait expliquer à la fois les grandes quantités de minerais et l'extension régionale de la minéralisation sur l'Europe centrale, à l'exception des Alpes; - il n'existe pas davantage, pendant la m ê m e période dans l'Allemagne du Sud et jusqu'au Jurassique supé- rieur dans l'Allemagne du Nord-Ouest, une tectonique qui aurait pu être à l'origine de fractures ouvrant la voie à l'ascension de solutions, indépendamment de leur origine; - on remarque une vague magmato-tectonique qui, commençant au Lias par le centre de la Mer du Nord, se déplace du nord-ouest au sud-est, atteint le bassin de la Basse-Saxe au Dogger, le Harz et le Jura de Franconie au cours du Crétacé inférieur et enfin le territoire du fossé rhénan à la limite Crétacé-Tertiaire. L'existence de venues magmatiques profondes est prouvée dans le bassin de la Basse-Saxe et dans le Fossé Rhénan et est probable dans le Harz et son avant-pays du nord; - le temps écoulé entre le commencement de cette évo- lution et la formation des gîtes minéraux s'étend, dans le bassin de la Basse-Saxe, du Kimméridgien au milieu du Crétacé supérieur, ce qui représente quelques millions 'd'années. Les gîtes qui ont pris naissance au Coniacien- Santonien autour du Massif de Bramsche sont considé- rés c o m m e les plus anciens ensembles post-varisques de type hydrothermal ascendant en République Fédérale. Mais il faut noter ici que

1) Schaeffer (comm. pers.) a trouvé quelques indices d'une minéralisation plus ancienne, au moins du début du Crétacé dans le Sauerland et que:

2) Wagner et Stoner (1975) ont déterminé une tem- pérature de 130°C au moins pendant le Jurassique moyen dans l'Odenwald, en se basant sur la datation par la méthode des traces de fission;

- à la suite de ces observations, on peut conclure que la , formation des filons de barytine-fluorine dans le Harz et le Haut-Palatinat n'est pas plus ancienne que le Crétacé tardii; dans la région du fossé rhénan et sur ses bordures ainsi que dans la dépression de la Hesse, elle date au plus du Paléogène tardif; - les filons situés dans le socle ne peuvent pas être datés pour la plupart. Dans certains cas cependant, une analyse tectonique a permis d'établir ou de refuser l'hypothèse d'une relation avec le plissement varisque, ou bien de constater la probabilité d'une relation avec la tectonique cassante plus récente. Pour des territoires plus étroits, p. ex. des districts limitrophes, la comparaison des parageneses a autorisé certaines assertions; - il n'y a que pour une petite partie des minéralisations qu'un âge jeune est directement prouvatife : les minérali- sations de Pb-Zn et de barytine du nord du Massif Schis- teux Rhénan et dans la dépression du nord-ouest de la Hesse (voir p. 222); la barytine dans l'Oligocène de la

, Wetterau et du bassin de Mayence; celle du système des . . failles bordières entre la Forêt-Noire et le fossé rhénan (voir p. 218). En outre, il faut mentionner la minéralisa- tion sédimentaire de Langendembach observée par Sta- dler (voir p. 222).

ia minéralisation post-varisque, appelée saxonienne, a fait l'objet de travaux souvent cités (p. ex. Baumann et Weber, 1977) proposant en particulier de la dater du Trias et du Jurassique; des réflexions critiques à ce sujet ont été publiées par Walther (1981a et b).

Borchert (1967), en discutant de la provenance des éléments dans les gisements post-varisques, énumérait les suivants, qu'il considérait caractéristiques des solutions résiduelles de la différenciation d'un magma juvé- nile basaltique profond : - aminerais mesquins» avec des sulfures de Cu-Zn-Pb- Sb; - minerais de Fe-Mn; - minerais de barytine avec plus ou moins de minerais de Co-Ni et autres.

Werner (1966: 33) souligne: «le sima indifférencié n'entre pas en ligne de compte c o m m e fluide d'apport, mais plutôt et surtout des magmas alcalins de type atlantique qui doivent leur formation à une différenciation en profondeur ou A un ensemble de réactions complexes d'hybridation et de différenciation». I1 rappelle aussi que les carbonatites sont assez souvent accompagnées de roches atlantiques auxquelles les gisements de barytine- fluorine peuvent être liés.

Zeino (1968) réfere les éléments de la minéralisation dans les filons de la Forêt-Noire du sud aux roches encaissantes, sans exclure des migrations sur des distances importantes. I1 conclut à un âge tertiaire parce qu'il n'y a pas de différences essentielles entre les filons dans les régions varisques et ceux des avant-montagnes méso- zoïques. A l'exception de la fluorine qui se trouve presque exclusivement dans la région du «Randgranit» et du «Granit du Miinstertab), il n'y a pas de relations entre la minéralisation et les roches encaissantes (voir aussi v. Gehlen et al., 1970).

Murad (1974) attribue la teneur en Pb-Zn, F et, dans une certaine mesure en Ba des minerais post-varisques de la partie sud de la Forêt-Noire à l'altération hydrothermale probablement Tertiaire des granites varisques. V. Gehlen et al. (1970) indiquent cependant que les teneurs en F des granites varisques tardifs et des porphy-

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res sont relativement élevées, mais pas celles en Pb, Zn, ni Ba. Dans la m ê m e perspective, Bernard et al. (1 977) attribuent la minéralisation de barytine et fluorine dans le Massif de Bohême ti un lessivage des granites varisques. Des migrations de fluorine primaire hydrothermale probablement d'âge varisque, sont aussi confirmées par l'existence de filons à barytine post-varisques du Harz. moyen grâce à leur contenu en éléments des terres rares (Gundlach et al., 1976).

Cependant, ces observations ne sufisent pas à expliquer ia répartition fortement hétérogène de ia barytine et de la fluorine. Tandis que la barytine reste minéral principal sur un temtoire très étendu, la fluorine ne l'est que dans le Haut-Palatinat ainsi que, en partie, dans la Fo- rêt-Noire et la Forêt de Franconie. Dans l'Odenwald, le Spessart et le Harz moyen, la fluorine est présente par endroits et seulement dans quelques filons. Elle est con- sidérée dans le Massif Schisteux Rhénan c o m m e une curiosité minéralogique. Cette situation implique une origine différente du baryum et du fluor. L'hypothèse suivante paraît être la plus vraisemblable : - une origine magmatique prédominante dans l'acception de Borchert, Weber et d'autres auteurs pour Ba-Fe- Mn-Cu-Co-Ni-As-Bi-S b - et une origine de sécrétion latérale et/ou secondaire hydrothermale dans l'acception de Murad, Bernard et al. et de Gundlach er al. pour le fluor et les éléments principaux de la métallogenèse varisque, Pb, A g et Zn.

En résumé, on peut afirmer que le territoire de la République Fédérale d'Allemagne représente une partie, inhomogene en soi, de l'Europe centrale coincée entre le bouclier de l'Europe orientale, la Téthys et l'Atlantique, qui n'a été incluse que tardivement dans le déroulement des événements mésozoïques tectoniques et magmatiques arrivant de la Mer du Nord par les Pays-Bas. Les plus anciennes couches de tufs, dans le Malm d'Urach et dans le Crétacé inférieur tardif de la Basse-Saxe, proviennent de matériel éolien apporté des Alpes ou de la Mer du Nord. Les premiers signes d'une évolution diffé- renciée apparaissent dans le bassin de la Basse-Saxe à partir du Jurassique tardif, dans le Haut-Palatinat au cours du Crétacé,inférieur et dans le fossé rhénan à partir de la limite Crétacé1Tertiaire. Ce n'est qu'assez tardivement que les gisements décrits ici ont pu se mettre en place: au Crétacé supérieur et surtout au Tertiaire.

Les gisements liés au phénomène du Ries L'interprétation du Ries de Nördlingen et du bassin de Steinheim, à 35 k m au sud-ouest du Ries, a été longtemps controversée. Ajoutons que le phénomène du Ries coïncide chronologiquement avec le paroxysme volcanique du Miocène supérieur en Europe centrale. Les recherches approfondies, multidisciplinaires, effectuées au cours des quinze dernières années, ont permis de conclure que le Ries et le bassin de Steinheim sont des cra- tères d'impact de météorites (Ries-Band, 1977). Le Ries, dont l'âge est évalué à 14,8*0,7 M.A., est concomittant de la naissance des moldavites de Bohême (14,7*0,7 M.A.) (Gentner et Wagner, 1969).

Le forage implanté au Ries en 1973174 a atteint une profondeur de 1 206 m ; il a indiqué un fond de cratère

plat à 602 m de profondeur et un rapport diamètre/profondeur de 3311 (Chao, 1972). Sur une zone de 16m .'

située immédiatement au-dessous du fond du cratère, Goresy et Chao (1977) ont trouvé, dans des fractures provoquées par des ondes de choc, un vernis métallique de 0,1pm, interprété c o m m e un produit de condensa- tion de la matière météorique vaporisée. Ces auteurs conclurent de la composition, et en particulier du rapport Coni correspondant à celui des chondrites, à une météorite pierreuse. On attribue les bentonites de l'Allemagne du Sud,

surtout à Landshut, à 60 km au nord-est de Munich, à une pluie de microtectites accompagnant le phénomène

FIG. 18. Le Ries de Nördlingen et ses environs avec les gîtes de bentonite (d'après Herold, 1969 et Rutte, 1974). 1) cratère de l'impact: (1: Ries de Nördlingen; 2: bassin de Steinheim; 3: Pfahldorf; 4: Mendorf; 5: Hemau). 2) répartition des blocs dislo@~és des roches jurassiques, 3) zones des gîtes de bentonite, 4) direction d'approche de ia cornkte.

O 25km U

du Ries (fig. 18). Les microtectites sont des produits d'al- tération des tufs vitrifiés que leur composition chimique désigne c o m m e des tufs de suévite. La détermination chronologique indique 14,610,s M.A. (Gentner et W a - gner, 1969). Les bentonites comportent entre 60 et 90% de montmorillonite et se sont déposées dans des bassins spéciaux de la molasse lacustre supérieure (Obere Süss- wassermolasse: OSM) en couches et en lentilles dont l'épaisseur varie du centimètre à quelques mètres et le diamètre de 20m à 250 mètres. Les bentonites ont été exploitées c o m m e terres colorées depuis 1900 puis com- m e terres à blanchir. JA production annuelle atteignait 300000 tonnes vers 1960 et s'élève depuis 1970 à 600 O00 tonnes.

Gisements exogènes formés sous l'influence des phénomènes atmosphériques La formation de minerais d'altération à partir de gîtes préexistants est généralement réduite. Ainsi les minerais d'altération des filons du Harz supérieur n'atteignent-ils

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que quelques mètres de profondeur, à la suite d'un rajeu- nissement du relief et de la reprise d'une érosion rapide. Des effets semblables sont connus dans la plupart des districts Pb-Zn, avec des exceptions dans la Forêt-Noire, lorsque les aîlleurements des filons apparaissent sur le plateau. Ces minerais d'altération atteignent alors jusqu'à 1501-11 de profondeur sur quelques filons du sous- district du Schauinsland et 185 m sur le filon appelé Friedrich-Christian près de Wolfach. Des minerais d'al- tération ont été aussi trouvés à des profondeurs inégales sur les filons sidéritiques du Siegerland, où la limonite représente le minerai principal dans diverses parties du district, à des profondeurs de plus de 100m et parfois jusqu'à 300 mètres. La formation de zones de cémenta- tion d'importance économique s'est concentrée surtout sur les gîtes alpins de Pb-Zn, sur les couches sulfureuses de Kupferberg- Wirsberg dans la Forêt de Franconie et sur les gîtes cupriferes de la Nahe, où les minerais d'al- tération atteignent 150 m de profondeur, ainsi que sur les filons cupriferes du Siegerland. En outre, des minerais de cémentation, riches en argent, eurent temporairement une certaine importance à St. Andreasberg dans le Harz moyen et apparaissent parfois près de Musen, dans le nord du Siegerland, c o m m e curiosité. Dans le système filonien d'Ems, on a trouvé des minéraux d'oxydation, en particulier de la pyromorphite (Emser Tönn- chen = tonnelet d'Ems) à une profondeur extrême d'environ 700 mètres. Herbst et Müller (1964) ont discuté de l'hypothèse d'une oxydation ascendante.

Les placers des minéraux lourds sont rares et aujourd'hui sans valeur économique. Sur le Haut-Rhin, le lavage de l'or est mentionné dès 667 et a été exercé jusque vers 1900. La présence d'or est connue encore sur l'Eder, la Moselle et quelques fleuves de l'Allemagne du Sud. Des placers d'étain ont été exploités jusqu'en 1827 dans le Fichtelgebirge près de Weissenstadt et de Wun- siedel. Des sables à ilménite avec des zircons et un peu de rutile, de monazite et de grenat sont connus dans le Schleswig-Holstein, dans les îles de Sylt et d'Amrun et par endroits sur la côte de la Baltique, ainsi que dans les îles Frisonnes orientales et sur leur avant-côte (Gotthard et Picard, 1965).

D e nombreuses concentrations de divers éléments se sont formées par action de l'altération météorique pendant le Crétacé et surtout le Tertiaire. Des composés de ~

fer ont précipité à partir des eaux souterraines ascendantes pendant les périodes sèches; ainsi se sont formés 1) les minerais pisolithiques (« Bohnerz D) dans les calcaires jurassiques de l'Allemagne du Sud, du Haut-Palatinat avec par endroits des teneurs considérables en manga- nèse. II en est de m ê m e pour le Muschelkalk du Bade-' Wurtemberg et autour de Mardorf près de Cassel, ainsi que pour les calcaires du Miocène près de Alzey au sud de Mayence; et 2) des minerais en croûte sur basaltes (fer des basaltes) du Vogelsberg ainsi que, localement dans le Westerwald et le Fichtelgebirge. L'altération laté- ritique sous climat tropical à saisons alternées a donné naissance aux bauxites autochtones du Vogelsberg, dans le Westerwald, et sur la Rhön, où elles sont en partie transportées et redéposées.

Des lentilles d'oxydes de fer et de ferro-manganèse se sont formées sous climat tropical humide dans des poches ou des bassins des schistes du Dévonien inférieur, fortement altérés, dans la partie sud du Massif Schisteux Rhénan et dans le nord-est de la Bavière. Ce sont des

produits de précipitations A partir de solutions d'altéra- tion (type Hunsrück); on rencontre aussi des minerais de ce type sur des volcanites, des tufs et des roches plutoniques.

C e genre de minerai est relativement riche et étendu dans des roches carbonatées, réactives, dont il remplit les cavités karstiques (type Lindener Mark). Ce sont les gisements sur les calcaires du Dévonien moyen dans la Lindener Mark au sud de Giessen et près de Waldalges- heim dans le sud-est du Hunsrück. Borchert (1978) a discuté de la genèse des gisements de ce type et l'a com- parée, comme Schneiderhöhn (1962), aux gîtes de Post- masburg en Afrique du Sud et de Batesville en Arkansas. Lindener Mark et Wa Ida lgesheim ont produit chacun environ 8 Mt de minerai à environ 30 % Fe et 15-20 % M n depuis 1840 jusqu'en 1976. O n trouve des gisements de ce type également I) dans les bassins calcaires de l'Ei- fel, dans le Sauerland et dans le bassin de la Lahn, en outre 2) sur les calcaires du Zechstein près de Bieber dans le Spessart et dans la dépression de la Hesse et 3) dans le calcaire du Jurassique supérieur du Haut-Palati- nat.

Dans le bassin de la Lahn, des phosphorites se sont formées à côté des minerais de fer et de manganèse; leur phosphore provient de I'apatite des «schalstein >> et des tufs diabasiques au mur du calcaire. Les gisements de kaolin les plus importants se trouvent dans le Haut- Palatinat. Ce sont d'une part les gîtes d'altération situés dans la partie nord des granites du Falkenberg, au sud et à l'ouest de Tirschenreuth, une kaolinisation intense atteint ici une profondeur de 60 m et d'autre part les grès à kaolin, dans le Buntsandstein moyen de Hirschau et Schnaiftenbach (mentionnés p. 21 5), les plus intéres- sants. Des gisements de moindre importance se trouvent encore dans le Massif Schisteux Rhénan. Ils sont exploi- tés près de Oberdresselndorfl à 20 k m au SSE de Siegen et près d'oberwinter au sud de Bonn sur des schistes argileux du Dévonien inférieur ainsi qu'au sud de Lim- bourg et près de Geisenheim sur le Rhin, sur des kérato- phyres du Dévonien moyen. Près de Geisenheim, la kaolinisation parait avoir été opérée par des solutions ascendantes pendant le Tertiaire. II faut encore y ajouter les gisements des rhyolithes du Permien de Nohfelden dans la dépression de la Sarre-Nahe, considérés d'origine hydrothermale endogène, par action du CO2 (Lippert et al., 1969).

A u Rudolfstein près de Weissenstadt dans le Fichtel- gebirge, des solutions descendantes ont provoqué par séparation des concentrations d'uranium à partir de teneurs primaires faibles dans le granite; le minerai principal, de la torbernite, a été déposé dans des fissures. Lenz et al. (1962) ont déterminé un âge Miocène moyen de la torbernite par la méthode U/Pb. O n a signalé un tonnage approximatif de 50 t U - les teneurs moyennes étant de 600 ppm (Gudden, 1976). Les petits gîtes d'uranium dans des crevasses et des fissures présents dans de nombreux endroits dans le nord-est du massif bavarois sont, pour la plupart d'entre eux, également d'origine descendante.

Formations post-glaciaires récentes,' les minerais de fer des marais ont eu autrefois une importance locale dans l'Allemagne du Nord. Du fer des tourbières a été exploité après 1945 dans I'Emsland et dans le Schleswig- Holstein, pour être utilisé c o m m e agent de purification des gaz.

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Résumé et perspectives Les gîtes des métaux, des sels et des minéraux industriels les plus courants du temtoire de la République Fédérale d'Allemagne indiqués sur la Carte Métallogénique de l'Europe sont décrits brièvement dans ce travail et l'auteur s'est efforcé d'ordonner et de classer leur mode de formation dans le cadre des données de la géologie historique. Pour les gisements ou les districts les plus importants, des précisions sont apportées quant à leur morphologie, leur paragenèse, leur mode de formation et l'histoire de leurs mines, ainsi que sur leurs tonnages. II a été possible, dans certains cas, de présenter une discussion brève sur l'origine des minéraux métallifères ou non-métalliferes.

Les époques les plus importantes pour la formation des gîtes en République Fédérale d'Allemagne ont été: - en Bavière orientale: le Précambrien supérieur avec la formation des gîtes de pyrite et pyrrhotine de Boden- mais-Zwiesel et de L a m et le Cambro-Ordovicien avec le gisement de Bayerland et de Kupferberg- Wirsberg dans des domaines géosynclinaux; - la métallogénèse varisque du Paléozoïque supérieur avec - les gîtes volcano-sédimentaires de sulfures et bary-

tines du type Rammelsberg-Meggen, en particulier au Dévonien moyen, et les gîtes d'hématite du type Lahn-Dill à la limite Dévonien moyedsupéneur, d'origine géosynclinale dans la zone rhéno-hercynienne; - les filons de sidérite du Siegerland et les nombreux filons i plomb-zinc de formation varisque ancienne, hydrothermale, dans le Massif Schisteux Rhénan - les filons à plomb-zinc de formation varisque moyen dans le Harz, dans la Ruhr et au nord d'Aix- la-Chapelle ainsi que les nombreux gîtes de l'Allema- gne du Sud avec SO2, Sn; Au; U; Co, Ni, Bi, Ag et Pb-Zn - les paragenèses d'origine varisque tardive à cuivre, cobalt, mercure, fer-manganèse, uranium et barytine de la dépression de la Sarre et de la Nahe avec lesquelles sont comparées les paragenèses d'Eisenbach dans le sud-est de la Forêt-Noire moyenne, de Gleisinge$els, du Quartz II des «Pfahle» de la Bavière orientale et de Marsberg dans le Sauerland - le Permien supérieur avec le gisement du Kupfers-

chiefer et les évaporites - le Mésozoïque moyen et supérieur avec les importants gisements de fer sédimentaires marins, oolithiques ou conglomératiques ou les gisements sédimentaires- lacustres dans le Haut-Palatinat, que l'on retrouve localement jusqu'au Tertiaire. - la métallogénie épigénétique post-varisque liée à la tectonique cassante tardive mésozoïque tertiaire - dans le bassin de Basse-Saxe, liée au Massif de Bramsche avec Fe-Mn, F, Ba, Cu et S au Crétacé supé- rieur - dans les zones de cassure de la Bavière orientale avec F, Ba, Fe (-Mn) (Cu), Pb-Zn et S probablement au Crétacé supérieur et Tertiaire - dans le Fossé Rhénan et la dépression de la Hesse au Tertiaire, peut-être dès le Crétacé supérieur dans le nord, avec Ba, F, Cu, Bi, Ag, Fe-Mn dans la Forêt- Noire, le Spessart et les Monts de Richelsdorf et une paragenèse appauvrie avec surtout Ba, Fe-Mn, C u et

localement F dans les Monts de la Werra inférieure, le Massif Schisteux Rhénan oriental et le Harz - la paragenèse Co-Ni arséniée des a Kobaltriicken N (filons de cobalt) de grande extension, ainsi qu'- un grand nombre de petits et moyens gîtes à plomb-zinc et les importants gisements de Mechernich et M a u - buch dans le triangle triasique de la zone méridienne eifélienne - le Crétacé et le Tertiaire avec de vastes paragenèses

d'altération. La répartition régionale de toute une série d'éléments

importants du point de vue métallogénique, c o m m e le plomb et le zinc, le cuivre, le baryum et le fluor, montre de fortes irrégularités que Routhier (1976, 1980) a souli- gnées. Ces éléments sont ordonnés sur certaines zones ou ceintures métalliferes aussi bien selon le nombre de leurs gîtes que selon l'étendue de chaque gisement, alors que les domaines situés entre les ceintures métalliferes ne montrent pas (ou rarement) de gisements, qui sont alors de moindre étendue. Les ceintures, elles-mêmes, sont hétérogènes les unes par rapport aux autres. Elles se dif- férencient non seulement par leur tonnage propre mais encore par la mono- ou hétérochronie et/ou la mono- ou hétérotypie de leurs gisements.

O n peut déduire de la répartition des gisements de plomb-zinc de la République Fédérale d'Allemagne l'existence des ceintures métalliferes suivantes, d'extension ENE (Walther, 1981 c): - la ceinture Ardennes septentrionales-Harz supérieur (Routhier, 1980: 58 ft) avec les districts principaux d'Aix-la-Chapelle-Stolberg, Maubach-Mechernich, Vel- berl-Ruhr, Bensberg, Meggen, Ramsbeck. Harz supérieur et Rammelsberg ainsi qu'un grand nombre de gisements plus petits. Cette ceinture est hétérochrone avec des formations métallifëres du Dévonien moyen, du Permo- Carbonifere et du Crétacé supérieur-Tertiaire et hétéro- typique avec des gîtes volcano-sédimentaires, des filons hydrothermaux et des gîtes d'imprégnations, et comporte environ 91% des tonnages exploités en République Fédérale d'Allemagne et des réserves connues de plomb et zinc. - la sous-ceinture du Hunsrück-Lahn (-Harz inférieur) avec les filons varisques de Bad Ems, Miihlenbach et Holzappel. A l'exception du sous-type des «filons de schistosité», cette sous-ceinture est moqochrone et mo- notypique. Elle comporte un tonnage méhl en plomb et zinc de 6%. - la sous-ceinture de Wiesloch (-Freiberg) sur laquelle se trouvent, à part ces gisements, quelques petits gisements à plomb-zinc dans la Forêt du Palatinat et près de Wallenfils en Forêt de Franconie. Cette zone étroite est au moins bichrone, avec des minéralisations permo-carboniferes et tertiaires, et bitypique, avec des filons et des amas métasomatiques. - la sous-ceinture de la Forêt-Noire méridionale - Freihung, englobant les gisements des Vosges et d'Er- bendod reliée par Routhier (1980), à la Haute-Silésie, en passant par Mies (Stribro) Pribram et Kuttenberg (Kutna Hora). Ces minéralisations sont d'âge permo-carboni- Ere, triasique et tertiaire; il s'agit de filons et de gisements sédimentaires. - le domaine des Alpes du Nord, englobant 6 I'WSW les nombreux gisements, généralement petits, près d'Innsbruck et Imst, ainsi que la région du Vorarlberg (Haditsch, 1979).

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Les causes de ce schéma de distribution des gisements ne sont pas évidentes. L'ordonnance des concentrations de plomb et 'zinc sur des zones relativement étroites est pourtant un fait A retenir. Routhier (1979: 860) pense qu'il pourrait s'agir d'anciennes «anisotro- pies et hétérogénéités de la lithosphère ». ia connaissance de ces répartitions est fondamentale pour la mise en œuvre de travaux de prospection qui ont pour but de découvrir les gîtes «cachés» dans les anciennes régions minières de i'Europe Centrale.

Pour le cuivre, par contre, aucune indication d'une ordonnance zonale des gisements, généralements petits, n'a pu être constatée. Ils sont répartis assez irrégulière- ment, excepté un amas de gîtes dans la région de la

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dépression de la Hesse. D e grandes et moyennes concentrations de cuivre c o m m e à Richeisdod Rammeisberg ou Marsberg, sont limitées à la dépression de la Hesse et au H a n (cf: Routhier, 1980).

Pour le baryum et le fluor, on connaît en République Fédérale d'Allemagne, des accumulations dans la région du Fossé Rhénan et de la dépression de la Hesse sur une zone orientée NNE allant de la Forêt-Noire méridionale au Harz moyen et supérieur. Les filons de fluorine-barytine de la Bavière orientale s'étendent selon Routhier (1980: 74 f) avec les districts des Alpes Calcaires septentrionales et ceux du cours supérieur de i'Etsch, sur une zone orientée parallèlement.

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235


Vue d’ensemble sur la métallogénie de la République Démocratique Allemande * H. Reh Zentrales Geologisches Institut, Berlin.

Sommaire

Aperçu géotectonique 238

Unités métallogéniques 238 Métallotectes en relation avec le magmatisme, le métamorphisme et la tectonique assyntiens 239 Métallotectes en relation avec le magmatisme et la tectonique calédoniens 239 Métallotectes en relation avec la paléogéographie et la lithologie du Paléozoïque inférieur 239 Métallotectes en relation avec le magmatisme, le métamorphisme et la tectonique varisques 239 Métallotectes en relation avec la paléogéographie et la lithologie du Paléozoïque supérieur 240 Métallotectes en relation avec le magmatisme, le métamorphisme et la tectonique saxoniens 244 Métallotectes en relation avec la paléogéographie

, et la lithologie du Trias et du Jurassique 244 Métallotectes en relation avec la paléogéographie et la lithologie du Crétacé et du Tertiaire 247 Métallotectes en relation avec les processus géologiques du Quaternaire 247

Contents

Geotectonic outline 238

Metallogenic units 238 Metallotects related to Assyntian magmatism, metamorphism and tectonics 239 Metallotects related to Caledonian magmatism and tectonics 239 Metallotects related to the palaeogeography and lithology of the Lower Palaeozoic 239 Metallotects related to Vanscan magmatism, metamorphism and tectonics 239 Metallotects related to the palaeogeography and lithology of the Upper palaeozoic 240 Metallotects related to Saxonian magmatism, metamorphism and tectonics 244 Metallotects related to the palaeogeography and lithology of the Triassic and the Jurassic 244 Metallotects related to the palaeogeography and lithology of the Cretaceous and the Tertiary 247 Metallotects related to the geological processes of the Quaternary 247

References 248 Références 248

Manuscrit en allemand reçu en 1967.

231

H. Reh

Aperçu géotectonique

Le territoire de la République démocratique allemande, s’étend sur une superficie d‘environ 108 800 km2. I1 est compris entre ia bordure de ia Plate-forme est-européen- ne au nord-est et le massif de Bohême au sud (fig. 1).

C e territoire est constitué, dans sa partie sud, par le domaine fracturé de l’orogenèse varisque (Variscides), qui entoure d’une large bordure, le noyau du massif de Bohême. C e domaine se subdivise, au sud en une zone dite de Saxothuringe (45 500 km2) et au nord, en une zone dite Rhénohercynienne (19 800 km2).

La partie nord de ce territoire est occupée par la Dépression d’Europe centrale, à la base de laquelle se trouve une importante zone appelée Calédonides du nord-est (1 6 200 km*). Cette zone est supposée s’étendre depuis la République populaire de Pologne, et elle est vraisemblablement consolidée au Calédonien. Elle entoure, au nord-ouest, le massif précambrien de l’Elbe oriental (19 100 km*).

Au nord et au nord-est de la République démocrati- que allemande, le Plateau précambrien est recouvert par de l’ordovicien non métamorphisé, par du Dévonien, du Carbonifère et du Permien inférieur. Ce plateau (8 200 km2), traversé par des failles orientées de NNW à NW, est particulièrement remarquable par ses intrusions principalement acides, ses roches effusives en sills et son Permien inférieur. Si l’on englobe le bord occidental de la Plate-forme est-européenne dans ia ligne de Tornquist (entre Rügen et Bornholm), on doit rattacher les domaines (hachurés horizontalement sur la carte ci-jointe) du Plateau précambrien à la Plate-forme est-européenne (d‘après R. G. Garezki, 1966), ou alors considérer ces domaines c o m m e ravant-pays profondément affaissé de la Plate-forme est-européenne.

Le domaine de i‘orogenèse varisque, en République démocratique allemande, englobe des noyaux plus anciens dans le Lausitz, l’Erzgebirge, le Granulitgebirge, et les anticlinaux de Schwarzburg et de Ruhla. Les bassins sédimentaires épicontinentaux de Thuringe et subhercynien sont affaissés. Dans le sud-ouest, le socle s’enfonce sous le bassin de Franconie, et au nord, sous la Dépres- sion d’Europe centrale.

O n ne peut pas encore donner de renseignements précis sur le Plateau précambrien situé au fond de la Dépression d‘Europe centrale, ni sur les Calédonides nord-est originaires probablement de Pologne.

La partie sud de la République démocratique allemande a été essentiellement formée et consolidée par l’orogenèse varisque. Le Granulitgebirge est considéré c o m m e un massif karélien repris au Varisque alors que ce sont des noyaux baikaliens (assyntiens) qui ont été repris au Varisque dans le Lausitz, l’Erzgebirge et les anticlinaux de Schwarzburg et Ruhla.

D e telles reliques de l’orogenèse baikalienne sont assez largement représentées dans la partie sud de ia Répu- blique démocratique allemande. A l’époque calédonien- ne, cette région en tant qu’arrière-pays du géosynclinal calédonien du nord-est Polonais, n’a subi que des mouvements en bloc avec, occasionnellement, des montées de roches volcaniques basiques.

D e la m ê m e manière, en République démocratique allemande, à la suite de i’orogenèse alpine germanotype (saxonienne), se produisirent des mouvements qui en- traînèrent des dislocations profondes, en blocs, permettant aux magmas basaltiques ainsi qu’aux solutions mi- néralisatrices de monter des foyers profonds.

Unités métallogéniques

Parmi les unités géotectoniques, Variscides, Calédonides du nord-est et Plateau précambrien au nord, les Varisci- des représentent une province métallogénique de premier ordre à évolution métallogénique très complexe. Il est possible que les deux autres provinces métallogéni- ques, par contre, aient évolué plus simplement encore qu’elles soient toujours inconnues dans leur plus grande partie. Elles représentent surtout des zones de recherches de gisements recouverts et cachés.

A Pinstar de P. Lafitte (1965), on a utilisé pour la division des processus métallogéniques la notion de a métallotecte)), qui, dans ses grands traits, s’appuie sur l’évolution géologique et métallogénique. ’

Nous avons donc utilisé les neuf métallotectes suivants : A: Métallotectes en relation avec le magmatisme, le mé-

tamorphisme et ia tectonique assyntiens (baikaliens).

B: Métallotectes en relation avec le magmatisme et la tectonique calédoniens.

C: Métallotectes en relation avec la paléogéographie et la lithologie du Paléozoïque inférieur (pré-Dévonien supérieur).

D: Métallotectes en relation avec le magmatisme, le mé-

E: Métallotectes en relation avec ia paléogéographie et la lithologie du Paléozoïque supérieur (Silésien-Per- mien).

F: Métallotectes en relation avec le magmatisme, le mé- tamorphisme et la tectonique saxoniens.

G: Métallotectes en relation avec la paléogéographie et ia lithologie du Trias et du Jurassique.

H : Métallotectes en relation avec ia paléogéographie et la lithologie du Crétacé et du Tertiaire.

I : Métallotectes en relation avec les processus géologi- ques du Quaternaire. C o m m e les métallotectes représentent une division

temporelle et génétique large mais sortant des provinces métallogéniques en ce qui concerne leur domaine d’extension, il est nécessaire de procéder à une autre subdivision, selon des points de vue génétiques et régionaux. A l’instar de P. Laffitte, on procède à une subdivision en aires métallogéniques, qui sont caractérisées par une évolution géologique et métallogénique simple et similaire. Si ia formation des gisements se fait sur plusieurs aires, on a bcsoin de renseignements sur les différentes phases de formation. Finalement, une subdivision des aires métallogéniques en districts ayant une extension d‘environ 100 k m ou moins se révèle judicieuse.

, tamorphisme et la tectonique varisques.

238

Métallogénie de la République Démocratique Allemande

METALLOTECTES EN RELATION AVEC LE MAGMATISME, LE METAMORPHISME ET LA TECTONIQUE ASSYNTIENS Aires 1 et 2

Les minéralisations connues dans le sud de la Républi- que démocratique allemande sont, en majorité, consécu- tives à l’orogenèse varisque, pendant laquelle cette ré- gion a été tectonisée et consolidée. En quelques endroits seulement, on a pu trouver des indices d’une minéralisa- tion plus ancienne. Ainsi, la zone appelée << Felsithori- zont D dans la bordure nord-ouest du dôme de gneiss de Freiberg est considérée c o m m e une série de couches assyntiennes, où prédominent des roches effusives rhyolitiques (Felsites) dans la région de Crossschirniu-Hals- brücke (1-liste 2 - figure 2 a)b; et des schistes noirs (Sch- warzes Gebirge) dans la ‘région de Brüunsdorf(2). ces roches se signalent par une présence de pyrite plus ou moins importante. Localement, une imprégnation de ces roches en pyrite peut se concentrer en une minéralisa- tion stratiforme compacte, La présence de Cu, Pb et Sn dans ces gîtes de pyrite est considérée c o m m e une carac- téristique de ce type de gisement. Toutefois, certains chercheurs pensent qu’il s’agit d‘un apport ultérieur de filons minéralisés plus jeunes.

Les gîtes de magnétite de PtiseCnicu (Pressnitz) - Medenec (Kupferhübel) en Bohême sont considérés c o m m e des gîtes d‘hématite sous-marins, liés aux roches basiques qui, par métamorphisme de contact, ont été remaniées en skams à magnétite par le gneiss rouge assyntien tardi-orogénique. Dans la m ê m e série de couches, on trouve en République démocratique allemande, les petits gisements de skams à magnétite de Jöhstaút- Schrnalzgrube (3) et de Boden-Hassberg(4) qui doivent être considérés également c o m m e des gisements d‘héma- tite sous-marins repris à I’Assyntien.

METALLOTEDES EN RELATION AVEC LE MAGMATISME ET LA TECTONIQUE CALÉDONIENS Aire 3

Bien que l’on soit certain que la partie sud de la Répu- blique démocratique allemande n’ait pas été incluse dans le géosynclinal Calédonien reconnu en Pologne, il se produisit dans cet arrière-pays, à la suite de mouvements par blocs, des montées de roches volcaniques initiales qui, par endroits, donnèrent lieu à la formation de gisements marins de pyrite, plomb et zinc (5-8). O n peut voir que ces gisements ont été repris au Varisque.

MÉTALLOTECTES EN RELATION AVEC LA PALEOGÉOGRAPHIE ET LA LITHOLOGIE DU PALÉOZOIQUE INFÉRIEUR (PRE-DÉVONIEN SUPÉRIEUR) Aire 4

A l’ordovicien, dans l’avant-pays des presqu’îles et des îles s’étendant suivant la direction NE, on assiste c o m m e en Bohême à la formation de silicates de fer oolithiques sur les hauts-fonds sous-marins. On ne peut pas mettre en évidence une relation directe avec les roches basiques initiales, cependant, il n’cst pas exclu que le fer et le titanc proviennent de l’altération des roches d’épanche- ments basiques et des tufs.

O n peut observer la formation de silicates de fer oolithique sur le bord de l’anticlinal de Schwarzburg (9-12), de Hirschberg-Gefell (y compris l’anticlinal de Ber- ga) (I 3) et sur le bord du seuil du Vogtland (14- 15). Seuls

.

quelques gisements sur le bord sud-est de I’aniiclinal de Schwarzburg (10-1 2) ont une importance économique. Localement, les gisements ont été remaniés au Varisque en gîtes de magnétitc-thuringite (13 et 14) et en skams à magnétite (9).

METALLOTE~TES EN RELATION AVEC LE MAGMATISME, LE METAMORPHISME ET LA TECïONIQUE VARISQUES Aires 5 et 6

Les gisements du type Lahn-Dill en relation avec le volcanisme initial de l’orogenèse varisque se rencontrent sur l’anticlinal de Berga (1 8- 19) et dans le complexe d’El- bingerode dans le Harz où l’on trouve des gîtes marins d‘hématite (20-21), de pyrite (22) avec remaniement hydrothermal et des gîtes de manganèse (23). Après avoir interprété, dans le passé, le gîte de magnétite de Berg- giesshübel(l7) dans les massifs schisteux de la vallée de l’Elbe c o m m e issu des calcaires par métasomatose de contact, on le considère depuis peu c o m m e un gîte d‘hé- matite sous-marin dévonien qui a été transformé en skams à magnétite par métamorphisme de contact des granites de Markersbach.

On a classé ici aussi, sous réserves, l’indice de pyrrhotite nickélifère de Sohlund( 16). U n enrichissement liquide-magmatique se produisit sans aucun doute dans une roche basique en profondeur à partir de laquelle la pyrrhotite nickélifere a été mobilisée par des solutions catathermales et s’est mise en place à la manière des ((offset deposits» au contact du toit d’un filon de lamprophyres avec substitution partielle des silicates.

C‘est à la suite de l’orogenèse varisque que la plupart des gisements de la République démocratique allemande se sont formés. Lorsque l’intensité des processus orogé- niques augmenta, il se produisit une large granitisation palingénétique avec de vastes intrusions de granites acides, riches en constituants volatils. Ces granites acides du Varisque supérieur ont une densité d‘environ 2,6, ce qui les distingue des granitoïdes palingénétiques métallo- géniquement moins importants et qui ont une densité d’environ 2,7.

Parmi les minéralisations qui figurent en 6, celles en étain et wolfram pegmatitiques - catathermales-pneumatolytiques, ainsi que celles en Mo, Bi et F sont en relation directe avec les granites acides du Varisque supérieur riches en éléments volatils. Les processus de transformation appelés <<métamorphisme de contact N ou «métasomatisme de contact H proviennent aussi en grande partie des granites qui ont formé des intrusions au voisinage de la surface. Par contre, les minéralisations en Pb, Zn, Cu, Ag, Au, As, Sb, Fe, U qui apparaissent dans les filons minéralisés proviennent sans aucun doute de foyers plus profonds qui, d‘après les idées nouvelles (Watznauer, 1954, 1960, 1961, Tischendorf, Wastemack, Bolduan et Bein, 1965) doivent être recherchées dans un corps granitoïde profond et étendu.

Dans les corps granitoïdes profonds et étendus de l’Erzgebirge. d’après les mesures gravimétriques, on peut reconnaître trois grandes saillies qui ont été désignées c o m m e plutons partiels de l’Erzgebirge oriental, de l’En- gebirge central et de l’Erzgebirge occidental. D e ces plutons partiels, s’élèvent des dômes, des crêtes et des massifs granitiques connus à la surface et mis en évidence par l’exploitation minière et les forages profonds.

Parmi les gisements considérés c o m m e appartenant

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au pluton partiel de l’Erzgebirge oriental, les gîtes péri- granitiques d‘étain et de wolfram (25-27) sont liés A de petits ameurements granitiques récents dans le pluton partiel sud-est. Les formations kb. et eq. (2, 28-31) appartenant au premier cycle de minéralisation de Bau- mann (1965) sont développées surtout dans ia région du d ô m e de gneiss de Freiberg, dont le cœur est vraisemblablement constitué par un granite. Le petit district de Pb- Z n de ScharJenberg(24), remarquable par sa gangue de célestite, est en relation avec le granite de Meissen. Le granite de Markersbach qui se trouve dans les massifs schisteux de la vallée de l’Elbe a transformé par méta- morphisme de contact en Skarns à magnétite les gîtes d’hématite sous-marins dévoniens de Berggieschü- bel( 17). O n a observé d’autre part de petits filonnets qui renferment de la cassitérite.

Dans le pluton partiel de l’Erzgebirge centrai, se trouvent les minéralisations d‘étain périgranitique à l’ouest et A l’est (33-36) tandis que les formations kb, qs, uqk et eb du premier cycle de minéralisation apparaissent dans la partie centrale (37,38).

<s minéralisations périgranitiques d‘étain et de wolfram du pluton partiel de l’Erzgebirge occidental sont liées essentiellement aux granites jeunes d’Eibenstock (42-46). Sans doute, les filons de wolframite (47-51) dé- butent-ils dans les granites anciens et leurs encaissants, mais ils sont en relation génétique avec le granite plus jeuhe qui se trouve dessous. Les gîtes métasomatiques de contact de magnétites et de polysulfures ainsi que les gîtes de fluorite localement mésothermaux (39-4 i) puis les gîtes de sulfure remaniés par métamorphisme de contact et par métasomatose (8) se trouvent dans une zone de contact des flancs de granites à faible pendage ou des bombements granitiques. Les formations qs, uqk et eb des premiers cycles de minéralisation se situent dans le toit de schistes très perturbés de ia zone marginale orientale du granite Eibenstock (52-54).

Sont liés aux granites de Bergen et Eichigt, les Skarns métasomatiques de contact A scheelite (55), les filons de wolframite pneumatolytiques-catathermaux (56-57), les filons d‘étain catathermaux et les gîtes métamorphiques de contact à magnétite-thüringite.

Les minéralisations en relation avec la mise en place de petits corps granitiques le long de failles transversales profondes orientées nord-ouest et en relation avec des bombements granitiques dissimulés de la zone saxo-thü- ringienne sont bien moins importantes. Elles ne présen- tent un intérêt économique que dans de rares cas. Dans l’aire du granite de Henneberg, il convient de mentionner les gîtes de Pb, Zn, métasomatiques de contact et les filonnets minéralisés pneumatolytiques-catathermaux de molybdénite et fluorite (59) ainsi que les filons catathermaux d’arséno-pyrite (60); de m ê m e dans l’aire du granite de Sparnberg, les transformations par métamorphis- m e de contact, des silicates de fer oolithique de l’Ordo- vicien en thuringite-magnétite (13). Les filons épither- maux de stibine et de galène-stibine (61-62) sont probablement en relation avec des liaisons en forme de lacco- ‘lite au pluton d‘Auma, celles-ci se sont faites vraisemblablement par gravimétrie. Les filonnets catathermaux de quartz et or (64, 64) sur la bordure sud-est de I’anticlinal de Schwarzburg semblent provenir de granites en apophyses analogues. Sur la bordure nord-ouest de I’anticlinal de Schwarzburg, à Crux, près de Schmiedefeld a m Rennsteig(9) se formfrent des gîtes de pyrite et

magnétite à partir des gîtes de silicate de fer oolithique par le double métamorphisme de contact du granite de Suhl probablement palingénétique et du granite intrusif de Schleusetai.

Dans le Harz, les filons pneumatolytiques de wolframite et les filons mésothermaux de polysulfures des groupements filoniens de Biwend et de Strassberg-Neu- dorJ(65) ainsi que les filons de stibine (66) sont en relation avec le granite à faible pendage SSW de Ramberg.

II faut admettre que dans le cas de la granitisation palingénétique étendue de l’Erzgebirge, différents sédi- ments géosynclinaux ont été repris. Ainsi s’expliquent également les’ particularités de la répartition des él& ments dans les granitoïdes résultants et dans les solutions minéralisatrices et les magmas intrusifs formés ainsi par différenciation et mobilisation. Ainsi, O. W. Oels- ner (1958) a interprété l’abondance en tourmaline des granites de l’Erzgebirge occidental et du Vogtland en comparaison de la pauvreté en tourmaline de 1’Erzgebir- ge oriental, par une assimilation des sédiments à méta- morphisme faible, étant donné que la teneur en bore des sédiments diminue lorsque le métamorphisme augmente. O n peut aussi constater des différences dans la répar- tition des éléments dans les gisements de l’Erzgebirge dans la direction sud-ouest, nord-est. Alors que dans le premier cycle de minéralisation, le plomb et le zinc pré- dominent dans l’Erzgebirge orientai surtout dans le district de Freiberg, ces éléments régressent fortement dans l’Erzgebirge occidental, tandis que l’uranium y connaît une plus grande extension. Cette particularité est égaie- ment conservée dans le cycle de minéralisation plus jeune, étant donné que le bismuth, le cobalt et le nickel, qui n’ont à Freiberg (29), qu’une importance secondaire, augmentent dans l’Erzgebirge occidental jusqu’au Sch- neeberg (52)-Johanngeorgenstadt (54) en passant par Marienberg(37) et Annaberg (38).

METALLOTECTES EN RELATION AVEC LA

DU PALEOZOÏQUE SUPERIEUR (SILESIEN, PERMIEN) Aires 7 (fig. 2b) et 8 (fig. 3).

PALEOGEOGRAPHIE ET LA LITHOLOGIE

En République démocratique allemande, les Kupfers- chiefer qui se trouvent A la base du Permien supérieur (Zechstein 1) ont une formation sédimentaire syngénéti- que. Les zones, à l’heure actuelle occupées en partie par des constructions de la cuvette du Mansfeld (70-71) et de la cuvette de Sangerhaus (72-76), sont disposées dans une zone légèrement arquée, suivant l’allure du massif varisque entre les monts de Richelsdorf en Allemagne occidentale et les cuvettes de Lészcyna et Japaczek (Dolni Slask, Basse-Silésie) en Pologne. A la cuvette de Mans- feld, font suite dans le nord-est dans la cuvette d’Edde- ritz (68-69) et vers l’est dans le Lausitz (67) des prolongements des Kupferschiefer probablement exploitables. Dans la zone qui relie au district de Richelsdorf, on trouve des indices sur la bordure sud-ouest du bassin de Thuringe (77-78) et sur la bordure nord-est du bassin de la Werra (79), ils n’étaient exploitables que dans ia zone de cémentation et ont été en partie transformés par des minéralisations plus jeunes. L‘apparition des ((Roten Fäule» dans les seuils sur les bords des bassins de sédi- mentation jouent un rôle décisif dans l’évolution des Kupferschiefer pour une exploitation éventuelle. Le faciès Roten Fäule, pauvre en métaux non-ferreux, déposé

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FIG. 1. Schéma géostnictural de la République démocratique allemande.

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FIG. 2a. Extension des aires 1, 2, 3, 4, 14 et 15.

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FIG. 2b. Extension des aires 5, 6, 7 et 9 (17).

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dans des conditions oxydantes est accompagné de zones d'enrichissement en métaux non ferreux des Kupfers- chiefer. Les schistes à Pb. Z n occupent ia zone externe.

Parmi les évaporites du Permien supérieur, en Répu- blique démocratique allemande, ce sont surtout la potasse et le sei g e m m e qui présentent un intérêt économique. Des études récentes ont fixé leur extension dans cinq cycles du Zechstein. Alors que dans le bassin de ia Wer- ra, on exploite le sei g e m m e et ia potasse du Zechstein 1 (80-81 - figure 3) dans le district à potasse du Harz sud (82-85), d'Unstrut-Saale (86-88) et dans celui de Stass- furt (89-92) l'extraction se fait à partir du Zechstein 2 et 3. Le sel g e m m e et ia potasse du Zechstein se trouvent aussi à des profondeurs accessibles dans le bloc de Cal- vörde (93) et dans le sud du Brandenburg. Dans le bassin du nord de l'Allemagne, ils se déposent, en général, B de grandes profondeurs, cependant, fréquemment. ils atteignent des niveaux assez hauts en diapyrs.

METALLOTECTES EN RELATION AVEC LE MAGMATISME, LE METAMORPHISME ET LA TE(JT0NIQUE SAXONIENS Aire 9

L'apparition de filons minéralisés dans un niveau épiva- risque était, par le passé, difficile à expliquer, car on ne connaissait pas le magmatisme qui lui était lié. Schnei- derhöhn a interprété ces gisements saxoniens c o m m e hydrothermaux secondaires, dans lesquels les métaux avaient été mobilisés à partir de gisements varisques et redéposés dans un niveau plus élevé.

Des études récentes (surtout Oelsner, 1962, Bau- mann, 1965) ont maintenant établi que ces gisements saxoniens apparaissent non seulement dans le niveau épivarisque, mais peuvent s'observer aussi dans le socle varisque. I1 en résulte l'idée selon laquelle des foyers magmatiques profonds ont pu être affectés par ia tectonique cassante saxonienne, foyers qu'il convient de chercher à environ 10-12 k m de profondeur dans la zone limite entre le SIMA et le SIAL. Des solutions hydrothermales formées par des processus d'hybridisation et qui se signalent par des combinaisons d'éléments F, Ba, Fe, M n , Bi, Co, Ni, A g sont montées essentiellement le long des zones de failles et de filons de directions nord- ouest et ouest. Les séries appartenant au second cycle de minéralisation, sont distinguées en tant que formations eba, fba, BiCoNi, AgS et FeMn. Les solutions mésother- males à épithermales ont réagi souvent avec les différen- ciations du premier cycle de minéralisation et ont pris les éléments caractéristiques de celles-ci, si bien que par exemple, la formation fba, qui ne présente en général qu'une faible minéralisation peut se distinguer localement par une abondance en sulfures (29, 94, 95, figure 2b).

Les hydrothermaux, à partir desquels les formations fiioniennes du second cycle de minéralisation se sont dif- férenciées, sont montés le long des grandes failles transversales, de l'orogenèse varisque, reprises par ia tectonique cassante saxonienne si bien qu'ils apparaissent fré- quemment avec les minéralisations du premier cycle. Ainsi, dans l'Erzgebirge oriental, on les rencontre en majorité dans la partie centrale et sur le bord nord du d ô m e de gneiss de Freiberg (29,94), mais aussi, par endroits, dans des régions marginales plus éloignées (95). Dans l'Erzgebirge centrai, les groupes de filons du second cycle de minéralisation recoupent en général ceux

du premier cycle (37.38) cependant, ils apparaissent aussi localement de façon indépendante (96). Dans ]'Enge- birge occidental, on rencontre également des filons appartenant au second cycle de minéralisation dans le district filonien du premier cycle (52, 54). Sur le bord ouest du massif d'Eibenstock, se trouve un gite de type fba (98) alors que dans la zone est de ce massif, se présentent des groupes fiioniens étirés de ia formation F e M n (97). A u nord de ce district, des filonnets épithermaux de mercure(99) méritent d'être notés. Dans le Vogtland, sur le bord ouest du granite de Bergen, on rencontre à nouveau des minéralisations de la formation BiCoNi (59, de plus, dans la région du granite d'Eichigt débutent des groupes de filons des formations fba et à sidérose (100- 103), qui se poursuivent le long des zones de failles, de direction nord-ouest, de chaque côté de la zone transversale des massifs des Forêts de Franconie et de Thiirin- ge.

Dans ia région de la zone transversale du massif de la Forêt de Franconie, des filons épithermaux de sidérose et de barytine-fluorite apparaissent dans le district de Lobenstein-Hirschberg (104- 105). Dans la région de Saal- feld et le long de la bordure nord de la Forêt de Thürin- ge, on trouve des filons carbonates de métaux non-ferreux (106), puis des filons de sidérose, de manganèse et de fluorite-barytine (107-1 14), dans lesquels ia teneur en métaux des Kupferschiefer a été localement mobilisée et redifférenciée sous une autre forme (78-107). Locale- ment, ceci a abouti à des substitutions métasomatiques des calcaires du Zechstein (107-109).

Des filons de sidérose et des gîtes métasomatiques de sidérose (1 15-1 16) ainsi que des filons de barytine-fluorite (1 17-120) sont largement répandus le long des failles marginales sud-ouest du massif de ia Forêt de Thuringe. Localement, cela a débouché à proximité des Kupfers- chiefer sur la formation de ce qu'on appelle les ((Kobal- triicken P (79).

Dans le Kymiäuser et le Harz inférieur, il se produit en partie en liaison locale avec les filons minéralisés du premier cycle de minéralisation, une différenciation des fil'ons de sidérose, de fluorite et de barytine (65-121- 123). Plus loin, on a rencontré des filons de manga- nèse (126) ainsi que les filons particuliers d'hématite- séléniures (1 24) et les filons de cuivre-cobalt (1 25) qui ont été classés ici sous certaines réserves.

Les bombem'ents situés dans les synclinaux de San- gerhäuser et de Mansfeld contiennent fréquemment, outre la barytine, à proximité des Kupferschiefer, des arsé- niures de cobalt et d'autres minerais dont les métaux proviennent vraisemblablement en partie des Kupfers- chiefer (70-72-73).

MCTALLOTECTES EN RELATION AVEC LA PALkOGkOGRAPHIE ET LA LITHOLOGIE DU TRIAS ET DU JURASSIQUE Aires 10 à 14 Dans le Buntsandstein supérieur du bassin de Thuringe, le sei gemme s'est disposé sur des puissances atteignant environ 60 m, dans la partie la plus profonde du bassin, Sur ia figure 4, les zones marginales de lixiviation sont représentées par une petite surface hachurée (127), le prolongement du sel, en direction du nord-est, marqué par ia limite des zones d'extension. Les indications locales des puissances du sei, en mètres, se reconnaissent au R ajouté aprts le chiffre de l'épaisseur.

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FIG. 3. Evaporites - aire 8.

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I

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FIG. 4. Extension des aires 10, 11, 12, 13, 16, 18, 19, 20 et 21.

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La présence de grès feldspathique dans le Buntsands- tein moyen est importante pour l’industrie céramique. U n e exploitation a lieu surtout dans l’avant-pays sud et nord du Buntsandstein des massifs schisteux de Thu- ringe (1 28, 129).

. Sur une large bande orientée NNW, le sel gemme s’est déposé dans le Muschelkalk moyen dans la partie la plus profonde du bassin de Thuringe. Le sel gemme, atteignant une puissance de 27 m, a été exploité autrefois à Stotternheim (1 30), Bufleben et E$urt. Le prolongement du sel du Muschelkalk dans les parties nord du bassin est indiqué sur la figure 4 par une limite. Des indications sur l’épaisseur des couches de sel du Mus- chelkalk sont données par un chiffre, en mètres, suivi de la lettre M.’ On a rencontré du sel g e m m e du Keuper moyen dans

le bassin de Thuringe dans un seul forage profond dans la cuvette de Schillingstedt (131), sa puissance était supé- rieure à 10 mètres. Une limite indique sur la carte l’extension des niveaux à sel gemme du Keuper, dans les parties nord du bassin. Les indications de puissance, en mètres, sont caractérisées par la lettre K, inscrite après le chiffre.

Le minerai de fer oolithique se rencontre en Républi- que démocratique allemande, tant dans le Lias que dans le Dogger et le Malm. Dans le domaine limite entre le faciès sableux et le faciès argileux du Lias a 3, il s’est formé dans le bassin subhercynien (132, figure 2a), un gîte d‘une puissance de 15 m de minerai de fer oolithique à limonite et chlorite ferrifere, qui est actuellement exploité. Les Oolithes de limonite-sidérite du Dogger du nord-est du Mecklenburg (1 33) et les minerais oolithiques à limonite et chlorite ferrifère dans les Oolithes coralliens du M a l m inférieur de Prignitz ouest (1 34) en sont encore au stade de reconnaissance.

MÉTALLOTECTES EN RELATION AVEC LA PALÉOGÉOGRAPHIE ET LA LITHOLOGIE DU CRÉTACÉ ET DU TERTIAIRE Aires 15 à 19

Les minerais de fer résiduels du Crétacé, riches en phosphore, se rencontrent dans le bassin subhercynien. (1 35. 136, figure 2a) mais ils ne sont pas exploités.

Dans la région de Halle (1 37, figure 4, dans le nord- ouest de la Saxe (138, 139), dans la région de Meis- sen(140) et dans le Lausitz(l41), des gîtes de kaolin importants se sont formés à partir de roches porphyriques et granitiques. Dans ce contexte, il s’est formé aussi des gîtes de quartzites d’âge tertiaire dans le nord-ouest de la Saxe.

Des zones d’oxydation caractéristiques. appelées chapeaux de fer - qui ont entraîné parfois l’exploitation en tant que gisement de fer - se sont développées sur les gîtes de pyrite (22, figure 2b), des filons de sidérite (103- ‘105, 1 16) et les gites de sidérite (I 07. 1 15).

Des gîtes de limonite issus de l’altération superficielle de diabases et de tufs dévoniens. sont connus dans le Vogtland (142, figure 4) et ont été exploités irrégulière- ment. Sur le bord sud-est du synclinal de Schwarzburg, on a autrefois exploité pour les colorants, l’ocre formé par l’altération du calcaire silurien contenant un peu de siderite.

Des gites de silicates de nickel formés par l’altération de serpentine nickélifère sur le bord sud-ouest du Gra- nulitgebirge (144) sont exploités depuis peu pour la production du nickcl.

MÉTALLOTECTES EN RELATION AVEC LES PROCESSUS GEOLOGIQUES DU QUATERNAIRE Aires 20 et 21

Dans les domaines de concentration gravimétrique, les placers d’étain de l’Erzgebirge oriental (25, figure 4) et de l’Erzgebirge occidental (42, 145, 146) ont eu une grande importance au Moyen-Age. Les placers d’or sur la Sch- warza (147) et dans le Vogtland (1 48) n’avaient qu’une importance locale. Les placers marins à grenat - ilménite - magnétite-zircon-monazite, sur la côte de la Baltique sont sans intérêt économique.

La limonite des marais en tant que ségrégation de minerais de fer à partir d‘eaux souterraines ferriferes pouvait être importante, dans le passé, pour la production du fer. A titre d‘exemple, citons Niederlausitz (1 51), Altmark (1 52) et le sud-ouest du Mecklenburg (1 53).

Répartition des gisements

C o m m e on le voit en examinant les cartes des figures 1 à 4, les gisements magmatiques au sens large, se concen- trent dans le sud de la République démocratique allemande, dans l’Erzgebirge. Cette partie de la zone saxothuringienne est caractérisée par une large granitisation palingénétique, avec de vastes phénomènes d’assimilation, de mobilisation et de différenciation, qui ont conduit à d’importantes intrusions de granites acides riches en constituants facilement volatils. Ces granites étaient souvent accompagnés de minéralisations périgranitiques à Sn, W, Mo, Bi et qui, par métamorphisme et métaso- matose de contact, ont transformé les roches voisines en skarns à magnétite et polymétalliques. Venant de foyers très profonds, les solutions minéralisatrices sont mon- tées le long des zones d‘ascension créées par cette m ê m e tectonique. Elles ont formées tout d’abord des filons minéralisés en Pb, Zn, Cu, As, Sb, Au, U, puis dans les phases plus jeunes, en Bi, Co, Ni, Fe, Mn, Hg, F, Ba. Contrairement à l’Erzgebirge, le massif granitique manifestement plat du Lausitz est pauvre en gisements.

Par suite de l’absence de processus vastes et profonds de granitisation et de différenciation avec des intrusions importantes de granites riches en constituants volatils, la zone externe de Saxe-Thuringe, de m ê m e que la zone rhino-hercynienne sont relativement pauvres en gisements de contact et gisements d’étain ainsi qu’en gîtes reliés au premier cycle de minéralisation. Toutefois, dans les zones de fractures profondes, les formations du second cycle de minéralisation sont largement répan- dues.

L‘appréciation des possibilités de gisements magmatiques, au sens large, dans le nord de ia République démocratique allemande est encore rendue plus dificile par le fait que les conditions métallogéniques ne sont pas encore entièrement connues en raison du recouvrement, par endroits très épais, par une couverture plus récente.

Si on examine la répartition des gisements sédimen- taires. on peut constater qu’on y retrouve les meilleures conditions d’ameurements des bassins épicontinentaux dans le sud de la République démocratique allemande. Lorsque le nord de la République démocratique allemande sera mieux connu, on trouvera d‘autres gisements sédimentaires, bien que la grande profondeur du bassin de sédimentation soit un lourd handicap en ce qui

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concerne la possibilité d'exploitation des gisements. En résumé, le nord de la République démocratique allemande représente le domaine le plus prometteur en ce qui concerne la découverte de gisements dissimulés et recouverts. C'est dans ce domaine que l'on peut s'attendre surtout 8 une rectification des données gitologiques présentées dans cet aperçu.

Remarques

Dans le cadre de cet ouvrage, il n'est pas possible de donner une bibliographie exhaustive des gisements de la République démocratique allemande. Seule ia littérature récente ia plus importante demanderait beaucoup trop de place. Par conséquent, nous ne citerons que les travaux auxquels il est fait référence dans le texte.

BAUMANN, L. 1965. Die Erzlagerstätten der Freiberger Randge- biete, Freib. Forsch. H. C. 188, Leipz.

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LISTES ET CARTES

O n trouvera la classification des principaux gisements et indices de la République démocratique allemande sur les listes 1 et 2. I1 en ressort que les 153 gisements et indices ont été classés en 2 1 aires d'importances différentes. Par suite d'une subdivision régionale des grandes aires, on a distingué 47 districts parmi lesquels sans doute quelques-uns se recouvrent partiellement.

La liste 1 contient les neuf métallotectes, de A à I, avec leurs aires et districts. Dans ia liste détaillée 2, sont énumérés au niveau des aires et des districts les gisements et indices numérotés dans l'ordre avec indication des constituants métalliques les plus importants au moyen de symboles chimiques et de descriptions brèves, de m ê m e pour la gangue, si elle est d'importance écono- mique. Les gisements sont subdivisés en deux catégories de grandeurs. 2 signifie grands gisements et 1, petits gisements. Par 0, on indique les indices sans importance économique, dont ia genèse est cependant remarquable. Le caractère génétique du gisement est indiqué par le symbole du gisement sur lequel on s'est entendu d'après la légende de la Carte métallogénique h 112 500 000. Dans ia colonne «remarques» sont notés les détails de ia classification stratigraphique et les caractères génétiques ainsi que des renseignements sur d'autres aires.

Les gisements et indices notés sur les listes 1 et 2 se trouvent sur les cartes des figures 2a, 2b, 3 et 4 où les districts et les aires dans leur ensemble sont caractérisés par différentes hachures. La répartition des données mé- tallogéniques sur ces quatre cartes était nécessaire pour obtenir une représentation claire.

248


Liste 1 Liste des aires métallogéniques classées par métallotectes METALLOTECTES EN RELATION AVEC LE MAGMATISME, LE METAMORPHISME ET LA TECTONIQUE ASSYNTIENS

1 Aire du volcanisme initial. a) dôme de gneiss de Freiberg. Felsithorizont (*) b) Erzgebirge central. Gîtes d'hématite sous-marins,

en relation avec les roches basiques dans la série du Rotgneiss. Remaniés en 2.

2 Aire du Rotgneiss assyntien tardi-orogénique. 'Gîtes de Skarns à magnétite métamorphiques de contact. Transformation de 1 b.

METALLOTECTES EN RELATION AVEC LE MAGMATISME ET LA TECTONIQUE CALEDONIENS

3 Aire du volcanisme initial dans l'amère-pays du géo- synclinal Calédonien. a) Erzgebirge oriental. Gîtes marins Pb-Zn remaniés

b) Erzgebirge central et occidental. Gîtes de pyrite en 6c.

marins. Remaniés en 6d et e.

METALLOTECTES EN RELATION AVEC LA PALEOGEOGRAPHIE ET LA LITHOLOGIE DU PALEOZOIQUE INFkRIEUR (Pré-dévonien supérieur)

4 Aire des couches de couverture épi-assyntiennes dans le géosynclinal paléozoïque. a) bord nord-ouest et sud-est de l'anticlinal de Sch-

warzburg. Oolithes de silicates de fer ordoviciens. Repris localement en 6k.

b) anticlinal de Hirschberg-Gefell. Oolithes de silicates de fer ordoviciens. Remaniés en 6g.

c) seuil du Vogtland. Oolithes de silicates de fer ordoviciens. Remaniés localement en 61.

METALLOTECTES EN RELATION AVEC LE MAGMATISME, LE METAMORPHISME ET LA TECTONIQUE VARISQUES 5 Aire du volcanisme initial.

a) Lausite, pyrrhotite nickélifère d'apport liquide-

b) Massifs schisteux de la vallée de l'Elbe. Gîtes \ c) anticlinal de Berga. Gîtes marins d'hématite. I

d) complexe d'Elbingeröde. Gîtes marins d'hématite,

6 Aire des granites varisques tardi- et post-tectoniques. a) Région du granite de Markersbach. Gîtes de

Skarns à magnétite métamorphique de contact. Transformation de 5b (*)

b) Région du granite de Meissen. Filons minéralisés hydrothermaux. Premier cycle de minéralisation : formation kb.

c) Région du pluton partiel de I'Erzgebirge oriental. Gîtes d'étain et d'étain-tungstène, massifs strati-

(*) Rang non encore certain, pourrait être également rattaché à

* Est également interprété comme métasomatique de contact.

magmatique, remaniement hydrothermal.

marins d'hématite. Remaniés en 6a.

de pyrite, ainsi que gîtes de manganèse. i

6c.

formes ou en filons, pegmatitiques-pneumatolytiques-catathermaux, et filons de plomb-zinc-argent, cata-à épithermaux, reliés au premier cycle de minéralisation: formations kb et eb, ensuite cristallisation rassemblante en gîtes Pb-Zn (remaniement à partir de 3a.) Voir également 9a.

d) Région du pluton partiel de 1'Engebirge central. Gîtes de magnétite et de sulfures métamorphiques et métasomatiques de contact (remaniés à partir de 3b), gîtes d'étain massifs et en filons pegmatitiques-pneumatolytiques-catathermaux, puis filons cata-à épithermaux d'uranium et sulfures as- socié au premier cycle de minéralisation: formations kb respectivement qs, uqk et eb. Voir égale- ment 9b.

e) Région du pluton partiel de l'Erzgebirge occidental. Gîtes de skarns à magnétite et de polysulfures métamorphiques et métasomatiques de contact, ainsi que gîtes de fluorite mésothermaux, gîtes d'étain et de tungstène, massifs et filons pegmatitiques-pneumatolitiques-hydrothermaux. Filons cata- à épithermaux d'uranium et sulfures asso- ciés au le' cycle de minéralisation : formations qs, uqk et formation eb. Voir également 3b et 9c.

r) Région des granites de Bergen et Eichigt. Gîtes métamorphiques de contact, de magnétite et de thüringite et gîtes métasomatiques de contact de scheelite, ainsi que filons pneumatolytiques hydrothermaux d'étain et wolfram. Voir également 4c et 9d.

g) Région des granites de Sparnberg et de Henne- berg. Gîtes et petits filons métamorphiques de contact de magnétite et thüringite, métasomati- ques de contact et pneumatolytiques-catathermaux. Voir aussi 4b.

h) Région de l'anticlinal de Berga. Filons épither- maux d'antimonite.

i) Région du bord sud-est de l'anticlinal de Sch- wanburg. Filonnets d'or et de quartz catathermaux.

k) Région du bord nord-ouest de l'anticlinal de Sch- warzburg. Gîtes de magnétite métamorphiques de contact. Remaniés A partir de 4a.

1) Région du granite de Ramberg. Filons mésother- maux de polysulfures et filons pneumatolytiques de wolframite et filons épithermaux d'antimonite. Voir également 9h.

METALLOTECTES EN RELATION AVEC LA PALkOGkOGRAPHIE DU PALEOZOYQUE SUPERIEUR (SILESIEN-PERMIEN) ET LA LITHOLOGIE

7 Aire des Kupferschiefer dans le Permien supérieur. a) Région du Lausitz. Kupferschiefer. b) Région de la cuvette d'Edderitz. Kupferschiefer. c) Région de la cuvette du Mansfeld. Kupferschiefer.

Voir également 9i. d) Région de la cuvette de Sangerhausen. Kupfers-

chiefer. Voir également 9i. e) Région du bord sud-ouest du bassin de Thuringe.

Kupferschiefer. E n partie remanié en 9f. r> Région du bord nord-est de la cuvette de la Wer-

ra. Kupferschiefer. Voir également 9g. 8 Aire des évaporites du Permien supérieur.

a) Région du bassin de la Werra. Sel g e m m e et potasse.

249

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b) Région du bassin de Thuringe. Sel gemme et potasse.

c) Région de la cuvette de Querfurt. Sel gemme et potasse.

d) Région du bassin subhercynien. Sei gemme et potasse.

e) Région de la dépression d‘Altmark. Sel g e m m e et potasse.

r) Région du sud Brandenburg. Sel g e m m e et potas-

g) Région du bassin du nord de ia République dé- mocratique allemande. Sel gemme et potasse. ‘

. se.

METALLOTECTES EN RELATION AVEC LE MAGMATISME, LE METAMORPHISME ET LA TECTONIQUE SAXONIENS

9 Aire des foyers magmatiques profonds affectés par la tectoniqúe cassante saxonienne et qui, en partie, ont fourni les solutions de mobilisation.

Région de l’Erzgebirge oriental. Filons épither- maux accompagnant le deuxième cycle de miné- ralisation: formations eba, ha, BiCoNi et Fe Mn. Relié à 6c. Région de l’Erzgebirge central. Filons épither- maux accompagnant le cycle de minéralisa- tion: formations BiCoNi, AgS et FeMn. Relié à 6d. Région de l’Erzgebirge occidental. Filons épither- maux accompagnant le 2e cycle de minéralisa- tion: formations fba, BiCoNi, AgS. F e M n et Hg. Relié à 6e. Région du Vogtland. Filons épithermaux accompagnant le cycle de minéralisation: formations fba, BiCoNi et à sidérite. Relié à 6f. Localement zone d’oxydation. Voir en 17. Région de la zone transversale du massif de la Forêt de Franconie. Filons épithermaux de sidé- rite et de fluorite-barytine. Zones d’oxydation. Voir en 17. Région des failles marginales nord-est du massif de la Forêt de Thuringe. Filons épithermaux de sidérite, fluorite-barytine, cobalt, cuivre et Fe- Mn. Localement en relation avec 7e. Parfois zone d’oxydation. Voir en 17. Région des failles marginales du sud-ouest du massif de la Forêt de Thuringe. Gîtes épither- maux de sidérite et filons de fluorite-barytine, ainsi que filons de cobalt en tant que minéralisa- tion topominérale des << bombements )) cn relation avec 7 f. Parfois zone d‘oxydation. Voir en 17. Région du Kymiäuser et du Harz inférieur. Filons épithermaux de sidérite, fluorite, barytine, cuivre- cobalt, séléniures et FeMn. Parfois relié à 61. Région des cuvettes de Sangerhausen et du Mans- feld. Filons épithermaux de fluorite-barytine avec métaux non ferreux. Minéralisation topominérale de ce qu’on appelle les «bombemcnts». En relation avec 7c et d.

METALLOTECT ES EN LIAISON AVEC LA PALEOGEOGRAPHIE ET LA LITHOLOGIE DU TRIAS ET DU JURASSIQUE

10 Aire des évaporites du Buntsandstein. Sel gcmmc. 11 Aire des gris feldspathiques du Buntsanstein moycn.

Feldspaths.

250

12 Aire des évaporites du Muschelkalk. Sel gemme. 13 Aire des évaporites du Keuper moyen. Sel gemme. 14 Aire des minerais de fer oolithique du Jurassique.

Gîtes de minerai de fer sédimentaire. a) bassin subhercynien. Minerais du Lias. b) Mecklenburg nord-est. Minerais du Dogger. c) Prignitz Ouest. Minerais du Malm.

METALLOTECTES EN RELATION AVEC LA PALEOGEOGRAPHIE ET LA LITHOLOGIE DU CRETACE ET DU TERTIAIRE 15 Aire des minerais de fer résiduels du Crétacé dans le

bassin subhercynien. Gite de fer sédimentaire. 16 Aires de l’altération humide, modérément chaude,

fréquemment avec action des acides humiques. Gîtes de kaolin (et quartzites tertiaires).

17 Aire des zones d‘oxydation. Chapeaux de fer. Évolu- tion en surface de 5d, 9d, e, f et g.

18 Aire des minerais de fer d‘altération. a) ocres du calcaire silurien. b) limonite des diabases dévoniennes.

pentines nickélifères du Tertiaire. 19 Aire des silicates de nickel dus à l’altération des ser-

METALLOTECTES EN RELATION AVEC LES PROCESSUS GEOLOGIQUES DU QUATERNAIRE 20 Aires de concentration alluviale.

a) placers alluviaux. placers d’étain. placers d‘or.

b) placers marins. placers de grenat, ilménite-magnétite-zircon-monazite.

21 Aire de la différenciation des minerais de fer à partir des eaux souterraines feniferes. Limonite des marais.

Liste 2 Liste des gisements classés par métallotectes Remarque: Les minerais de cette liste correspondent à ceux portés sur les cartes des figures 1 à 4. Ce ne sont pas ceux indiqués sur ia zone rédactionnelle 16 de la feuille no 5 de la Carte Métallogénique de l’Europe.

ABREVIATIONS UTILISEES POUR LA LISTE 2 Morphologie:

Métamorphisme:

Genèse :

F = filon, A = amas, S = stratiforme une croix indique si le gite a été métamorphisé

sed = sédimentaire alt = altération superficielle épi = télé- ou épithermal méso = mésothermal cata = catathermal pneu = pneumatolytique mag = magmatiquc ex h = ex halati f-sédimcn taire

py = pyrite, prh = pyrrhotite, ka = kaolin.


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Les gisements métalliques et certains gisements non métalliques en Pologne * Roman Osika Instytut Geologinny, UL. Rakowiecka 4, Varsovie, Pologne.

Sommaire

Introduction 259

I. Régions tectoniques et métallogéniques de la Pologne 259 Région calédonienne des Montagnes de Sainte-Croix 259 Région varisque des Sudètes 262 Région varisque de la Haute-Silésie 262 Région alpine des Carpates 262 Région alpine de l'avant-fosse carpatique 262 Région de la plate-forme précambrienne 262 Région de la plate-forme paléozoïque 264

II. Gisements de matières premières métalliques 265 Minerais de fer 265 Minerais de cuivre 271 Minerais de zinc et de plomb 274 Minerais de chrome, d'arsenic, d'étain, de nickel et d'aluminium 279 Métaux apparaissant en éléments mineurs dans les minerais et les roches 283

III. Gisements de mati2res premières non-métalliques pour Vindustrie chimique 284 Pyrite et marcasite 284 Soufre natif 285 Sels gemme, de potassium et de magnésium 286 Phosphorites 290 Barytine et fluorine 291

Contents

Introduction 259

I. Tectonic and metallogenic regions of Poland 259 The Caledonian region of the Holy Cross Mountains 259 The Variscan region of the Sudety 262 The Variscan reion of Upper Silesia 262 The Alpine region of the Carpathians 262 The Alpine region of the Carpathian foredeep 262 The region of the Precambrian platform 262 The region of the Palaeozoic platform 264

II. Metallic raws material deposits 265 Iron ores 265 Copper ores 271 Zinc and lead ores 274 Chrome, arsenic, tin, nickel and aluminium ores 279 Metals appearing as trace elements in ores and rocks 283

III. Non-metallic raw-material deposits employed in the chemical industry 284 Pyrite and marcasite 284 Native sulphur 285 Rock salt and potassium and magnesium salts 286 Phosphorites 290 Barite and fluorite 291

Manuscrit reçu en mai 1977.

R Osika

IV. Gisements d'autres matières premières minérales 292 A.

B.

Gisements endogènes 292 Quartz 292 Feldspath 292 Gisements exogènes 293 Magnésite 293 Gypse et anhydrite 295 Kaolin 295 Bentonite 297

IV. Other raw-mineral deposits 292 A. Endogenetic deposits 292

Quartz 292 Feldspar 292

Magnesite 293 Gypsum and anhydrite 295 Kaolin 295 Bentonite 297

B. Exogenetic deposits 293


258

Gisements métalliques et certains non métalliques en Pologne

Introduction Régions tectoniques et métallogéniques de la Pologne

L'utilisation des matières premières minérales est connue depuis les temps préhistoriques. Les mines de silex crétacés et jurassiques fonctionnaient déjà au Mésolithi- que; leur développement le plus important a été enregis- tré au Néolithique dans la région de Knemianki Opa- towskie. Entre les années 750 et 400 avant notre ère, sur les versants septentrionaux des Montagnes de Sainte- Croix fonctionnait un centre de l'industrie minière et métallurgique, le plus grand en Europe. A u XIe siècle, Boledaw Chrobry, roi de Pologne, exploitait de l'or des sédiments alluviaux aux environs de Zoloryja et d'autres régions de la Basse-Silésie.

O n a également constaté que dans la m ê m e période l'exploitation du sel commence aussi à Wieliczka.

Des mines d'argent et de plomb existaient déjà au XIVe siècle dans les Montagnes de Sainte-Croix et aux environs de Tarnowskie Góry. Au XVc siècle, on a entrepris l'exploitation du soufre natif à Sworzowice près de Cracovie; cette exploitation s'effectua d'une manière ininterrompue jusqu'en 1884. Dans la période de l'avant-guerre, on a décelé un gisement de pyrite à Rudki dans les Montagnes de Sainte-Croix. L'intensification la plus importante s'est cependant manifestée après la seconde guerre mondiale.

La reconnaissance de plus en plus détaillée de la structure géologique de la Pologne a permis de découvrir des gîtes minéraux comme les grands gisements de soufre natif dans la région de Tamobneg (1954), ceux de minerais de cuivre sur le monoclinal sub-sudète (1957), les gisements des minerais d'ilménite et de magnétite aux environs de Suwalki (1 962), les nouveaux gisements de minerais de zinc et de plomb dans la région de Zawiercie (1969), de sel gemme et de potassium aux environs du Golfe de Puck (1968) ainsi que de nombreux gisements de matières premières non-métalliques. La majeure partie de ces gisements est déjà en exploitation,

Les problèmes géologiques et gîtologiques constituent en Pologne l'objet des nombreuses publications. Parmi les plus importantes, il faut citer l'ouvrage de K. Bohda- nowicz G Les matières premières minérales du Monden paru en 1952, «La carte minéralogénique de Ia Pologne» à 1/1 O00 000, élaborée par R. Osika et publiée en 1969, l'ouvrage collectif «La géologie et les gîtes minéraux en Pologne», a L'Atlas minéralogénique de la Pologne» à 112 O00 O00 publié en 1970 sous la rédaction scientifique de R. Osika de m ê m e que «La carte des matières pre- mières minérales de la Pologne» par R. Osika, parue en 1971. Les références plus complètes concernant les publications relatives à la gîtologie se trouvent dans les publications susmentionnées. Dans le chapitre a Biblio- graphie» le lecteur ne trouvera que les gisements cités dans la présente notice.

En considérant la tectonique de la Pologne compte tenu de celle de l'Europe, on peut distinguer dans notre pays trois zones principales à savoir, la plate-forme précam- brienne de l'Europe de l'Est, la plate-forme paléozoïque de l'Europe de l'Ouest et du Sud ainsi que le domaine alpin des Carpates. La limite entre les plates-formes est jalonnée par une faille tectonique profonde, dénommée ligne de Teisseyre (de Torquiste).

A u point de vue du développemeni diastrophique de m ê m e que de la disposition structurale actuelle (J. Znos- ko, 1968) et des aspects gîtologiques (R. Osika, 1970), le territoire de la Pologne se partage en sept régions structurales et métallogéniques suivantes : 1) la région calédonienne des Montagnes de Sainte-

2) la région varisque des Sudètes, 3) la région varisque de la Haute-Silésie, 4) la région alpine des Carpates, 5) la région alpine de l'avant-fosse carpatique, 6) la région de la plate-forme précambrienne, 7) la région de la plate-forme paléozoïque.

La situation de ces régions et des gisements est illus- trée par la carte métallogénique de la Pologne (fig. 1, la, lb, IC et Id).

Les trois premières régions représentent les Calédoni- des et les Variscides, les deux régions suivantes appartiennent à l'orogène alpin, alors que les deux dernières constituent les terrains de plate-forme. Les dépôts de ces régions se sont développés dans les conditions paléogéo- graphiques différentes et ont été soumis à divers effets tectoniques. Aussi existait-il des conditions différentes de développement des processus qui ont provoqué des concentrations minérales.

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REGION CALEDONIENNE DES MONTAGNES DE SAINïE-CROIX (fig. la)

La région structurale et métallogénique calédonienne est représentée en Pologne par le socle paléozoïque des Montagnes de Sainte-Croix et par son prolongement vers le sud-est, sous les dépôts tertiaires. O n distingue dans cette région les cycles orogéniques et métallogéni- ques suivants : assyntique, calédonien, paléozoïque ré- cent et alpin.

Le cycle assyntique est représenté par des dépôts miosynclinaux faiblement métamorphisés apparaissant sous les dépôts tertiaires marins.

Les sédiments du cycle calédonien sont développés en faciès temgène argilo-quartziteux.

Le cycle paléozoïque récent est représenté par des dépôts dévoniens et carboni feres, reposant en discordance sur les sédiments du Précambrien et du Cambro-Silu- rien. La tectonique disjonctive varisque a provoqué la formation des nombreuses dislocations transversales et longitudinales, dans lesquelles s'est développée une mi- néralisation pyriteuse et en hématite. Le gisement de minerais d'hématite, de sidérite et de pyrite à Rudki est situé dans la dislocation transversale de Lysa Góra. Des gisements de cuivre de Mledzianka, Miedziana Gúra de m ê m e que des concentrations de pyrite et d'hématite apparaissent dans les dislocations longitudinales.

259

R Osih

FIG. 1. Carte métallogénique de la Pologne, d'après R. Osika Forme des gisements: 1. gisements stratiformes; 2. filons; 3. amas; 4. zones métalliíêres; Muti+resprerni&es: Fe: fer; Cu: cuivre; Au: Or; As: Arsenic; Cr: chrome; Ni: nickel; Zn: zinc; Pb: plomb; Sn: étain; Co: cobalt; Al: aluminium; S: soufre; pi: pyrite; Na: sel gemme, K: sel de potassium; P: phosphorites; Ba: barytine; F: fluorine; Kw: quartz; sk: feldspath; ah: anhydrite; g: gypses; al: albâtre; mg: magnésite; kao: kaolin; bt: bentonite; Fond géologique: 5. Paléozoïques; 6. Alpides - dépôts méso-cénozoïques du flysch carpatique; 7. Alpides - dépôts miocènes de l'avant-fosse carpathique; 8. Permo-Trias; 9. Jurassique; 10. Crétacé; Régions tectoniques et métullogéniques: I région calédonienne des Montagnes de Sainte-Croix; II région varisque de la Basse-Silésie; III région varisque de la Haute-Silésie; IV région alpine du flysch carpatique; V région miocène alpine de l'avant-fosse carpatique; VI région de la plate-forme précambrienne: VIa hauteurs de ïeba; VIb synéclise péribaltique; VIc élévation de Mazurie-Suwdki; VId dépression de la Podlasie; VIe élévation de Slawatycze; VIf dépression du Bug; VI1 région de la plate-forme.paléozoïque; VIIa cuvette marginale; VIIb anticlinorum de la Pologne centrale; VIIc cuvette de Szczecin - U& - Miechów; VIId monoclinal subsudétique et monoclinal de Silésie - Cracovie; Il. ligne de Teissyre - Torquist - limite entre les plates-formes précambrienne (a) et paléozoïque (b); 12. limite du chevauchement carpatique.


FIG. la. Carte métallogénique des Montagnes de Sainte-Croix, d’après R. Osika Forme des gisements: 1. gisements stratiformes a) gisements; b) pointements; 2. filons; 3. amas; Gentse des gisements: 4. gisements exogènes a) sédimentaires, b) gisements d’altération; 5. gisements sédimento-métasomatiques; 6. gisements hydrothermaux; Mutières premières: Fe: minerais de fer; Pb: minerais de plomb; Cu: minerais de cuivre; pi: pyrites; P: phosphorites; Noms des gisements: Minerais de fer: 1. Rudki près de Kielce; 2. Dqbrowa près de Kielce; 3. région de StgporkÓw; 4. région de Nieklah; 5. région de Chlewiska; 6. région de Starachowice; 7. région de Bialaczów; 8. région de Tychy; 9. Przytyk. Minerais de cuivre: 10. Miedzianka; 11. Miedziana Góra. Minerais de plomb: 12. région de Chqciny; 13. Olowianka; 14. région de Kielce; 15. région de Lagów; 16. zone phosphoritifere de Radom-GoScieradÓw; 17. gisement de barytine de Strawczynk; Cadre géologique: 7. Miocène; 8. Crétacé; 9. Jurassique; 10. Trias; 11. Carbonifere; 12. Dévonien; 13. Paléozoïque inférieur (Cambrien, Ordovicien, Silurien); 14. roches magmatiques-diabases du Paléozoïque inférieur; 1 5. limite entre le Jurassique inférieur (a) et moyen 0); 16. failles; 17. dislocations ayant un caractère de chevauchement.

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R. Osika

A u cours du cycle alpin, les dislocations varisques se sont approfondies par suite d‘une activation tectonique; dans de nombreuses failles et fractures qui se sont for- , mées à cette époque, on observe de la minéralisation. Des gîtes de barytine (Z. Rubinowski, 1971) et ceux de plomb (principalement de galène) se sont développés dans les fractures existant dans les dolomies dévonien- nes de ia partie occidentale des Montagnes de Sainte- Croix aux environs de Kielce. La formation des gîtes du type d’altération sous forme de chapeaux de fer ainsi que des gîtes allochtones et alluviaux développés dans les cuvettes karstiques des dolomies dévoniennes a eu lieu au Tertiaire.

REGION VARISQUE DES SUDETES (fig. 1 b) J. Oberc et R. Osika distinguent dans cette région les cycles tectoniques et métallogéniques suivants : moldanubien, assyntique, paléozoïque ancien, varisque et alpin.

Le cycle moldanubien est représenté par des gneiss et granito-gneiss précambriens renfermant des lentilles d‘amphibolites (Monts Sowie). Dans ces dépôts, on n’observe pas de concentrations minérales de grande importance. Ce n’est que dans les Pegmatites que l‘on trouve des indices de barytine, de lithium et de niobium.

Le cycle assyntique est représenté par des dépôts géo- synclinaux argilo-sableux avec des roches volcaniques basiques et acides qui, après avoir subi un métamorphis- me, se sont transformées en amphibolites, gneiss, migmatites, granitogneiss, leucogranites et des greisens. Le volcanisme initial a provoqué le développement de l’ensemble spilito-kératophyrique, dans lequel apparaissent des schistes pyriteux et des magnétites. Dans les schistes chionteux (Monts Izerskie), on trouve des gîtes de cassi- térite. Les intrusions de roches ultrabasiques (péridoti- tes, serpentinites) se sont formées à la fin du Précam- brien, autour du bloc des Monts Sowie.

Le cycle paléozoïque ancien est représenté par des roches métamorphiques. Par suite du volcanisme initiai, une minéralisation polymétallique s’est mise en place au Cambrien dans les Monts Kaczawskie.

Au cours du cycle varisque, se sont développés des gîtes endogènes et exogènes. Le volcanisme initial a pro- voqué, au Dévonien inférieur, ia formation de filons de quartz, de sidérite et d‘hématite dans les monts Kac- zawskie. A la base du Carbonifere supérieur, reposant sur le massif de gabbro et de diabase, on observe des gîtes de bauxite et de schistes réfractaires. Vers la fin du Westphalien, les facteurs géotectoniques ont conduit à la formation de nombreuses intrusions de granites et de roches plutoniques, alors que les processus hydrothermaux et métasomatiques sont à l’origine de gîtes d’arsenic avec de l’or (Zofy Stok). Des gîtes de mispickel sont Observés dans l’enveloppe du granite de Karkonosze. Au Carbonifëre supérieur et au Permien inférieur, la sédi- mentation continentale s’intensifie et les dépôts de la molasse s’accentuent. Des concentrations de sulfure de cuivre se situent dans l’effondrement intramontagneux (cuvette nord-sudète). Au Permien inférieur, une période d’activité tectonique et le volcanisme subséquent sont accompagnés de formation de filons de barytine, de sphalérite et de chalcopyrite. Les résultats des études

géochronologiques poursuivies récemment suggèrent un âge alpin pour ces filons.

Des gîtes de magnésite se sont constitués au cours du cycle alpin dans les massifs de serpentines. Des gîtes de nickel se sont formés par suite de l’altération des serpen- ’ tines, d’autres de kaolin par suite de l’altération des massifs granitiques varisques.

Au Quaternaire, survient un remaniement intense des zones d‘altération et une concentration de minéraux lourds. I1 se forme des gisements d‘or et de chromites.

REGION VARISQUE DE LA HAUTE-SILESIE (fig. IC) Cette région est représentée par d‘épaisses séries d‘argilites et de grès qui se sont déposées dans les zones effon- drées varisques. O n constate dans ces dépôts des mine: rais de sphérosidérite et de sidérite de m ê m e que des bentonites.

REGION ALPINE DES CARPATES

Cette région se partage en deux sous-régions, la zone des Tatra et celie du Flysch. Dans la première, apparaissent des roches formées dans le géosynclinal alpin avec des noyaux de granites varisques. Dans les sédiments jurassiques, on trouve des minerais de manganèse; les processus hydrothermaux varisques ont provoqué la formation d’hématites. La sous-région du Flysch s’est formée sur le terrain du miogéosynclinal alpin dans lequel on observe des traces d’un faible magmatisme basique.

Dans les sédiments argileux du Crétacé, apparaissent des sidérites argileuses, alors que dans les dépôts éocènes apparaissent des bentonites et des diatomites.

REGION ALPINE DE L’AVANT-FOSSE CARPATIQUE (fig. Id)

L‘avant-fosse carpatique s’est formée au Néogène. Elle est remplie de sédiments molassiques miocènes. Le soubassement des sédiments miocènes est constitué le plus souvent de dépôts mésozoïques du type de plate-forme; dans la partie orientale de l’avant-fosse, des dépôts pré- cambriens et paléozoïques s’étendent directement sous les sédiments miocènes. Les gîtes tortoniens, en particulier les plus anciens, représentés par des dépôts de préci- pitation chimique, méritent une attention. Ces dépôts peuvent être divisés suivant trois zones de faciès: une zone chlorurée (subcarpatique), dans laquelle se situent des gisements de sel gemme, une zone sulfatée (centrale), dans laquelle apparaissent des gisements de soufre natif et une zone carbonatée (périphérique).

REGION DE LA PLATE-FORME PRECAMBRIENNE (fig. 1)

ia plate-forme précambrienne se compose de deux éta- ges structuraux, c’est-à-dire d’un socle cristallin précam- brien et d‘une couverture phanérozoïque de plate-forme. Dans le cadre de la plate-forme, on distingue les hauteurs de kba, la dépression péribaltique, les hauteurs de Mazurie-Suwalki, la dépression de la Podlasie, les hauteurs de Stawatycze et la dépression du Bug.

Les dépôts précambriens du socle cristallin, dans lequel sont situés des gisements d’ilménite et de magnétite ainsi que des indices de minerais polymétalliques, méri- tent un intérêt au point de vue métallogénique. Dans les

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FIG. i b. Carte métallogénique de la Basse-Silésie; d'après R. Osika. Forme des gisemenfs: 1. gisements stratiformes a) gisements, b) pointements; 2. filons; 3. amas et Stockwerks; 4. gisements exogènes (hypergènes), a) gisements sédimentaires, b) gisements d'altération; Genèse des gisemenfs: c) gisements alluviaux; d) gisements sédimentaires et d'exhalation; 5-6. gisements endogènes (hypergtnes) 5a - gisements magmatiques; 5b - gisements hydrothermaux; 6a - gisements sédimento-métamorphiques; Matières premières: Fe: minerais de fer; Al: minerais d'aluminium; Cu: minerais de cuivre; Zn, Pb: minerais de zinc et de plomb; Ni: minerais de nickel; Sn, Co: minerais d'étain et de cobalt; As: minerais d'arsenic; Cr: minerais de chrome; U: uranium; pi: pyrite; ah, g: anhydrite et gypse; sk: feldspath; mag: magnésite; kao: kaolin; Na: sel gemme; Ba: barytine; fi fluorite; Kw: quartz; Au:.or; 1-43 Gisements: 1-4 Minerais de fer: 1. Kowary; 2. Stanidawów; 3. Mencinka; 4. Kudowa. 5-15 Minerais de cuivre: 5. Miedzianka; 6. Stara Góra; 7. Chelmiec; 8. Okrzeszyn; 9. Lubichów; 10. Konrad; il. Lena; 12. Nowy KoSciol; 13. Polkowice; 14. Sieroszowice; 15. Rudna. 16. Minerais de chrome -Tapadla. 17-18 Minerais d'arsenic: 17. Zloty Stok; 18. Czarnów. 19. Minerais d'étain et de cobalt - Gierczyn. 20. Minerais de nickel - Szklary. 21. Minerais d'aluminium -Nowa Ruda. 22-23. Pointements d'or: 22 région de Zlotoryja; 23. région de Legnica. 24. schistes pyritiferes à Wiekiszowice. 25. Gisement de sel - Nowa SÓI. 26-27 Gisements de barytine: 26. BoguszÓw, 27. Stanidawów. 28. Gisement de fluorine 1 Kletno. 29-31. Filons de quartz; 29. Rozdroie Izerskie; 30. Krasków; 31. Sady; 32-33 Gisements de feldspaths: 32 Strzeblów; 33. Kopaniec. 34-36 Gisements de magnésites: 34. Sobótka. 35. Wiry; 36. qbkowice- Slqskie. 37. Gisement d'anhydrites à Niwice. 38-43 Gisements de matieres premières kaoliniques : 38. %rÓw, Kalno, Smialowice, Boledawice; 39. Wyszonowice; 40. Dzierików; 41. Czerna; 42. Zebrzydowa; 43. Czenvona Woda; Cadre géologique: Roches sédimentaires: 7. Crétacé; 8. Trias; 9. Permien supérieur (Zechstein); 10. Permien inférieur; 11. Carbonifere et Permo-Trias; Roches métamorphiques: 12. précambriennes et paléozoïques; 13. migmatites et gneiss précambriens; Roches volcaniques : 14. roches acides subséquentes-varisques; 15. roches basiques subséquentes-varisques; 16. roches acides et basiques-varisques ; Roches plutoniques: 17. granites postorogéniques-varisques; i 8. granites précambriens; 19. roches ultrabasiques-précambriennes; l%menfs structuraux: 20. chevauchements; 21. failles; 22. affleurements du Zechstein au-dessous des sédiments tertiaires (extension sud des sédiments de la couverture de plate-forme); I-X Unités tectoniques plus importantes: I monoclinal subsudétique; II bloc subsudétique; III cuvette nord-sudétique (de Bo- ledawiec); IV Monts Izerskie; V Monts Kaczawskie; VI massif granitique des Karkonosze; VI1 cuvette intrasudétique; VI11 massif granitique de Sthegom-SobÓtka; IX massif des Monts Sowie; X massif granitique de Strzelin.

I 263

schistes ordoviciens, on a constaté une minéralisation en molybdène et en vanadium, dans les dépôts du Carboni- fere inférieur, une minéralisation en bauxite, alors que dans ceux du Zechstein, des sels gemme et de potassium.

&GION DE LA PLATE-FORME PALEOZOYQUE (fig. 1)

La plate-forme paléozoïque se compose de trois étages structuraux, c'est-à-dire du socle cristallin précambrien (reconnu par suite des recherches géophysiques), de dé- pôts plissés paléozoïques, en particulier calédoniens et varisques ainsi que de couverture de plate-forme d'âge Zechstein, mésozoïque et cénozoïque, dont la puissance atteint dans les zones centrales de la région à 7000 mètres.

O n distingue aussi, dans cette région, des unités structurales de moindre importance telles que le monoclinal sub-sudète et celui de Silésie-Cracovie, la dépres-

sion de Szczecin-Miechów, l'anticlinorium de Poméra- nie-Kuyavie et la partie nord-ouest de la dépression marginale (cuvette de Poméranie-Varsovie-Lublin).

Les dépôts paléozoïques d'âge calédonien et vansque reposant sous une mince couverture de plate-forme en bordure nord-est de l'effondrement vansque de la Haute-Silésie méritent un intérêt particulier au point de vue métallogénique. Dans ces dépôts, on a constaté une minéralisation polymétallique se manifestant surtout dans les roches tuffacées d'âge ordovicien et silunen. O n rencontre également la m ê m e minéralisation dans les dépôts dévoniens.

Les dépôts du Zechstein, dans lesquels sont situés des gisements de cuivre sur le monoclinal sub-sudète et des gisements de sel gemme et de potassium en Kuyavie (dômes saliferes) et sur les hauteurs de k b a constituent aussi une formation très importante au point de vue métallogénique.

Les dolomies du Trias moyen contiennent d'importants gisements de zinc et de plomb apparaissant sur le

FIG. IC. Carte métallogénique de la Haute-Silésie Forme des gisements: 1. gisements stratiformes a) gisements, b) pointements; 2. amas; Genèse des gisements: 3. gisements exogènes a) gisements sédimentaires, b) gisements d'altération, c) genèse non-établie; Matières premières: Fe: minerais de fer; Zn, Pb: minerais de zinc et de plomb; Na: sel gemme; bt: bentonites; Noms des gisemenfs: Minerais de fer: 1. région de %rki; 2. région de Poraj; 3. région de Kamienica Polska; 4. région de Czestochowa; 5. région de Kaobuck; 6. Tarnowskie Góry; 7. Miasteczko; 8. Mierzecice. Minerais de zinc et de plomb: 9. région de Bytom, 10. région de Chnanów; 11. région d'Olkusz; 12. région de Zawiercie. 13. Sel gemme - gisement à Rybnik. 14. Bentonites - gisement i Rad- zionków; Cadre géologique: 4. Crétacé; 5. Jurassique; 6. Permien et Trias; 7. Carbonifere; 8. limite probable entre le facies dolomitique (a) et calcaire (b) du Trias moyen; 9. extension du Miocène marin; 10. limite de l'extension des dépôts de la couverture de plate-forme; 11. failles; 12. limite du chevauchement carpatique.

9

10

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monoclinal de Silésie-Cracovie. Sur le m ê m e monoclinal aux environs de Czestochowa, il y a des gisements de minerais de fer du Dogger. Des minerais de m ê m e âge sont également connus dans les régions de L p y c a et de la bordure des Montagnes de Sainte-Croix.

Dans les sédiments continentaux du Lias de la bordure des Montagnes de Sainte-Croix, on trouve des gisements de minerais de fer et d'argile céramique. Les sédi- ments du Crétacé inférieur renferment des minerais de fer, tandis que ceux du Crétacé supérieur des phosphorites.

Gisements de matières premières métalliques La Pologne est pourvue de minerais de fer, de cuivre, de zinc et de plomb, d'arsenic ainsi qu'en qualité moins importante de minerais d'étain, de nickel, d'aluminium,

de chrome et d'autres. Les minerais de fer de type magmatique apparaissant dans la région de Suwdki de m ê m e que les minerais de fer sédimentaires d'âge Dog- ger situés aux environs de %rki, Czystochowa et Klobuck présentent le plus grand intérêt économique. Les gisements de minerais de cuivre d'âge Zechstein apparaissant sur le monoclinal sub-sudéte ainsi que ceux de minerais de zinc et de plomb que l'on trouve dans les dépôts triasiques de la région de Silésie-Cracovie sont aussi hautement appréciés au point de vue industriel.

1. MINERAIS DE FER

Parmi les gisements de fer de Pologne, ceux d'âge Dog- ger situés dans la région de Czystochowa, de Nobuck et de Qczyca sont considérés c o m m e les plus importants. A u cours d'une longue période, on a exploité également des minerais de fer liasiques aux environs de Koilskie et Starachowice. Actuellement, ces gisements sont aban- donnés. Les gisements de fer exploités autrefois à Kowury

\

FIG. id. Carte métallogénique de l'avant-fosse carpatique, d'après R. Osika Forme des gisements: i. gisements stratifomes a) gisements, b) pointements; Genèse des gisements: 2. gisements sédimentaires; 3. gisements sédimento-métasomatiques; Mufières premières: S: soufre; Na: sel gemme; g: gypses, bt: bentonites; Gisements: Soufre: i. Swoszowice; 2. Posylza; Czarkowy; 4. GnybÓw; 5. Piasenno; 6. Machów; 7. Jeziórko; 8. Jamnica; 9. Rudniki; 10. Osiek. Sel: 11. Wielinka-Barycz; 12. Xqfkowice-Siedlec; 13. Bochnia; 14. Tarnów. Gypses: 15. région de PinczÓw; 16. région de WiSlica; 17. topuszka Wielka. Bentonites: 18. Chmielnik; Cadre géologique: 4. Miockfie (Tortonien) a) faciès chloruré, b) faciès suifatique, c) facies carbonaté; 5. Crétacé; 6. Trias-Jurassique; 7. flysch carpatique (Crétacé-Eocene); 8. Paléozoïque; 9. limite du chevauchement carpatique.

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R Osika

et Rudki sont déjà épuisés; les filons hydrothermaux n'ont qu'une signification historique. Le gisement de minerais d'ilménite et de magnétite à Knemianka est à i'heure actuelle soumis à une prospection; 90% de production des minerais de fer proviennent de la région de Czqstochowa-Kdobuck alors que IO%, de celle de Qczy- ca.

TABLEAU 1. Production des minerais de fer en Pologne

Ann& Roduciion du Teneur moyenne Roduction minerai en en Fe dans le du metal en

müüons de tomes minerai en %I müüons de tomes

1955 1,699 29,9 0,508 1960 2,182 30.6 0,667 1965 . 2,861 27,s 0,788 1970 2,553 27,7 0,706 1973 1,439 29,4 0,408

A. Gisements endogènes 1. Gisement de minerais d5.lménite et de magnélite de

Ce gisement est disposé dans le socle cristallin de la structure magmatique sféko-carrélienne située dans la partie nord des hauteurs de la Mazurie qui se compose d'un socle cristallin précambrien recouvert d'une couverture méso-cénozoïque de plate-forme dont la puissance varie de 300 à 850 mètres.

Le socle cristallin précambrien est constitué de gneiss, de granito-gneiss et de granitoïdes. Dans la région de Suwalki, on trouve des intrusions (Protérozoïque inférieur) de roches basiques formées d'anorthosites et de norites, dans lesquelles apparaissent des concentrations de magnétite et d'ilménite titanifere de valeur industrielle. Ces concentrations sont principalement connues dans les zones marginales du massif basique de

Les minerais d'ilménite et de magnétite se présentent sous forme de lentilles longues de quelques dizaines de mètres jusqu'à 1 km; leur épaisseur varie de quelques mètres à 100 mètres. Les lentilles de minerai avec des roches encaissantes sont parallèles et montrent une pseudo-stratification inclinée à 45" (fig. 3). I1 en résulte que les massifs basiques ont des traits d'un «layered intrusion ».

En dehors des lentilles pseudo-stratiformes de minerai, on observe, quoique en moindre quantité, des filons ou des schliren irréguliers. La magnétite titanifere et l'il- ménite constituent des minéraux essentiels, alors que la pyrite, la pyrrhotite, la portlandite, la chalcopyrite et la cubanite sont observées accessoirement.

D'après S. Kubicki (1973), la genèse du gisement est étroitement liée à la différenciation du magma basique. O n peut y distinguer trois stades de minéralisation, dans lesquels le magma résiduel s'enrichissait successivement en éléments métalliques.

Le premier stade se caractérise par une minéralisa- tion dispersée, le deuxième, par la formation des corps stratiformes de minerai qui constituent le gisement, alors que le troisième est représenté par des corps de minerai riches mais irréguliers.

Krzemianka.

Suwdki (fig. 2).

FIG. 2. Plan d'un fragment du gisement de minerais d'ilrnénite et de magnétite A Knemianka, écorché antémésozoïque d'après M. Subieta. I. leucogabbronorites-diorites; 2. anorthosites; 3. nontes; 4. norites à magnétite; 5. minerai d'ilménite et de magnétite; 6. zones de dislocations; 7. étendue et pendage du gisement; 8. ligne de la coupe géologique (voir fig. 3).

FIG. 3. Coupe géologique i travers le gisement de minerai d'il- rnénite et de magnétite à Knemianka, d'après M. Subieta. 1. couverture méso-cénozoïque; 2. leucogabbronorites-diorites; 3. anorthosites; 4. norites; 5. norites i magnétite; 6. minerai &ilmenite et de magnétite; 7. zones de dislocations probables (localisation de la coupe, voir fig. 2).

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Au point de vue structure et genèse, le gisement de fer de Krzemianhz montre de nombreuses analogies avec ceux du bouclier scandinave, en particulier le gisement de fer d'otamnäki en Finlande. Le gisement de Krzemianka décelé il y a quelques années, est actuellement prospecté; ses réserves sont estimées à quelques centaines de millions de tonnes de minerai. La teneur en Fe vane de 27 à 30%. Le minerai renferme aussi des oxydes de titane et de vanadium.

2. Gisement de minerais de magnétite et de quartzite de Kowary (fig. 1 b).

Le gisement de fer de Kowary est situé dans les Sudètes dans un complexe de roches.métamorphiques qui constitue la partie orientale de i'enveloppe métamorphique du granite varisque des Karkonosze. La magnétite forme des lentilles apparaissant principalement au contact des calcaires cristallins et des gneiss à grenat et à épidote ou bien des schistes amphibolitiques, des Skarns ou des homfelses (fig. 4). La série métallifere et les roches encaissantes plongent sous un angle important (fig. 5).

La puissance des lentilles vane de quelques centimè- tres à 12m, alors que leur longueur varie de quelques mètres à 200 mètres.

Le minerai renferme de 28 à 35% de Fe, les silicates constituent les éléments restants. La concentration des minéralisations en fer s'est effectuée dans un géosyncli- nal précambrien. Ces dépôts ont été métamorphisés lors des orogenèses plus récentes. La structure rubanée de m ê m e que les traces d'une texture oolithique constatée par E. Z m n o c h (1967) prouvent que le gisement repré- sente un type de gisement sédimentaire et métamorphi- que.

Le gisement de Kowary a été transformé au cours de l'orogenèse calédonienne. L'action des solutions périplu- toniques du granite varisque des Karkonosze a provoqué le développement de la minéralisation en sulfures et en uranium.

Le gisement a été abandonné en 1958, au moment de son épuisement.

. .

FIG. 4. Esquisse géologique de la mine WolnoS1: à Kowary, d'après G. Berg. 1. amphibolites; 2. schistes sériciteux; 3. série métallifere: schistes à hornblende, à épidote, calcaires cristallins et minerai; 4. granitogneiss et schistes à mica; 5. granites.

+ + + + + + + + + + + + + + + + + + +

+ + + + + + + + +

+ + + + + +

3. Filons et lentilles de minerais d'hématiíe et de pyrite.

Ces formes de gîtes sont connues en Basse-Silésie (Sfa- nidawów, Mqcinka), dans les Montagnes de Sainte-Croix (Rudki] et dans les Tatra. Seul, le gisement de fer de Rudki présente un intérêt économique.

Filons et lentilles de minerais de fer dans les Monta- gnes de Sainte-Croix-Rudki (fig. la): U n gisement d'hé- matite, de sidérite et de pyrite est situé dans la grande zone de dislocation qui coupe transversalement des sé- ries paléozoïques (Silurien, Dévonien) dans les Monta- gnes de Sainte-Croix. La principale zone de dislocation s'étend vers le nord-sud et plonge sous un angle de 40" à 60" vers l'est. La partie orientale de la dislocation est décalée de 3 kilomètres vers le sud par rapport A la partie occidentale. La situation du gisement est illustrée par la figure IC. Voir aussi la coupe géologique à travers le gisement (fig. 6).

A i'ouest de la dislocation, on trouve les dépôts du Silurien supérieur tandis qu'à i'est, les dolomies de i'Ei- félien et du Givétien inférieur. Dans la zone de dislocation, il y a une grande lentille de minerais d'hématite, de sidérite et de pyrite, dont l'épaisseur varie de quelques mètres à 26,5 m et la longueur atteint environ 600 mè- tres. La teneur en fer dans les hématites est de 38 %, celle en Sioz, d'environ 5 To. Les minerais de sidérite contien-

FIG. 5. Coupes géologiques schématiques à travers le gisement de magnétite dans la mine WolnoSt à Kowary, d'après R Kra- jewski.

Coupe SW-NE Coupe S-N

.

8' travers la partie ouest du gisement

á tra vers la partie est du gisement

7 %- *i

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R. Osika

FIG. 6. Coupe géologique B travers la partie centrale du gisement dans la mine Staszic à Rudki, d'après C. Poborski. Série métalliíère: I. pyrite; 2. hématite; 3. sidérite; 4. argiles noires; Pleistdne: 5. couche altérée; Dévonien moyen: 6. argiles; 7. dolomies; Dévonien inîérieur: 8. schistes argileux gris et argiles; 9. grès quartziteux; Silurien: 10. grès et schistes de couleur rouge-cerise et vert-olive.

NWW X E

nent 38% de Fe, 6,5% de S et 1,5% de Mn. La pyrite constitue le minerai essentiel du gisement à Rudki. Le chapeau de fer de ce gisement a été exploité déjà au IIe siècle de notre tre. A u XVIII' siècle, on exploitait les hématites de la partie supérieure du gisement. Le minerai de pyrite et la zone profonde du gisement n'ont été décelés qu'en 1932.

Depuis 1971, le gisement est épuisé. C. Poborski (1947) place le gisement de Rudki dans le type épigéné- tique et métasomatique, alors que la majorité des chercheurs lui attribue une genèse métasomatique et hydrothermale.

B. Gisements exogènes

Autrefois des minerais de fer ont été extraits de gisements paléozoïques (Dqbrowa aux environs de Kielce) et de ceux du Röth (région de Starachowice). Actuellement, les minerais de fer d'âge jurassique méritent le plus grand intérêt au point de vue économique.

1. Minerais de fer d'âge liasique. Gisement de fer de Lobez (Lias marin) (fig. '1): Dans le gisement, le minerai de sidérite argileuse et de champi- site apparaît dans les schistes argileux ou dans les siltstones sableux à chlorite du Pliensbachien renfermant de la faune manne (R. Osika, 1959). Dans le niveau métal- liîëre, on trouve 2, parfois 3 couches de sidérite argileuse, dont l'épaisseur cumulée varie de 0,58 à 0,88 mètres. La sidérite argileuse, la sidérite et la chlorite constituent le minerai essentiel. O n constate par endroits dans le minerai des Oolithes de sidérite ou de chamoisite.

La teneur en fer dans le minerai vane de 28,7 à 32,7 %, de Sioz de 9 à 17 %, de C a 0 + M g O de 6 à 12 %. Les réserves cumulées sont estimées à environ 80-100 millions de tonnes.

Gisement de Koriskie-Starachowice (Lias continental): Le gisement est situé en bordure du bâti paléozoïque des Montagnes de Sainte-Croix entre Korískie, Starachowice et Przysucha (environ 200 km'). Dans la série métallife- re, on observe trois couches de minerai distantes de 17- 25m l'une de i'autre. Chaque couche se compose de deux ou plusieurs niveaux épais de 5 à 22 c m de sidérite argileuse intercalée de schistes argileux (fig. 7).

ia puissance cumulée des couches minéralisées varie de 0,25 à 0,94m; la série encaissante a un pendage de quelques degrés. Toute la région est entrecoupée par des failles d'âge cimmérien récent, ce qui fait que le gisement se compose de plusieurs blocs.

Les données historiques les plus anciennes relatives à l'exploitation du gisement remontent au XVIe siècle, mais l'industrie minière ne s'est développée qu'au XIXc siècle. L'exploitation du gisement s'est poursuivie jusqu'en 1937.

Les réserves de minerai de la région de Konskie-Sta- rachowice s'élèvent à plus de 120 millions de tonnes. La composition chimique (Fe 29,5%; SiOz 19%; C a + M g O 2%) ne permet pas cependant l'utilisation de ce type de minerai, R. Krajewski (1947). pense que ces minerais se sont formés dans les lacs, la concentration du fer étant due à la précipitation temporaire de complexes de fer sous l'influence de facteurs climatiques.

2. Minerais dejêr dans les dépôts du Dogger Les minerais de fer apparaissant dans les dépôts du Dog- ger sont connus dans la région de Silésie-Cracovie, dans le monoclinal sub-sudète (gisements de fer de Zarki, Czptochowa, Kdobuck et Kalisz), dans l'anticlinorium de la Pologne Centrale (gisement de Leçzyca) et dans la bor-

FIG. 7. Coupe géologique à travers ie gisement de Kohkie-Starachowic, d'après R. Krajewski. 1. sables de vallées; 2-3 Rhétien-Lias: 2. série de Pieldo d'ostrowiec; 3. série métallifere de Zarzecze; 4. série de SHobsk de Gromad- zice; 5. série charbonneuse de ïagajsk; couches métailiferes.

S Cmrnieda Ghro Kcria Wda Smarkdw

I I

N wiimt Parudy

268


dure nord-ouest des Montagnes de Sainte-Croix (gisements de Bidaczów et Parczów).

Gisement de fer de %rki-Czptochowa-Klobuck: Dans ce gisement, les minerais de fer, s'observent dans la partie inférieure du Dogger (Kuyavien). Les ameurements de la série métallifère s'étendent sous forme d'une bande orientée NW-SE, de %rki dans le sud, ainsi qu'à travers Czystochowa et nobuck. Le gisement présente un pendage de 1-2". I1 a été reconnu jusqu'à une profondeur de 300m, par endroits m ê m e jusqu'à 400 mètres. La largeur de la zone minéralisée vane de 3 à 10 km, alors que la superficie du district métallifere s'élève à environ 400 km'.

La puissance des argiles métalliferes s'élève, dans la partie nord aux environs de nobuck, à environ 200 m et diminue progressivement vers le sud, dans la région de Zawiercie cette puissance étant de plus de 10 mètres. C o m m e il résulte des recherches poursuivies par R. Osi- ka et J. Znosko (1 954), la série métallifère renferme trois couches de minerai: l'inférieure est située au mur du Kuyavien (Garantiana garantiana), la moyenne, dans ia

partie supérieure du Kuyavien (Parkinsonia compressa) et la supérieure, dans la partie supérieure du Bathonien (fig. 9). Les couches inférieure et moyenne présentent le plus grand intérêt au point de vue économique. ia couche supérieure est très irrégulière aussi bien au point de vue puissance que teneur en fer.

La couche inférieure se compose de quelques lits de sidérite argileuse dont I'épaisseur vane de 0,5 à 20m (fig. 10). La puissance cumulée du minerai dans la couche s'élève à 0,55 mètre.

L'épaisseur de la couche moyenne est variable. ia série métallifere et les terrains encaissants sont

entrecoupés par un réseau de petites failles transverses par rapport au gisement. Le minerai est constitué de sidérite et de chamoisite associées à de l'argile, avec une faune abondante et des Oolithes.

La composition du minerai est la suivante Fe 31 To; SO2 8%; C a O + M g O 8%; les réserves du minerai sont estimées à 360 millions de tonnes.

Bien que le gisement soit exploité depuis le XIVe sie- cle, l'industrie minière ne s'est développée dans cette région qu'au XIXe siècle.

FIG. 8. Esquisse géologique des minerais de fer d'âge Dogger dans le gisement de %rki-Czgstochowa-Klobuck, d'après R. Osika 1. Keuper; 2. Rhétien-Lias; 3. couches de Koicielisko; 4. argiles métaIliEres; 5. Maim et Callovien; 6. ligne de la coupe (voir fig. 24); 7. ligne des affleurements du niveau inférieur de minerais; 8. ligne des ameurements de sphérosidérites; 9. ligne des ameurements du niveau moyen de minerais; 10-1 1. lignes des ameurements du niveau supérieur de minerais; 10. couche supérieure; Il. couche inférieure.

FIG. 9. Coupe géologique i travers le gisement de minerais de fer dans la région de Kdobuck, d'après R. Osika. 1. calcaires; 2. calcaires sableux; 3. sables; 4. grès; 5. siltstones; 6. argiles; 7. schistes argileux; 8. minerai stratiforme; 9. minerai sphérique (sphérosidérites); P.H.P. - Paroecotraustes hetero costatus. P. - paradoxus; M.m. - Momsiceras momsi; P.t. - Perisphinctes tenuiplicatus; K g - Kuyavien supérieur; ICs. - Kuyavien moyen; Kd. - Kuyavien inférieur; W.k. - couches de Kokieiisko; I niveau inférieur de minerais; II niveau moyen de minerais; III niveau supérieur de mineraisAocalisation de ia coupe (voir fig. 23).

269

R. Osika

Gisement de Kalisz (fig. 1): Ce gisement ressemble à ceux de la région de Czystochowa avec cette différence que le minerai est situé dans la partie supérieure du Kuyavien (Parkinsonia compressa) et la couche inférieu- re se termine en biseau. La couche métallifere se compose de deux couches de sphérosidérite, dont l'épaisseur cumulée est de 0,4 à 0,5 mètre. Le minerai renferme 36,9 % de Fe, 7,5 % de SiO2 et 6,l Yo de CaO+MgO. Les réserves prospectées sur une superficie de 36 k m 2 sont estimées à environ 15 millions de tonnes. Le gisement s'est formé dans un milieu marin.

Gisement de fer de Lqczyca (fig. 1): Le gisement est situé dans la partie supérieure du Kuyavien (Purkinsonia firu- gineu) dans l'aile sud-est de la structure salifere de Klodawa (fig. 1). La série métallifere de l'horizon à Par- kinsonia feruginea, épaisse de 5 à 9 m contient trois couches de minerai. ia couche inférieure apparaissant au mur de la série comporte quelques lits de lumachelles sidéritiques, dont la puissance cumulée s'élève à 1,14 m. Le minerai se compose de 26,5-29,7% de Fe, 3,)-8,7% de Sioz et 11,O-23,5% de C a O + M g O . La couche moyenne ressemble à l'inférieure et la couche supérieure épaisse de 0,32m représentée par la sidérite argileuse contient 38% de Fe.

Les couches minéralisées sont séparées l'une de l'autre par des schistes argileux et des siltstones. La série métallifere constituant i'aile orientale du gisement, actuellement exploitée, plonge de 2 à 9". Les réserves sont estimées à quelques dizaines de millions de tonnes.

'

FIG. 10. Profil de la couche inférieure de minerais de fer dans la région de Kdobuck. fichelle 1/20, d'après R. Osika.

-schiste argileux gris foncé

- sidérite argileuse grlje, dure - schiste argileux sidériiique - sidérite argileuse dure

argileux gris gr ileus dure ja í 3 e ne cair, dure

D'après J. Znosko (1957) le gisement représente un type sédimentaire qui s'est formé dans le bassin, dont le fond s'élevait progressivement (diapirisme). Les siltstones sidéritiques se sont développés par suite du processus de remaniement et d'accumulation secondaire des coquilles de faune et des combinaisons de fer.

Gisement de fer de Biduczbw: C e gisement est situé dans les sédiments du Dogger inférieur, c'est-à-dire de l'Aalénien et du Kuyavien, en bordure ouest des Monta-

FIG. 1 I. Profil d'une couche de minerais de fer dans 1'Aalénien. fichelle environ 1 : 60, d'après R. Osika. 1. siltstones sableux; 2. grès; 3. séncite à une teneur en Fe supi- neure à 26%; 4. sidérite à une teneur en Fe inférieure à 26%; 5. galets de sidérite.

I .

. .

. I

210


gnes de Sainte-Croix (fig. lc). ia série minéralisée plonge vers l'ouest de 5 à 7". ia couche inférieure de minerai située dans 1'Aalénien se compose de quelques couches de sidérite conglomératique, dont la puissance cumulée s'élève à 1,55 m (fig. 11). Le diamètre des débris de sidé- rite oolithique cimentés d'une masse argilo-sableuse ou sidéritique varie de 1 à 5 mètres.

Le caractère conglomératique du minerai disparaît progressivement en extension du gisement. La teneur en fer varie dans le minerai de 28 à 30,5 Yo. Les réserves sur une superfìcie de quelques dizaines de kilomètres carrés sont estimées à quelques dizaines de millions de tonnes.

Le gisement s'est formé dans des dépôts marins à proximité du littoral.

3. Gisements du type d'altération Les gisements de limonite du type d'altération apparaissent dans les dépôts du Muschelkalk en Haute-Silésie aux environs de Tarnowskie Gory, Miasteczko et Mier- zqcice (fig. lb). Au-dessus du gisement de pyrite à Rud- ki, on observe aussi un chapeau de fer. Les gisements les plus importants de type résiduel et d'altération sont connus suivant la bande d'afíleurements de sédiments bathoniens et calloviens en bordure nord-ouest des Montagnes de Sainte-Croix (fig. ic). Les minerais de ce type ont été exploités au XIX' siècle et au début du XXe siècle.

2. MINERAIS DE CUIVRE

A u point de vue génétique, les minerais de cuivre se divisent en deux groupes essentiels, les gisements endo- gènes et exogènes. Les gisements de cuivre, situés dans les dépôts du Permien supérieur sur le monoclinal sub- sudète et dans la cuvette nord-sudète, présentent le plus grand intérêt économique. Les autres types de minerai de cuivre n'étaient exploités qu*au XVII' et XIX' sib cles; actuellement, ils n'ont qu'une signification métallo- génique.

TABLEAU 2. Production des minerais de cuivre en Pologne

Production du minerai en millions de tonnes

1956-1960 7,131 1961-1965 10,871

1971-1973 30,536 1966-1970 18,088

. Années Production du cuivre métaiiique en millien de tonnes

1971 1972 1973 1974 '

92,7 131,O 156,O 195,O

rons de Miedzianka, Stara Góra et Chemiec. Les filons de minerai situés dans l'intrusion granitique varisque des Karkonosze dans les Sudètes occidentales (E. Kons- tantynowin, 1960) coupent le complexe de schistes cristallins constituant l'enveloppe de cette intrusion. Autour de celle-ci, on observe des schistes cristallins d'âge plus ancien, composés de schistes micacés, chloritosidériti- ques intercalés de dolomies, gneiss et d'amphibolites. Ces roches sont coupées par de nombreuses failles. Dans la partie orientale et méridionale de l'enveloppe du granite, on trouve des filons hydrothermaux de cuivre de m ê m e que des filons polymétalliques, en particulier ceux de fer, de zinc, de plomb et d'arsenic (fig. Ib). Parmi tous les gisements filoniens, ceux de Miedzianka et de Stara Góra méritent le plus grand intérêt.

Gisement de cuivre de Miedzianka: C e gisement est situé dans la zone de dislocation s'étendant vers le SE et le SSW. I1 se compose de 24 filons de minerai encaissés pour la plupart dans les amphibolites. L'épaisseur des filons varie de 1 c m à 3 mètres. La chalcopyrite y constitue le minéral essentiel, tandis que la chalcosine, la bornite, la coveline, le mispickel, la sphalérite, la galène, la pyrrhotine et la magnétite apparaissent en moindre quantité. La teneur en éléments particuliers dans le minerai est variable: C u 0 35 %; Zn 0,3-2,5 %; Fe 16-28 %. Le quartz, la hornblende, l'épidote et la calcite forment une masse stérile.

Gisement de cuivre de Stara Góra .- Le gisement de Stara Góra se compose de six filons s'étendant de l'ouest à l'est et plongeant sous l'angle de 60 à 87". Les filons de cuivre sont accompagnés de filons de porphyre d'âge permo-carbonifere qui, à proximité des zones minérali- sées, ont subi une propylitisation. Les filons de minerai sont polymétalliques; ils contiennent principalement du mispickel, de la galène, de la sphalérite, de la bournonite, de la pyrite, de la cobaltine. Ces sulfures renferment de l'or et de l'argent. A l'est de Stara Góra, on a constaté la présence de schiste quartzeux épais de 1 cm, imprégné de chalcopyrite et de mispickel, la teneur en C u s'y éle- vant à 2 %. Le pourcentage de cuivre dans les filons varie de 0,7-1,7%. Le minerai contient 1-18g/t de A u et 75- 200g/t de Ag.

Gisement de cuivre de Chdmiec: C e gisement se compose de sept filons de sidérite, d'hématite et de barytine qui coupent des schistes ordoviciens. Dans un filon, on observe de la chalcopyrite enfoncée dans la sidérite sous forme d'injection. La teneur en C u est de 5,7%.

La genèse du gisement est étroitement liée à l'intrusion granitique des Karkonosze. Se basant sur la réparti- tion des filons, on peut y distinguer trois zones de miné- ralisation hydrothermale: interne en arsenic, moyenne en cuivre et externe en sidérite.

D'après WE. Petrascheck (1933), le mispickel, associé au quartz et à pyrite, présente la phase la plus ancienne de minéralisation, alors que la chalcopyrite et des carbonates se sont formés à une époque plus récente.

A. Gisements endogènes 1. Gisements fîloniens de cuivre dans les Sudètes Les gisements filoniens polymétalliques liés au magmatisme varisque apparaissent dans les Sudètes aux envi-

2. Gisements épigénétiques de cuivre dans les Montagnes de Sainte-Croix.

Dans la partie ouest du bâti paléozoïque des Montagnes de Sainte-Croix, il y a deux gisements de cuivre, exploi- tés autrefois. Ce sont le gisement de Miedzianka aux

27 I

R Osika

environs de Checiny et celui de Miedziana Góra dans la région de Kielce. La minéralisation y est observée dans de nombreuses failles et dislocations de m ê m e qu'aux aílleurements de dolomies' et de calcaires dévoniens (Givetien et Frasnien).

Gisement de cuivre de Miedzianka: Le minerai apparaît dans ce gisement à proximité d'une dislocation qui coupe les calcaires du Givétien et du Frasnien. Les filons de cuivre sont épais de plus de dix centimètres et longs de 100 mètres.

La dislocation est contiguë au sud-ouest à une série de sables et de conglomérats du Trias inférieur, les calcaires étant fortement karstifiés au contact des sédiments dévoniens et triasiques. Les cuvettes karstiques sont remplies d'argiles résiduelles, dans lesquelles on trouve des filons de minerai constituant le gîte secondaire.

O n constate également dans ce gisement un autre type de minerai, exploité autrefois, apparaissant au contact des calcaires et des grès sous forme d'argiles renfermant des carbonates de cuivre.

La Chalcopyrite située dans les filons de calcite ou dans des brèches à calcite constitue le minéral essentiel, la cuprinite (2 Cu3 AgS3 Ins) qui y apparaît en paragenèse avec la chalcopyrite et la galène représente le minéral accessoire. Dans les zones oxydées, on trouve de la malachite et de la limonite.

ia teneur en cuivre dans le gîte secondaire varie de 30 à 60%, alors que dans le minerai argileux, elle oscille

'

entre 10 et 15 Yo. Le minerai contient également 0,s- 13 % d'Ag; 0,2-1,0% de Pb; 0,2-3,5% de Z n et 100g/t de minerai d'Ag. L'exploitation du gisement s'est effectuée par étapes, c'est-à-dire au XIe siècle, dans la moitié du XVII' siècle et au début du XXe siècle.

Y

Gisement de cuivre de Miedziana Góra: Le gisement de cuivre de Miedziana Góra est situé dans la zone d'un grand chamage (fig. 12). C'est une couche d'argiles cu- prifëres inclinée de 30 à 40", c'est-à-dire conformément au pendage de la série chevauchée. La puissance de la couche métallifëre varie de 4 à 6,5 m, la teneur en cuivre s'élevant à 8,5%.

Le gisement était exploité au XVI' siècle et au début du XIXe siècle.

Prenant en considération la paragenèse des minéraux originels ainsi que leurs relations étroites avec les zones de dislocation, on trouve que la genèse des gisements de Miedzianka et Miedziana Góra est hydrothermale. Ces gisements, particulièrement celui de Miedziana Góra, ont subi les processus d'altération.


1. Minerais de cuivre dans les dépôts du Permien inférieur (dépôts continentaux). Dans la partie inférieure du Permien, on observe dans les grès continentaux ce que l'on appelle les schistes à Antracasia minéralisés en cuivre. ia puissance de ces

FIG. 12. Coupe géologique 1 travers le gisement de minerais de cuivre à Miedziana Góra dans les Montagnes de Sainte-Croix, d'après J. Czamocki Dévonien inférieur: 1. conglomérat de Miedziana Gorá (Gédinien); 2. quartzites et schistes (série de Barna); Dévonien moyen et supérieur: 3. dolomies; 4a. argiles noires; 4b. schistes marneux et calcaires noin; 5. calcaires rosâtres; Permien: 6. conglomérat (Zechstein); Trias: 7. Buntsandstein; Pleistocene: 8. sables et couche altérée locale; 9. dislocations; z-gisement de cuivre (argiles cupriíëres).

NE

a

272


schistes oscille entre 0,18 et 1 m, la teneur en cuivre varie de O, 1 à 2,25 %. Les minerais que l'on trouve dans les schistes souvent bitumineux, ont pris la forme de

sine constituent les minéraux essentiels; on y constate également de la malachite et de l'azurite apparaissant sur les surfaces de fractures des schistes.

En raison d'une très grande variation de la puissance des couches et de la teneur en cuivre dans le minerai, ces concentrations ne présentent pas d'intérêt économique.

Les minerais se sont formés dans un bassin sédimen- taire épi-continental; les éruptions permiennes ont été probablement la source du cuivre.

2. Minerais de cuivre dans les dépôts

Dans la partie inférieure du Permien supérieur (Zechs- tein), on constate des mames et des schistes cupriferes qui, dans la cuvette nord-sudète et sur le monoclinal sub-sudète, sont minéralisés en cuivre (J. WySykowski, 1970). La minéralisation est, dans certaines zones, très abondante, ce qui fait que les schistes forment des gisements de cuivre d'importance industrielle. Les dépôts du Permien supérieur constituent avec les dépôts plus ré- cents la couverture sédimentaire de la plate-forme paléo- zoïque. Sur le monoclinal sub-sudète, le périclinal de Zary et dans la cuvette nord-sudète, les dépôts du Per- mien supérieur forment des ameurements au-dessous des sédiments tertiaires. La cuvette nord-sudète et le monoclinal sont séparés par le bloc sub-sudète composé de dépôts du Paléozoïque ancien et du Précambrien (fig. 13).

Gisements de cuivre situés dans la cuvette nord-sudète: La couche de mames et d'argiles, dans laquelle apparaissent des gisements de cuivre constitue la partie inférieure du Permien supérieur. La coupe générale établie par E. Konstantynowicz (1972) se présente c o m m e suit: au- dessus des grès du Permien inférieur vient un niveau (0,6-0,9 m) de poudingue de base recouvert de calcaire de base (0,3-1,9 m) et de mames mouchetées (1,7-2,9 m),

a concrétions et de carapaces. La chalcopyrite et la chalco-

du Permien supérieur (dépôts marins)

'

sur lesquelles reposent des mames cupriferes (2,2-3,1 m) et, plus haut, des mames plombiferes (3-12 m). Au-dessus de cette série, on trouve les calcaires gris 5-29 m du Zechstein moyen et ensuite les grès et les argiles du Zechstein supérieur.

A u point de vue tectonique, la cuvette nord-sudète fait partie de ce qu'on appelle le bloc de Kaczawa. Cet élément est séparé du temtoire situé plus au nord-est par la faille marginale. L'axe de la cuvette est dirigé NW-SE, c'est-à-dire conformément à la direction de la faille marginale.

La cuvette est remplie de dépôts du Permien, du Trias et du Crétacé supérieur et entourée par des basaltes tertiaires. Les roches paléozoïques anciennes, particuliè- rement siluriennes constituent le substratum de ces dé- pôts.

La cuvette nord-sudète est coupée par des failles longitudinales qui la divisent en trois cuvettes locales: la cuvette de Grodziec, celle de Zlotoryja et la cuvette de Lwówek Slqski. - Gisements de cuivre de la cuvette de Grodziec: Dans la cuvette de Grodziec, il y a deux gisements de cuivre: Lubichów et Konrad. La couche cuprifere est constituée de m a m e (0,3-0,4 m), dans laquelle on distingue quelques lits calcaréo-argileux épais de 2 à 4 c m dont l'un est observé dans tout le gisement. Les couches de mames reposant directement sous les mames rouges mouchetées sont presque toujours minéralisées. La chalcosine, la bornite et la pyrite avec de la chalcopyrite constituent des minéraux métalliferes. Les grains de mi- néraux sont de l'ordre de 50 microns. La teneur en cuivre dans le minerai varie de 0,56 à 0,94 %. En dehors des minéraux cupriferes on y observe également de la spha- lérite, de la galène, du mispickel et de l'argent natif. - Gisements de cuivre de la cuvette de Uotoryja: Les gisements de cuivre de Lena et Now KoScid situés dans la cuvette de Zlotoryja different un peu de ceux qui apparaissent dans la cuvette de Grodziec. ia couche minéralisée se compose ici de lits de m a m e s qui s'entre- croisent et dont la puissance cumulée s'élève à environ 3 mètres. La chalcosine (51 To), la bornite (10%) et la pyrite

FIG. 13. Coupe géologique transversale à travers la cuvette nord-sudète, le bloc subsudète et le monoclinal subsudète d'après J. Wyiykowski. 1. Archéen-Protérozoïque; 2. Paléozoïque ancien; 3. Carbonifere supérieur (roches sédimentaires, granite); 4. Rothliegende (roches sédimentaires, roches éruptives); 5. Zechstein; 6. Buntsandstein inférieur et moyen; 7. Buntsandstein supérieur (Röth); 8. Muschelkalk; 9. Keuper; 10. Crétacé supérieur; 11. Tertiaire; 12. Quaternaire; 13. Failles certaines et probables; 14. Bassin cuivreux de Lubin-

(Dénivelée Sx). ciìogbw.

Dépression nwd- sude fique Bloc subsude fique I Monociina 1 sUbsUdefique

213

R. Osika

cuprifère (39 Yo) y constituent des minéraux métalliîëres. La teneur en cuivre dans le minerai s'élève en moyenne à 0,55%.

Gisements de cuivre du monoclinal sub-sudète: Les gisements de cuivre apparaissant dans le monoclinal sub- sudète dans la région de Glogów sont considérés c o m m e les plus grands du monde. Sur ces gisements, décelés en 1957, on a installé jusqu'à présent trois mines: la mine de Polkowice, celle de Sieroszowice et la mine de Rud- na. - Stratigraphie. Les gisements sont situés à la base du Zechstein appartenant au cyclotème Werra (Zl.). Au- dessous des gisements, s'étend un ensemble de sédi- ments continentaux du Permien inférieur (Rothliegen- de), tandis qu'au-dessus, ils sont surmontés d'épais terrains du Zechstein salifère.

Toutes ces formations sont recouvertes de dépôts tertiaires continentaux discordants. - Tectonique. Les dépôts permiens avec les roches mésozoïques et cénozoïques qui les surmontent constituent une couverture de plate-forme. Tout cet ensemble fait partie de la grande unité tectonique, appelée monoclinal sub-sudète.

Les roches plissées du Paléozoïque inférieur forment le socle des dépôts de plate-forme. A u sud-ouest, les dépôts permiens sont en contact tectonique avec ceux du Précambrien. Toute la série de la couverture de plate- forme plonge vers le nord-est sous un angle de quelques degrés. Elle est affectée de failles qui la recoupent perpendiculairement.

La coupe (fig. 13) à travers les gisements de cuivre de la cuvette nord-sudète, du bloc sub-sudète et du monoclinal sub-sudète illustre d'une manière générale la structure géologique de cette région. - Forme et structure des gisements. La structure des gisements est simple. Des schistes cupriferes et des grès situés au mur des schistes constituent la couche por- teuse. ia minéralisation a également affecté des calcaires dolomitiques apparaissant au toit des schistes cupriîëres (fig. 14).

Les dépôts sont minéralisés en sulfures de cuivre et forment trois genres de minerais: le minerai gréseux, le minerai schisteux et le minerai dolomitique. La puissance de la couche métallifère vane de 1 à quelques mètres et la teneur en cuivre oscille de 0,5 à quelques pour-cents avec une moyenne de 2 à 3%. O n observe par endroits une certaine variation de puissance de la couche métal- liîëre et de la teneur en cuivre. - Minéralisation: La chalcosine, la bornite et la chalcopyrite sont les minéraux essentiels du minerai de cuivre, alors que la coveline, la malachite, l'azunte, la cuprite, la tétraédrite, le cuivre natif, la galène, la spha- lérite, la cobaltine, la nickeline, la pyrite et l'argent natif y apparaissent en quantité moins importante. O n a éga- lement constaté dans le minerai la présence de chrome, de rhénium, de cadmium, d'étain, de sélénium, de titane, de manganèse, de strontium, de bore, de mercure, etc. Verticalement, on observe une certaine régularité quant à la répartition des minéraux de cuivre. Ainsi, au mur de la couche prédomine la chalcosine, dans la partie centrale la bornite, et au toit - la chalcopyrite. - Genèse des gisements: Les gisements de cuivre du Zechstein représentent un type de gisement exhalatif- sédimentaire.

FIG. 14. Profil lithologique des schistes cupriferes sur le monoclinal subsudétique, d'après J. WySykowski I Rothliegende, II Zechstein - cyclotème Werra (Z,); 1. calcaire dolomitique minéralisé par endroits par des sulfures de cuivre; 2. schiste cuprifere argilo-dolomitique renfermant des sulfures de cuivre; 3. grès

. PROFIL í:20

I I

I

A u cours du dépôt des sédiments argilo-calcaires qui constituent actuellement les schistes cupriferes, les minerais de cuivre précipités par suite des exhalations sous- marines étaient déposés directement au fond du bassin du Zechstein. D'après J. Wyfykowski (1 970), la présence de roches éruptives dans les dépôts du Permien inférieur dans la zone des gisements atteste l'existence des exhalations sous-marines. Sur les terrains, OU ce type de roches n'est pas représenté, les schistes du cyclothème Werra ne sont pas minéralisés (fig. 15).

Les minéralisations en cuivre mises en évidence jusqu'à présent se manifestent toujours dans les cuvettes situées dans les zones périphériques des massifs varisques, c'est-à-dire dans les zones saxo-thuringienne et rhéno-hercynienne (gisements de Manfleld, RDA) ainsi que dans le bloc sub-sudète (Pologne).

3. MINERAIS DE ZINC ET DE PLOMB

Seuls les minerais de zinc et de plomb situés dans les dépôts triasiques de la région de Silésie-Cracovie présen- tent en Pologne un intérêt au point de vue industriel. Les

i

214


minerais de plomb étaient déjà exploités dans la cuvette de Bytom au XII' siècle. Aux XVI' et XVII' siècles, l'industrie minière s'est développée aux environs d'01- kusz et de Tarnowskie Gory; jusqu'à la moitié du XX' siècle, on en a extrait environ 16 millions de tonnes de zinc et 4 millions de tonnes de plomb. Depuis la fin de la deuxième guerre mondiale, l'exploitation se poursuit dans trois régions minières, c'est-à-dire dans la région de Bytom, celle de ChlzanÓw et aux environs d'Olkusz. Récemment de nouveaux gisements ont été trouvés aux environs de ïawiercie. Les réserves cumulées de minerais de zinc et de plomb du Trias de Silésie-Cracovie sont estimées à quelques centaines de millions de tonnes.

TABLEAU 3. Production des minerais de zinc et de plomb en Pologne

Am& Production des Ann& Production du zinc minerais en métal en miüien

d o n s de îOMeS de tonnes

1956-1960 10,826 1971 220 1961-1965 ' 12,703 1972 228 1966-1 970 15,436 1973 235 1971-1973 12,430 1974 233

A. Gisements endogènes

i. Gisements filoniens de zinc el de plomb dans les Sudètes Dans les Sudètes, les minerais de zinc et de plomb apparaissent dans de nombreux gisements filoniens polymé- talliques, c'est-à-dire dans les filons cupriferes de Mied- zianka et Stara Góra, dans les filons de mispickel de Czarnów, dans ceux de sidérite de Chdmiec ainsi que dans les filons de barytine de Stanidawów, Boguszów et Srebrna Góra. La puissance ce ces filons s'élève généra- lement à quelques dizaines de centimètres, seulement par endroits à 2 mètres. La galène et la sphalérite constituent des minéraux essentiels. Le minerai renferme également de l'argent en quantité appréciable (600 g par tonne.)

2. Filons et amas de plomb dans les Montagnes . .

de Sainte-Croix Dans la partie ouest des Montagnes de Sainte-Croix, on constate une minéralisation épigénétique affectant les dépôts paléozoïques et triasiques. Les concentrations plus importantes n'apparaissent cependant que dans les roches carbonatées du Dévonien. La galène forme des filons liés à ia zone de fractures ou bien remplit des karsts, développés dans les zones tectoniques.

FIG. 15. Répartition des schistes du cyclotème Werra (Zi), passant par endroits aux schistes cupriferes, en Europe centrale et occidentale, d'après J. Wyiykowski. I. terrains continentaux du Permien supérieur; 2. extension actuelle des dépôts du Permien supérieur; 3. extension des schistes- équivalents stratigraphiques des schistes cupriferes; 4. gisements et pointements cupriferes; 5. profondeur de la base du Permien supérieur en mètres.

O 50 100 150 200krn

275

R Osika I Région de Chqciny: Dans cette région, on extrayait autrefois de la galène associée à de la calcite dans des fractures entrecoupant les dépôts calcaréo-dolomitiques du Dévonien de l'anticlinal de Chqciny.

Région de Kielce: D e riches filons de galène ont été autrefois exploités aux environs de Karczówka près de Kielce. II existe une dislocation longitudinale accompa- gnée de nombreuses failles transversales. Les calcaires dévoniens qui ameurent sont fortement karstifiés, parti- culièrement à i'intersection des fractures. ia présence de cuvettes et de grottes comblées d'argiles et de sables du Trias inférieur atteste l'âge permo-triasique des processus karstiques. Les gîtes de galène sont constitués d'amas dans les argiles karstiques et de filons avec calcite qui remplissent des fissures. Pour les amas, il s'agit de blocs de galène dans les argiles résiduelles. Les filons, épais de 1 à 2 m, s'étendent sur une longueur de 400 mètres; les minerais dont la puissance est de i'ordre de 5 c m appa- raissentsur les parois des fissures et dans la calcite.

ia galène contient environ 4 800 g d'argent par tonne de concentré.

Région de kagów: Les gisements apparaissent dans la partie centrale des Montagnes de Sainte-Croix sous la forme de filons de calcite et de galène dans les calcaires du Dévonien moyen. O n rencontre également de la galè- ne dans les cuvettes karstiques. Les filons représentent la phase la plus récente de la minéralisation hydrothermale, celle-ci étant, d'aprks Z. Rubinowski (1971), plus récente que ia minéralisation en cuivre. Les fractures les plus jeunes se sont formées au cours de la phase laramienne de l'orogenèse alpine au Tertiaire inférieur. Les gîtes secondaires de type karstique sont d'âge miocène.

Les minerais de plomb étaient exploités dans les Montagnes de Sainte-Croix aux XII', XVI', XIX' et XX" siècles. Les gisements ont été abandonnés en 1918.

1 .


l., Minerais de zinc et de plomb dans les dépôts triasiques de la région de Silésie-Cracovie Les minéralisations en zinc et en plomb affectent les dépôts du Trias moyen.

Ces dépôts sont constitués de calcaires et de dolomies, ces dernières apparaissant dans la zone minérali- sée. Avec les autres termes du Trias, ils font partie de la couverture de plate-forme. Ils reposent en discordance sur un socle paléozoïque de nature hétérogène constitué de dépôts plissés du Paléozoïque ancien (calédoniens) et de dépôts dévoniens et carboniferes affectés par l'oroge- nèse varisque. Le Silurien est représenté par des schistes, le Dévonien par des calcaires et des dolomies. Le Carbo- niîère inférieur est caractérisé par des faciès calcaires, le CarboniEre supérieur se composant de schistes et de grès renfermant de la houille.

La couverture permo-mésozoïque s'est établie sur un substratum dont la morphologie n'était pas uniforme. Les dépressions et les grabens les plus importants ont été remplis de conglomérats du Permien et du Buntsands- tein inférieur. U n e transgression marine a eu lieu au Trias moyen (Muschelkalk).

Au Muschelkalk inférieur, se sont formés des calcaires et des dolomies, (couches de Gogolin, couches de

Góratdie, couches à Térebratules, couches de Karcho- wice).

Sur les sédiments du Muschelkalk moyen, reposent des calcaires dolomitiques surmontés par des argiles manieuses d'âge Muschelkalk moyen. Le Trias supérieur (Keuper, Rhétien) est représenté par des dépôts argilo- gréseux. Dans les cuvettes de la partie nord-est de la région, les sédiments jurassiques reposent sur ceux du Trias, tandis qu'ailleurs les dépôts triasiques affleurent en surface ou bien sont recouverts de sédiments du Ter- tiaire marin et du Quaternaire.

La superficie du territoire sur lequel on connaît des minéralisations s'élève à 1 O00 km2. Les gisements se situent dans quatre régions : la région occidentale avec les cuvettes de Bytom et de Tarnowskie GÓry, la région méridionale sur le territoire de la cuvette de Chrzanów, la région orientale des environs d'Olkusz et la région septentrionale des environs de Zawiercie.

Stratigraphie: Les gîtes minéraux sont observés dans le Bundsandstein supérieur, dans les couches dolomitiques du Röth ainsi que dans le Muschelkalk inférieur, notamment dans les équivalents dolomitiques des sédiments calcaires des couches de Gogolin, de GÓresdZe, à Téra- bratules, de Karchowice et en partie de celles à Diplopo- res, appartenant à la partie inférieure du Muschelkalk moyen (fig. 16).

Les couches du Röth sont développées, dans le bassin métallifère de Silésie-Cracovie, sous forme de dolomies; leur puissance s'élève à environ 40 mètres. Une minéralisation, d'ailleurs de ,faible importance, ne se manifeste que dans la partie orientale du district.

Les couches de Gogolin se composent de calcaires ondulés et marneux ou de dolomies; dans la partie moyenne de ces couches, on trouve des conglomérats intraformationnels. ia puissance des couches de Gogolin varie de 30 à 60 mètres. Les minerais de zinc et de

. plomb n'apparaissent que dans les niveaux dolomitiques.

Les couches de GÓraZdie sont constituées de calcaires oolithiques. Dans le district métallifere, les dolomies constituent l'équivalent des calcaires oolithiques. La puissance de ces couches oscille entre 20 et 25 mètres. Le niveau minéralisé principal se situe dans les dolomies des cuvettes de Bytom et Tarnowskie GÓry.

Les couches à Térébratules et celles de Karchowice, épaisses de 15 à 30 m, sont représentées essentiellement par des calcaires et des mames, qui sont remplacés, dans le bassin minéralisé seulement, par des dolomies. Ces dernières sont minéralisées de façon plus intense dans la partie orientale du bassin.

Les dolomies à Diplopores ne sont minéralisées que localement. Leur puissance s'élève à 40 mètres. Les équi- valents dolomitiques des couches calcaires (de Gogolin, GÓraSdZe, à Térébratules et de Karchowice), en raison de la présence de minerai, ont été dénommés dolomies métalliferes.

Dans chacune des quatre régions dont il vient d'être question, les gisements de zinc et de plomb se situent dans les dolomies. Au-delà de ces terrains, c'est-à-dire dans les parties périphériques du bassin métallilere, où les couches sont calcaires, il n'y a pas de gisements. Le mur des dolomies ne correspondant pas à une limite stratigraphique, leur puissance présente des variations, et oscille autour de quelques centaines de mètres. L'exten-

'; 5 ,,

276

Gisements métalliques et certains non métalliques en Pologne .-

sion verticale des dolomies, parfois intercalées de calcaires, n'est pas non plus régulière.

Tectonique: Le district métallifere se compose de nombreuses cuvettes locales. Il est également coupé par des fractures et des failles qui le partagent en parties suréle- vées et affaissées. La tectonique disjonctive est plus récente que les corps de minerai. La structure du bassin est illustrée par la coupe géologique schématique à travers une portion du gisement situé dans la partie nord- est de la région de Silésie-Cracovie (fig. 17).

Forme et structure des gisements: Dans des terrains faiblement perturbés par la tectonique, avec des synclinaux peu profonds, les gisements se composent d'un ou de quelques niveaux minéralisés séparés par des dolomies.

Dans les formations plus accidentées, les corps de minerai ont une forme de lentilles ou d'amas, souvent confor- m e aux directions tectoniques. D u n e manière générale cependant, la structure des gisements de la région de Silésie-Cracovie est relativement simple.

A titre d'exemple, la structure et la forme du gisement de zinc et de plomb de Trzebionka sont montrées sur les figures 18 et 19.

Minéralisation: La sphalérite et la galène constituent des minéraux métalliferes essentiels, alors que la wurtzite et la brunquite n'apparaissent qu'accessoirement. O n trouve également dans le minerai de la pyrite, de la marcassite et de la melnicovite. La sphalérite renferme: Cd, Pb, As, Ti, Ge, Ag, M n et Cu; la galène Ag, As, Sb, Cu, Zn, Fe, Ni et Mn. Les sulfures de fer contiennent des traces

e E h O

FIG. 16. Profi1 stratigraphique et lithologique du Trias sur le terrain des gisements de minerais de zinc et de plomb dans la région de Silésie Cracovie, d'apri% E Ekiert et T. Gdkiewicz (simplifié).

Etage Couches Liîhoiogie (puiSWlCC en mètres)

dépôts continen- 0 1 taux, argiles avec L

1 :g (20-200) intercalations 'C de dolomies k Z et de gypses

Muschelkalk à Diplopores dépôts du bassin supérieur (1 5-50) désséché, calcaires

dolomitiques, dolomies marneuses

Muschelkalk de Karchowice calcaires ou inférieur (1 0-20) dolomies métaüiíëres

à Térébratules calcaires avec (5-10) intercalations de

calcaires onduleux ou dolomies métaiiiíëres

de Górddie calcaires marneux (20-25) ou dolomies

métalliíëres de Gogolin calcaires onduleux (30-5 5) ou dolomies

métaiiiíëres, dans la partie centrale:

calcaires conglomératiques ou dolomies métailifêres

Buntsand- du Röth calcaires marneux stein supérieur ou dolomies

supérieur (1 0-25) métalliíëres du Röth dépôts du bassin inférieur desséchk, dolomies (20-50) marneuses et 'd

% .d argiles intercalées 1 de dolomies 'C b Buntsand- (10-40) dépôts continentaux,

stein sables et gris moyen et argileux, inférieur conglomérats

(Röth)

2

VI m .C b

211

i i R. Osika

Fro. 17. Coupe géologique schématique A travers une portion du gisement de zinc et de plomb dans la partie nord-est de la région de Silésie-Cracovie, d‘après S. Przeniosto. 1. dolomies métaliiferes; 2. dolomies; 3. argiles. argilites et siltstones; 4. grès; 5. conglomérats; 6. mames; 7. gypses; 8. calcaires onduleux; 9. calcaires; 10. brèches; 11. schistes argilo-sableux; 12. roches magmatiques; 13. corps minéralisé; J - Jurassique; T3kr - Keuper-Rhétien; T2t - couches de Tamowice; T2d - couches à Diplopores; Tdk - dolomies métalliferes; T g k - couches de Góraidie à Térébratules et de Karchowice; T2wg - couches de Gogolin; T,r - Buntsandstein supérieur (Röth); Tlpp - Buntsandstein inférieur; C - Carbonifère; D - Dévonien; S - Silurien.

I

de: As, Fe, Ni, Mo, Cu, Ti, Mn. En dehors des métaux essentiels Z n et Pb, seuls le cadmium contenu dans la sphalérite et le thallium des sulfures de fer présentent un intérêt au point de vue industriel. Dans les zones oxy- dées, on rencontre de ia smithsonite, de la cérusite et de la goethite de m ê m e que d’autres minéraux accessoires.

Au sein des gisements, les minerais se présentent suivant des aspects variés: minerais compacts qui forment des concentrations dans les dolomies, minerais bréchi- ques, dans lesquels le minerai cimente les débris de dolomie ainsi que des minerais d‘imprégnation dans la dolomie. Aussi bien verticalement qu’horizontalement, la teneur en métal dans le minerai est variable. Les minerais riches, renfermant 40 % Z n + Pb, sont accompa- gnés de minerais pauvres dont le pourcentage de Z n s’élève à 2,5 ?ho et de P b à 2 %. Le produit minier contient en moyenne 4-5 % de Z n et 1-2 Yo de Pb. La teneur en Zn est toujours supérieure à celle en Pb. Le rapport Z d P b est de 4: 1, 5 : 1, dans certaines zones m ê m e 8 : 1.

Genèse des gisements: Le problème de ia genèse des gisements reste toujours ouvert. I1 existe actuellement quatre points de vue à ce sujet. La formation des gisements est attribuée à des phénomènes sédimentaires, hydrothermaux-sédimentaires, hydrothermaux et hydrothermaux-karstiques. H. Gruszcyk (1967) et J. Smolarska (1972) représen-

tant la conception sédimentaire admettent que dans ia

première phase, les sulfures de zinc et de plomb se sont précipités à partir de l’eau de mer selon des conditions réductrices. La concentration des minerais s’est effectuée dans la phase suivante, de durée plus longue que la pré- cédente. La disposition pseudo-stratiforme des gîtes et les structures rubanées conformes A la stratification té- moignent en faveur de l’origine sédimentaire des gisements. D’après ces chercheurs, les filons et les brèches se sont formés lors de processus plus récents c o m m e des phénomènes karstiques. E Ekiert (1970) est le représen- tant de la conception hydrothermale-sédimentaire. D’après lui, les éléments de zinc et de plomb ont été amenés dans le bassin sédimentaire par des solutions hydrothermales, dérivant d‘un magma profond. La formation des gisements est due à la dolomitisation des sédiments calcaires par des eaux salées s’infiltrant en profondeur au cours du Muschelkalk moyen et supé- rieur.

D e nombreux chercheurs admettent la conception hydrothermale (T. Galkiewicz 1967; C. Haratíczyk 1965; R. Krajewski 1957 et d‘autres). Pour eux, les solutions hydrothermales provenaient d‘un magma inconnu formé à une grande profondeur; la minéralisation a une nature épigénétique. K. Bogacz, S. DZulytíski et C. Haraxíczyk (1970) sont

les auteurs de l’hypothèse hydrothermale-karstique. II existe dans les gisements de nombreuses poches karstiques souterraines dans lesquelles on trouve des fractures et des brèches formées par suite de l’écroulement des

278

FIG. 18. Profil lithologique et stratigraphique des dolomies du Muschelkalk inférieur sur le gisement de zinc et de plomb à Tnebienka, d'après P. Sobczyfiski et M. Szuwanynski A) a: calcaire, b: calcaire onduleux dolomitisé, c: dolomie, d: dolomie rubanée avec silex, e: conglomérat dolomitique intraformationnel, f: dolomie oolithique, g: faune, h: algues. B) Rapport des dolomies métaIliferes (en noir) aux dolomies originelles (hachures) et aux calcaires (en blanc). C) Répartition de la minéralisation dans les dolomies du Muschelkalk inférieur (la masse de métaux apparaissant dans tout le profil de dolomies est considérée comme 100%).

8 &.

C

111 Horizon 7 métailifère

I Horizon J métailifère

FIG. 19. Exemple de la structure d'un niveau métallifere du gisement de zinc et de plomb à Trzebionka, d'après P. Sobc- &ski et M. Szuwarzyhski 1. dolomie ~Ïnétallifere; 2. minerais sous fome de bancs et de filons; 3. brèches métalliEres.

chambres karstiques. La majorité de ces poches sont remplies de minerais de zinc et de plomb. Ces formes karstiques se sont développées par circulation de diverses solutions renfermant les sulfures de métaux qui provenaient de parties plus profondes du sous-sol.

4. MINERAIS DE CHROME, D'ARSENIC, DETAIN, DE NICKEL ET D'ALUMINIUM

Ces minerais, à i'exception de ceux de nickel, ne sont pas exploités actuellement en Pologne. La répartition des anciens gîtes de ces minerais est illustrée par la figure 1 b.


FIG. 20. Esquisse des intrusions basiques assyntiques récentes apparaissant autour du bloc gneissique des Monts Sowie, d'après J. Oberc 1. gneiss des Monts Sowie ailleurant en surface (zone de Niemc- za y compris); 2. roches basiques antécambriennes (péridotites, gabbro, amphibolites); 3. séries cristallines anciennes (schistes micacés, gneiss, amphibolites, calcaires, quartzites); 4. Paléozoï- que, Crétacé, Tertiaire; 5. extension de certaines unités tectoniques en surface; 6. faille sudétique marginale; 7. extension probable vers le sud des gneiss des Monts Sowie au-dessous des dépôts paléozoïques.


1. Gisement de minerais de chrome de Tapada Les chromites sont connues dans les massifs précam- briens (assyntiques récents) de serpentinites, de péndoti- tes et de dunites en Basse-Silésie. Ces massifs situés aux environs de Sobótka, Jordanów et Qbkowice $?skie occupent une superficie d'environ 100 km2 (fig. 20). A leur voisinage, on observe des intrusions plus récentes de gabbro, de granite et de syénite entourées de gneiss et de schistes cristallins. Parmi de nombreux pointements de chromites, ceux de Tapadla ont été examinés d'une ma- nière plus détaillée. Les chromites y forment des amas et des lentilles de 8 à 24 m de long et de 2 à 4 m de Iar- gee

Au voisinage direct des amas, on observe des filons de Pegmatites et d'aplites entourés par des dunites ou bien par des serpentinites carbonatées et par des antigo- rites A listvénite. Les aplites, les Pegmatites et les lamprophyres se présentent en filons.

O n distingue trois espèces de minerais de chromite. Le minerai compact se compose de grains de chromite avec un diamètre de 1-3mm, séparés par une masse chlonteuse. La teneur en Cr203 vane dans le minerai de 39 à 41,2%. Le minerai en forme de grappe contient de

219

petites concentrations rondes de chromite de diamètre de 5 mm, enfoncées dans une masse chloriteuse carbona- tée. Ce minerai contient environ 22 % de Cr2O3. ia troi- sième espèce de minerai montre de petits cristaux de chromite de 1 m m de diamètre, dispersés dans une masse chloriteuse ou carbonatée. Ce type de minerai est le plus pauvre; la teneur en Cr2O3 n'y est pas supérieure à 20%. En dehors de Cr2O3, on trouve dans les minerais 20-25,8% d'A1203, 13-19% de Feo, 6-14,7% de M g O et 14-20% de Sioz. La teneur en nickel oscille entre 0,09 et 0,16%.

Les concentrations de chromite se sont formées par diflërenciation de cristallisation (K. Spangenberg, 1943).

Le minerai de chromite était exploité à la fin du XIXe siècle et au début du XXc siècle. Au total, on en a extrait environ quatre mille tonnes.

2. Gisements de minerais d'arsenic Les minerais endogènes d'arsenic sont connus dans plusieurs endroits des Sudètes, en particulier à Zloty Stok et à Czamów.

280

Gisement de Zoty Stok: Les minerais d'arsenic apparaissent dans les roches carbonatées précambriennes, af- fectées par l'orogenèse varisque. Ils ont été transformés en calcaires siliceux et dolomitiques à la suite d'une métasomatose. Dans les roches calcaréo-siliceuses, on trouve du diopside et de la trémolite. Les roches carbo- natées forment de grands corps irréguliers dans les schistes cristallins précambriens. Le gisement se compose de quatre grands corps de minerai qui constituent le champ métalliîëre oriental (Góra Hunig et Góra Krzyiowa) et occidental (Góra Lysa et Góra Bialu). Sur le champ occidental la longueur de la zone minéralisée s'élève à 300 m, sa largeur à 20-30 m et sa hauteur à environ 100 mètres. Le corps de minerai plonge vers le SE d'environ 60". Dans le champ oriental, les minerais apparaissent sous forme de filons et d'écailles d'épaisseur de 1 A 20 m, inclinés de 50 à 70". Tout le gisement est entrecoupé de nombreuses failles orientées E-W.

Les corps de minerai sont constitués de roches calca- réo-dolomitiques ou de dolomies imprégnées de sulfures d'arsenic. Les roches carbonatées sont contiguës à des serpentinites. A u contact de ces roches, on observe des minerais d'arsenic, accompagnés de magnétite et de pyrite. Le mispickel et la löllingite représentent les miné- raux métalliîëres, alors que la magnétite, la chalcopyrite et la pyrite constituent des minéraux accessoires. Locale- ment, on rencontre une petite quantité de galène, de sphalérite, d'hématite et de stibine, ainsi que des traces d'or. Z. Mossoczy (1960) distingue trois sortes de minerai; à savoir le minerai massif, le minerai en stockwerk et le minerai dispersé.

Le minerai massif, composé de petits grains de löllin- gite, contient 3540% d'As; il apparaît dans les serpentinites et les roches à diopside.

Le minerai de stockwerk est encaissé dans les roches à diopside et les serpentinites; la teneur en As varie de 7 à 20%.

Le minerai dispersé est observé sous forme de petites concentrations dans les roches à diopside et 4 trémolite; il renferme jusqu'à 7% d'As.

TABLEAU 4. Production des minerais d'arsenic à Zoty Stok

Annéen Roduction en rniüien de tonna

~~ ~~

1481-1738 2, I68 0,084 0,312

1738-1800 1801-1900 1901- 1944 ' 1,194 1944-1956 - 1956-1960 0,200 1960-1965 0,020

Gisement à Czarnów: U n filon de mispickel apparaît dans les schistes micacés du Précambrien et du Paléozoï- que ancien ainsi que dans les amphibolites et les lentilles de calcaire; il plonge vers le SE de 80" (fig. 21). Sa puissance varie de 0,2 à 3 m, sa longueur est de 550 m le long de l'étendue et de plus de 200 m le long du pendage.

Le filon est coupé par des failles. Le mispickel étant le minéral essentiel, se présente

dans le minerai sous forme de lentilles allongées. La galène, la sphalérite, la chalcopyrite, la pyrrhotine, la stibine et la cassiterite constituent des minéraux accessoires.

La teneur moyenne en arsenic s'élève à 14 %; dans la partie inférieure du filon, il y a des passages renfermant 0,3 1 % de Sn et 0,49 Yo de Bi.

FIG. 21. Coupe géologique à travers le filon de mispickel dans le gisement de Czarnbw, d'après E. Konsíantynowin i. calcaires; 2. schistes micacés; 3. filon de mispickel; 4. chantiers miniers.


Le minerai a été exploité depuis le XVIW siècle jusqu'en 1925, la production annuelle représentant environ 3000 tonnes de minerai. Le gisement s'est formé par suite d'une action hydrothermale varisque.

3. Gisement de minerais d'étain de Gierczyn La cassitérite apparaît dans les Monts Izerskie. Les schistes chloriteux affleurent en surface sous forme de trois bandes parallèles, épaisses de quelques mètres. Les études les plus détaillées ont été jusqu'à présent poursuivies dans la bande méridionale, entre Gierczyn et Kro- bica.

Les schistes chloriteux à grenats, renferment des intercalations d'amphibolites, de cornéennes et de schistes sériciteux à talc. ia minéralisation en cassitérite ne se manifeste que dans les schistes chloriteux à grenats. ia bande minéralisée a un plongement nord de 60 à 70"; à une profondeur de 200m, le pendage diminue jusqu'à 20". ia série métalliîëre est coupée par de nombreuses failles transverses.

La minéralisation affecte les schistes quartzo-séricito- chloriteux qui contiennent 30% de quartz, 50% de séri- cite, environ 15% de chlorite et 5% de grenat; par endroits, le pourcentage de grenat augmente jusqu'à 80%. Le minerai d'étain est constitué de schistes chloriteux à petits filons de quartz. A la périphérie des grains de quartz, on remarque de petits cristaux de cassitérite de diamètre de 50 à 150 microns. Dans la chlorite et dans la sidérite, la cassitérite forme des cristaux plus grands et mieux développés. En dehors de la cassitérite, on observe également de la sphalérite et des minéraux cobaltiîëres de m ê m e qu'accessoirement de la galène, de

I la pyrrhotine, de la chalcopyrite et du mispickel. La teneur en étain varie de O, 1 à 0'7 %.

ia genèse du gisement n'est pas suffisamment éclair- cie. I1 existe deux théories relatives à son origine, l'une sédimentaire-métamorphique (S. Jaskólski, 1967; M. Szdamacha 1967), l'autre hydrothermale (W.E. Petras- chek 1933; H. Chiliríska 1965). D'après M. Szdamacha, la cassitérite apparaît principalement dans les lits de la chlorite ferrugineuse et des micas en paragenèse avec des alumino-silicates (chlorite ferrugineuse, grenat almandin-chloritoïde-muscovite-biotite). ia cassitérite est donc liée à la chlorite ferrugineuse, qui dériverait probablement, dans le bassin originel, de chamoisite.

Les partisans de la théorie hydrothermale lient la formation du gisement à l'intrusion granitique assyntique ou varisque et à une action pneumatolitique.

Les minerais ont été exploités à Gierczyn du XVIc au XIX' siècle. Compte tenu de l'extension de la zone minéralisée, de nouvelles recherches sont entreprises actuellement.


1. Gisement de minerais de nickel de Szklary C e gisement s'est formé par suite de la décomposition supergene des péridotites et des serpentinites précam- briennes.

Les minerais sont disposés à proximité de la surface du massif de serpentinites qui constituent trois collines situées au nord de Gbkowice Slpkie dans les Sudètes. Les serpentinites sont entourées par des gneiss et des schistes cristallins précambriens. Dans la partie nord du

FIG. 22. Coupes géologiques schématiques à travers le gisement de minerais de nickel à Szkiary, d'aprks A. Graninny. 1. serpentinites; 2. gneiss de I'enveloppe; 3. couverture altérée renfermant des minerais de nickel; 4. couverture (Pleistocene et Ter- tiaire).

W E

28 1

R. Osika

massif, on rencontre de petites intrusions varisques de syénites et de diorites. Les serpentinites sont coupées par des veines de roches quartzo-feldspathiques.

D’après A. Graniczny et L. Daniec (L. Daniec 1960), i’altération latéritique des serpentinites s’est développée dans les zones disloquées par suite des mouvements tectoniques. Les zones d‘altération qui forment le gisement sont irrégulières, leur puissance varie de 10 à 15 m; ce n’est que dans les cuvettes qu’elle s’élève par endroits à 8 0 m (fig. 22).

Le minerai est constitué de couches transformées, de couleur rouille, situées dans la partie supérieure du gisement et qui se caractérisent par une teneur élevée en fer. Dans la partie inférieure du gisement, on trouve une couche altérée de couleur gris-vert avec des silicates de nickel. Le mur du gisement se compose de serpentinites, avec localement des filons de magnésite. Dans la couche altérée et dans les fissures de serpentinites, s’observent des filonnets d’opale et de calcédoine souvent colorées par des sels de nickel et formant une pierre semi-pré- cieuse : la chrysoprase.

La pimélite, la garniérite et la succardite sont les constituants métalliíëres. La pimélite forme dans la couche altérée des paillettes et des encroûtements de couleur vert, la gamiérite de couleur bleu-vert se présente sous forme d‘enduit, alors que la succardite forme des paillettes jaune-vert; c’est la chlorite nickelifere qui passe souvent à la chlorite.

Le minerai renferme 0,5 à 2,5 % de Ni et 1 O à 12 % de Fe. Les roches ultrabasiques qui apparaissent dans le soubassement constituent la source du nickel. Dans l’olivine de ces roches, on rencontre des traces isomorphes de nickel.

Au Miocène, dans les conditions du climat chaud et sec, ces roches ont été soumises aux processus d‘altéra-

tion latéritique qui ont amené à la libération des compo- sés de nickel, de l’olivine et les ont concentrées dans les couches altérées.

Le gisement est exploité, avec des interruptions depuis 1891 jusqu’à ce jour. Les secteurs plus riches d‘une teneur en nickel de 1,0 à 2,5% sont déjà épuisés. Les minerais que l’on extrait actuellement contiennent en moyenne 0,7 % de Ni. Par suite d’un traitement dans les fours rotatifs, on obtient du ferro-nickel qui renferme 8-10% de Ni et environ 90% de Fe.

TABLEAU 5. Production des minerais de nickel en Pologne ~~

Années Reduction en d e m de tonner

1066 1015

1966-1 970 982 1971-1973 472

1956-1960 1961-1965

2. Gisement de minerais d’aluminium de Nowa Ruda Dans la partie inférieure du Carbonifere supérieur, on trouve à Nowa Ruda en Basse-Silésie une série argileuse qui se compose de bauxites, d’argilites et de schistes réfractaires. Ces roches reposent sur un massif de gabbro, auquel est due la formation des gisements. Une couche altérée de gabbro épaisse de quelques mètres à 60 mètres repose directement sur le massif. Cette couche est surmontée d’une formation d‘environ 12 m d’argilites rouge-brun, sur lesquelles apparaît un niveau irrégulier de bauxites. Les argilites et les bauxites sont recouvertes d’une série de schistes foncés du Westphalien A (fig. 23.).

FIG. 23. Coupe géologique schématique i travers le gisement de minerais d‘aluminium, de bauxites et d‘argilites, i Nowa Ruda, d‘après A. Morawiecki et Z. Górzyf~ski. i. gabbro d‘âge antédévonien; Carbonifere : 2. gabbro altéré; 3. argilites; 4. bauxites; 5. schistes argileux-ferrugineux et réfractaires; 6. série gréso-schisteuse renfermant des veines de charbon, couches de %cler-Westfalien; 7. conglomérats et grès i arkose, couches du Stéphanien; Permien : 8. grès inéquigranulaires, Rothliegende; 9. faille.

W t

282


5. METAUX APPARAISSANT EN ELEMENTS MINEURS DANS LES MINERAIS ET LES ROCHES

L'or, l'argent et d'autres métaux accompagnent les minerais d'arsenic, de cuivre, de zinc et de plomb, ou forment de petites agrégations dans des roches différentes.

1. Or

L'or apparaît dans quelques endroits de la Basse-Silésie, en particulier à zloty Stok, où il se présente sous forme d'inclusion dans les minerais d'arsenic. Par ailleurs, des traces d'or sont connues dans des filons de quartz dans les Tatra et dans les Plénins.

O n trouve également de l'or dans les sables alluviaux de la région de Zlotoryja en Basse-Silésie.

1.1 Or dans les minerais d'arsenic de zloty Stok O n rencontre de l'or dans de nombreux filons d'arsenic en Basse-Silésie. L'exploitation de l'or s'effectuait à zloty Srok depuis le XVc siècle. La teneur en or dans les minerais à pourcentage élevé d'arsenic était d'environ 40dtonne de minerai. Les minerais, dans lesquels la teneur en As n'était pas supérieure à 6%, renfermaient 3-8 g d'or par tonne de minerai.

A u XVIIe siècle, on enregistre un affaiblissement, quant au développement de l'industrie minière et A l'exploitation de l'or. A partir de la moitié du XIXe siècle, l'or est extrait du minerai d'arsenic par chloruration au cours de la production de l'anhydride arsénieux. La

I I

i I i I i

~~ ~~~

148 1-1492 600 1493-1516 1920 1517-1541 3500 1543-1556 1650 1557-1600 800 1601-1700 300 170 1- 1738 35

Ces roches sont utilisées en tant que schistes réfrac- TABLEAU 6. Production de i'or de Zofy Stok taires. Sur la série schisteuse, repose en discordances un complexe de dépôts sablo-argileux, renfermant des vei- Années Produdon nes de houille.

A u point de vue tectonique, la région de Nowa Ruda fait partie d'un effondrement intramontagneux varisque. Le gisement est situé dans un pli monoclinal, dont le noyau est constitué par le massif de gabbro. Les couches ont un plongement de 10-30".

Les bauxites forment des corps irréguliers à la limite des argilites, et des schistes foncés; l'épaisseur moyenne d'une couche s'élève à 2,4 m. Les bauxites se composent de grains de dispore cimentés par une masse argileuse (kaolinite) avec aussi de la sidérite. Le diaspore et la sidérite forment des pisolithes d'un diamètre de 0,2 mm à 3 cm. La teneur en A1203 varie de 38-65,6%, en Si02 de 0,5-32% et en Fe203 de 9,7-30,l Yo. La zone de grillage oscille entre 9,5 et 22,8O/o.

Les argilites proviennent de l'altération des gabbros sous-jacents. En dehors des divers minéraux argileux, les argilites contiennent de la sidérite, de la chamoisite et de peu nombreux pisolithes de diaspore. Certaines variétés d'argilites renferment une quantité importante de kaolinite qui forme des pseudomorphoses dans la roche. La composition chimique des argilites se présente c o m m e suit: A1203, 2546%; Si 02, 24-47% et Fe203, 2-30%. Les pertes de grillage oscillent entre 10-25%.

Au-dessus des argilites et des bauxites, on observe des schistes foncés réfractaires.

D'après A. Morawiecki et Z. Gil (Z. Gil, 1960), les bauxites et les argilites se sont formées par décomposi- tion du massif de gabbro. Les produits de cette décom- position ont été lessivés et redéposés dans les grands lacs entourant le massif.

.

quantité ainsi récupérée est de 30 A 70 kg d'or par an. Depuis 1963, la production est abandonnée.

1.2. Or dans les sables fluviaux

Aux environs de Zìotoryja, dans la vallée de la Kaczawa et du Bober, au pied des Monts Kaczawskie, apparaissent des sables auriferes exploités autrefois. Bien qu'on ne dispose que de données du XIIe siècle, on suppose que l'exploitation de l'or dans cette région s'était poursuivie depuis le VIe siècle. Après l'épuisement des gîtes en teneur rentable, l'exploitation a été définitivement arrêtée vers la fin du XIVe siècle. Les recherches entreprises plus tard (XVIc-XIX's.), n'ont pas permis de découvrir des gisements d'importance économique.

L'or natif apparaît dans les sables sous forme de paillettes libres ou bien associées à des grains de quartz. O n rencontre également dans les sables de l'ilménite, de la magnétite, du rutile et de l'épidote.

Les granites et les filons de quartz observés dans les Sudètes constituent la source originelle de l'or et des autres minéraux qui l'accompagnent.

La teneur en or varie de 0,2 à 4,6g par tonne de sable.

O n effectue actuellement dans cette région des recherches à la batée et des levés géochimiques qui ont pour but de découvrir des filons originels d'or et de cas- sitérite.

de la région de zlotoryja

2. Argent

L'argent apparaît sous forme de traces dans les minerais de zinc et de plomb du Trias de la région de Silésie- Cracovie, dans les minerais de plomb des Montagnes de Sainte-Croix, dans les minerais polymétalliques des Su- dètes ainsi que dans les minerais de cuivre d'âge zechstein en Basse-Silésie.

Dans les minerais de zinc et de plomb du Trias de Silésie-Cracovie, l'argent est dispersé dans la galène et dans la sidérite; on rencontre plus rarement de l'argentite dans la zone de cémentation comme minéral accessoire. Dans les minerais oxydés et dans les calamines, la teneur en A g s'élève en moyenne à 0,015 Yo de quantité totale de zinc et de plomb, alors que dans les minerais sulfurés, le pourcentage d'argent est en moyenne de 0,005 Yo. Les filons de galène dans les Montagnes de Sainte-Croix renferment jusqu'à 0,6% d'argent.

Dans les filons polymétalliques de Stara Gbra, la teneur en Ag représentait autrefois environ 0,02 Yo, et à Czurnbw, 60-80 g par tonne de mispickel. Dans certains filons de barytine et de galène, on a constaté environ 600 g d'argent par tonne de galène.

283

R. Osika

Dans les schistes cupriferes, la teneur en argent est proportionnelle à celle en cuivre. O n en obtient en moyenne de 0,3 à 0,4% A g par tonne de cuivre métal- lique.

3. Cadmium et thallium

Le cadmium et le thallium existent dans les minerais de zinc et de plomb du Trias dans la région de Silésie-Cra- covie.

Le cadmium apparaît dans les sulfates de zinc et dans les calamines (CdS). La teneur moyenne en cadmium dans le zinc est de O- 15 Yo par rapport au zinc et, dans les calamines, de 0,l à 0,5 % également par rapport au zinc.

O n trouve le pourcentage le plus élevé de cadmium dans les variétés claires de sphalérite. Le cadmium est obtenu par suite du traitement métallurgique. du zinc depuis le XIXe siècle.

Le thallium se présente dans la marcasite et dans les variétés foncées de sphalérite sous forme de traces. Sa teneur dans ces minéraux est en moyenne de 0,01% par rapport à la quantité de marcasite et de sphalérite pures.

4. Autres métaux

Les autres métaux tels que le gallium, l'indium, le germanium, le béryllium, le niobium, le molybdène, le zir- conium, le tungstène et le tantale ne sont observés qu'en traces dans les minerais de zinc et de plomb en Haute- Silésie, dans les minerais de cuivre et d'arsenic ou dans les granites et les Pegmatites en Basse-Silésie. Ces impu- retés n'ont qu'une importance minéralogique.

Gisements de matières premières non-métalliques pour les besoins de l'industrie chimique Parmi les matières premières chimiques présentes en Pologne, il faut ranger des pyrites, des marcasites, du sel gemme et des sels de potasse, des phosphorites ainsi que du soufre natif, de la barytine et de la fluorine. Le soufre natif d'âge tortonien dans ravant-fosse carpatique, le sel gemme du Zechstein en Kuyavie et les sels de magné- sium et de potassium situés sur les hauteurs de k b a et dans la région du Golfe de Puck présentent le plus grand intérêt au point de vue industriel.

PYRITE ET MARCASITE

Les pyrites ont été exploitées jusqu'en 1970.

TABLEAU 7. Production de ia pyrite en Pologne

hnhs Rcduclion en miiüona de tonnes

1956- 1960 1960-1965 1965-1970

1,159 1,018 0,717


1. Gisement de pyrite de Rudki La structure géologique de ce gisement a été présentée dans le chapitre relatif aux minerais de fer.

' U n filon de pyrite épais de 26,5m, placé dans une zone de dislocation plonge vers l'est d'un angle de 40". Sa présence a été constatée à une profondeur de 160 m; à une profondeur plus importante, le gîte se termine en

Le filon principal est entouré au toit et au mur par une mince couche d'argiles foncées. Dans la partie supé- rieure, le toit et le m u r du gîte sont constitués de dolomies du Dévonien moyen, dans la partie inférieure, on rencontre au mur des schistes gris. La pyrite se présente sous forme d'un filon ou en imprégnations dans les dolomies du Dévonien moyen.

Vu la nature de la minéralisation, on distingue la pyrite terreuse ou rocheuse. La pyrite terreuse est une roche friable formée à la suite d'un broyage tectonique. La teneur en soufre y est en moyenne de 48,8%. ia pyrite rocheuse se présente sous forme de roche cohéren- te ou de débris bréchifiés; la teneur en soufre s'y élève à 35%. Les zones imprégnées de pyrite renferment 10- 20% de soufre. Le pourcentage de Z n dans la pyrite oscille entre 0,ll et 1 %, celui de C u entre 0,04 et 0,1%, de l'As entre 0,Ol et 0,046%. Le plomb titre 0,13%.

Aussi bien la forme du gisement que le caractère de la minéralisation, suggère une origine hydrothermale de la pyrite. S. Jaskólski distingue deux stades de minérali- sation, un stade plus ancien, celui de sidéritisation, et un stade plus récent, celui de minéralisation pyriteuse.

Le gisement a été exploité au cours de la période de 1925-1969. Actuellement, il est entièrement épuisé.

, biseau.

2. Gisement de schistes pyriteux de Wieiciszowice Ce gisement est situé dans la zone des schistes cristallins précambriens qui constitue la bordure est du granite varisque des Karkonosze.

La série pyriteuse est constituée de schistes chloriteux et sidéritiques contigus à des amphibolites. Dans ces schistes, on rencontre des cristaux dispersés de pyrite de diamètre de 0,5 à 5 millimètres. La série pyriteuse dont la puissance s'élève à environ 200 m, plonge d'un angle de 50 à 70" et s'étend sur une longueur de 4 kilo- mètres.

Les schistes chloriteux se composent de grains de chlorite, de séricite et de quartz. La teneur en pyrite dans les schistes oscille entre 2 et 35 % avec une moyenne de 153 %; elle s'élève plus rarement jusqu'à 70 %.

O n trouve par endroits des pseudo-couches épaisses de 5-10 c m qui renferment de la chalcopyrite; on y trouve également du cuivre, dont la teneur atteint 3 9'0. Dans les autres parties du gisement, le pourcentage de C u ne dépasse pas 0,08%.

Le gisement de schistes pyriteux de Wiekiszowice s'est formé par métamorphisme. En l'absence de pyrite épigénétique dans les fissures, on suppose que la concentration primaire des sulfures de fer s'est effectuée dans le m ê m e bassin marin, syngénétiquement par rapport aux schistes, dans lequel ils apparaissent actuellement.

A u cours de l'exploitation qui dura de 1825 à 1925, on a extrait plus de 200 O00 tonnes de concentré de pyrite.

284


1. Gisements de pyrite dans les dolomies triasiques de la région de Silésie-Cracovie

Les sulfures de fer qui accompagnent les minerais triasiques de zinc et de plomb se présentent principalement sous la forme de marcasite; la pyrite et la melnicovite y apparaissent en quantités moins importantes.

ia marcasite épigénétique apparaît en paragenèse avec la sphalérite, avec laquelle elle forme des textures colloïdales collomorphes. Les plus grandes concentrations de marcasite sont observées dans les zones péri- phériques des gisements de zinc et de plomb ainsi qu'à leur toit. La majorité de ces concentrations, de quelques dizaines de milliers de mètres cubes, se présentent sous forme de pseudo-couches, de lentilles et d'amas; elles renferment de ia marcasite rocheuse représentée par des agrégats allongés et de la marcasite friable.

Les pyrites épigénétiques apparaissent en paragenèse avec la sphalérite cristalline; elles remplissent les fissures des zones de dislocation. Les sulfures syngénétiques de fer que l'on trouve dans les dolomies et les calcaires se sont formés au cours de la sédimentation de ces dépôts. Leur teneur dans le gîte constitue de 1 à 50% du volume de la roche.

ia genèse du gisement a déjà été présentée dans le chapitre consacré aux minerais de zinc et de plomb du Trias de la région de Silésie-Cracovie. Les sulfures épigénétiques de fer se sont cristallisées lors du dernier stade de la formation du gisement, après le dépôt de la masse principale de la sphalérite.

2. Gîtes de pyrite dans les schistes éocènes des Carpates Parmi de très nombreux affleurements de pyrite dans les Carpates, les plus riches ont été observés dans les dépôts éocènes à Bermichowa aux environs de Sanok et dans les schistes de 1'Eocène et du Crétacé inférieur à Domaradz près de Brzozów.

A Domar@z, les pyrites se trouvent dans les schistes bleu-vert de l'Eocène et dans les schistes foncés du Cré- tacé inférieur. La pyrite se présente sous forme de con- crétions d'un diamètre de 0,09 à 5 0 m m . k s parties riches renferment 115-300 kg de pyrite par mètre cube de schistes. Les gîtes n'ont pas de valeur économique.

Les pyrites carpatiques correspondent à des dépôts syngénétiques, formés au cours de la diagenèse de vases des fonds marins.

SOUFRE NATIF

Les gisements de soufre natif représentent un type de gisements exogènes qui n'apparaît en Pologne que dans l'avant-fosse carpatique. L'exploitation du soufre a été entreprise au début du XVc siècle; on extrayait le soufre à Czaskowy, Posqdza, Pszów et Czajków. ia dernière mine de soufre à Swoszowice aux environs de Cracovie a été fermée en 1884.

Une nouvelle période d'activité intense de l'industrie du soufre s'est développée après la découverte, en 1952, de grands gisements de soufre dans la partie septentrionale de l'avant-fosse carpatique aux environs de Tar- nobrzeg, Staszów et, récemment dans ia région de Lu- baczów.

A u début, le soufre était exploité à ciel ouvert, mais depuis ces dix dernières années, l'exploitation s'effectue par fusion souterraine.

i


TABLEAU 8. Production du soufre natif en Pologne

Années Reduction en millions de tonnes

1956-1960 O, 140 1960-1965 2,100 1965-1970 8,200 1970-1973 9,720

A. Gisements exogènes

1. Gisements de soufre natif dans I'avant-Josse carpatique

Stratigraphie: ia série soufrière apparaît dans le niveau de gypses et d'anhydrites du Tortonien (Miocène). Les sédiments du Miocène marin constituent une molasse remplissant l'avant-fosse carpatique. Le soubassement des sédiments miocènes se compose de dépôts éocam- briens, paléozoïques et mésozoïques. Ces séries sont cou- pées par des fractures de direction E-W qui partagent toute la région en blocs déplacés les uns par rapport aux autres. La molasse miocène se compose de sédiments tortoniens et sarmatiens qui reposent en transgression sur le soubassement. ,

Tortonien : ia base des sédiments tortoniens est consti- tuée de couches de Baranów formées de sables et de grès épais d'environ 100 mètres. Les couches de BaranÓw sont recouvertes d'un niveau régulier de gypse et d'anhydrite; dans les zones marginales de l'avant-fosse, on trouve du gypse et des calcaires gypseux, alors que dans sa partie centrale, on observe une prépondérance d'anhydrite et localement de sel gemme.

Sur le gypse et l'anhydrite, repose un complexe de roches argilo-marneuses, dénommées couches à Pecten, épais de 30 mètres.

Sarmatien: Les sédiments sarmatiens recouvrent ceux du Tortonien. ia partie inférieure du Sarmatien est constituée de sédiments argileux, dont la puissance atteint au centre de l'avant-fosse 2 500 mètres. La partie supérieure du Sarmatien se compose de dépôts détriti- ques qui se sont conservés dans les zones marginales; leur puissance s'élève à environ 50 mètres.

Tectonique: La puissance des dépôts tortoniens est presque constante dans l'avant-fosse, tandis que les sédi- ments sarmatiens s'amincissent vers sa périphérie.

Dans la partie septentrionale de l'avant-fosse, ia puissance des sédiments miocènes diminue jusqu'à quelques centaines de mètres, alors que dans sa partie centrale, elle atteint 3 O00 mètres. S. Pawlowski (1970) distingue dans l'avant-fosse quelques faibles ' épaississe- ments de ia série de gypse s'étendant de sa périphérie jusqu'à son axe. Ces structures étroites (1 km) de large et longues de quelques dizaines de kilomètres ont joué un rôle très important, quant à la formation des gisements de soufre et ont une signification fondamentale pour l'établissement des prévisions de recherche.

Forme et structure des gisements: Les gisements de soufre se situent dans le niveau de gypses et d'anhydrites. A u sommet de ces dépôts, on trouve des couches imperméa-

285

R. Osika

bles, composées de roches mamo-argileuses, à leur base, on observe des dépôts sableux.

La puissance de ia série de gypse et d‘anhydnte varie de 20-40 mètres. Dans sa partie inférieure, on trouve de ia sélénite en grands cristaux pour ia plupart maclés, et dont ia longueur atteint 4 mètres. La partie supérieure de ia série est constituée de gypses compacts intercalés d‘une brèche gypseuse. Dans toute ia série gypseuse, on rencontre des formes karstiques.

D’après S. Pawlowski, le soufre natif dans le niveau gypseux n’est observé que dans les zones élevées du soubassement du Miocène. Les gypses apparaissant dans ces zones sont aussi surélevés.

FIG. 24. Coupe géologique i travers les dépôts miocènes dans la zone marginale de l’avant-fosse carpathique, d’aprks S. Pawlowski. I. soubassement mésozoïque des dépôts miocènes (soufre); Tor- tonien: 2. couches de Baranów; 3. sédiments chimiques, gypses; 4. sédiments chimiques, calcaire subgypseux; 5. couches i Pec- ten; 6. dépôts sarmatiens; 7. sédiments pleistocènes.

ssw NNE

La structure géologique des gisements de soufre est illustrée par la coupe à travers la partie marginale de l’avant-fosse carpatique (fig. 24).

La zone soufrière est située dans ia partie ia moins profonde de celie de gypse et d‘anhydnte. Les plus nombreux gisements sont observés à proximité de la limite du faciès carbonaté-littoral. La zone soufrière s’étend de Cracovie par ia région de Piiiczów jusqu’à Tarnobrzeg et Stalowa Wola, ainsi qu’aux environs de Maryniec près de Lubaczbw. Les plus grands gisements se trouvent entre Tarnobrzeg et Stalowa Wola. C‘est dans cette ré- gion que se poursuit une exploitation intense par fusion souterraine; le gisement y apparaît sous la forme d‘une couche épaisse de 10 à 13 mètres.

Les gisements de soufre natif se sont constitués par métasomatose du gypse. Le carbonate de calcium et le soufre constituent 94% de ia masse rocheuse. Parmi les autres éléments, on rencontre du gypse, du quartz, des oxydes d‘aluminium, des sulfates de strontium et des traces de bitumes. La teneur en soufre dans le gisement varie de 16 à 35 %, en moyenne 24 Yo.

Le soufre se place dans les vides, les cavernes et les fissures des calcaires postgypseux. D’après S. Pawlowski (1 970) le processus des transformations dans les cristaux de gypse progresse toujours à partir de l’arête des cristaux, des fissures et des fractures, où s’effectuent la pré- cipitation du soufre et le développement des carbonates. Le soufre forme des agrégats sphériques, filoniens et fibreux dont l’épaisseur varie de quelques dizaines de

centimètres à quelques mitres. Le soufre est le plus souvent pulvérulent, plus rarement compact, microcristallin ou cristallin

Genèse des gisements: Les gisements de soufre natif se sont développés par métasomatose dans des structures géologiques bien déterminées. Les processus de formation de ces gisements se sont développés sous l’influence des bactéries, des eaux minérales et des hydrocarbures.

Les eaux minérales apparaissent dans les sables et les grès au-dessus de ia série de gypse et d‘anhydrite de m ê m e qu’elles remplissent des fissures et des fractures dans le gypse. Elles sont isolées du haut par les sédi- ments imperméables du Tortonien et du Sarmatien. Une grande teneur en hydrogène sulfuré dans ces eaux et leur salinité ont créé des conditions favorables aux transformations.

Dans les gisements de soufre et à leur voisinage, on trouve des traces de bitumes; dans certaines zones, on constate des concentrations de pétrole et de gaz naturel. S. Pawlowski (1 970) trouve que d‘immenses quantités de gaz naturel provenant des gisements situés plus au sud dans la partie centrale de l’avant-fosse carpatique, ont été indispensables au développement des gisements de soufre natif. L‘âge de ces processus n’est pas précisé. D e nombreuses données suggèrent qu’ils se sont produits après une période de sédimentation et de consolidation du gypse et de l’anhydnte et se poursuivent sans interruption jusqu’à ce jour.

SELS GEMME, DE POTASSIUM ET DE MAGNESIUM

Les gisements de sei gemme, de potasse et de magnèsie représentent un type de gisements exogènes.

TABLEAU 9. Production du sel gemme en Pologne

, .

Années Production en millions de tonnes

1956- 1960 7,721 1960-1965 10,600 1965-1 970 13,600 1971-1973 8,860 1973- 1974 3,295

A. Gisements exogènes

1. Bassin salrfere du Zechstein Le temtoire de la Pologne est traversé par la limite sud- est du grand bassin salifëre de l’Europe. Sur ia plate- forme précambrienne, les sédiments du Zechstein et ia série sableuse du Permien inférieur reposent sur les dé- pôts dévoniens, carbonifëres et plus anciens non plissés tectoniquement. Par contre, le socle de la plate-forme paléozoïque est constitué de dépôts plissés et consolidés calédono-varisques. Les sédiments du Zechstein com- blent la dépression varisque dite du sillon danois-polonais.

La formation salifëre d‘âge Zechstein s’est développée en quatre cycles. J. Poborski (1960) l’a divisée en quatre étages structuraux, en les corrélant avec le profil du Zechstein en Allemagne. Ce sont: les sels les plus an-

286


FIG. 25. Carte du lithofaciès du bassin du Zechstein en Polo- gne, d'après J. Poborski. 1. ligne de l'extension du faciès chloruré renfermant des sels Mg-K dans la partie supérieure du Zechstein (Z3+24); 2. ligne de l'extension du faciès chloruré renfermant des sels Mg-K dans la partie inférieure du Zechstein (Zi +Z2); 3. ligne de i'extension du faciès chloruré dépounu de sels Mg-K dans la partie supé- rieure du Zechstein; 4. ligne de l'extension du facies chloruré dépourvu de sels Mg-K dans la partie inférieure du Zechstein (Zl +Z2); 5. ligne de i'extension du facies périphérique (sulfato- carbonato-littoral); 6. limite du chevauchement carpatique; 7. lignes des coupes lithologiques et de faciès (voir fig 26).

FIG. 26. Coupes lithologiques et de faciès à travers le bassin du Zechstein en Pologne, d'après J. Poborski. M: macrofaciès marin: I : faciès chloruré; 2. faciès périphérique (sulfato-carbonato-littoral); L: macrofaciès lagunaire et continental: 3. faciès chloruré; 4. faciès de lutites subsalines (pélites et aleurites) (Localisation des coupes, voir fig. 25).

tiens (Werra), les sels anciens (Stassfust), les seis récents (Leine) et les seis les plus récents (Aller).

Dans les parties périphériques du bassin, ia puissance de ia formation du Zechstein oscille autour de quelques centaines de mètres; vers le centre du bassin, sa puissance augmente et atteint 1 500 mètres.

Les sédiments du Zechstein se composent principalement d'évaporites représentées par des seis de magné- sium et de potassium, de l'anhydrite, du gypse et des calcaires. L'épaisseur des couches de sei varie de quelques dizaines à quelques centaines de mètres.

Les couches de sels de magnésium et de potassium se trouvent dans celles de sel g e m m e suivant deux horizons stratigraphiques, l'un au sommet de I'étage Stassfurt et l'autre dans la partie moyenne de I'étage Leine.

O n distingue dans le bassin du Zechstein trois zones de faciès suivantes : a) la zone centrale du faciès chloruré pourvue de seis de

magnésium et de potassium, b) la zone du faciès chloruré entourant la zone centrale,

dépourvue de sels de magnésium et de potassium, c) la zone du faciès sulfaté-carbonaté-littoral s'étendant

à la périphérie du bassin (fig. 25 et 26)

Dans ia majeure partie du bassin, ia série saliíëre est recouverte de terrains méso-cénozoïques, dont ia puissance varie de 2000 à 5 O00 mètres. C e n'est qu'en Kuyavie, dans la région de Leba et sur le monoclinal

-- -1 OD a ia..

sub-sudète que cette série apparaît à une moindre profondeur.

Dômes saliferes en Kuyavie: En Kuyavie, les sels forment des dômes, dans lesquels ils apparaissent à une profondeur de 100 à 300 mètres. I1 y a dix dômes saliferes, dont quatre à Hodawu, Inowroclaw, Wapno et Gbra qui sont en exploitation. - Gisement de Hodawu. Le dôme salifere de Klodawa a été décelé en 1938. A la suite des études gravimétriques, on a constaté ia présence d'une anomalie gravimétrique négative longue de 25 km et large de 2 kilomètres.

Le dôme salifere en question est illustré par ia figure 27.

Le dôme est contigu A des dépôts jurassiques et tna- siques; les sels sont recouverts d'un chapeau argilo-gypseux.

Le gisement est exploité par travaux souterrains. O n n'extrait que le sel g e m m e ancien (22) avec une couche de carnallite et de kiesérite, le sel g e m m e récent avec une couche de carnallite (23) ainsi que le sei g e m m e rose de la partie inférieure du sei le plus récent (Z4). - Gisement de Wapno: Sur le plan horizontal, le gisement s'étend sur une longueur de 760 m et une largeur d'environ 400 m ; il se rétrécit vers le bas et prend la forme d'une massue. - Gisement de Inowroclaw: C e gisement est exploi-

287

R Osih

té depuis 1878. Sa longueur s'élève à 2 500 m, sa largeur varie de quelques centaines de mètres à 1 kilomètre. Le niveau salifère se trouve à une profondeur de 120 à 190 m, la puissance de la série salifere est d'environ 550 mètres. O n y distingue le sel ancien (22)' le sel récent (23) et le sel le plus récent (ZA). ki série est exploitée par dissolution pour les besoins de i'industrie chimique.

En dehors des dômes saliferes dont il vient d'être question, on a également reconnu d'autres dômes tels: Damadawek, Mogilno, Góra, Rogoino, Izbica, Lubién et kanipi (fig. i).

Les dômes salifères se sont développés par suite de phénomtnes diapiriques.

Hauteur de kba: Les sels gemme, de magnésium et de potassium ont été découverts en 1968 dans la région du Golfe de Puck à CMapowo, Mieroszyno, Swarzewo et Mruda.

Les zones d'espoir estimées jusqu'à une profondeur de 1 O00 m sont évaluées à quelques centaines de kilo- mètres carrés.

Les sels de magnésium et de potassium exprimés en polyhalite se présentent sous forme d'une lentille horizontale située au contact du sel gemme et du niveau d'anhydrite du cyclothème (Zl, fig. 28).

ia puissance de la lentille oscille entre quelques mè- tres et 30 mètres. La teneur en K20 varie de 7 à 12%.

FIG. 27. Coupe géologique à travers le dôme salifere Ii Klodawa d'après J. Poborski. Q: Quaternaire; Tn: Tertiaire; TJ: Trias, Keuper; Pz: chapeau argilo-gypseux; Cyclotkme Aller (Z,): Na 4: sels les plus récents de la partie supérieure du Zechstein; Cyclotème Leine (Z3): Na 3: sels récents de la partie supérieure; K 3: sels récents de la partie moyenne du Zechstein avec la série potassifere; A 3: Anhydrite principale; Cyclottme Stassfurt: K2: sels anciens potassiferes, N a 2: sel gemme ancien.

-IOW

' FIG. 28. Coupe géologique Ii travers le gisement de polyhalite dans la région du Golfe de Puck, d'après Z. Werner Q: Quaternaire, Tr: Tertiaire, K: Crétacé, J: Jurassique, T: Trias, Pc: Permien (ïechstein), S: Silurien; 1 : dépôts supersaliferes, 2: sel gemme, 3: couche de polyhalite, 4: sei gemme, 5: dépôts subsaliferes.

s N

Q 7i K

- SW 1 1 - J I

288


D'après Z. Werner (1970), les polyhalites se sont développées par action des saumures se trouvant dans le bassin, immédiatement après le dépôt de l'anhydrite. L'anhydrite a été transformée en polyhalite à la suite de l'action métasomatique des saumures enrichies en sels de magnésium et de potassium. Les réserves de polyhalite sont estimées à plus de 0,5 milliard de tonnes celles de sel gemme à quelques milliards de tonnes.

chevauchement carpatique, les dépôts tortoniens sont presque horizontaux.

A proximité du bord des Carpates, la séne salifere a été fortement plissée.

A la suite de ces mouvements, les couches originelles de sel ont été redressées et surélevées vers la surface, ce qui a donné lieu à la formation de grands gisements de sel gemme à Wieliczka, Barycz, Bochnia, Q.Zkowice-Sie- dlec et Moszczenica- Lapczyca.

Monoclinal sub-sudète: Dans la région de N o w a Só1 dans le monoclinal sub-sudète, on a découvert, à l'aide de sondages, un gisement de sel gemme et de sels de

Gisement de Wieliczka: Le gisement de sel g e m m e de Wieliczka est rangé parmi les plus anciens de Pologne; il est exploité depuis 1 O00 ans. Le gisement forme une

FIG. 29. Coupe géologique à travers le gisement de sei gemme A Wieliczka, d'après A. Garlicki. 1 : Jurassique; 2. dépôts flyscheux du chevauchement carpatique; 3. Quaternaire; Tortonien-unité autochtone : 4. dépôts subsaliferes; 5. série salifere; 6. couches de Chodenice; 7. couches de Grabows; Tortonien unité chevauchée: 8. dépôts subsaliferes; 9. séie salifere - partie stratifiée du gisement; 10. série salifere - Zubers avec des blocs de sel vert; 1 i. couches de Chodenice; 12. dislocations.

Bog ucice NNE

O

. ,

O

. ,

magnésium et de potassium situé dans le niveau de sels anciens (Z2). Les recherches continuent.

2. Bassin salifere d'âge miocène. La zone des gisements de sel gemme d'âge Tortonien apparaît dans la partie sud de l'avant-fosse carpatique contiguë au chevauchement des Carpates (fig. 1, 1D).

En Haute-Silésie, la série salifere repose sur les sédi- ments carboniíères, entre Cracovie et Debica, sur les dépôts jurassiques et crétacés, alors qu'aux environs de Rzeszów, elle s'étend sur les terrains précambriens. Dans ravant-fosse carpatique, la série salifere tortonienne est constituée de dépôts argilo-sableux, épais d'environ 1 O00 m, sa partie inférieure dont la puissance s'él6ve à environ 100m se composant d'argiles et de gypse ou d'argiles et &anhydrite. ia série salifere d'âge Tortonien s'étendant entre Kraków et Dybica est constituée de couches de sel gemme intercalées d'argilites à anhydrite.

C o m m e il résulte des recherches poursuivies par J. Poborski et K. Skoczylas-Ciszewska (1963), les dépôts saliferes du Tortonien ont été plissés dans la dernière phase orogénique des Carpates. Des masses de flyschs ont par endroits chevauché sur ces dépôts. Au nord du

bande longue de 6 k m et large d'environ 1 km, orientée de l'ouest vers l'est; sa profondeur descend jusqu'à 300 mètres.

Le gisement se partage d'une manière très nette en deux parties. Dans la partie'inférieure les masses de sel apparaissent sous forme de plis qui passent par endroits à des écailles. La partie supérieure est constituée d'une masse d'argiles contenant des blocs de sel vert. La coupe géologique à travers le gisement de Wieliczka est illus- trée par la figure 29.

Le gisement est actuellement exploité par lessivage souterrain.

A l'ouest du gisement de Wieliczka, se situe celui de Barycz.

Gisement de Bochnia: Le sel y est exploité depuis 700 ans. Le pli de Bochnia contigu à celui d'uzbornia constitue l'élément tectonique principal. Le pli d'Uzbomia est recouvert de flysch carpatique. Jusqu'à une profondeur de 300m, le gisement est vertical, alors que plus bas il plonge de 14-45'. Sa longueur est de 4 km, tandis que sa largeur représente 200 mètres. Le sel est exploité par lessivage souterrain.

289

R. Osika

Gisement de Lazkowice-Siediec: C e gisement est éloigné TABLEAU 10. Production de phosphorites en Pologne d'environ 10 k m de celui de Bochnia. Sa longueur est de 3 km, sa largeur varie de 500 à 700 mètres. Le gîte appa- rait à une profondeur de 50 à 500 mètres. I1 est exploité

Production en millions de tonnes

'

par sondages. 0,238

Tortonien autochtone, le sel g e m m e apparaissant à une 1960-1965 0.352 profondeur de 700 à 1200 mètres.

A l'est de Bochnia, on a constaté la présence du 1956-1960

FIG. 30. Coupe géologique à travers les dépôts crétacés phosphoreux à l'est de la Vistule dans la région de GoScieradÓw, d'après J. Ubema Coupe supérieure (dénivelée) : 1. calcaires oolithiques, calcaires dolomitiques, mames et lumachelles du Kimméridgien; 2. sables de 1'Albien moyen; 3. série phosphoritifere de l'Albien moyen et supérieur; 4. craie siliceuse et calcaires argileux (plus rarement mames) du Turonien renfermant des calcaires sableux du Cénomanien et des mames sableuses avec des phosphorites 5 la base; 5. dépôts carbonato-sableux et sableux du Tertiaire; 6. sédiments du Quaternaire, principalement sableux; 7. sondages. Coupe inférieure (non-dénivelée) : 1. dépôts carbonatés du Kimméridgien; 2. dépôts sableux de 1'Albien moyen et série phosphoritifere (sommet de l'Albien moyen et Albien supérieur); 3. dépôts carbonatés du Tortonien et du Cénomanien; 4. dépôts tertiaires.

Kolonia SE ôoicieroddw Gojcieroddw Solomin Weglin Ra ch dw NW

!%i+ E 2

Gisement de Rybnik: Ce gisement est situé en Haute- Silésie dans la région de Rybnik. La série salifère s'étend à une profondeur de 200 à 300 m, la puissance des couches atteignant 20 mètres. A i'heure actuelle, le gisement ' n'est reconnu qu'au moyen de sondages.

PHOSPHORITES

Les gisements de phosphorites représentant un type de gisements exogènes sont situés dans les dépôts crétacés et tertiaires.

L'exploitation des phosphontes s'est poursuivie de 1938 à 1965.

1. ' Gisements de phosphorites crétacées

Les gisements de phosphorites d'âge crétacé sont locali- sés en Pologne dans les ailleurements des sédiments cénomaniens et albiens en bordure nord des Montagnes de Sainte-Croix. Ils s'étendent de Radom à Góscieradbw sur la Vistule sur plus de 100 kilomètres. O n trouve également les phosphorites de cet âge aux environs de

Burzenin près de Sieradz et sur la hauteur de Leba (J. Ubema, 1970).

Région de Radom-Góscieradów U n e couche phosphoreuse composée de sables giauco- nieux souvent marneux, avec de nombreuses concrétions de phosphorites s'observe dans les sédiments albiens; sa puissance varie de 0,5 à 1,5 m, par endroits elle atteint 2,l mètres. La concentration de P205 dans le gîte oscille entre 72 et 135 kg/m2. La teneur en P205 dans les con- crétions supérieures à 2mm s'élève en moyenne à 17,6 %. Ce gisement a été exploité jusqu'en 1970 à Anno- pol sur la Vistule. La structure géologique du gisement est illustrée par la figure 30.

Région de Burzenin La série phosphontifère constatée en bordure du synclinorium de Lódi dans les dépôts albiens est développée d'une manière plus complète clans la région de Bunenin près de Sieradz. La concentration de P O5 varie dans les chantiers particuliers de 50 à 70 kg/m 1 .

290


Hauteur de LPba Les phosphorites de cette région se situent dans les sables verts, A la base et au sommet du Cinomanien. La puissance d’une couche de phosphorites placée à la base varie de 0,5 A 0,6 m, alors que l’épaisseur de celle située au sommet varie de 0,07 à 0,3 mètre. La teneur moyenne en P2OS dans le concentré alluvionnaire à la maille de 2 m m s’élève à environ 14%. La concentration de la fraction supérieure à 2 mm varie de 51 à 156 kg/m2.

2. Gisements de phosphorites tertiaires

Les phosphorites dans les dépôts tertiaires sont obser- vées dans quelques régions de la Pologne mais elles ne forment cependant nulle part de gisements d’importance industrielle.

Les phosphorites d’âge paléogène inférieur sont connues dans la région de Kazimierz et Mielnik. tandis que celles du Paléogène supérieur sont rencontrées sur la hauteur de Leba et aux environs de Lublin. Les couches minéralisées se composent de sables avec des concré- tions de phosphorites. Le rendement de phosphorites au mètre carré varie de plus de dix à quelques dizaines de kilogrammes, un rendement supérieur n’étant observé que localement.

b

BARYTINE ET FLUORINE

Les gisements de barytine de Boguszów et Stanidandw ainsi que ceux de fluorine de Kletno correspondent à des gisements endogènes, alors que le gisement de barytine de Strawczynek à des gisements exogènes.

Les gisements endogènes de barytine et de fluorine apparaissent dans les Sudètes sous forme de filons liés aux minéralisations postvarisques. Le m ê m e type de gîtes a été constaté dans les dépôts triasiques des Mon- tagnes de Sainte-Croix.

TABLEAU 11. Production de barytine en Pologne

Année Production en millions de tonnes

1956-1960 O, 133 1960- 1965 0,2 15 1965-1970 0,252 1970-1973 0,179

le massif rhyolitique de Chelmiec et des formations carboni feres. D’après les résultats des recherches de H. Gruszczyk, on distingue plusieurs générations de barytine. La barytine blanche avec des sulfures représen- te la génération la plus ancienne, la barytine avec de la fluorine appartient à la deuxième génération, alors que la barytine à gros cristaux, renfermant du quartz correspond à la troisièmc génération. La barytine est accom- pagnée de galène et de sphalérite; on y observe aussi accessoirement de la chalcopyrite, de la pyrite et de la tétraédrite. La teneur en fluorine s’accroit progressivement avec la profondeur; dans la partie septentrionale du gisement, elle atteint par endroits 60% de la masse rocheuse.

2. Gisement de barytine de Stanislawów C e gisement est situé dans une zone de dislocation onen- tée NW-SE qui coupe les terrains du Paléozoïque ancien des Monts Kaczawskie. A 500 m de profondeur, on trou- vc dans cette zone un filon de barytine plongeant vers le sud-est. C e filon, épais de plus de IOcm à quelques mètres, prend par endroits la forme de lentilles. La barytine accompagnée de quartz et de fluorine constitue l’essentiel du minerai, la quantité de fluorine s’accroissant avec la profondeur. La galène, la sphalérite et la chalcopyrite s’observent en tant que minéraux accessoires.

3. Gisement de fluorine de Kletno La fluorine est localisée dans une zone de dislocation ayant un caractère de chevauchement. La minéralisation en fluorine se manifeste au contact des calcaires cristallins précambriens et la série de schistes et de gneiss. Elle se présente sous forme d’amas, de courts filons ou de Stockwerks.

On distingue la fluorine ancienne renfermant des sulfures, de la barytine et du quartz de m ê m e que la fluorine récente contenant de la calcite et du quartz. La minéralisation en fluorine s’est formée par métamor- phisme de contact et processus hydrothermaux (M. Ba- na;, 1965).

Les gisements de barytine et de fluorine sont contemporains de la dernière étape de la minéralisation hydrothermale post-varisque d’âge triasique-jurassique (J. Pawlowska, 1968).

. . B. Gisements e.xogènes

La fluorine n’a été exploitée qu’à Kletno, d‘où l’on a extrait environ 8 O00 tonnes.


Dans les Sudètes, on rencontre de nombreux filons de barytine, de fluorine et de sulfures, qui ne sont exploités qu’aux environs de Watbrzych, à Boguszów et dans les Monts Kaczawskie A Stanidawów. Autrefois, les filons de barytine ont été également exploités dans les Monts Sowie à Srcbrna Góra.

I. Gisement de barytine de Boguszów La barytine se situe le long d‘une zone de dislocation orientée NW-SE, dans laquelle on rencontre quelques filons épais de IOcm à quelques mètres entrecoupant

1. Gîte de barytine de Stranwynek La minéralisation en barytine de ce gite situé dans les Montagnes de Sainte-Croix aííecte les calcaires dévo- niens et les dolomies rhétiennes ainsi que les terrains du Muschelkalk.

Dans les calcaires dévoniens et dans le Muschelkalk, la minéralisation en barytine se manifeste sous forme d’amas et d’imprégnations; la barytine apparaissant sous forme d‘amas est épigénétique, mais le problème de sa genèse reste toujours posé. J. Czarnocki et Z. Rubinows- ki considèrent ce type de minéralisation c o m m e hydrothermal, formé au cours de la phase laramique de l’oro- genèse alpine.

Dans les dépôts rhétiens, on rencontre de la barytine avec une structure granuleuse et stratifiée.

V u la faible teneur en barytine (12-15%), le gîte ne présente pas d’intérêt économique.

29 1

R. Osika

Gisements d’autres matières premières minérales En dehors des matières premières chimiques dont il a été question précédemment, on classe en Pologne dans le groupe de matières premières non-métalliques plus de 50 autres substances, utilisées par diverses industries.

C e sont: le quartz, le feldspath, la magnésite, le gypse, I’anhydrite, le kaolin, la bentonite, les quartzites, les schistes, les argiles, les dolomies réfractaires, les calcaires et les marnes, les sables vitreux et de moulage, diverses variétés de marbres et de nombreuses matières premiè- res minérales de construction (S. KoAowski, 1975).

Dans le présent chapitre, ne sont mentionnés que le quartz, le feldspath, la magnésite, le gypse, I’anhydrite, le kaolin et la bentonite.

A. Gisements endogènes 1. Quartz

D e petits filons de quartz sont connus de nombreuses régions de la Pologne. Les plus grandes concentrations de quartz sont observées en Basse-Silésie, OU l’on distingue celles qui sont encaissées dans des roches métamor- phiques et les filons recoupant les intrusions granitiques.

1.1. Concentrations de- quartz dans les roches

C e type de concentrations n’est observé qu’à RozdroZe Izerskie et à Barcinek. Aux environs de Rozdrofe Izers- kie, le quartz apparaît dans une zone longue de quelques kilomètres et large de 100 à 300 m , sous forme de filons, d’amas et d’intercalations dans les gneiss mylonitiques. La zone plonge vers le sud-est de 70”.

Dans la partie centrale de cette région, on constate une prépondérance de quartz à grains grossiers, dont le diamètre vane de 200 à 2 O00 microns.

métarnorpìiiques

O n distingue le quartz blanc non schistifié, destiné à la fabrication des produits céramiques et le quartz schis- tifié, de couleur rouille, utilisé dans l’industrie sidérurgi- que. D’après A. Morawiecki (1 954), les filons de quartz situés dans les gneiss se sont développés à la suite des processus métarnorphiques, au cours desquels certaines substances, dont aussi la silice ont été remises en mouvement.

1.2. Filons de quartz dans les granites Les filons de quartz du massif granitique de Strzegom- Sobótka sont exploités à Sady et à Krasków.

Dans le gisement de’Sady, les filons de quartz cou- pant le granite kaolinisé passent souvent à des lentilles, à la périphérie desquelles on trouve de fins filons de quartz, séparés de la lentille principale, par le granite transformé. O n y reconnaît deux variétés de quartz, le quartz à grain grossier qui constitue la matière essentielle du filon et le quartz à grain fin qui se présente sous forme de lentilles. La teneur en Si02 dans le quartz varie de 95 à 97%.

Dans le gisement de Krasków, c o m m e dans celui de Sady, les filons coupent le granite. Sur la base des études microscopiques, on y distingue deux générations de

quartz, à grain grossier et à grain fin (W. Hellik, I., Smo- larska, 1966). Le quartz de la première génération renfer- m e de nombreuses inclusions de fluides et de gaz de m ê m e qi’il montre l’extinction onduleuse de la lumière, ce qui atteste l‘influence des pressions dynamiques dans le passé. La seconde génération est représentée par de petits filonnets, apparaissant dans le quartz à grain grossier, perpendiculaires à l’allongement des grains. La teneur en Si02 dans le quartz varie à Krasków de 98 à 99 %.

Le quartz en filons observé dans les granites s’est for- m é par processus hydrothermaux.

Le quartz de Sady et Krasków est utilisé dans l’industrie céramique pour la fabrication de la porcelaine et celle des produits réfractaires.

TABLEAU 12. Production du quartz en Pologne

Années , ’ Production en milliers de tonnes

1956-1960 177 1961-1 965 250 1966- 1970 270 1971-1973 287

2. Feldspath

O n trouve en Pologne de nombreuses variétés de matiè- res premières feldspathiques telles que les leucogranites, les granites altérés, les trachites, des phonolites et les arkoses. Seuls les leucogranites localisés en Basse-Silésie présentent un intérêt pratique. 1

TABLEAU 13. Production des matières premières feldspathiques en Pologne

Années Production en milliers de tonnes

1956-1 960 123 1961-1965 220

290 202

1966-1 970 1971-1 973

Les leucogranites de la Basse-Silésie sont répartis dans deux régions, à Strzeblów aux environs de Sobótka et dans l’avant-pays des Monts Izerskie. ,

2. i. Gisement de Strzeblów Le feldspath de Strzeblów est exploité depuis 200 ans. C e sont des granites blancs renfermant des feldspaths potassique et sodique (leucogranites). La matiire première est constituée d’une roche dépourvue de mica, avec du quartz, du plagioclase et du microcline (perthite).

Le gisement est situé dans la zone marginale de l’intrusion granitique de Strregom-Sobótka. Les variétés blanches de granite sont ICS produits de I’autométamor- phose postcataclastique aflectée par une kaolinisation dans la zone contiguë à la surface.

292


La composition chimique des feldspaths de Strzebiów s’établit c o m m e suit: Si O2 : 64,2-79,29 Yo, Ti O2 : O-0,09 Oh, Ai203 : 10,6 1-23,48 Yo, Feto3 : 0,03-0,06 %, M g O : 10-0,27 %, C a 0 : 0,43- 1,26 Yo, N a 2 0 : 4,240 %,

Le feldspath est utilisé en Pologne dans l’industrie céramique et électrotechnique; à Strzebiów, il y a une usine de traitement qui fabrique la farine feldspathique.

2.2. Gisements dans l’avant-pays des Monts Izerskie Récemment, on a découvert dans cette région plus de dix gisements de leucogranites, situés le long du contact des gneiss et de ia série de schistes cristallins entre Czer- niawa les Bains et Wojcieszów. Parmi les plus grands, il faut citer le gisement de Kopaniec actuellement en pré- paration pour l’exploitation. La matière première y est représentée par le leucogranite à feldspaths potassique et sodique. D’après J. Pawlowska (i 968), les gîtes de leucogranites se sont développés à ia suite de ia métasomatose des gneiss sous l’influence des solutions contenant du sodium, du bore et du fluor.

K20: 2,OO-4,62 YO, H20: 0,60-1,45 YO.


1. Magnésite Les gisements de magnésite sont situés dans les serpentines, dont les massifs ameurent en Basse-Silésje aux environs de Sobótka, G o g d ó w et de /bkowice-Slpkie (fig. 31). La superficie totale de ces massifs s’élève à quelques dizaines de kilomètres carrés.

Les massifs de péridotites et de serpentines sont loca- lisés dans les parties périphériques des Monts Sowie, considérés c o m m e éléments les plus anciens des Sudètes. Ces roches, liées au magmatisme initial basique, se sont constituées à ia suite de la formation de failles profondes, le long desquelles se sont développées des intrusions de péridotites; leur mise en place a été suivie de celle de l’intrusion de gabbro. O n attribue aux péridotites et aux serpentines l’âge Protérozoïque. Certains chercheurs trouvent cependant qu’il correspond au cycle magmatique calédonien.

L‘exploitation des magnésites I a été entreprise en 1912 dans ia région de Gbkowice-Slaskie et en 1920 aux environs de Sobótka. U n nouveau gisement à Wiry a été découvert en 1965. Les réserves de magnésites sont esti- mées à plus d’un millionide tonnes. ia production annuelle dans les années 1930-1944 variait de 9 à 16 milliers de tonnes de magnésite.

TABLEAU 14. Production de la magnésite en Pologne

Années ’ Roduciion en millions de tonnes

1956-1960 O, 104 1960- 1965 0,159 1965- 1970 0,142 1970- 1973 0,107

i. i. Gisement de magnésite de Sobótka Le massif de serpentines est contigu au sud et à l‘est à des amphibolites, alors qu’à l’ouest il est en contact de

granites kaolinisés. Le gisement a été reconnu et pros- pecté au moyen des travaux miniers jusqu’à une profondeur de 150 mètres.

FIG. 31. Répartition des serpentinites et des gisements de ma- gnésites en Basse-Silésie 1. gabbro et amphibolite; 2. serpentinite; 3. massif paléozoïque des Sudètes; 4. faille sudétique principale; 5. gisement de ma- gnési te.

!

FIG. 32. Coupe géologique à travers le gisement de magnésite à Sobótka, d’après R. Osika 1. sol; 2. serpentinite; 3. gros filons de magnésite.

N NW ss E

v ./ v w v v , v v w V V

v ~ w v v w 8 / v

293

R. Osika

Dans les serpentines, on trouve des filons de magné- site (fig. 32) qui, d'après leur épaisseur et leur forme, peuvent être divisés en trois types: les filons épais (0,5- 4,s m), les filons minces (0,l-0,5 m) et les magnésites apparaissant sous forme d'un réseau irrégulier (épaisseur des filonnets de quelques millimètres à 0,l millimètre).

Les filons épais s'étendent en direction SW-NE et plongent généralement vers le sud-est avec un angle de 40 à 70". La longueur des filons varie de 10 à 300 mètres. Verticalement, jusqu'à une profondeur de 10- 20 m, les filons sont ininterrompus, et à une profondeur plus grande ils se partagent en segments discontinus ou se terminent en biseau.

Les filons minces sont très nombreux mais leur ion- gueur vane de quelques mètres à plus de dix mètres. Leur extension verticale n'est pas supérieure à quelques mètres.

Le réseau filonien est visible dans le massif entier, mais les concentrations les plus importantes ne sont cependant observées que dans quelques zones seulement. C e type de filons à magnésite, dont ia teneur s'élè- ve à quelques pour-cent, est en exploitation.

1.2. Gisement de magnésite de Wiry C e gisement est situé dans le massif de serpentines de Gogolów. C e massif, long de 25 km, s'étend d'est en ouest. Dans son entourage, on observe des schistes cristallins précambriens ainsi que, dans sa partie septentrio- naie, des gabbros et des granites. La zone minéralisée en magnésite ne s'étend que sur une superficie de quelques kilomètres carrés. C o m m e à Sobótka, on y rencontre des filons épais, dont ia puissance atteint 4 m et la longueur 200 mètres. La magnésite, seule, constitue 16% de la masse entière. La profondeur à laquelle on observe la zone minéralisée varie de 30 à 90 m, dans des fractures atteignant par endroits 250 mètres.

1.3. Gisements de magnésite dans la région

A l'ouest de Zíjbkowice-Slqskie, il y a quelques gisements de magnésite, dont les plus importants sont ceux de Szcz@L BoZe et Konstanty. D e plus, on trouve des magnésites à Szklary, à l'est de Zabkowice-Slqskie.

Gisement de magnésite de Szcz@ BoZe: Le massif de^ serpentines est en contact avec les schistes cristallins; du côté sud, les serpentines sont coupées par des apophyses de syénite.

La structure géologique de ce gisement ressemble à celle du gisement de Sobdtka. La magnésite y apparaît sous forme de filons soit épais, soit minces ou encore en réseau. Dans ia mine, on a constaté quelques filons épais de 0,5 à 1,2 m et longs de 50 à 200 m qui s'étendent de l'est à i'ouest et qui plongent vers le sud avec un angle de 30 à 70". Les filons minces sont très nombreux. Outre les filons de magnésite, on rencontre dans ce gisement des filons de talcochlorite, transversaux par rapport aux filons de magnésite et plongeant vers le nord. La talcochlorite apparaît souvent avec les apophyses de syénite.

Gisement de magnésite Konstanty: Le gisement est constitué de serpentines, au sud-est desquelles on rencontre des gabbros. Sa structure géologique differe de celle des gisements dont il vient d'être question ci-dcs-

de Zqbkowice-Slqskie

sus.

O n distingue dans le gisement Konstanty, trois varié- tés de magnésite: la magnésite bianche, la magnésite bianche avec une enveloppe jaune ferrugineuse et la magnésite jaune ferrugineuse. Chaque variété est étroite- ment liée au degré d'altération des serpentines. La ma- gnésite blanche apparaît dans la serpentine fraîche, la magnésite blanche avec une enveloppe jaune est visible dans la serpentine altérée, alors que la variété jaune et brune de magnésite s'observe dans la serpentine décom- posée. Toute la masse de serpentine est coupée par un réseau de fissures de direction WSW-ENE, par endroits

FIG. 33. Pian d'un fragment du gisement de magnésite Kons- tanty à Braszowice dans la région de Gbkowice $+skie, d'après R. Osika i. serpentinite décomposée; 2. serpentinite altérée; 3. serpentinite fraiche; 4. gros filons de magnésite; 5. réseau de magnésite égal à i-3%; 6. réseau de magnésite égal à 3-7%; 7. réseau de magnésite supérieur à 7%.

O 15 30 45 60m

m5 6 I .

très profondes, remplies le plus souvent de magnésite, parfois de talcochlorite. La longueur des filons atteint 100 m, tandis que leur puissance vane de 0,2 à 0,5 mè- tres. Certaines zones de serpentine renferment de nombreux filons de magnésite, dont l'épaisseur varie de quelques millimètres à 0,2 mètres. Les parties occidentale et septentrionale du gisement sont constituées de serpentine altérée et décomposée, contenant de la magnésite jaune ferrugineuse, dont les filons très nombreux constituent 20% de volume de ia serpentine. Ces parties du gisement sont actuellement exploitées dans une carrière (fig. 33).

II est à remarquer que les filons de magnésite et certaines zones renfermant de ia magnésite en réseau s'éten- dent dans ia m ê m e direction que les zones de serpentine altérée. I1 en résulte que l'altération se poursuit à partir de la surface ou bien du côté des déformations tectoniques et disparaît au fond de ia masse de serpentine,

Gisement de magnésite de Szklary: A Szklary, la ma- gnésite apparaît au-dessous du gisement de nickel soit sous forme de quelques filons de 15 c m d'épaisseur, soit sous celle d'un réseau. Les filons sont dirigés du SE au NE et plongent vers le sud avec un angle de 80". L'éten- due de ia zone des filons de magnésite de Szklary est semblable à celle que l'on constate dans la région de Braszowice.

294


1.4. Variétés technologiques et utilisation

D u n e manière générale, la magnésite contient 43,6- 47,1% de MgO, 2,52-9,83% de Sioz, 1,27-2,44% de Cao.

Au point de vue technologique, on distingue la ma- gnésite à faible teneur en silice et à teneur élevée en fcr qui est utilisée pour la fabrication des matériaux réfrac- taires dans l'industrie sidérurgique ainsi que la magnési- te à forte teneur en Si02, utilisée pour la fabrication du ciment sorel.

de la magnésite

TABLEAU 15. Composition chimique de la magnésite jaune (ferrugineuse) de la mine Konsfanfy

Composition Magnésite brute Magnésite grillée en % en %

M g O 45,44 86,92 Ca0 0,99 1,89 SiO2 2,o 1 2,82 Fe203 2,19 4,18

1,67 3,19 Pertes au grillage 47,70 - A1203

La magnésite servant à la fabrication des matériaux réfractaires contient 2% de SiOz et 1 O/o de Cao.

1.5. Genèse des gisements de magnesite La serpentine et la péridotite ont été la source originelle de la magnésite. Le problème du processus qui a amené à la formation des concentrations du gîte reste toujours posé. Certains chercheurs voient l'origine dans l'action des eaux hydrothermales (K. Spangenberg, 1949), d'autres dans les processus d'altération per descensurn qui se produisent à la suite de l'action des eaux superficielles (R. Osika et al., R. Osika et Z. Gajewski, 1975).

2. Gypse et anhydrite

O n trouve du gypse et de l'anhydrite en Pologne dans les terrains du Permien supérieur de la Basse-Silésie et dans ceux du Miocène de l'avant-fosse carpatique.

TABLEAU 16. Production du gypse et de l'anhydrite en Pologne

Années Production en millions de tonnes

1956- 1960 1961-1965 1966- 1970 1971-1973

3,40 5,13 7,60 5,80

2.1. Gisements de gypse et d'anhydrite dans les terrains

Bien que le gypse et l'anhydrite de cet âge occupent de grandes étendues en Pologne, leur utilisation est entra- vée, car ils sont situés à des profondeurs excessives; ils ne sont à faible profondeur qu'en Basse-Silésie et dans la partie méridionale de la cuvette intra-sudète. Dans cette dernière région, le gypse et I'anhydrite ameurent à

du Permien supérieur

Niwice, Gieraítów et karska Wies. La série gypseuse forme une couche épaisse de 3 0 m plongeant avec un angle de 20 à 30". Au point de vue stratigraphique, elle représente le cyclothème Stassfurt (22). A proximité de la surface, on trouve du gypse pur, contenant 96% de Caso4. 2H20, alors que plus en profondeur, cette teneur diminue.

Dans l'usine de traitement de Niwice, on fabrique de l'albâtre et du gypse destiné au stucage et au modelage. Dans la mine de Nowy Sad, on extrait de I'anhydrite utilisée à la fabrication de l'acide sulfurique.

2.2. Gisements de gypse et d'anhydrite d'âge miocène Le gypse d'âge miocène apparaît en Pologne dans trois régions de l'avant-fosse carpatique: dans la région de la Nida, aux environs de Rzeszów et dans la région de Silé- sie-Cracovie.

Région de la Nida: Les gisements de gypse situés dans cette région sont classés parmi les plus grands du monde. Au point de vue stratigraphique, ils correspondent au Tortonien moyen. A. Gawel (1955) distingue le gypse à gros cristaux, le gypse en squelette, le gypse grenu et le gypse compact. Le gypse à gros cristaux se compose de très grands cristaux maclés sous forme de «queues d'hi- rondelles». O n les trouve aux environs de Piriczów et Wi-flica. La puissance de la couche de gypse vane de 3-4 mètres. Le gypse à gros cristaux contient de 94 à 99 Yo de CaS04x2H20. Le gypse en squelette s'est formé à la suite de la recristallisation de niveaux gypseux originels; il se compose de cristaux pouvant mesurer plus de dix centi- mètres de long. La puissance de la couche atteint 12 mètres. Le gypse grenu est constitué de grains (diamètre de quelques millimètres) disposés dans un ciment égale- ment gypseux. Le gypse compact est le plus abondant. I1 s'agit de gypse à cristaux très fins, renfermant de 65 A 85% de CaS04.2H20.

Région de Rzeszów: Dans cette région, le gypse apparaît dans des dépôts tortoniens aux environs de StrzyzÓw et de PrzemySl. L'albâtre, exploité à Lopuszka Wielka près de PrzemySl depuis le XIX' siècle mérite un intérêt particulier.

C o m m e il résulte des recherches poursuivies par A. Garlicki (1962), le gisement se présente sous la forme d'une lentille épaisse de 10 mètres. Dans le gypse, on trouve des blocs d'albâtre blanc, dont la composition chimique est la suivante: 99,15% de CaS04.2H20, O, 19 % de M g O , 0,26 Yo de Sioz.

Région de Silésie-Cracovie: En Haute-Silésie, le gypse se situe aux environs de Rybnik dans une cuvette au voisinage d'une série salifëre. O n trouve également du gypse à Czernica aux environs de Cracovie et à Dzieriydaw près de Kietrz, où il est exploité par travaux souterrains. La puissance des lentilles de gypse atteint 60 m, en moyenne 36 mètres. La teneur en CaS04.2H20 varie de 48 à 92 Yo.

Le gypse d'âge miocène est largement utilisé dans la construction.

3. Kaolin

Les gisements de kaolin sont connus en Basse-Silésie, où ils sont situés dans les massifs de granite, en particulier

295

R. Osika

dans celui de Strzegom-Sobótka et aux environs de Strzelin. Ces gisements se sont formés au Teriiaire par suite de l'altération des massifs granitiques et de gneiss.

TABLEAU 17. Production du kaolin en Pologne

Annets Produciion en millien de tonnes

1955- I960 86 1961-1 965 260 1966-1970 290 1971- 1973 775

ches de lignites, on constate aussi bien verticalement qu'horizontalement une diminution du degré de kaolinisation du granite. II en découle que les eaux contenant du CO2 et apparaissant dans un milieu lignitifëre ont eu une influence sur le processus de kaolinisation. Ces eaux ont pénétré dans le soubassement des granites, en accé- lérant leur décomposition.

C o m m e ia résistance pyroscopique des kaolins de %- rÓw se maintient au-delà de i 710°, ils sont utilisés après un enrichissement dans les hydrocyclons, dans I'industrie des matériaux réfractaires.

Gisement de kaolin de Wyszonowice: Le gisement de Wyszonowice est i'exemple d'un gîte primaire encaissé sur les gneiss. La puissance de la zone kaolinisée s'élève

FIG. 34. Coupe géologique schématique à travers les gisements de kaolin et d'argiles réfractaires dans la région de Strzegom, d'apres Z. Kozydra Soubassement des dépôts tertiaires: 1. schistes métamorphiques; 2. granite; Tertiaire: 3. kaolin; 4. sables et graviers; 5. lignite; 6. argiles renfermant du lignite; 7. argiles réfractaires; 8. argiles bariolées; Quaternaire : 9. sables et graviers fluvio-glaciaires et argiles morainiques; I O. failles.

S N

O n distingue trois types de gîtes de kaolin: les gîtes résiduels (primaires), les gîtes déplacés (secondaires) et les gîtes sédimentaires (M. Budkiewicz, 1964).

3.1. Gîtes primaires de kaolin JA kaolinisation qui s'est développée à une échelle régio- nale a affecté les intrusions granitiques et les roches métamorphiques qui occupent les grandes étendues du bloc sub-sudétique. Les kaolins sont localisés sous les terrains tertiaires qui recouvrent les massifs granitiques, dans les dépressions morphologiques, (fig. 34). La puissance cumulée de la zone kaolinisée varie de quelques mètres à 40 m atteignant parfois 80 mètres.

La majorité des gîtes primaires ont été lessivés. Seuls les gtes situés dans les grabens se sont trouvés protégés sous une couverture de terrains tertiaires. D e tels gîtes apparaissent en Pologne à karów, Kalno, smialpwice, Boledawice et Wyszonowice.

Gisement de kaolin de karów: C'est un exemple de gîte primaire qui s'est formé sur le granite. La puissance de ia zone kaolinisée s'élève à 50 mètres. Dans le soubassement de la couche altérée, on observe du granite à deux micas, alors qu'au-dessus, on trouve des argiles du Mio- cène supérieur intercalées avec des lignites. L'apparition des Lignites avec celie de kaolin mérite une attention par- ticulière. Au fur et à mesure de l'éloignement des cou-

à 24 mètres. O n y trouve des kaolins à cendre blanche et des kaolins de couleur cerise. Les kaolins qui donnent la cendre blanche sont adaptés à la production de ia faïence et à un moindre degré à ia fabrication de la porcelaine.

Le développement des couches altérées de kaolin est lié au climat chaud et humide qui dominait au Paléogè- ne et au Néogène. Les eaux acides qui ont accompagné les lignites ont joué un rôle important, pour l'élimination du fer et le blanchiment des kaolins.

3.2. Gítes secondaires de kaolin Les kaolins secondaires se sont formés à l'Oligocène et au Miocène par remaniement des couches altérées primaires de kaolin. Les gîtes de ce type sont situés en bordure de la partie occidentale du massif granitique de Strzegom-SobÓtka. Ils apparaissent dans les terrains tertiaires, a proximité des affleurements de granites sous forme de couches et de grosses lentilles, dont la puissance peut atteindre 76 mètres. Une lentille se compose de plusieurs genres de kaolin, ceux qui s'adaptent à la fabrication de ia porcelaine constituant plus de 10% de la masse du gîte. 3.3. Gisements de grès kaoliniques Les matiires premières kaoliniques de type sédimentaire sont représentées par des grès kaoliniques exploités dans ia cuvette de Bolcslawiec en Basse-Silésie.

296


Les grès kaoliniques d'âge sénonien constituent des sédiments deltaïques déposés au pied des massifs granitiques et gneissiques altérés; Ces grès se composent de grains de quartz cimentés d'une substance kaolinique. La puissance d'une couche de grès kaoliniques varie de IO à 70 mètres.

Gisement de Czerna: C e gisement présente une couche épaisse de 24 m de sables et de grès friables. Après le traitement mécanique et l'enrichissement de la fraction inférieure à 0,025 m m , on obtient des concentrés contenant 37-39 % de Alzo3 et 0,6-0,8 Yo de Fe.

Gisement de Zebrzydowa: Le gisement de Zebrzydowa est exploité depuis 1965. La puissance de la couche de grès kaoliniques s'élève à 32 mètres. Après l'enrichissement de la matière première, on obtient le kaolin contenant 80-83 Yo de substances argileuses. Ces kaolins sont utilisés dans les industries céramique, alimentaire et du papier. A u cours de la production du kaolin, on obtient également des sables pour verrerie.

Gisement de Czerwona Woda: La puissance de la couche de sables kaoliniques s'élève à 18 mètres. Après le broyage et le passage au crible (diamètre de 0,06), on obtient 34% de fraction kaolinique.

4, Bentonite Des bentonites et des argiles à montmorillonite d'importance industrielle apparaissent en Pologne dans les dé- pôts du Carbonifère supérieur, du flysch carpatique et du Miocène.

TABLFAU 18. Production des bentonites en Pologne

Annees Rodudon en milliers de tonnes

1956-1 960 0,011 1961-1965 0,022 1960- I970 0,349 197 1-1 973 0,230

4. I. Gisements de bentonite dans les dépôts

Les bentonites du Carbonilere supérieur (Namurien A) sont localisées en Basse-Silésie. Elles sont situées dans la partie inférieure de la couche d'argiles à montmorillonite, dont la puissance varie de 6 à 8 m, celle de bentonite étant inférieure à I mètre. Dans la partie supérieure de la couche argileuse, on trouve des argiles bentoniti- ques, dont la puissance est de 2 à 5 mètres.

Les bentonites correspondent à des poussières volcaniques fortement transformées. C e sont des bentonites sédimentaires différenciées au point de vue lithologique. Elles sont exploitées dans la mine de Radzionków et uti- lisées pour les besoins de la fonderie.

du Carbonijère supérieur

4.2. Gisements de bentonite dans les dépôts du jlysch

Les bentonites disposées dans les dépôts du flysch carpatique sont pour la plupart d'âge Eocene. O n y distingue les bentonites à montmorillonite sodique, connues à Za- górz près de Sanok et les bentonites à montmorillonite calcique, appelées terre à foulon et que l'on trouve aux environs de Grybów. Ces bentonites peuvent être utili- sées à la fabrication des masses de moulage.

carpatique

4.3. Gisements de bentonite dans les dépôts miocènes de

Les bentonites localisées dans les dépôts miocènes de l'avant-fosse carpatique ne sont exploitées qu'à Jawor, Górki et Chmielnik. Ces bentonites sont situées dans le niveau de dépôts pyroclastiques du Tortonien (E. Fi- jalkowska, J. Fijalkowski, 1966).

Le gisement de Jawor se compose de trois couches de bentonite, dont la puissance cumulée s'élève à 2 m ; la bentonite contient 60% de montmorillonie et 30% d'illite. Les bentonites de Jawor et de Córki, après un enrichissement et un traitement à l'acide sulfurique constituent une argile active de bonne qualité.

Dans le gisement de Chmielnik, on exploite deux couches de bentonite utilisée pour les besoins de l'industrie pétrolière et des fonderies.

l'avant-fosse carpatique

291

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,

298

Zone rédactionnelle 18 Feuilles 5

Métallogénie de la Suisse* Felice C. Jaffé Département de Minéralogie 13, rue des Maraîchers, 121 1 Genève 4, Suisse

Sommaire

Géologie 300

Gîtes métalliferes 30 1 Métallotectes liés à la paléogéographie et à la lithologie anté-triasique et triasique-tertiaire 301 Métallotectes liés au magmatisme, au volcanisme, au métamorphisme et à la tectonique 301

Conclusion 302

Références 302

Contents

Geology 300

Metalliferous deposits 301 Metallotects connected with ante-Triassic and Triassic-Tertiary palaeogeography and lithology 301 Metallotects connected with magmatism, volcanism, metamorphism and tectonics 301

Conclusion 302

References 302

*Manuscrit reçu en avril 1977, rivisé en septembre 1982.

299

E C. Jamé

Géologie L‘existence en Suisse de domaines géologiques très va- riés, phénomène hors proportion avec ia surface limitée de son temtoire (environ 41 O00 km’), est due essentiellement à sa position géographique particulière au cœur des Alpes. N o n seulement une partie importante du pays se trouve dans l’arc alpin proprement dit, mais dans ia principale culmination axiale de celui-ci. Par conséquent sur le territoire suisse, les jeux de la mise en place et de l’érosion de formations très différentes donnent un aper- çu saisissant de ia complexité de l’orogenèse alpine. O n sait que ia caractéristique tectonique principale de celle- ci est la présence de masses allochtones sous forme de nappes de chamage, découvertes et décrites pour la pre- mière fois au début du siècle dans des ouvrages classiques (Argand, 1916; Lugeon, 1901; Staub, 1924).

ia Suisse peut être divisée en plusieurs régions géo- logiques principales suivantes qui seront décrites du nord au sud c o m m e suit: (Schweizerische Geologische Kommission, 1972, Trümpy, 1980).

JURA La chaîne du Jura est le résultat du plissement pendant une phase importante de l’orogenèse alpine (Miocène supérieur-Pliocène inférieur) de sédiments déposés dans l’avant-pays. Cette chaîne, qui atteint en Suisse une longueur d’environ 240 k m se compose de roches sédimen- taires mésozoïques, et principalement de calcaires, marnes, calcaires dolomitiques, dolomies sur un substratum d’évaporites, qui ont joué pendant son plissement le rôle essentiel de surface de décollement. C e plissement est précédé à l’Éocène d’une période d‘émersion et de laté- risation en climat tropical, pendant laquelle se sont for- més des dépôts terrigènes karstiques et m ê m e des petites carapaces généralement ferrugineuses et parfois siliceuses (sidérolitique ou Bohnerz).

Le style tectonique «jurassien D est caractérisé par une succession de plissements anticlinaux et de synclinaux importants et souvent faillés. Dans la plus grande partie du temtoire suisse, le Jura est séparé des Alpes proprement dites par le bassin molassique, mais il s’en rapproche dans sa terminaison occidentale, dans ia région de Genève, et se confond avec le domaine alpin (dauphinois) dans ia prolongation de ia chaîne en France.

MOLASSE Le bassin molassique, essentiellement détritique, d‘âge tertiaire (Oligocène-Miocène), est le produit de l’érosion de l’édifice alpin pendant et surtout après le paroxysme tertiaire de l’orogenèse alpine avec formation d’une série sédimentaire conglomératique et gréso-marneuse marine, lacustre et m ê m e terrigène. C e bassin, qui est connu aussi sous le terme purement géographique de plateau suisse, est ia partie du territoire national dans laquelle vivent les quatre cinquièmes de la population et dans laquelle sont situées pratiquement toutes les villes importantes du pays.

ALPES CALCAI RES ia déformation et la dislocation des roches sédimentai- res paléozoïques et surtout mésozoïques de l’avant-pays

s’accentuent dans ia bordure nord de la chaîne alpine, pour donner origine aux nappes de charriage classiques essentiellement sédimentaires du domaine helvétique, ultra-helvétique et préalpin. Les roches dont les nappes helvétiques sont composées, sont généralement semblables et parfois presque identiques à celles du domaine jurassien. I1 a été possible d’établir que les nappes des Préalpes, d‘origine longtemps controversée, ne sont que la partie sédimentaire décollée du domaine pennique (domaines sub-briançonnais, briançonnais et piémontais dans le prolongement français de la chaîne alpine).

MASSIFS HERCYNIENS L’épine dorsale des Alpes suisses est formée par le Mas- sif du Mont-Blanc-Aiguilles Rouges dans l’ouest du pays et par le massif de l’Aar-Gastem dans la partie centrale et orientale. Pendant l’orogenèse alpine, ces deux massifs hercyniens autochtones qui se trouvent dans la principale culmination axiale de l’arc alpin ont joué un rôle de a môles B stables contre lesquels, et en partie au-dessus desquels, les formations du géosynclinal alpin s.1. ont été charriées. Ces massifs sont constitués par une masse centrale ou «cœur» formée de granitoïdes intrusifs de composition granitique à granodioritique, qui se sont mis en piace surtout il y a 280-260 millions d’années. Autour de cette partie centrale, se dispose une enveloppe complexe de schistes cristallins dont ia formation et le métamor- phisme ont eu lieu pendant l’orogenèse hercynienne et probablement déjà en partie pendant l’orogenèse calédo- nienne.

ALPES PENNIQUES, AUSTROALPINES ET DU SUD Dans ce domaine des Alpes proprement dites développé surtout dans les cantons du Valais, du Tessin et des Gn- sons, on est en présence d‘une succession - voire d’un empilement - de nappes de charriage dont certaines ont des dimensions impressionnantes. Les nappes les plus connues sont probablement celles du Saint Bemard- Mont-Rose et de ia nappe pennique supérieure ou aus- troalpine inférieure de la Dent-Blanche, dans laquelle se situent les principaux sommets du pays. Toutes ces nappes sont composées d’une suite compliquée de roches sédimentaires, volcaniques et plutoniques dont l’âge s’étend probablement du Précambrien au Mésozoïque supérieur (Crétacé) et qui sont représentées principalement dans leur faciès métamorphique. C‘est dans ce domaine que se sont déroulées des études désormais classiques sur le métamorphisme alpin (Ayrton et Ram- say, 1974; Frey et al., 1974; Martini, 1972).

Les nappes penniques du Valais, dans l’ouest du pays, sont séparées des unités équivalentes aux Grisons (Suisse orientale) par ia culmination axiale du Simplon, dans laquelle apparaissent trois nappes penniques infé- rieures, les unités les plus profondes de tout l’arc alpin.

La phase principale du métamorphisme, qui a eu lieu pendant l’orogenèse alpine depuis le Crétacé supérieur jusqu’au Miocène et qui a donné principalement origine à des roches dans le faciès schistes verts, n’a pas toujours oblitéré des transformations métamorphiques pré-alpines déjà existantes, dont l’importance pour ia compré- hension de ia formation des Alpes commence à être appréciée à sa juste valeur depuis quelques années seulement (Boriani et al., 1974).

300

Métallogénie de la Suisse

L'étude détaillée des effets du métamorphisme sur les minéraux constitutifs des gisements métalliques a été quelque peu négligée dans le passé, et les renseignements sur ce sujet très important sont encore assez rares (Nig- gli, 1974).

Gîtes métallifëres Là Suisse a été définie parfois c o m m e un pays << riche en gisements petits et pauvres». Depuis le siècle passé, i'ac- tivité économique principale du pays est basée sur i'im- portation presque intégrale des matières premières et leur transformation sur place en produits finis, très so- phistiqués et nécessitant l'application d'une technologie avancée. Cependant, l'évolution de la Suisse, d'un pays à une longue tradition essentiellement agricole et artisanale à une nation fortement industrialisée, n'a pas pu se faire sans l'existence et i'exploitation de nombreux petits gisements métalliques, et surtout des gisements de fer. Plu- sieurs de ces gisements, exploités parfois depuis 1'Anti- quité, ont été abandonnés seulement au vingtième siècle, mais leur importance historique dans le développement économique du pays mérite d'être soulignée.

La production minière suisse est pratiquement nulle depuis la deuxi6me guerre mondiale, à i'exception de certains matériaux non-métalliques tels que le sel, le gypse, le sable, le gravier, le calcaire et i'argile.

Les données sur les gîtes mCtalliEres de la Suisse sont nombreuses. Elles sont surtout le résultat d'études universitaires, en grande partie coordonnées, subven- tionnées et publiées par la Commission Géotechnique Suisse. Cette commission créée par le gouvernement fé- déral peu après le début du siècle a joué partiellement le rôle d'un service géologique, dont le pays ne s'est pas encore doté jusqu'à présent. U n e synthèse des connaissances acquises dans ce domaine vient d'être achevée (Jaffe, 1982). Le lecteur y est renvoyé pour la description détaillée des gisements principaux, leur position géogra- phique et géologique exacte ainsi que les références bibliographiques disponibles. ' En simplifiant quelque peu et par esprit de synthèse la métallogénie assez complexe et variée de la Suisse, on peut subdiviser son temtoire en deux groupes principaux de métallotectes: 1. métallotectes liés à la paléogéographie et à la litholo-

gie anté-triasique et surtout triasique-tertiaire. Dans ce groupe, se situent surtout les gîtes sédimen-

taires du Jura, des Alpes calcaires et des parties sédimen- taires et non métamorphiques des nappes penniques et austroalpines. (Le bassin molassique n'est pas du tout minéralisé si i'on fait abstraction de quelques placers aunferes quaternaires d'intérêt purement local et à des teneurs sub-économiques.) 2. métallotectes liés au magmatisme, au volcanisme, au

métamorphisme et à la tectonique (pré-hercyniens, hercyniens et alpins). O n peut classer dans ce groupe la grande majorité des

gîtes métamorphiques des massifs hercyniens, ainsi que ceux des Alpes penniques, austroalpines et du sud.

LES METALLOTECES LIES A LA PALEOGÉOGRAPHIE ET A LA LITHOLOGIE ANTETRIASIQUE ET

Les gisements de fer oolithique du Callovien (Dogger SURTOUT TRIASIQUE-TERTIAIRE

supérieur) sont les plus importants de ce groupe. Ils font partie d'une province à sédimentation femíère bien dé- veloppée dans toute l'Europe centrale. En Suisse, ils sont développés surtout dans le Jura (Iïerznach-Fricktal, Ar- govie) et en certaines parties des Alpes calcaires. U n gisement de ce type d'importance économique réduite dans les environs de Charnoson (Valais) est à mentionner surtout parce qu'il est ia localité type du minéral chamosite.

Le remaniement des gisements du fer sédimentaire du Jura a donné aussi origine à des gisements latériti- ques assez importants de sidérolitique ou «Bohnerz» en allemand.

Dans la région de Gonzen (St. Gall), un gisement de fer et de manganèse se trouve intercalé entre les calcaires du Séquanien et du Kimméridgien (Jurassique supérieur) appartenant au domaine helvétique. L'origine des miné- raux de manganèse associés avec l'hématite reste quelque peu problématique. O n a postulé qu'elle est le résui- tat de la précipitation de solutions exhalatives-sédimen- taires qui se sont développées au Jurassique dans des séries ophiolitiques du domaine pennique d'une région avoisinante pendant cette période.

Des petits gisements stratiformes de galène et blende de type Raibl sont connus dans le Ladinien et i'Anisien (Trias de faciès alpin) dans certaines unités des Alpes penniques et austro-alpines des Grisons (Silberberg, Bleiberg. Scuri).

U n e minéralisation diffuse et à faible teneur de cuivre a été découverte récemment dans les séries mameu- ses pélagiques de la nappe des Préalpes Médianes, dans les Préalpes Romandes et au Chablais (France). Cette minéralisation a été comparée à celle de White Pine, (Michigan, USA) (Ensign et al., 1968).

Enfin, il faut citer les importantes accumulations d'évaporites (sel et gypse) du Trias A faciès germanique du Jura et de l'Helvétique (Alpes calcaires).

METALLOTECTES LIh A U MAGMATISME, A U VOLCANIS- ME,-AU METAMORPHISME ET A LA TECTONIQUE

Parmi les rares gisements presque certainement pré-hercyniens, il faut surtout mentionner les gisements auriE- res de la région d'Asíano (Tessin), situés dans des roches essentiellement gneissiques appartenant au domaine in- subnen. Cette région est aussi intéressante parce qu'on y observe - fait exceptionnel en Suisse - une zonalité bien marquée avec une zone centrale contenant des filons à sulfo-antirnoniures et or libre et une zone péri- phérique dans laquelle i'or est intimement lié à la pyrite et surtout à i'arsénopyrite. A u moins une partie des roches encaissantes a été rattachée à l'orogenèse calédo- nienne.

Les granites et granitoïdes constituant les noyaux des massifs hercyniens ne sont pratiquement pas rninérali- sés. II faut cependant mentionner le gisement de molyb- dénite du Balíschiedenal (Valais) dans les granites hercyniens de i'Aar, et les indices très intéressants de pech- blendé dans le granite de Vailorcine, qui fait partie du massif hercynien des Aiguilles Rouges (Le Chatelard, Valais).

Dans l'enveloppe métamorphique qui entoure ces massifs, on connaît par contre des petits gisements de galène (Goppenstein, Valais), d'or (Salanfe, Valais) et de chalcopyrite (Brisíenstock, Uri), Ces gisements ont par-

(PRE-HERCYNIENS, HERCYNIENS ET ALPINS)

301

F.C. JaKé

fois une allure filonienne discordante avec les roches encaissantes, mais sont presque toujours concordants avec celles-ci. Des petits gisements d'uranium ont été découverts dans des formations, probablement gréseuses à l'origine, appartenant à ces enveloppes métamorphi- ques (Nuten, Valais et Trun, Grisons).

Le petit gisement de magnétite de Munt Chemin (Va- lais) a une genèse assez douteuse, puisqu'il est en liaison '

avec le granite hercynien des Aiguilles Rouges et en m ê m e temps avec l'enveloppe métamorphique de celui- ci.

Le noyau de la nappe du St Bernard (Valais) est cons- titué par les schistes de Casanna, séquence polyméta- morphique actuellement dans le faciès schistes verts. I1 était composé à l'origine par des roches sédimentaires essentiellement détritiques alternant avec des laves et des tufs acides et basiques. D e nombreux petits gisements polymétalliques, nettement métamorphiques et très souvent stratiformes sont associés à ces formations. Des minéralisations assez variées s'y rencontrent (galène argentifëre, Praz-Jeun; minéraux de Ni-Cu, Kulfenberg; chalcopyrite, tétrahédrite, bismuthite, Grimentz; pechblende, chalcopyrite, Zsérabfes). Certains de ces gisements ont des caractéristiques très semblables à celles des «fieslagerstatten» bien connus par exemple dans la chaîne calédonienne.

Enfin, les filons plombo-argentifères à gangue de fluorine des Trappistes (Valais) sont probablement aussi en liaison avec l'orogenèse hercynienne.

Malgré la position spatiale de tous ces gisements dans des roches hercyniennes, leur âge est très contro- versé (Omenetto, 1974). En effet, de nombreux auteurs n'hésitent pas à les attribuer au cycle alpin. Finalement une sorte de consensus s'est établi pour les définir com- m e des gisements. d'âge hercynien plus ou moins remo- bilisés pendant l'orogenèse alpine. Cette notion d'un type de gisement polyphasé ne manque pas d'élégance, mais tend parfois à cacher le fait que les connaissances pour une attribution plus rigoureuse font encore dé- faut.

Parmi des gisements d'âge alpin presque certain, il faut mentionner les filonnets d'or de Gundu (Valais), dans les gneiss des nappes penniques inférieures. Ces gisements font partie de la province métallogénique au- rifëre du Monte Rosa, mieux développée dans les ré- gions limitrophes du Piémont (Italie).

U n métallotecte assez bien défini mais assez limité est celui lié aux ophiolites alpines (Jurassique-Crétacé). O n y rencontre des petites concentrations de Ni (Pus- chiuvu et Totalp, Grisons) et de Cu-Ni (Pufugnedra. Tes-

' sin), associées à des roches ultrabasiques ainsi que des gisements de manganèse en étroite association avec des radiolarites jurassiques (Oberhulbstein, Grisons).

M ê m e une revue assez sommaire des principaux gisements de la Suisse ne serait pas complète sans que l'on fasse mention de l'existence de nombreuses fissures et diaclases alpines tapissées localement de cristaux très recherchés depuis des siècles par les collectionneurs. Les principaux minéraux que l'on y trouve sont les suivants: quartz, améthyste, adulaire, albite, oligiste («rose de fer»), fluorine, épidote, sphène, oxydes de titane (anatase, brookite et rutile), etc. (Stalder et Haverkamp, 1973).

Conclusion L'aperçu synthétique de la métallogénie assez variée de la Suisse débouche sur une remarque générale quelque peu surprenante. Si l'on s'aperçoit d'une part que les gisements suisses sont bien localisés et décrits avec pré- cision, on constate d'autre part que leur genèse est encore souvent problématique et controversée. D e nombreuses études nécessitant l'application de méthodes de recherche modernes telles que la géologie structurale et la géologie isotopique restent donc à faire dans les décen- nies à venir pour que des modèles génétiques nouveaux et plus précis puissent être formulés et discutés. E n particulier, il faudra probablement réexaminer dans de nombreux cas, l'hypothèse génétique strictement magmatique qui a souvent été postulée pour presque tous les gisements situés dans la partie métamorphique des Alpes dans laquelle les effets du métamorphisme ont oblitéré complètement leur nature primaire.

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SCHWEIZERISCHE GEOLOGISCHE KOMMISSION, 1972. Tektonische

302


The metallogeny of Austria* W. E. Petrascheck Dionysius Androssystrasse i 6, A 1 190 Wien, Austria

Contents

Introduction 304

The metallogenic units 304

The metallotects 304

magmatism 304

facies 305

middle Triassic Tethys 305

Jurassic time 305

orogeny 305

Metallotects related to Silurian-Devonian

Metallotects related to Palaeozoic sedimentary

Metallotects related to deep faults in the

Metallotects related to the Penninic trough in

Metallotects related to the Middle Cretaceous

Metallotects related to Tertiary magmatism 306

Average annual ore production during' recent years 307

Sommaire

Introduction 304

Unités métallogéniques 304

Métallotectes 304 Métallotectes associés au magmatisme siluro-

Métallotectes associés au faciès sédimentaire du

Métallotectes associés aux failles profondes dans

Métallotectes associés au sillon pennique de

Métallotectes associés à l'orogéntse du Crétacé

Métallotectes associés au magmatisme

dévonien 304

Paléozoïque 305

la Téthys du Trias moyen 305

l'époque jurassique 305

moyen 305

tertiaire 306

Données récentes sur la production moyenne annuelle de minerais 307


Manumipi received in March 1977.

303

W. E. Petrascheck

The tectonic-metallogenic units The Austrian section of the Bohemian Massif is remark- ably poor in economic minerai deposits by comparison with other areas of Hercynian Central Europe, particularly the Massif in Czechoslovakia and Eastem Ger- many, where the Hercynian granites are associated with multiple metallic deposits. The explanation for this lies in the comparatively deeper level of erosion in the southern part of the Massif. Several lenses of crystalline graphite, intercalated in strongly folded Precambrian schists, are explicable, and in a few places the basement is covered by a thick layer of kaolinite, produced by Tertiary weathering.

The metallogenic units of the Alps are closely related to the stratigraphic-tectonic zones of the Alpine orogeny. The Northern Kalkalpen mainly consist of calcareous and dolomite sediments, pelagic and neritic, of Mezo- zoic age. Further south follows the Palaeozoic Grau- wackenzone, characterized by frequent submarine keratophyres and diabases which are considered as metallotects for deposits of Cu, Fes2, Fe, W, Sb and Hg, and by some authors also of Mg. The Adjacent Central Alps are built by the underlying Penninic nappe system, which consists of Palaeozoic and Mesozoic eugeosynclinal rocks with ophiolites, and by the overthrusted Austro- alpine nappe system with high-grade metamorphic rocks of early Palaeozoic and Precambrian (?) age. Hercynian granites occur as intrusions without having acted as ore- bringers.

The Hercynian structures, discernible in the metamorphic Austro-alpine unit and in the Palaeozoic Grau- wackenzone, are directed more or less perpendicular to the east-west striking alpine zones. Post-Hercynian erosion produced surface relief, the troughs of which were filled with lagoonal sediments by the ingress of the Per- mian sea. These troughs provided the sites for the forrn- ation of the Lower Permian uranium deposits and the Upper Permian salt and gypsum deposits.

A n important metallogenic event in the central- alpine area and the Grauwackenzone was the overthrusting of the Austro-alpine system above the Penninic system in Middle Cretaceous and Eocene times. These

nappe movements, comparable to intracrustal subduction, were accompanied by anatexis in the deep-seated roots of the mountain chain and by metamorphism,

mobilization and metal migration in the higher parts of the crust. Metasomatic ore bodies of Fe, cU and M g can be attributed to the climax of this orogenesis in the Eastern ~ 1 ~ ~ .

Further south in the southern Kalkalpen there is a zone of Tiassic limestone. Alkaline diabases and tuffs are intercalated in this probably in remote relation to a long line of synsedimentary P b Z n deposits. The northem border of the Triassic limestone belt is formed by a very important tectonic zone, the Alpine- Dinaric Line. It can be assumed that this commenced as an incipient ift in bwer ~ r i ~ ~ ~ i ~ times along which basaltic magmas and pbzn bearing hot solutions as- cended and filled fissures and cracks in already solidified parts of the limestone.

The rift zone was later closed by Cretaceous and Ter- tiary compression, and, probably, was also affected by lateral movements, the amount of which is under dispute. The Tertiary compression led to anatexis and produced the Eocene penadriatic tonalites along the Alpine- Dinaric line, contemporaneous porphyritic dykes, gold- arsenopyrite veins and siderite replacement deposits in tectonic cupolas and the major N.-S. faults of the Cen- tral Alps.

Introduction The Surface area of Austria is nearly 84,000 km’, about two-thirds of which is occupied by the Alps and the rest by the Bohemian Massif and Tertiary basins. Therefore the metallogeny of the country is influenced to a great extent by processes related to the Alpine orogeny. H o w - ever, as Hercynian and pre-Hercynian rocks and S m C - tures occur not only in the Bohemian Massif, but als0 in large parts of the Alps themselves, Pre-Alpidic deposits and metal Concentrations must be expected, and are found. Therefore, the Alpine metallogenic Province, together with the West Carpathian Province, is a Poly- cyclic province according to V. I. Smimov’s definition. This gives rise to the fact that the age and the genesis Of many of the deposits are interpreted in different ways by various authors.

The smetallotects METALLOTECTS RELATED TO SILURIAN-DEVONIAN MAGMATISM

Keratophyres (porphyroids) form considerable intercalations in the Ordovician-Silurian of the Grauwackenzone, and diabases predominate in the Silurian of the Grau- wackenzone and in the area north of Graz and in Carin- thia. The age of the metadiabases in the scheelite district of Mittersill may also belong to the Silurian. The age determination of the Palaeozoic sediments and volcanics has, however, made great progress, recently, following the finding of conodonts (cl: synoptic tables by Flügel and Schönlaub, 1972). The submarine volcanics belong to the large Caledonian, and Hercynian geosyncline of central and south-east Europe. They are the metallotects of a few important ore deposits and a great number of small ore occurrences.

The most important of them is the scheelite deposit of Mittersill (Salzburg), detected by Hö11 and Maucher (1 976) as a consequence of their idea that stratabound W-Hg-Sb deposits can be expected in early Palaeozoic sequences. The ore-bearing sequence consists of graphitic schists at the base, overlain by basic and acidic metavolcanics and hydrothermal silica beds, all impregnated with fine-grained scheelite. The ore-bearing series is about 3 k m long and several metres thick. The average content is 0.75 per cent WO3 (Maucher, 1977). The texture of the ore is pre-tectonic.

A great number of minor cupriferous-pyritic lenses occurring in Palaeozoic schists are attributed by Schulz (I 974), Tufar (1 974), Maucher (1 977) and others to the early Palaeozoic volcano-sedimentary metallogenesis on the basis of the metamorphic fabrics of the ores. Less

304

ïhe rnetallogeny of Austria

certainty can be attached to the assigning by these authors of a Silurian-Devonian age to the copper-tetra- hedritehilver deposit of Sch waz- Brixlegg in Tyrol, the large copper vein of Mitterberg in Salzburg, and the siderite replacement deposit of the Erzberg in Styria. Although these large deposits are chiefly situated in the Palaeozoic schists and carbonate rocks of the Grauwack- enzone, the ore bodies themselves are not so affected by tectonic foliation as the surrounding wall rock. They have discordant epigenetic features, and smaller out- layers penetrate adjacent Mesozoic strata. They are treated here as related to the Alpidic (Cretaceous) metallogenic mobilization, although a precedent palaeozoic ore formation is indicated.

Devonian limestones and greeschists north of Graz, which formerly have been considered as Alpidic (Petras- check, 1966), are stratiform and stratabound according to recent unpublished investigations carried out by L. Weber and L. Kostelka.

The group of the Pb-Zn deposits in the area of’

METALLOTECïS RELATED TO PALAEOZOIC SEDIMENTARY FACIES

One of the most discussed problems of the mineral deposits in the Alps is the origin of the spathic magnesite deposits. They occur as stratabound, lens-shaped, peneconcordant or irregular bodies, of coarse crystalline magnesite in dolomite or limestone of Gotlandian and Devonian age (Western Grauwackenzone, Hochjlzen, Tux, Entachen) or of Carboniferous age (Veitsch (Fig. i), Trieben, Breitenau). The enclosing carbonate rocks are fine-grained, often somewhat bituminous and, by comparison with the apparently undisturbed aggregates of crystalline magnesite, stretched and laminated. These features have led to two ideas on the origin of the ore: by postorogenetic metasomatism (Redlich, Petrascheck, Angel, Clar, Friedrich, Mostler) and by synsedimentary diagenetic replacement in a lagoonal or subsalinar environment (Leitmeier, Siegi, Felser, Lesko, Schulz, Höil). Smaller occurrences of the ore associated with gypsum in the Permian are indicative of a salinar genesis, but both ideas are unproven. The provenance of the magnesium is also uncertain. A volcano-sedimentary origin can be excluded in the Eastern Grauwackenzone,

because there are no diabases in the Carboniferous sequence. Thus the formation of Austria’s economically most important mineral source is not yet resolved (see also Cretaceous metallogeny below).

Small uranium ore deposits, tabular or lens-shaped, have been explored during the last years in sandstones, quarzites and schists of the Lower Permian. The ore occurs where the Permian sequence reaches its greater originai thickness with ’ lagoonal or deltaic facies. The content of these deposits (Forstau, near Radstatt, Fieber- brunn, and others) is about 0.05 per cent U30s.

METALLOTECïS RELATED TO DEEP FAULTS IN THE MIDDLE TRIASSIC TETHYS

The famous lead-zinc deposits of Bleiberg-Raihl-Meiica in the Southern Kalkalpen of Austria, Yugoslavia and Italy have been considered to be telethermal epigenetic in origin for a long time. They were known as replacement veins in the Ladinian Wettersteinkalk, and as adjacent ore layers (flats) in a few ‘favourable’ beds. The investigation of similar, but smaller, deposits in the Nor- thern Kalkalpen resulted in the detection of synsedimentary textures in the ore in the layers. Long and frequent discussions between the participants of the theory of a telemagnetic genesis in tertiary time (W. Petrascheck, Holler), and of a syngenetic origin (Schneider, Schulz), led to a general agreement that the stratiform layers are synsedimentary and of Triassic age, whereas the ore veins are epigenetic, and formed in the solidified limestone at the bottom of the sea. Some large ore lenses, rich in sphalerite, which occur in the western part of the Blei- berg-Kreuth district, support the view that along the whole zone the veins richer in Pb predominate in the east, whereas the stratiform ore bodies richer in Zn occur in the west, in higher stratigraphic levels.

Thin tufitic layers in the limestone and a diabase south of Bleiberg indicate a Triassic volcanic activity. Belief in the generai tectonic control of the mineralization leads to the hypothesis that the ore-bearing hydrothermal solutions were related to the Alpine-Dinaric rift zone in its initial stage, and that the deposits originate partly as precipitates on the sea-floor and partly as impregnations in the bottom rocks and along the flanks of the rift. The isotope age of the lead is palaeozoic, so it is derived from somewhere eise and redeposited.

FIG. 1. Pian of the Veitsch deposit (after D. Briegleb). METALLOTECTS RELATED TO THE PENNINiC TROUGH IN JURASSIC TIMES

CRISTALLINEMAGNESITE

CARBONIFEROUS~DOLOMITE

The ophiolites in the Penninic series of the tectonic window of the Hohe Tauern and of the window of Rechnitz at the most eastern part of the Alps are associated with some small cupriferous pyrite layers of the eugeosynclinal type. A contemporaneous but probably remote effect of this submarine volcanism are some Mn-Si02 beds, intercalated in the Liassic limestone in the Kalkalpen, near Salzburg.

METALLOTECïS RELATED TO THE CRETACEOUS OROGENY

One of the principal arguments for an Alpidic age for the large mineral deposits in the Alps is their postorogenetic structure. This applies to the copper vein of Mitterberg (Salzburg). This vein has a length of 1 1 k m (based on

305

W. E. Petrascheck

geochemical evidence), more than 3 k m of which have been opened by underground workings. Their extension in depth is about 500 m in a vertical mineral zone, the thickness of which varies from 0.2 to 4 metres. The main part of the vein lies within dark Silurian schists, but its upper parts also cut the overlying Permian (partly Stefanian) quartzites. The vein intersects the bedding planes as well as a post-Permian foliation. It is affected only by block faults. The main minerals are chalcopyrite, pyrite, ankerite and quartz. The copper content of the crude ore is 1.4 per cent Cu, the total amount of copper in the mine (production plus indicated reserves) is estimated as 240,000 tonnes of metal. The mine was closed in 1977 for economic reasons.

These chalcopyrite deposits with Fe-carbonate gangue have a mineralogical affinity with the metasomatic siderite deposits of the Erzberg type, mentioned below. Accessory tetrahedrite and cinnabar in all these deposits indicate a consanguinity, which extends much further east to the Palaeozoic of the Slovakian Carpathides and to the metasomatic siderite deposit in Muschelkalk of Ruda Banya in Hungary. '

sic, and partly Alpidic (Baumgartner, 1976). It is ques- tionable whether the 400 million tonnes of siderite of the Erzberg, occumng in different stratigraphic formations, can be the product of local mobilization rather than coming from a source much further away. The small sedimentary layers may be older and independent. The provenance of the iron can be presumed from solutions which originated during the Alpidic metamorphism of the crystalline basement of the Alps (Angel, 1939). In Upper Cretaceous time, due to the first large overthrust movements of the Alpidic orogeny, the Palaeozoic sequences of the Grauwackenzone, together with their Austro-alpine crystalline basement, came to overlie the Penninic series. Retrograde metamorphism would set free iron from the biotite, amphibole and gamet, and magnesium from the ultramafics of the Penninic system during serpentinization.

Similar considerations may be applied to the genesis of the magnesite deposits. The huge reserve of magnesium may have resulted from a primary lagoonal concentration during different periods of the Palaeozoic, or by later introduction into the host rocks from the Pen-

FIG. 2. Erzberg (after H. Holzer). 1. Werfen schists, former transgression; 2. Siderite; 3. Palaeozoic limestone; 4. Palaeozoic schist; 5. Keratophyre.

. WNW ESE

Although sedimentary features in the Erzberg ores have been disclosed by Hajek and recently by Thalmann (unpublished), most of the ore shows typical replacement features and a cloudy distribution of siderite and ankerite in the Palaeozoic limestones (Fig. 2). It is noteworthy that these carbonate rocks comprise Silurian, Devonian and Lower Carboniferous limestones. Out- layers and strings of the ore also penetrate the overlying Permian conglomerates and schists. Their age and genesis is problematical because smaller siderite mineralizations in the Mürzalpen (Neuberg district, Styria) have been proved to be partly Palaeozoic, partly Lower Trias-

ninic ophiolites which underlie the whole of the Austro- alpine nappes. Influx of magnesium is manifested by the formation of leuchtenbergite, talc and small lumps of magnesite in long sheer zones within the gneiss area of the eastern parts of the Central Alps.

METALLOTECE RELATED TO TERTIARY MAGMATISM

The famous gold-quartz veins of the Hohe Tauern follow long, straight faults, which intersect different nappe sheets of the Penninic. They are, therefore, younger than the Cretaceous-Eocene n a m e tectonics. They contain

306

The metallogeny of Austria

auriferous pyrite and arsenopyrite, quartz, and some carbonates. Their gold content is around 7 g/t. These veins were considered to be the innermost hypothermal zone of the temperature-controlled Tertiary metallogenic aureole (W. Petrascheck, 1926, 1932).

In Tertiary times, small polymetallic deposits, associated with porphyritic dykes, were formed in the Cen- tral Alps of Carinthia (Friedrich, 1968), contemporaneous with some replacement deposits of siderite. The mine of Hüttenberg-Knappenberg is particularly rich in accompanying sulphides and arsenides, and also contains some gold. A n absolute age determination of the galena from Hiittenberg showed 60 m.y.; this corresponds approximately to the age of the periadriatic ton- alite magmatism.

Near the eastern end of the Alps, at Schlaining, an important antimony mine exists. The deposit is stratabound and confined to a comparatively thin complex of calcschists below greenschists of Cretaceous age. They are controlled by a few long faults. Andesitic tuffs of Miocene age have been found nearby. Again the problem of the origin of the ore deposits of the Eastern Alps is whether it is syngenetic and remobilized or epigenetic- hydrothermal.

TABLE 1. Average annual ore production, 1974-77

OrC Production (1OMCS)

Iron Leadhinc Copper Antimony Magnesite Talc Kaolin Tungsten 1. 5,200 tonnes Pb; 15,000 tonnes Zn. 2. 2,800 tonnes Cu; closed since 1977.

3 300 O00 400 O00 ‘ 200 o002 20 o00

1 O00 O00 90 O00 300 O00 250 O00

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79-87.

307


Métallogénie de la Tchécoslovaquie' J. Ilavsky, V. Sattran Geologicky Ustav Dionyza Stura Mlynska Dolina. Bratislava, Tchécoslovaquie. Ustredni Ustav Geologicky Malostranske N a m - Malastrana. Prague, Tchécoslovaquie.

Sommaire

Introduction 310

Traits géologiques fondamentaux des unités régionales 3 10

Massif de Bohême 310 Carpates occidentales 3 1 1

Les unités métallogéniques 312 Métallotectes liés au magmatisme, au métamorphisme et à la tectonique antévarisque (métallogénie antévarisque endogène) 312 Métallotectes liés à la paléogéographie et à ia lithologie protérozoïque et Eopaléozoïque (métallogénie exogène, antécarboniîëre) 3 19 Métallotectes liés au magmatisme, au métamorphisme et à la tectonique varisques (métallogénie varisque endogène) 319 Métallotectes liés au volcanisme tardi-cinématique varisque (métallogénie post-vansque endogène) 320 Métallotectes liés à la paléogéographie et à la lithologie du Paléozoïque supérieur 320 Métallotectes liés au stade géosynclinal de l'époque alpine (métallogenèse volcano-sédimentaire éoaipine) 32 1 Métallotectes liés au magmatisme et au métamorphisme du stade orogénique alpin, ainsi qu'au volcanisme et à la tectonique saxonienne 321 Métallotectes liés à la paléogéographie et à la lithologie du Crétacé jusqu'au Miocène 321 Métallotectes liés au volcanisme tardi-cinématique alpin 322 Métallotectes liés aux processus subrécents et récents 322

Références 329

Annexes 331

Manuscrit reçu en mars 1977.

Contents

Introduction 3 1 O

The main geological features of the regional units 310 The Bohemian massif 310 The western Carpathians 31 1

The metallogenic units 312 Metallotects related to pre-Vanscan magmatism, metamorphism and tectonics (pre-Vanscan endogenetic metallogeny) 312 Metallotects related to Proterozoic and Eo-Palaeozoic palaeogeography and lithology (pre-Carboniferous exogenetic metallogeny) 3 19 Metallotects related to Variscan magmatism, metamorphism and tectonics (Variscan endogenetic metallogeny) 3 19 Metallotects related to late-kinematic Vanscan volcanism (post-Vanscan endogenetic metallogeny) 320 Metallotects related to the palaeography and lithology of the Upper Palaeozoic 320 Metallotects related to the geosynclinal stage of the Alpine epoch (Eo-Alpine volcano-sedimentary metallogeny) 32 1 Metallotects related to the magmatism and metamorphism of the Alpine orogenic stage and to Saxonian volcanism and tectonics 321 Metallotects related to the palaeogeography and lithology from the Cretaceous to the Miocene 321 Metallotects related to late-kinematic Alpine volcanism 322 Metallotects related to subrecent and recent processes 322

I

References 329

Appendixes 33 1

309

J. Ilavsky, V. Sattran

Introduction

Sur le temtoire de la Tchécoslovaquie, on peut distinguer deux grands domaines géologiques ou unités régio- nales : - massif de Bohême sensu lato et - chaînes alpines plissées des Carpates occidentales.

Chacun d'eux est caractérisé par son style et un déve- loppement géologique et tectonique indépendant.

L'aire cratonisée de l'Hercynien supérieur relève les formations sédimentaires post-hercyniennes en un bloc polygonal appelé «môle rigide du Massif de Bohême». Cette plate-forme dépasse le temtoire de Bohême et de la Moravie s'étendant aussi en partie sur celui des pays voisins. Elle est constituée de complexes cristallins d'âges différents, à savoir: Moldanubicum, aire de Teplá et du Bassin de Barrandien, Saxo-thuringicum, Sudeti- cum, Silesicum et Moravicum. Presque toute cette aire est pénétrée à des niveaux de profondeurs moyennes par des intrusions de granite qui ameurent en plutons isolés des KruSné hory (Erzgebirge), de la Bohême centrale, du Moldanubicum et de la mzsse éruptive (volcanique) de Brno, des Krkonose, des Zelezné hory et de la Silésie. Au-dessus de ce socle, dans la zone de la rivière Ohie (Eger) et de la montagne de ceské Stiedohofi, dans ia zone de la rivière Labe (Eibe) et de Lusace, des sédi- ments de plate-forme se sont déposés au Crétacé et au Tertiaire. Dans cette région, le volcanisme intense de plate-forme s'est produit surtout dans les terrains des Doupovské hory et de Ceské Stredohori.

La bordure orientale du Massif de Bohême, dislo- quée, constituée par les sédiments post-varisques, défor- mée par le plissement alpin (partie orientale de la Mora- vie) est désignée par le terme d'aire ou de bloc de l'avant-fosse de ia Moravie.

L'aire des Carpates occidentales sensu stricto s'étend plus loin à l'est du fleuve Morava, couvrant le territoire de la Slovaquie et en partie les parties marginales de la Pologne (au nord) et de ia Hongrie (au sud).

Dans le domaine des chaînes plissées alpines des Carpates occidentales, on distingue plusieurs zones longitudinales, dont chacune est constituée de formations géologiques différentes (D. Androusoff, 1968). I1 s'agit des zones externes, situées au nord de la zone des klippes, des zones centrales situées vers le sud de la zone des klippes, et des zones internes qui délimitent les Carpates par rapport au Massif pannonien. En détail, il s'agit des zones géotectoniques suivantes : - la zone du Néogène précarpatique de caractère au-

tochtone, ainsi que de caractère plissé, reposant sur la zone de l'avant-fosse du Massif de la Bohême; - ia zone du flysch, constituée de formations d'âge mésozoïque, et surtout d'âge nummulitique; - la zone des klippes, bien linéaire et étroite, présentant un linéament longitudinal et délimitant en profondeur les Carpates de ia plate-forme nord-européenne. Celle-ci est constituée de formations d'âge mésozoï- que et nummulitique; - la zone des Fatro-Tatrides, composée de massifs granitiques d'une part, et de roches carbonatées d'âge mésozoïque d'autre part. Les petits bassins internes sont remplis de Nummulitique; - ia zone des Véporides, constituée de schistes cristallins d'âge paléozoïque, ainsi que de massifs graniti-

ques. Les petits bassins internes sont remplis par le Nummulitique et par le Miocène; la zone des Gémérides possède un caractère particulier, étant composée de formations faiblement méta- morphisées, allant du Cambrien au Jurassique et Crétacé. Ses parties marginales sont couvertes par les formations sédimentaires ou volcanogènes d'âge cé- nozoïque; la zone interne, ou néovolcanique, délimitant les Carpates par rapport au bassin pannonien, est cons- tituée de formations sédimentaires d'âge oligocène, miocène jusqu'à quaternaire, ainsi que de roches volcaniques.

Traits géologiques fondamentaux des unités régionales MASSIF DE BOHEME

Dans l'aire du Moldanubicum, l'orogenèse antécam- brienne est représentée de manière bien marquée par le métamorphisme de m ê m e que par le magmatisme (roches ultrabasiques dans la bordure des massifs de granu- lite en Bohême méridionale et en Moravie méridionale). Les relations temporelles entre l'orogenèse antécam- brienne du Moldanubicum et l'orogenèse assynthienne (ou cadomienne) qui affecta les" sédiments protérozoï- ques de la Bohême centrale, des Zelezné hory, des Krus- né how, du Sudeticum et du Silesicum n'est pas encore claire (T. Buday et aZ., 1960). O n rattache également à l'orogenèse assynthienne (iusqu'à calédonienne) les complexes des roches éruptives basiques et intermédiaires de Brno, le massif de la rivière Dyje, les orthogneiss KruSné hory et ceux des parties marginales du Moldanubicum. Le plissement assynthien a affecté les complexes de roches pendant plusieurs phases (infra-algonkienne et intra-algonkienne jusqu'à baikalienne.

Dans le Massif de Bohême, les manifestations de l'orogenèse calédonienne sont faiblement prononcées et sont restreintes à sa partie nord-est (le Sudeticum et le Silesicum) mais, m ê m e dans ces régions, reffet des processus calédoniens est contestable.

L'orogenèse varisque a joué un rôle très important dans la configuration générale du Massif de Bohême. Ces mouvements orogéniques ont affecté toute l'étendue du massif et ont entraîné sa consolidation en un môle rigide. Le noyau du Massif de Bohême est souvent regardé c o m m e une zone interne des Variscides (la zone varisque du Moldanubicum) avec le magmatisme de tonalites, typique pour les zones axiales (Narbenzonen). D e ce point de vue, le Saxothunngicum et le Sudeticum constituent une zone externe marquée par un métamorphis- m e intense et par des intrusions d'adamélittes anatectiques acides et de granites. Après ia cratonisation varisque, les couches cénomaniennes à sénoniennes se sont déposées sur les complexes carbonifëres et permiens du Massif de Bohême. Plus tard, les sédiments éocènes, oli- gocènes jusqu'à ceux du Pliocène se sont constitués dans des bassins isolés.

Les sédiments permo-carbonifëres renfermant des couches de houille sont typiques ainsi que ceux du Saxo- thuringicum, du Silesicum et du Sudeticum. Les conditions de miogéosynclinaux sont caractéristiques pour le

310

Métallogénie de la Tchécoslovaquie

bassin carbonifere polono-silésien, où le plissement mediotype s'est déroulé. En Bohême, les sédiments permo- carboniferes limniques, non plissés, sont typiques. Dans le Moldanubicum et dans le Moravicum, le Permo-carbonifere n'est représenté que dans les fosses le long du sillon de Blanice (Blanická brázda) et celui de Boskovice (Boskovická bráska), possédant la direction N N E à NE.

En Bohême, l'aire du Crétacé avait été prédisposée par deux zones instables dans le môle rjgide du Massif de Bohême: ce sont les zones de l'Ohie-Ceské Stiedoho- fi et du Labe-Lusace.

Les échos de l'orogenèse alpine dans la plate-forme épivarisque du Massif de Bohême sont représentés par des processus saxoniens (Crétacé-Paléogène-Miocène). Il s'agit d'une tectonique intense de failles et de flexures dans les sédiments crétacés inférieurs.

Les bassins tertiaires avec de puissantes couches de lignite se trouventsurtout au sud des KruSné hory dans la zone de i'Ohie-Ceské Stiedohoïi. Le volcanisme alcalin d'âge tertiaire supérieur de plate-forme est aussi rat- taché aux mouvements saxoniens.

CARPATES OCCIDENTALES

Le développement géotectonique dans le domaine carpatique s'est déroulé d'une manière différente. Les formations les plus anciennes, appartenant probablement à l'époque précambrienne, sont dificilement identifiables dans les roches métamorphiques des noyaux cristallophylliens de la zone des Fatro-Tatrides. I1 s'agit de gneiss et de migmatites, avec des intercalations très rares d'amphibolites qui ont subi à plusieurs reprises le métamor- phisme régional de faciès amphibolites à gneiss pendant les époques plus anciennes, tandis qu'à l'époque alpine, ces complexes ont subi une légère rétromorphose (Vyso- ké Tatry, Malá et Velká Fatra, PovisG Inovec, TribeE, etc.) (D. Androusoff, 1968, A. Kiinec, 1973).

Les formations d'âge éopaléozoïque (à partir du Cambrien jusqu'au Silurien) sont représentées par la sé- rie de Gelnica appartenant à la zone des Gémérides, où elles ont été à plusieurs reprises légèrement métamorphi- sées (faciès des schistes chloriteux), ainsi que dans la zone des Véporides sous forme de micaschistes grenatiferes, de gneiss et de migmatites. Leur appartenance au Cambro-silurien est démontré par les études palynologiques ainsi qu'isotopiques.

A l'origine, il s'agissait ici, de sédiments marins du type argiles, grès, quartzites, schistes graphiteux, calcaires, dolomies qui alternaient avec des coulées de laves acides (porphyres, quartz-porphyres), ainsi que de roches basiques (dolérites, diabases, Porphyrites). Les éléments primaires de la sédimentation manne auraient été les sidéroses et les magnésites, tandis que les gîtes et miné- ralisations en sulfures de type stratiforme seraient liés au volcanisme basique qui se produisait dans la série stratigraphique de Gelnica par exemple, suivant trois ou quatre niveaux (J. Ilavsky, 1974).

Les métamorphismes varisque et alpin qui se sont exprimés différemment ont contribué h donner à chacune des deux zones, Gémérides et Véporides, leur aspect distinct.

Les formations d'âge cambro-silurien sont également développées dans la zone des Fatro-Tatrides (Malé Kar- paty, TribeE), mais ici le caractère des sédiments fut un

peu différent. Les schistes graphiteux et chloriteux y sont plus fréquents, le volcanisme basique beaucoup plus dé- veloppé (A. Klinec, 1973).

I1 semble que la sédimentation silurienne ait été interrompue par les plissements taconiens de l'orogenèse calédonienne de l'Europe occidentale. Ceci est montré par la position discordante et transgressive des terrains dévoniens sur leur soubassement cambro-silurien d'ailleurs beaucoup plus fortement plissé. Mais le cycle calé- donien n'a pas été complet, on n'y constate aucune roche plutonique caractéristique du stade orogénique (O. Fu- san, 1957).

Le cycle varisque débute dans la zone des Gémérides par la série des Phyllites et diabases, dite série de Rako- vec, d'âge dévonien (D. Androusoff, 1968). Ici, elle est faiblement métamorphisée (du faciès des schistes chloriteux jusqu'au faciès amphibolite). Mais dans la zone des Vépondes, le métamorphisme a atteint le degré des micaschistes grenatiferes et des gneiss, avec des migmatites. Dans la zone des Fatro-Tatrides, le faciès du Dévonien est complètement différent. I1 s'agit, ici, de roches carbo- natées et schisteuses, tandis que dans les Gémérides et les Véporides, il s'agit essentiellement de gabbros, de diabases, de Porphyrites, intercalées avec des tufs et tuffites, ainsi qu'avec des sédiments (schistes, grès, quartzites, dolomies, sidéroses, magnésites, calcaires).

La sédimentation et le volcanisme géosynclinal vansques ont été interrompus par le plissement des phases bretonnes et sudètes et ils ont été accompagnés de l'intrusion des granites synorogènes et sérorogènes dans tous les massifs cristallophylliens de la zone des Fatro-Tatri- des et des Vépondes (de 380 à 320 M.A. suivant J. Kan- tor, 1961). A cette époque, des structures linéaires est- ouest existaient dans les Carpates occidentales.

Le Carbonifere supérieur repose en discordance angulaire sur les séries plus anciennes possédant le carac- tère détritique et post-orogénique dans toutes les zones centrales (Fatro-Tatrides, Véporides, Gémérides). U n e première inversion du relief et le soulèvement des noyaux cristallophylliens provoqués par des fractures profondes, marginales, ont été accompagnés de volcanis- m e basique et ultrabasique de type sous-marin (D. An- drousoîïj 1968, M. Mahel et al., 1967).

La sédimentation du Carbonifere fut interrompue par le plissement saalien qui entraîne l'émersion des Paléocarpates (zones centrales). Pour cette raison, le Per- mien repose en discordance angulaire sur le Carbonifere ou sur les massifs granitiques. I1 possède un faciès détri- tique, continental et renferme plusieurs horizons de roches volcaniques basiques et acides (phases orogéniques tardi-saalienne et pré-pfalzienne).

C'est à ce stade que se sont achevés les processus de consolidation des noyaux granitiques des Carpates centrales, c o m m e le montre l'âge radiométnque des pegmatites à Mo, Sb (220-180 M.A., J. Kantor, 1961).

Le développement du géosynclinal alpin s'est poursuivi, notamment des Carpates centrales. Nous y voyons une coupe stratigraphique complète, à partir du Trias inférieur jusqu'au Crétacé moyen (Albien). Les faciès carbonatés prédominent. D e petits passages détritiques sont visibles dans le Trias supérieur et le Jurassique (phases labynienne, salairienne). La formation des fractures profondes dans l'écorce le long des rebords des Carpates entraînait l'approfondissement du géosynclinal alpin et la montée du volcanisme basique et ultrabasique

31 1


dans le Trias inférieur et moyen, ainsi que dans le Juras- sique notamment dans les parties marginales du géosyn- clinal.

A u cours du Crétacé moyen et supérieur se sont déroulées les phases orogéniques principales alpines (autrichienne, laramienne) et la mise en place des nappes de recouvrement dans les zones centrales. Cependant, dans les zones externes, la sédimentation carbonatée et détri- tique (flysch) s'est poursuivie jusqu'à l'oligocène (D. AndrousoK 1968).

Les mouvements orogéniques et le soulèvement des zones centrales ont été accompagnés d'une réactivation du plutonisme, ainsi que d'un métamorphisme conduisant à une recristallisation et à une régénération de certaines minéralisations. Sous l'influence des phases orogé- niques laramiennes et pyrénéennes se produisit un deuxième changement de relief (Mésocarpates). Pour cette raison, le Nummulitique repose en discordance sur les nappes, autour des massifs des zones centrales carac- térisés par des faciès détritiques.

Les phases orogéniques néoalpines (saviennes) ont provoqué le soulèvement des Carpates centrales dans un style de type alpin. Par la suite, la mer a reculé vers l'extérieur des Néocarpates et les terrains de Miocène se sont développés au nord et au sud des zones centrales avec des sédiments ou des roches néovolcaniques (fractures marginales le long des versants méridionaux des Carpates).

A u cours du Pliocène, la configuration des Carpates a pris son aspect d'aujourd'hui avec la disparition définiti- ve de la mer de la Parattéhys. Mais le soulèvement per- siste jusqu'à nos jours c o m m e l'atteste la faible séismici- té des rebords des Carpates (linéament de la zone des klippes, ligne de Raabe-Danube) (O. Fusan et al., 197 I).

Les unités métallogéniques Suivant la subdivision proposée pour les provinces mé- tallogéniques (J. Koutek, 1964, J. Ilavsky, V. Sattran, 1966), les aires et les districts, on peut distinguer en Tchécoslovaquie, les unités suivantes : 1) la province métallogénique du Massif de Bohême; 2) Ia province métallogénique des Carpates occidenta-

les. Ces deux provinces empiètent sur le temtoire des

pays voisins. D u point de vue de la géochimie et du développement, ce sont des unités complexes, polycycliques, et du point de vue de l'origine des métaux, elles sont hétérogènes.

Dans le cadre des unités mono-paragénétiques ou presque mono-paragénétiques désignées c o m m e aires, nous avons défini 19 aires (Annexe 1). Les processus métallogéniques dans ces 19 aires sont liés aux différents types des métallotectes qui seront présentés ci-après.

METALLOTECTES LIES AU MAGMATISME, AU METAMORPHISME ET A LA TECTONIQUE ANTEVARISQUE (M~TALLOGENIE ANTEVARISQUE ENDOGENE) Aires 1, 2 et en partie 3 et 14

minéralisation, m ê m e si la zone d'action du métamor- phisme et des intrusions assynthiennes (et calédonien- nes?) est grande. Cette relation apparaît le plus distinctement pour les roches volcaniques basiques et ultrabasiques (aire 1). Dans cette aire, il y a des petits dipòts de pyrrhotite nickelifere, des minerais de cuivre et de cobalt (Ransko dans la région des ïelezné hory) (J. Pokomi, 1969) et des concentrations d'ilménite (le Mont Spiták dans les Orlické hory).

Dans le Moldanubicum de m ê m e que dans les hi- né hory, on peut rattacher les Skarns à fer aux granitoï- des antévarisques syn-tectoniques, ou tardi-tectoniques (V. Zemánek, 1957). Les Skarns à fer dont la genèse est complexe sont liés au métamorphisme et 21 la lithologie. La position des imprégnations de cassitérite de Nové Mësto pod Smrkern est contestable. 11 est possible qu'elles soient dues aux dérivés les plus récents des orthogneiss des Jizeské hory.

Dans le domaine des Carpates occidentales, on attribue 21 l'époque antévarisque les formations géosynclina- les d'âge cambrien jusqu'au Silurien (zone Fatro-Tatri- des : Malé Karpaty, Vysoké Tatry, zone des Véporides et des Gémérides) (B. Cambel, 1967; J. Kantor, 1962, 1970; J. Ilavsky, 1968, 1974).

En liaison avec les laves basiques de ces séries, diffé- rents gîtes stratiformes se présentent : - gîte de la pyrite ou de pyrrhotite (Pezinok dans les Malé Karpaty, Smolník dans les Gémérides, Helpa dans les Nizke Tatry); - gîtes de pyrite et de minerai de cuivre (Smolnik - zone des Gémérides, MniSek nad Hnilcom); - gîtes et minéralisations polymétalliques à Pb, Zn, Cu, Fe, (Altbeta - Bystj potok, MníJek nad Hnilcom - zone des Gémérides); - gîtes des minerais d'antimoine (à W et Au) constitués de stibine, berthiérite, gudmundite, scheelite, hübnerite, etc. (Pezinok dans les Malé Karpaty, ChyZné dans les Véporides, eutma et Bystj potok dans les Géméri- des); - gîtes et minéralisations de mercure (cinabre, tétraé- drite), assez souvent sous forme d'imprégnations (disseminated ore) dans les schistes noirs d'âge paléozoïque (Niiná Slaná, Zenderling - Gelnica - zone des Gémé- rides); - gîtes de sidérose «métasomatique» qui sont encaissés dans les roches carbonatées liées aux schistes noirs du Silurien (pelezník, Niiná Slaná. Hrádok - Stítnik - zone des Gémérides); - minéralisations et gîtes soit de magnésite cristalline dans le Cambrien de la zone des Gémérides (Vlachovo) soit sous forme de magnésite et de talc dans les séries beaucoup plus fortement métamorphisées des Véporides (Hnúfta, Kokava nad Rimavicou, etc.); - minéralisations de manganèse du type carbonaté ou sílicaté (rhodochrosite, rhodonite) dans Ia zone des Gé- mérides (Betliar, &'utma, Bystry potok).

Tous ces gîtes ont subi, à plusieurs reprises, un méta- morphisme soit régional, soit de contact. Par là, les gîtes ont acquis assez souvent l'aspect «métasomatique» ou «filonien». Mais dans beaucoup de cas, leur origine sédimentaire ou volcano-sédimentaire est argumentée par les textures et structures rubanées, par les valeurs des rapports isotopiques de plomb et de soufre, ainsi que par les études volcanologiques et pétrogénétiques. D e nombreux géologues sont encore partisans d'une origine épi-

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O n ne peut rattacher au magmatisme, métamorphisme et à la tectonique antévarisque qu'une petite part de la

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génétique d'âge alpin pour un grand nombre de ces gîtes, principalement dans la zone des Gémérides (C. Varcek, 1959, 1967).

METALLOTECTES LIES A LA PALÉOGEOGRAPHIE ET A LA LITHOLOGIE PROTEROZOÏQUE ET EOPALEOZOIQUE (METALLOGENIE EXOGENE, ANTECARBONIFERE) Aires 3 et 4

La sédimentation protérozoïque (algonkienne) à son de- gré moyen (les parties supérieures du groupe spilitique) est liée à la formation des dépôts de schistes aluniferes, produits par la désagrégation de la pyrite dans des horizons d'hématite.

Dans le district de Chvaletice, les complexes algon- kiens moyens sont caractérisés par des gîtes stratiformes de pyrite et des minerais de carbonate de manganèse.

Les minerais oolitiques de fer contenant des concré- tions de phosphates sont caractéristiques dans l'Ordovi- cien du bassin Barrandien, où ils constituent plusieurs horizons (J. Petranek, 1964). D e petits gîtes de ce minerai se trouvent dans les couches de 1'Arénig (la formation de Kiabava) transgressives sur le socle ancien : algonkien ou cambrien. Les plus importants d'entre eux sont les horizons des minerais de fer dans les couches llanvir- niennes de Sárka (gite d'Ejpovice), liés aux faciès littoraux des sédiments. Des accumulations moins importantes de fer accompagnent le Llandeilo, tandis que les couches basales du Caradoc sont très importantes pour l'origine des gîtes de minerai de fer (Nuëice, Chrustenice Zdi- ce). Pendant la sédimentation du Caradoc et d'Ashgil- lien, n'apparaissent que des horizons (lits) insignifiants de pélosidérose. U n e partie des minéralisations (surtout celles d'âge Llanvirnien) est en liaison spatiale avec le volcanisme du type diabase.

En Silésie, dans la montagne de Jeseniky, sont locali- sés de petits gîtes de minerai rubané de magnétite et d'hématite d'âge protérozoïque (type de Sudwaranner - provenance suédoise - Z. Pouba, 1970).

Dans les Carpates occidentales, on peut ranger dans ce groupe les gîtes stratiformes des séries paléozoïques, où les relations avec le volcanisme contemporain ne sont pas claires (sidéroses «métasomatiques» par exemple ou magnésites cristallines dans le Cambrien). Ici, la paléo- géographie et les lithofaciès sont plus importants (J. Ilavsky, 1974). Ces gîtes ont été mentionnés déjà plus haut.

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MÉTALLOTECTES LIES AU MAGMATISME, AU METAMORPHISME ET A LA TECTONIQUE VARISQUES (METALLOGENIE VARISQUE ENDOGENE) Aires, 5, 6, 7, 15

Le magmatisme varisque présente la plus grande importance pour la métallogenèse des gîtes de minerais endo- gènes du Massif de Bohême. La majeure partie des gîtes des métaux d'Au, Sb, As, Sn, W, Li, U, Pb, Zn, Cu, A g est liée aux plutons tardi-tectoniques composés de roches granitiques et intermédiaires.

Le volcanisme initial du Dévonien moyen qui passe sans interruption dans le cycle sédimentaire du Carboni- Ere inférieur est représenté par ia formation de spilite- diabase-kératophyres des Jeseniky (aire 5) (V. Barth, 1960). La minéralisation ferrifère de Lahn Dill type (minerais de magnétite-hématite-chlorite dans l'Eifelien),

formant deux zones marquées, celle de Vrbno et celle de Stemberk-Horni BeneSov, est associée aux éléments basiques de cette formation. C'est dans ces zones que se trouvent, pour la plupart, des gîtes stratiformes et filoniens de Cu, Pb, Zn (Au-Ba) dont la genèse est discutée (Zlaté iiory, Horni Benefov, Nové Mesto). Ces gîtes sont tenus soit pour une minéralisation épigénétique varisque, soit pour une minéralisation éovarisque liée au volcanisme acide du Dévonien supérieur (Kératophyres).

Sous réserve, il convient d'y rattacher les amas quasi- stratiformes de pyrite et de chalcopyrite (avec traces de Bi, P b et Zn) liés aux roches vertes dans la zone ordovicienne (?) de Kraslice-Klingenthal de l'ouest de 1'Erzge- birge.

Le volcanisme initial varisque est aussi connu dans les Carpates occidentales (Gémérides). I1 s'agit de la série de Rakovec (Phyllites et diabases). Dans les dolérites et diabases macrocristallines se sont formés les gîtes d'arsé- niures de Ni et de Co à DobSina, les gîtes de sidérose stratiforme de Dobfina, considérés c o m m e M métasoma- tiques», ainsi que les petites couches d'hématite-magné- tite du type Lahn Dill.

Bien que ces gîtes soient renfermés dans les roches volcaniques, il faut aussi tenir compte des autres inter- prétations génétiques. L'origine épigénétique et l'âge alpin de ces gîtes ne sont plus soutenables (S. Bajanik et al., 1975).

Les intrusions tardives du pluton de la Bohême centrale ont produit des gîtes filoniens d'or (P. Moravek, 1971). C'est peut-être une entité complexe, dérivant de l'association de substances volcaniques basiques d'âge antévarisque et des granitoïdes vansques. Aussi le gîte polymétallique de Pb-Zn-Ag de Pribram est lié aux roches intrusives du pluton granitique (M. Pisa, 1966). La stibine et le cinabre sous forme de filonnets recoupant les gîtes ordoviciens de minerai de fer sont considérés c o m m e une minéralisation de basse température. Les gîtes d'or renferment rarement les minéraux de tellure et de tungstène. Dans le district de Krasn hora-Sedlcany, on trouve des gîtes d'or à stibine.

A u voisinage du pluton moldanubien, se rencontrent des gîtes filoniens polymétalliques (Pb-Zn-Ag) et les dé- rivés plus acides de granite à deux micas contiennent les teneurs les plus importantes en Sn, W et Mo. La tectonique posthume varisque, renouvelée sur les structures plus anciennes (antévarisques), est accompagnée de filons de Pb-Zn-Ag avec electrum (sillon de Blanke, aire 6c) (J.H. Bernard, A. Dudek, 1967; J.H. Bernard, H.J. Rosler, L. Baumann, 1968; J. Chrt et al.. 1968).

Près du massif de syénite de Jihlava et de TiebíE, se trouvent les Pegmatites à Li et U dans des filons (V. Sattran, J. Kiominsky, 1970). Les indices de Cu et de Se sont liés à la ligne tectonique des Zelezné how.

Dans l'aire des KruSné hory (Erzgebirge) et de Slav- kovsky (les Kaisenvald) en Bohême du nord et nord-est, on rencontre des granites stanniferes renfermant des gî- tes de Sn-W-Li (J. JaneEka, M. Stemprok, 1967). Le pluton granitique des KruSné hory, résultat probable de l'anatexie d'une couche de granite plus ancienne, était primitivement enrichi en étain. Les paragenèses de Bi- Co-Ni-Ag-U du type de Jachymov (Joachimsthaf) sont remarquables (E Mrna, D. Pavlu, 1967). Leur âge et leur origine sont discutés. I1 faut savoir que la pechblende indique des âges variant entre 280 A 230 jusqu'à 180 M.A. (J.M. Dymkov, 1960), et d'autres valeurs encore

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J. IlavsS.. V. Sattran

plus basses. L'âge des granites tardifs varie entre 280 et 260 M.A. O n peut donc supposer qu'une partie de ces minéralisations est triasique (métallogénie saxonienne) (J. Legierski, 1973).

Quelques gîtes de barytine fluorine sont d'âge varisque jeune ou saxonien initial. O n connaît encore des filons d'âge saxonien supérieur: imprégnations de fluorine, de barytine et d'uranium (voir la métallogénie saxonienne plus loin).

Dans les Carpates occidentales (massifs cristaliophyl- liens de ia zone des Fatro-Tatrides), on trouve dans les roches granitiques un bon nombre de gîtes filoniens d'âge post-varisque dont les paragenèses sont très variables. Le type à sidérose est le plus répandu (Nízke Tatry, Véporides), ainsi que le type à Fe-Cu (sidérose, chalcopyrite, tétraédrite), notamment dans les Vysoké Tatry, Nízke Tatry, Malá Fatra, Véporides. Moins fréquent est le type de Pb-Zn-Cu (AwAg) qui est localisé dans les Nízke Tatry, Mala Fatra, Ziar - Malá Magura, Vépori- des. Le type à stibine est réparti dans les Nízke Tatry avec les gîtes importants de Magurka, Liptovská Dúbra- va, Medzibrod, Jasenie, etc. Les roches granitiques ont ici un âge isotopique de 380 à 320 M.A., tandis que les Pegmatites associées aux minéralisation à Mo et Sb donnent l'âge de 280 à 220 M.A. Cependant, les isotopes du plomb des galènes montrent l'âge de 320 à 220 M.A. (J. Kantor, 1961, 1964; J. Ilavsky, 1958, 1968; J. Slavik et al., 1967; B. Cambel, 1967, etc.).

Dans les Gémérides, les gîtes filoniens hydrothermaux de m ê m e composition (Fe, M n , Cu, Sb, Hg, Ba, Pb, Zn, Ni, Co, Bi, etc.) sont plus difficiles à interpréter. A proximité de ces gisements, on observe de petits ameurements de granitoïdes varisques. O n y remarque aussi de petits corps de granites d'âge crétacé (J. Kantor, 1959). Pour cette raison, plusieurs géologues pensent que toutes les minéralisations épigénétiques de cette zone sont d'âge alpin. Nous reviendrons sur ce problème page 322.

METALLOTECES LIES A U VOLCANISME TARDI-CINÉMATIQUE VARISQUE (METALLOGENIE POST-VARISQUE ENDOGENE) Aires 8 et 9

Les gîtes et minéralisations de cette catégorie ne sont répartis que dans les Carpates occidentales et dans deux formations différentes: dans le Carbonifere et dans le Permien. Chacune d'elles possède ses particularités mé- tallogéniques.

Au cours du Carbonifere supérieur (Namurien à Sté- phanien), dans la zone des Gémérides (SpiSsko - ge- merské rudohorie) s'est développé un volcanisme basique à ultrabasique en milieu marin (conglomérats, grès, schistes graphiteux, calcaires, dolomies). Dans les bancs carbonates, sont répartis des lentilles des couches, ainsi que des amas de magnésite cristalline du type Veitsch. Les gîtes les plus importants sont: Podretuny, Burda- Poprot, Jelfava, Kofice.

Les études sédimentologiques les plus récentes, les paragenèses, la géochimie, ainsi que la volcanologie et les isotopes du plomb des galènes de ces gîtes traduisent une origine complexe. Initialement, il s'agissait de gîtes sédimentaires, ou volcano-sédimentaires, qui furent pos- térieurement (au stade orogénique alpin) légèrement mé- tamorphisés et recnstallisés (J. Ilavsky, 1957-1 968).

A u cours du Permien, s'est déroulée une autre pério- de d'activité volcanique qui présentait dans différentes zones des caractères variés. Dans les Fatro-Tatrides, il s'agissait de mélaphyres et de Porphyrites qui ont provo- qué la mise en place de petites minéralisations urano- cupriíëres d'origine volcano-sédimentaire et de barytines volcanogènes. Dans la zone des Véporides, où le carac- tère du volcanisme est intermédiaire et acide, sont répar- tis des gîtes cupriferes stratiformes importants ($puniu dolina, Lübielová - ou Herrengrund et Liebethen). En m ê m e temps, dans la zone des Gémérides, le caractère du volcanisme permien reste acide et l'on connaît des gîtes stratiformes d'uranium-molybdène et cuivre ainsi que d'hématite.

Étant donné que tous les gîtes de ce groupe sont assez fortement disloqués, métamorphisés et remobilisés, ils ont été considérés assez longtemps c o m m e épigénétiques et hydrothermaux d'âge alpin. Mais les critères de la prospection de ces gîtes sont exclusivement stratigraphiques d'une part, et d'autre part, l'âge isotopique du plomb des galènes provenant de ces gîtes donne les chiffres qui mettent en évidence des processus de contamination et de remobilisation considérables. I1 faut encore ajouter que les textures et structures des minerais, ainsi que les études volcanologiques et géochimiques démon- trent les relations étroites entre ces gîtes et le volcanisme contemporain de chaque stade (J. Ilavsky, 1958, 1968; J. Slavik et al. 1967; B. Cambel, 1967, etc.).

MÉTALLOTECTES LIES A LA PALEOGÉOGRAPHIE ET A LA LITHOLOGIE DU PALEOZOÏQUE SUPERIEUR Aire 8 I1 faut noter que pendant le Stéphanien et le Permien, le cuivre s'est accumulé dans les horizons bitumineux au pied de Krkonoje et dans les environs de Cesky Brod. Dans ces régions, on connaît des indices de C u plus anciens. Cela est surprenant en l'absence d'une minérali- sation de cuivre typique pour le Massif de Bohême (ex- cepté Zlaté hory dans la montagne de Jeseniky) (V. Sat- tran et al., 1966).

Dans les sédiments carbonifères, on peut observer une faible sédimentation à uranium et germanium. Dans plusieurs localités, on a essayé d'extraire dans le passé de l'or natif des conglomérats carboniferes. II s'agit des localités de Mafielin (Bohème de l'ouest) et de Stupné (au pied de Krkonose), qui présentent les placers fossiles, l'or provenant des filons quartzo-auriferes de la Bohême centrale.

Dans les Carpates occidentales, des métallotectes semblables se sont formés au cours du Permien, dans les sédiments duquel on voit parfois une concentration con- sidérable d'hématite, située assez souvent à proximité des filons à sidérose (zone des Gémérides). Certaines minéralisations uraniferes dans les grès du Permien (zone des Véporides) indiquent également un redépôt de l'uranium de gîtes préexistants.

Les grès auriferes du Permien, particulièrement dans la zone des Véporides, montrent aussi des minéralisa- tions auriferes antépermiennes qui ont été redéposées (placers fossiles).

Les formations évapontiques du Permien supérieur, renferment parfois les couches cupriferes (Sankovce, zone des Gémérides) d'où peuvent se déduire également des conditions sédimentaires spéciales (arides et peu profondes, J. Ilavsky, 1957, 1968; J. Slavik et al., 1967).

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METALLOTECES LIES AU STADE GEOSYNCLINAL DE L'EPOQUE ALPINE (METALLOGENhE VOLCANO-SEDIMENTAIRE EOALPINE)

ia métallogenèse liée aux processus de sédimentation et du volcanisme de ce stade est spécifique des Carpates occidentales (J. Ilavsky, 1968).

Malgré les dimensions très petites des minéralisa- tions appartenant à ce stade, elles sont bien corrélables avec les gîtes importants des pays avoisinants du systè- m e plissé alpin de i'Europe.

Dans le Trias inférieur des Gémérides, on trouve les gîtes stratiformes volcano-sédimentaires d'hématite et de cuivre. Dans le Trias moyen, on trouve les indices des minéralisations «métasomatiques» ou stratiformes du Pb, Zn, C u (Gémérides, Véporides), que l'on peut corréler avec le type de Bleiberg.

Dans les roches ultrabasiques du Trias, sont connus de petits indices de chromite du type inframagmatique (Tiba-zone des Gémérides). Dans le Jurassique de la zone des klippes et des Fatro-Tatrides, on rencontre les gîtes sédimentaires de manganèse, corrélables avec les minéralisations volcano-sédimentaires des Alpes Orien- taies.

Les Crétacé inférieur et moyen dans les zones externes renferment les couches de pélosidérose en plusieurs horizons, au toit de roches volcaniques alcalines (tesini- tes, pickrites, limburgite).

Cependant, les remplissages d'oxydes ont été transfor- més ou recristallisés dans des paragenèses à hématite, ou à magnétite, ankérite, rhodonite, etc. Les remplissages carbonatés ou pyriteux furent en m ê m e temps recristal- lisés, ainsi que disloqués et plissés (Fr. Novak, 1962).

Les échos de l'orogenèse alpine dans le môle rigide du Massif de Bohême se sont manifestés par une intense tectonique radiale qui a fracturé ia couverture sédimen- taire épivarisque et surtout celie du Crétacé et du Ter- tiaire, et a entraîné au Miocène une activité volcanique.

Les indices saxoniens les plus nombreux sont locali- sés aux environs des villes d'Usti nad Labem et de Teplice (fluorine, barytine, Pb, Zn, Cu) et le long de la grande dislocation de Lusace dans les sédiments jurassiques (indices épigénétiques de Cu, J. Losert, J. Chrt, 1962). I1 est égaiement possible qu'une partie des filons à fluorine et barytine encaissés dans le cristallin des Krus- né hory et des KrkonoSe soit d'âge saxonien. O n peut m ê m e supposer une liaison entre la tectonique saxonienne et une activité hydrothermale d'une part, et d'une migration supergène de U, Pb, Zn, F, Ba dans les filons plus anciens d'autre part, ce qui semble résulter de l'âge différent de ia pechblende dans les filons de Jachymov (J. Cadek, V. Sattran, 1967). I1 s'agit encore ici de processus de remobilisation et de regénération, c o m m e nous l'avons dit déjà plus haut.

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METALLOTECTES LIES AU MAGMATISME ET AU METAMORPHISME DU STADE OROCENIQUE ALPIN, AINSI QU'AU VOLCANISME ET A LA TEECTONIQUE SAXONIENNE Aires 9, 10

Dans les Carpates occidentales, se déroulaient au cours de cette étape les mouvements orogéniques principaux (charriages) ce qui a conduit à une réactivation magmatique, ainsi que métamorphique, notamment dans les zones centrales et internes (J. Slavik et al., 1967).

Dans les zones des Farro-Tatrides ainsi que dans les Véporides, le métamorphisme régional, de faciès modé- ré, provoque ia formation des gîtes importants de talc dans les gîtes préexistants de magnésite. Les indices de graphite encaissés dans les schistes graphiteux (zone des Gémérides) sont de m ê m e origine. Ce métamorphisme a causé une faible remobilisation des minéralisations sul- furées en les transportant des zones profondes vers les niveaux supérieurs. I1 est surprenant que dans ia zone des Véporides et des Fatro-Tatrides, on ne voit aucune manifestation du plutonisme crétacé. Cependant, les formations d'âge mésozoïque sont atteintes par un faible métamorphisme régional (M. Mahel et al., 1967).

Dans la zone des Gémérides, outre les plissements et le métamorphisme, une activité plutonique s'est mani- festée sous la forme de granites dont les petits ameurements et ceux de leurs dérivés acides (greisen) ont pro- voqué la mise en piace de minéralisations stanniferes et uraniferes (âge isotopique 180-1 50 M.A., J. Kantor, 1959).

Cette réactivation plutonique a été accompagnée, dans toutes les zones centrales, par un léger métamor- phisme des séries et des gîtes antécrétacés, ce qui a causé leur remobilisation et leur recnstallisation, notamment pour les gîtes de sulfures de Cu, Pb, Zn, Sb, Hg, etc.

METALLOTECES LIES A LA PALEOGEOGRAPHIE ET A LA LITHOLOGIE DU CRETACÉ JUSQU'AU MIOCENE Aires 12, 13, 16, 19

D u Crétacé au Miocène, une érosion continentale intense s'est développée dans les régions centrales de ia Bohê- m e et dans les chaînes à caractère de horst du Saxothu- ringicum, du Sudeticum ainsi que du Silesicum. C'est à elle que sont dues les transformations profondes des roches anciennes du socle de ia plate-forme. On attribue, à cette période, les limonites dans les phXilites du Sude- ticum, les minerais de manganèse dans le Moravicum, i'altération en chapeaux de fer des gîtes femferes varisques et surtout la formation des gîtes de kaolinite sur les granites acides (Karlovy Vary, Vidnava en Silésie, etc.), sur des gneiss (Kadari. Kruiné hory), ou bien sur des arkoses carboniferes (Pfzeñ, Kazñejov).

Les sédiments lacustres et saumâtres de bassins isolés contiennent de la limonite, de la pyrite, ou des argiles titanifëres dont i'origine est liée à ia mise en piace des lignites ou des couches volcano-détritiques. C'est à cette étape, que remonte ia formation de quelques placers de cassitérite (KruSné hory, nord de Jachymov) et d'or (Bo- hême centrale, V. Sattran er al.. 1966).

Dans les Carpates occidentales, on peut ranger dans ce stade, les petits indices de bauxite sur les roches car- bonatées d'âge mésozoïque. Les bauxites se formèrent durant le Crétacé moyen-supérieur dans le faciès de Go- sau (zones des Fatro-Tatrides et Gémérides; B. Zorkovs- ky, 1952).

Les placers fossiles d'or dans le Nummulitique des zones externes ont été découverts récemment et leur origine n'est explicable que par l'érosion d'un relief inconnu, de nature cristallophyllienne et renfermant des gîtes auriferes primaires et qui est maintenant recouvert par les formations du flysch externe (J. Slavik el al., 1967).

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Les chapeaux de fer des gîtes sidéritiques des massifs cristallophylliens des zones centrales fournissaient à cette époque les éléments pour les gîtes sédimentaires de manganèse et des pélosidéroses dans le Nummulitique des zones internes et externes des Carpates (gîtes de Sva- bovce, Kisovce). Ici, des périodes de sédimentation rapide alternant avec des périodes calmes sont identifiables ainsi que l’influence des paléocourants et des glissements sous-marins caractéristiques. L’action des sources ther- mominérales et le rôle de roches basiques dans le soubassement des gîtes de manganèse sont également envi- sagés pour l’origine et le transport du métal (J. Ilavsky, 1958, 1968).

Quelques bassins Iignitifêres sont caractérisés par une certaine concentration de germanium. Les autres bassins, d‘âge miocène, présentent un caractère évaporitique avec des dépôts salifêres (sel gemme, anhydrite, gypse, Slavik et al., 1967).

Les petites couches à limonite, marcasite ou à pyrite, cantonnées dans les alluvions ou grès d’âge miocène sont liées soit au faciès bitumineux, soit au volcanisme contemporain de cette étape.

METALLOTECTES LIES AU VOLCANISME TARDI-CINEMATIQUE ALPIN Aire 17

La zone ia plus interne des Carpates occidentales, située à la limite du bassin pannonien a été le siège d’une acti- vité volcanique tardi-cinématique dont le caractère poly- phasé et oscillant est typique et qui a été marquée en outre par une migration dans le temps et dans i’espace (M. Kuthan, 1959).

C e volcanisme débute au Nummulitique (Recsk en Hongrie), au cours duquel se sont formés d‘importants gîtes de cuivre et de Pb, Zn. U n peu d‘or et d‘argent y sont associés. Le volcanisme s’est poursuivi au Carpa- thian et à 1’Eggenburgian et s’est exprimé sous la forme de rhyolites véhiculant des minéralisations mercurifères (Mernik, Slovaquie orientale). Le Badénien est typique par l’abondance des coulées d’andésites émises à plusieurs reprises, associées à des trachytes, des dacites et des rhyolites. Les faciès hypo-abyssaux et abyssaux sont égaiement connus (diorites et granodiorites). Dans ces roches, sont encaissés les importants gîtes de plusieurs districts miniers dont ceux de Banská Stiarnica et de Kremnica sont les plus connus. O n y trouve les minéra- lisations suivantes (M. Böhmer, J. Stohl, 1967; S. Baja- nik et al., 1975):

les Skarns femfères à magnétite (gite de Vyhne); Les Skarns polymétalliques à Pb, Zn, Cu, Au, Ag, Mo, W (Hodrufa); les filons subvolcaniques hydrothermaux de type po- lymétallique à Pb, Zn, Cu, Au, A g (gîte de Banská Stiavnica, Zlatá-Baría en Slovaquie orientale); les fiions du quartz aurifère (district de Kremnica) formés dans les rhyolites et andésites; les imprégnations et filons mercurifères dans les an- désites (gîtes de Tajov et Idalachov, district de Krem- nica); les minéralisations de manganèse en filonnets et im- prégnations dans les andésites (Hriríova, celovce); les imprégnations et amas voicanogènes de soufre natif dans les andésites (Detvianska Huta, district de Javorie-Polana).

Dans le Messinien, sont localisés les autres districts de la Slovaquie orientale, où I’on connaît des minérali- sations à Pb, Zn, Au, Ag, ainsi qu’à H g et Sb, dont notamment d‘importants gîtes mercunferes (gîte de Dubnik).

Les phases finales se prolongent jusqu’au Villafran- chien notamment dans le district de Vihorlat, avec des émissions de laves andésitiques qui renferment des mi- néralisations mercurifëres et femferes (pélosidéroses de type volcano-sédimentaire).

METALLOTECTES LIES AUX PROCESSUS SUBRECENTS ET RECENTS

Durant le Quaternaire, l’érosion du Massif de Bohême, déjà très avancée, a entraîné la formation de dépôts alluvionnaires d‘or (Bohême centrale, Silesicum). Mais aucun d‘eux n’est important. L’or est concentré à partir de filons de quartz aurifëre ou bien de placers plus anciens (conglomérats permo-carbonifères).

L‘étain (cassitérite) se rencontre aussi en placers au voisinage des greisens de Krusné hory, où ils ont déjà été exploités au Moyen-Age.

O n peut mentionner ici les petites concentrations de monazite et de zircon (alluvions de ia rivière ûtava), ou d’ilménite A proximité des corps basiques (Bohême occidentale).

Les zones affectées par ia tectonique radiale saxonienne et l’activité volcanique d’âge tertiaire sont carac- térisées par des sources thermorninérales (Karlov Vary, FrantiSkovy-láznë, Mariánske-Láznë, Teplice v ¿!- echách, Teplice nad Beëvou, etc.).

Dans toutes les Carpates occidentales qui n’ont été complètement émergées qu’à la fin du Pliocène, l’érosion quaternaire a été très intense, d‘où ia fréquence des phé- nomènes d’accumulation et de redépôt. O n connaît bien les gîtes alluvionnaires d‘or dans les alluvions du Danu- be chez nous et en Hongrie et m ê m e dans ceux des ruisseaux de tous les districts miniers (SpiSsko-gemerské rudohorie, Nizke Tatry, Vysoké Tatry, piar-Mala Magura. Kremnicko-Stiavnické pohorie, etc. - J. Slávik et ai., 1967).

Les dépôts éluvionnaires d’or représentent un autre type de gisement dans ia montagne de Povazsky Inovec (zone Fatro-Tatrides).

Les très nombreuses failles longitudinales et perpendiculaires qui ont marqué ia tectonique cassante alpine et post-alpine, sont jalonnées par une multitude de sources thermo-minérales dont beaucoup possèdent une réputation internationale c o m m e stations balnéaires et thérapeutiques (PieStany, Trenëianske Teplice, Turëians- ke Teplice, Rajecké Teplice, Korytnica, Bojnice, Brusno, d‘i?, LUëky, Bardejov etc., J. Slavik et al., 1967).

322


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Métallogénie de ia Tchécoslovaquie

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329


ANNEXE 1 : Liste des aires

1. Aire des roches antévarisques ultrabasiques et basiques, Ni,

2. Aire des granitoïdes antévarisques, Sn, Skarns à fer (Fig. I) 3. Aire de la sédimentation et du volcanisme basique protéro-

4. Aire paléozoïque ancienne de la couverture sédimentaire

5. Aire du volcanisme éovarisque type de Lahn Dill Fe, Pb,

6. Aire varisque des magmatites syntectoniques basiques et intermédiaires, Au, Sb, U, Li, Pb, Zn, et tectoniques tardives, Pb, Zn, Ba, F, de la zone moldanubienne (Fig. 3)

7. Aire du magmatisme vansque acide de la zone saxonienne- thuringienne, de la zone sudétique et du Silesicum, Sn, W, Li, et de la tectonique posthume, U, Bi-&-Ni?, Ag, Pb, Zn, Ba, F (Fig. 3)

8. AiredesconcentrationsdeCuet UdanslePermo-Carboniferea) de la Bohême, b) des Carpates occidentales (Fig. 4)

9. Aire de couches à magnésite dans le Carbonifere des Carpa- tes occidentales (Fig. 5)

10. Aire de la transgression épihercynienne (Trias, Jurassique) et de la tectonique, Cu, Pb (Fig. 6)

Cu, Ti, Cr (Fig. I)

zoïque, Fes2, M n (Fig. 2)

épi-assyntienne, Fe (Fig. 2)

CY (Fig. 2)

11. Aire du volcanisme saxonien de plate-forme et de la tectonique Pb, Zn. F, Ba, Ti et de la migration supergene tertiaire à récente, U, F, G e (Fig. 7)

12. Aire des altérations latéritiques d'âge crétacé, kaolin, Fe, bauxite (Fig. 6)

13. Aire des bassins oligo-miocènes de lignite, lignite, Fes2, M O 4 , Ti, Ai, M n (Fig. 8)

14. Aire de la sédimentation protérozoïque et calédonienne avec le volcanisme basique ou acide dans les Carpates occidentales, Fes,, FeCO3, Sb, Cu, Pb-Zn, Hg (Fig. 9)

15. Aire des magmatites des chaînes de montagnes des noyaux cristallophylliens des Carpates occidentales (Fig 10)

16. Aire de la sédimentation volcano-sédimentaire mésozoïque à paléogène des Carpates occidentales, Mn, Fe, Al, Pb-Zn- Cu (Fig. 11)

17. Aire des granites crétacés, de la tectonique et du métamor- phisme alpin, Fe, Sb, Cu, Hg, Sn (Fig. 12)

18. Aire du volcanisme alpin tardicinématique et final, Ag, Pb, Zn, Au, Hg, Fe (Fig 7)

19. Aire de la sédimentation miocène des Carpates occidentales, NaCl, lignite, pélosidérose (Fig. 8)

ANNEXE 2. Quelques données statistiques globales sur la production minitre en Tchécoslovaquie

Rép. Tchèque Rép. Slovaque

1970 1971 1972 1973 1974 1975 1970 1971 1972 1973 1974 1975

Minerai de fer (lo00 t)

Minerai de manganèse (lo00 t)

Minerai de plomb et zinc (lo00 t)

Minerai marchand de zinc (en t)

Minerai marchand de plomb (en t)

Minerai de cuivre

Minerai marchand de

Etain (en t de métal) Mercure (en t de métal) Cuivre (en t de métal) Minerai Marchand de

(lo00t)

cuivre (en t)

pyrite (IO00 t)

90 138 132 123 138 150

- - - - - - 590 537 539 518 485 . 455

18492 15900 16591 15316 16049 14581

8 107 7454 6704 6271 4855 4325

273 281 283 288 272 280

9742 9548 9437 10307 10810 9523

65 80 90 90 120 107 1 1 1 1 3

988 1 1 1 1 800 614 791 156 312 275 281 132

1516 1471 1449 1549 1550 1623

62 40 65 68 67 107

2020 1212 1934 2655 2631 3268

1366 1048 1491 1534 1639 2516

390 370 ' 390 369 395 389

18121 21 128 21272 18927 20087 20187

- - - - - - 165 193 227 223 191 201

15735 16085 17268 17226 20057 22668 16 15 15 17

33 1


ANNEXE 3. Tableau des productions par années et par substances (1945-1974) d'apris J. Ilavsky, J. Poprenak, L. Sombathy 1976. (Le tonnage est exprimé en milliers de tonnes)

Noms des gîtes 1945 1946 1941 1948 1949 1950 1951 1952 1953 1954 1955 1956 1957 1958 1959 ~~ ~- ~~ ~ ~ ~ ~ ~~ ~

I. Fer Markubvce - Grétla 2,1 28,O 27,s 27,6 25,9 26,2 41,1 45,9 61,8 66,s 66,2 51,9 41,O 51,i 54,6

Nálepkovo - - - - - - - - - - - - - - - Hniltik - Roztoky Gelnica - Mina huta 3,7 46,l 59,3 61,3 56,O 67,O 75,O 72,O 87,O 77,O 96,O 87,O 76,5 65,5 54,O

1,7 193 46,s 47,s 56,7 66,9 88,1 102,4 132,2 126,O 113,5 100,O 83,l 85,1 93,8 Mlynky DobSiná Wachovo - - - - - - - - - - - - - -

1,5 97,4 128,s 135,4 144,O 165,6 165,4 227,O 232,l 228,4 247,4 181,O 163,O 183,O 195,O Niná Slaná

!aiia Lucia - Poprd 29,4 60,6 76,O 82,2 74,5 81,4 86,7 92,O 98,7 69,9 83,5 88,6 96,9 101,8 i04,7 ïelezník 12,5 112,3 166,9 1848 178,5 176,4 166,9 188,7 225,3 223,6 221,9 217,2 179,O 134,O 107,4

- - - - - - - - - - - - - - -

- - - - - - - - - - - 64,O 69,2 59,7 53,5

Smolník - Mána Sneiná ~ - - - - - - - - - - - - - - - Baña RákoS - - - - - - - - - - - - 31,l 69,O 104,3 Stítnik - Hrádok - - - - - - - - - - 24,O 32,O 3,O 5,O

Roiñava - Mních - - - Roifiavské Bystrt - - - - - - - - - - - 192,O 181,O - - - - - - - - - - 6,O 30,O 35,O - Rudník 16,8 228,2 274,8 260,4 242,9 264,3 215,2 259,2 278,7 259,5 221,7 62,8 71,9 241,l 282,6 - Bernardy - Sadlovská - Stefan - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - -

5,O

- Stefan - - 55,O 112,O 115,2 120,O 132,O 135,O 132,O 142,O 142,O 25,5 27,8 29,3 20,8

Dmava - Ignác - - - - - - - - - - - - - - - Anton - - - - - - - - - - - 52,6 535 58,4 62,4

' - Dionh - - - - - - - - - - 15,8 19,O 193 24,2 - Haraszt - - - - - - - - - - - 2,2 3,4 l,o - - - - - 5,O 10,O

Total : 67,7 592,iO 835,l 907,2 893,7 967,8 970,4 I 122,2 1247,s 1 193,2 1 192,2 I 164,6 1 134,4 1 136,5 1212,3

- - - - - - - - - - Stredná

II. Minerais complexes à Fe-Cu-Ba-Hg pyrite - Rudiiany Fe-Cu-Ba-Hg 31,3 162,6 188,6 196,5 207,5 246,O 317,s 365,6 465,2 563,3 561,4 503,2 597,l 561,3 613,l - - - - - - - - - - - - Cu % BaSO, % - - - - - - - - - - - 2O,l5 19.70 17,90 16.7 Hg % - - - - - - - - - - - 0,025 0,025 0,025 0,025

MarkuSovce - Gezwäng - Cu %

Slovinky-Helcmanovce - - - - - - - 86,O 92,O 83,O 90,O 102,O 110,O 124,O 137,O Cu % - - - - - 0.92 0.94 0,93 0.86 0.89 0,97 0,93 0,97 0.98 0,95

Gelnica - Kríiová I - - - L - - - - - - - - - - - Cu %

Smolník 0,s 8,O 6,2 3,5 2,s ],O6 10,O 23,22 32,38 23,28 72,ûO 98,76 115,l 134,6 166,9 Cu % S% 36 35 31 35 35 34 33 14 14 9 8 8 8 8 7

Cu% - - - - - - - - - 0.77 0,68 OS6 0,60 0.56 0,61

Cu %

Cu % - - - - - 0.54 0.45 0.51 452 0,52 459 0.58 0.56 0,57

Total: 31,80 170,60 194,80 200,M) 210,30 247,06 359,90 487,02 602,08 697,08 761,40 746,86 865,90 898.10 999,20

III. Manganèse Kisovce Svábovce

- - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - -

, - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - -

Baña Mária - Roinava - - - - - - - - - 13,O 18,O 23,O 25,O 47,O 58,O

Spania Dolina - - - - - - - - 1,4 - - - - - - - - - - - - - - - - - Banská Hodnib - - - - - - 32,4 12,2 12,5 14,5 240 18,5 18,7 31,2 24,2

} 150.4 123,O 126,O 120,5 100,O } 147 73,2 88,O 53,'6 137,7 160,O 179,4 228,l 253,i 252,5 78,2 38,2 44,1 55,8 M n % 17 20 18 18 17 17 17 16.6 164 16,3 164 16.3 16,6 16.7 16,4 Fe %I 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3,6 3.6 3,4 3.4

Total : 10,70 73,20 88,OO 53,60 137,70 160,OO 179,40 228,iO 253,lO 252,50 25440 201,20 164,20 164,60 IS5,80

332


1960 1961 1962 1963 1964 1965 1970 1971 1972 1973 1974 Total

30,4

239. 45,2 49,4 62,s 37,2 175,l 9,4

113,s 112,2 i18,3 03 49,O 43,O 58,O 48,O 28,O 37,O I3,O 59.0 11,s 26,3 I2,O 14,O

- 21,4

24,9 46,2 64,O 64, i 48,6 2 13,9 18,s i15,6 1 10,o 18,5 5,3 49,3 58,9 73,s 39,6 61,4 35,2 13,4 51,4 I0,3 23,O 10,4 13,3

- 43,4

33,i 43,2 66,9 58,9 52,O 239,i 22,4 123,9 '

100,o 243 3-9 53,O 67,i 72,s 45,7 67,s 35,s 21,3 48,5 i9,O 0,3 9,2 $9

- 43,l 34,7 4,5

32,s 32,2 38,2 6,2 544 48,6 72,5 71,5 34,3 27,i 262,4 250,i 26,2 24,6 104,3 85,s 99,s 41,3

$3 4,s 53,O 42,7 71,5 62,9 64,O 63,4 32,4 15,7 61,9 61,s 43,O 23,7 25,6 29,6 37,6 27,O

1,s - 4,3 6,s 4,s 4,9

-

- -

s,a -

37,s 8,O 26,3 - - 70,4 30,6 235,2 15,2 74,O 17,s

2,3 349 55,s 56,O 16,3 642 26, i 22,i 29,s

-

- -

30,4 20,s 27,O 7,s 20,3 29,9 24,6 22,9 25,s 29,7 20,O - - - - - - - - - 63,O 50,l 40,O 56,4 47,O 544 60,4 641 253,7 225,i 225,3 227,l 24,s 24,7 28,7 15,2 34,6 30,9 342 23,7 - - - - - - - - 1,2 1,2 - - 38,s 30,9 38,4 39,O 49,s 51,9 54,7 54,6 57,s 5iJ 47,2 42,O 13,s 11,O ii,4 10,s 60,O 70,O 50,i 54,s 26,3 29,9 37,O 443 25,s 7,i 17,s 6,7 23,2 32,6 40,4 45,4 - - - - - - - - - - - - - - - -

- - 61,2 57,i 225,i 2i5,l 14,s 15,s

- - 1,i - 40,7 42,l 38,2 35,s 49,4 47,i 11,9 - 593 75,7 47,7 47,l

54,s 42,7 - - - - - - -

- - 33,l 27,s 42,s 58,O 549 52,6

79,6 82,i 47,l 48,l

26,O 20,O

- - - - - - - - - - - -

- ' 914,SO - 195,60 - 248, i O - I 162,40 - 1443,30 - ' 855,80 25,9 706,OO 290,O 6 Oi0,30 - 240,30 - I963,70 - 297230 - 361,SO - 9400 20,l 962,SO 51,s 866,30 58,4 4023,90 - 256,30 97,l 969,iO 38,3 562.30 - 187,40 - 764,70

- 129,60 - 52,20 - 59,90

- 1235,20

~~

I177,i i i91,O I252,6 1i75,4 969,3 8244 795,l 747.5 753,2 706,2 630,3 601,O 574,7 621,7 58i,3 27234,OO

559,7 744,4 643,2 612.4 698,4 680,O 708,6 721,6 797,l 787,s 861,O 848,O 862,O 894,7 872,2 16871,30 - - 0,038 0.026 0,390 0,856 1,0088 0,850 0,033 0,020 0,136 0,161 0,156 0,137 0,121 i4,7 13,s 10,80 i0,SO 12,65 8,i6 10,88 i0,28 i2,76 16,60 i3,80 17,40 18,40 16,50 15.70 0.025 0,025 0,025 0,025 0,025 0,025 0.025 0,025 0,025 0,025 0,019 0,022 0,026 0,025 0,022 - - - - 437 8,0 243 29,9 24,6 22,9 26,2 22,s 24,s 11,6 - 195,67

i52,6 151,s 198,i 199,2 212,6 197,5 192,3 184,7 192,4 208,s 227,l 221,4 246,s 248,2 249,s 3906,40 0,87 0.84 0.73 0.72 0,72 0,73 0.75 0.78 0,82 0,85 0,82 0.82 0.80 0.80 0.80 - - - - - - 0.74 14,30 i9,50 22,iO 19,66 25,lO 26,30 12,85 8,30 148,85 - - - - - - - 1.5 1.36 1.21 1.19 1.12 0,84 0.85 0.72

i62,i i50,7 ii1,2 153,2 153,2 157.5 1433 157,s 139,s 157,s 153,s 160,6 i48,9 147,i 145,i 2940,30 - - - - 0.31 0.30 933 0.34 0,38 0,38 0,38 0.34 0.36 0.34 0.34 7 7 6,s 7 6.2 6.3 6,1 6.0 6,l 57 5,s 4.7 5.5 5.4 4.8

0.57 0.63 0.61 0.62 0,60 0,53 0.58 0,65 0,66 0.61 0.58 0.78 0,75 OJO 0.80 - - - - i2,6 31,6 52,i 54,4 50,O 49,7 54,s 51,5 49,6 30,4 4i,4 479,50 - - - - 0,49 0.42 0,43 0,46 0.50 0.47 0,43 0.45 0.52 0.50 445 29,s 346 33,s 37,3 40,3 41,6 45,O 45,6 473 47,9 48,3 47,9 493 52,7 54,O 835,70 0,62 0.66 0,74 0.78 0.78 486 0.91 0,95 0.94 0.92 0.79 0.91 0,87 0.86 0.86

992,oO IO85,90 1080,00 i 081,90 i 198,17 i 192,oO i 237,64 i 282,SO 1 345,60 i 371,70 1469.06 i 440,70 I467,90 i 43435 1419,20 26 571,22

- - - - 0.94 490 0.85 0.79 0,91 487 0.92 0.87 0.90 496 -

87,s 8,7 94,o 79,a 76,s 75,s 75,i 74s 75,o 75,o is,2 63,4 60,o 37,o 4a,7 i i93,so

85,4 48,4 Exploitation arrêtée i 089,OO 754,80

1570.10 1799 I 1047 51,s 51,4 48,7 47,s 45,l 40,O 30,O 31,7

49,7 49,3 3i,4 36,o 36,a 35,i 341 50,o 54,i 66,o 15.8 15.8 15,s 15.9 15.6 15,8 15.9 4 3 16.0 15.0 14.5 14J 3.4 3.7 3,4 3,3 3.3 3,l 3,2 3J 32 3.5 3.8 4.0

154,~ i01,io 82,80 8 4 ~ 0 s4,60 s0,20 7410 SO,OO ss,so w o 4a,40 3413,90

333

J. Ilavsky, V. Sattran ANNEXE 3. (suite)

Noms des gîtes 1945 1946 1947 1948 1949 1950 1951 1952 1953 1954 1955 1956 1957 1958 1959

Exploitation arrêtée pour l'or et l'argent et réonentée pour le cuivre: voir plus haut. 10,2 9,4 9,O 9,O - - 2,4

252,4 230,2 169,3 170,4 - - 108,l 2,3 2,3 1,7 1,57 - - 0,83

27,4 41,6 35,8 33,9 36,O 40,O 41,3 43,8 44,7 443 40,5 38,6 39,l 2,58 2,6 2,66 2,51 2,64 2,69 2,71 2,91 2,74 2,74 2,51 2,56 2,31 $5 4,6 4,79 4,33 4,50 5,04 5,28 $57 6,41 6,45 7,07 8,27 8,99

Exploitation arrêtée pour l'or et l'argent et réonentée pour Pb, Zn, Cu, pyr (Au, Ag,). Voir plus bas. '

IV. Or et Argenf Banská Hdru5a AU - prlt Ag - FlI AU - gr/t Kremnica

AU - Plt Ag - gr/t

- 8,4 3,39 32,09

Total : 8,OO 15,50 37,60 51,OO 44,80 42,90 36,OO 40,OO 43,70 43,80 44,70 4450 4030 38,60 39,iO

V. Plomb-Zinc - Banská Stiavnica 9,38 17,69 23,58 22,80 28,81 40,65 43,89 43,76 4 7 4 48,82 48,15 46,37 48,86 ' 49,37 Pb % - 2.6 2.05 2.16 1.87 2.04 2.03 1,92 1,81 1,81 1.90 1,63 1,67 1,77 1,61 Zn % - 1.18 1,70 2.10 1,66 2.29 2,34 2.83 2.43 2.28 2,17 1,88 1,93 1,94 1.75

Total : - 9,38 17,69 23,58' ' 22,80 28,81 40,65 43,89 43,76 47,40 48,82 48,15 46,37 48,86 49,37

VI. Antimoine Liptovská DÚbrava Sb %

Pezinok Sb %

Poprd Sb %

Cutma Sb %

Helananovce Kremnica Jasenie - iomnistá

1 ,o0 2.55 5 8 ? 0,96 8,2 470 3,20

2,30 2.55 5,6 ? 6,35 3.9 9,3 1 3,20

3,60 2,55 10,4' ?

12,2 3.81 19,46 3.97

8,60 4,83

9,6 , 11.55

11,3 4.93

16,9 4,09 18,2 2,30 15,08 4,76 1,51 4.10

21,5 19,O 3.73 3,50 7,3 14,4 2.29 2.63 15,78 11,75 4.12 5.03 1,66 3,70 0,20 - - - - -

15,9 3,70 15,l 2,20 8,98 4.87

193 19,9 24,6 24,9 25,5 3.35 3.14 2,33 2,32 2,37 14,7 15,3 15,3 15,2 15,O 2.15 2,32 2.22 2,16 2.17 9,58 8,46 7,83 7,27 7,74 3,79 3.75 4,22 4,41 4,51

Gite épuisé Gîte épuisé - 1,14 1,2 2,40 1,80 - - - - - - - -

- 13,70 3.58 19,14 3,74 0,02

- 13,84 4,89 15,83 3.53

- 13,99 5.60 9,89 2,86

Total: ~~ ~

8,46 23,56 45,66 41,46 39,27 35,18 51,69 46,44 45,15 39,98 43,78 44,80 48,93 . 49,77 50,M

VII. Magnésite HnÚSta RuZiná Podreby Burda - PoprOC. Fiatkovská Suchá Ploské iatinák Lubeník hag-Sirk Jelava Ochtiná K o k e

- - - - - - - - - - - - 7,8 18,4 22,9 18,O 18,6 16,O 13,5 9,7 11,9 10,O 8,7 0,s

- - 0,5 22,5 349 17,4 23,O 22,4 12,O 26,6 31,6 35,2 1,l 5,4 - 1,7 - - - . $8 $3 10,4 12,l 8,9 - 4,8 14,6 17,4 9,2 14,9 18,2 21,5 24,l 23,2 23,2 19,5 - - - - - - 1,7 0,2 - - - - 3,9 15,3 31,9 39,3 64,2 66,7 973 81,5 73,3 71,1 883 93,2 - - - - - - - 8,O 9,O 17,O 13,O 13,O - 19,l 52,2 65,8 72,5 67,4 63,l 72,l 75,9 76,7 843 93,2

4,3 23,6 29,8 26,2 31,8 35,4 59,O 73,9 81,8 86,3 94,7 96,9

- - 38,3 - - - - - - - - -

- - - 53,2 59,4 59,4 63,4 77,O 85,8 76,3 63,6

- - - Gîte épuisé

79,4 95,3 i31,O 38,2 44,5 56,8 7,6 - - 24,2 16,O 0,2

77,6 110,O 181,2

134,4 143,6 194,l 69,3 65,O 69,7 226,7 280,3 361,8

- - - - - -

Total : 17,lO 86,60 151,90 19490 281,40 277,20 335,40 358,50 370,90 407,lO 428,70 462,30 657,40 754,70 994,80

VIII. Talc HnÚSta - 2,30 8,6 10,O 10,3 20,8 39,3 39,5 36,5 28,7 2895 34,6 21,O I8,9 21,7

IX. Asbesfe DobSiná - ruda 80,O 80,O 840 75,l 81,5 85,6 85,2 81,7 74,l 81,2 77,9 80,4 85,9 107,9 105J dont: asbeste en fibres 2,O 2,O 2,O 2,8 1,6 1,4 1,l 1,2 0,9 1,l 1,3 1,6 1,6 1,8 2,2

microasbeste 3,O 3,O 3,O 0,9 0,7 1,2 0,9 2,l 3,3 2,6 3,3 $7 $9 7 6,5 6,6

Total : 80,O 80,O 80,O 75,l 81,5 85,6 85,2 81,7 74,l 81,2 77,9 80,4 85,9 107,9 I05,l

X. Anhydrite-gypse Novoveská Huta ? ? ? ? ? ? ? ? ? ' ? ? ? ? ? 140,5

XI. Halife PreSov - Solivar ? 9,3 16,6 17,3 17,5 17,5 18,2 17,5 15,2 16,2 18,3 15,8 24,8 29,8 28,2

334


1960 1961 1962 1963 1964 1963 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 1973 1974 Tocal

- - - - - - - - - 37,7 37,4 35,4 34,3 36,s 36,O 35,4 32,5 31,9 30,O 23,5 2,59 2,55 2,23 2,44 2,67 2,84 3,1 3,66 3,74 3,60 $46 11,92 13,06 11,87 11,O 9,87 9,07 7,11 9,33 8,73 9,44 10,ll

878,lO

16,40

37,70 37,4 35,4 34,3 36,s 36,O 35,4 32,5 31,9 30,O 23,5 941,60

50,35 48,99 47,48 48,53 47,95 47,85 48,06 48,15 50,37 59,lO 62,50 40,25 65,26 68,51 67,08 1319,96 1,78 1,68 1,49 1,52 1,54 1,55 1,44 1,56 1,59 1,48 1,29 1,57 1,36 1,43 1,48 1,94 1.73 1.87 2,07 2.39 2,54 2.35 2.30 2,30 2.30 , 2,18 2,lS 1.95 2.32 2.42

50.35 48,99 47,48 48J3 47,95 47,85 48,06 48,15 50,37 59,lO 62,50 40,25 65,26 68,51 67,08 1319,96

28,7 30,s 32,7 34,s 31.2 34,3 32,5 32,6 33,O 29,2 30,8 31,8 341 28,6 26,s 691,70 2.34 2.50 2,18 1.96 2,02 1,98 2.09 2.14 2,12 2.05 2.06 1,81 1,86 1.52 1,71 16,6 16,09 17,O 17,7 16,5 17,l 17,5 21,s 27,O 29,9 28,6 28,4 28,4 25,O 26,9 486,49 2,36 2,24 2.20 2,26 2,18 2,lS 2,07 2,09 1.73 2,19 1.91 1,82 2.08 2,22 1.85 7,99 8,31 9,45 i0,iS 11,80 4,94 Gite épuisé 206,15 4,23 4,20 3,80 3,56 3,58 3,85 - - - - 0,Ol - - 77,51 - - - - - - - - - - - 6.32 - - - - - - - 10,33 1,35 1,64 458 - - - - - - - - - - - 19,s $9 - - 25,70

1 ,o0 - - - - - - - - - 1,OO - 1,16 0,s - - 54,64 56,84 59,73 62,65 59JO 56,34 50,OO 54,lO 60,OO 60,lO 59,40 80,OO 64,41 5160 53,40 1498,88

- - - - - - - - - - - - - - -

2,5 3,6 2,9 3,2 13,s 16,O 240 15,O 10,O

135,6 141,7 151,7 177,s 198,2 177,6 173,2 172,5 180,3 57,s 58,3 82,l 83,9 973 92,9 83,4 89,9 96,9

- - - - - - - - - Gîte épuisé - - - - 8,2 141 10,2 12,2 Gîte épuisé - - - - - - - -

162,3 136,l 138,9 173,4 233,2 262,l 335,4 379,s . 364,9 34,9 69,5 57,9 747 84,O 64,s 18,4 19,O 40,O 212,6 210,l 210,4 205,7 286.7 332,6 332,4 591,3 1027,4 87,8 114,6 113,2 113,9 353 Gîte épuisé 408,l 561,4 813,5 590,7 728,9 823,9 880,3 791$ 728,9

2,3 2,9

176,s 175,8 953 95,O

- - - - - - - 312,7 290,9 110,s 142,3

1244,3 1 540,9

646,4 672,9

16,s 17,l 17,7 18,6 162,40 - - - 156,OO 197,2 191,5 196,l 206,l 2995,80 69,s 75,6 64,7 66,s I571,90 - - - - 58,30 - - - - 272,30 - - - - 1,90 334,8 338,4 366,O 402,7 5327,lO 139,5 123,2 31,4 7,s I073,90

1 634,O 1 662,4 1 526,4 1619,2 13 846,80

648,4 6OO,4 497,9 491,7 1 1 397,20 - - - - 1207,lO

1 109,SO I 305,40 I 580,80 1 431,50 1 677,80 1 769,90 1 843,lO 2 058,80 2 448,40 2 588,30 2 920,70 3 040,50 3 OO8,60 2 700,20 2 812,30 38 070,70

28,2 24,5 21,l 20,2 27,3 32,5 30,O 21,5 16,4 25,l 26,O 18,4 22,s 264 260 687,lO

113,7 114,9 105,4 1OO,3 100,O 95,O 95,3 97,9 92,l 105,3 82,l 76,4 80,2 70,7 74,4 2665,30 2,3 2,4 2,7 2,3 1,7 1,l 0,9 0,5 0,4 0,3 0,3 0,2 03 OJ 0,s 8,5 8,9 8,O 7,l 8,9 10,O 13,2 14,5 16,O 28,l 28,l 27,4 32,s 36,O 39,6

149,9 141,3 163,s 141,4 127,O 123,9 111,3 95,O 98,s 98,4 89,5 87,9 85,6 90,s 110,6 1855,40

31,5 31,3 32,2 32,7 35,s 37,7 41,6 42,l 42,7 43,4 41,8 441 42,O 412 442 8399

335


L a carte métallogénique de la Hongrie' G. Morvai, G. Pantot Hungarian Academy of Sciences, Laboratory for Chemical research, Museum Körnt 4/A, Budapest VIU, Hongrie

Sommaire

Introduction 338

Le cadre pétrographique, paléogéographique et structural 338 Répartition temtoriale des matières premieres et des minerais 342

Contents

Introduction 338

The petrographic, palaeogeographic and structural setting 338 Temtonal distribution of raw materials and ores 342

A magyar aiiami földtani intézet evi jelentex az 1965 evrol, pp. 481-493. Publié dans le rapport annuel 1965 de l'Institut géologique de Hon- grie.

337

G. Morvai. G. Pantot

Introduction

La première tentative de description des phénomènes métallogéniques de la Hongrie a causé bien des dificul- tés tant aux rédacteurs qu'aux experts qui ont participé à son élaboration. En effet, les spécialistes hongrois qui utilisaient les conceptions classiques de ia métallogénie et qui connaissaient les points de vue des auteurs des premières cartes métallogéniques, ne s'étaient pas sou- ciés jusqu'à présent de leur adaptation à la cartographie.

Dans un pays c o m m e la Hongrie, où la couverture du Néogène et du Quaternaire est si étendue (80% du territoire) et si profonde (plus de 4 O00 m par endroits), on ne peut prendre simplement c o m m e point de départ les associations des différents terrains. Dans notre cas, ce n'est qu'à partir d'une appréciation nouvelle des données tectoniques d'ensemble qu'on peut décrire la métallogé- nie.

Les problèmes spécifiques de ia structure du territoire hongrois du Bassin des Carpates sont tout à fait dif- férents de ceux de ia plate-forme podolienne et de l'Oro- gène alpin. Nous nous sommes efforcés d'éviter les sup- positions en rassemblant le plus de données de structure possible; nous avons néanmoins dû nous en tenir à une simple description des traits les plus essentiels.

Pour plus de clarté, nous avons représenté ia base géologique en laissant de côté les unités structurales et stratigraphiques appartenant au Néogène et au Quater- naire, et nous n'avons souligné, en ce qui concerne les tracés de structure, que les lignes les plus importantes entourant les massifs cristallins (fig. 1).

Le cadre pétrographique, paléogéographique et structural

1 .

FORMATION SEDIMENTAIRE

Sur la carte métallogénique de la Hongrie, nous pouvons distinguer deux périodes de formation sédimentaire.

1. Les sédiments les plus anciens sont les sédiments mésométamorphiques fortement comprimés à la 3'-4' période des mouvements riphéens avant le Cambrien supérieur. Parmi ces roches, on trouve le plus souvent des gneiss et des micaschistes, quoique les schistes a m - phiboliques des monts Mecsek et les leucites des monts Sopron soient bien connus.

En Hongrie, ces formations affleurent dans les monts Sopron (I)* et Felsöregmec-Vilyvitány (i 3), mais elles existent aussi en profondeur dans les terrains du sud de ia Transdanubie (8) et des environs de ia Tisza (16). Nous supposons aussi des roches métamorphiques sous les monts Börzsöny près du Vepor (9).

2. Des roches épimétamorphiques, formées entre le Cambrien supérieur et le Silurien au cours des plisse-

* Les chiffres entre parenthtses correspondent aux chiffres des unités territoriales de la figure I.

ments de la phase orogénique du Calédonien, existent dans les terrains précédemment cités, ainsi que dans les monts Köszeg, dans le socle qui s'étend de la Petite Plai- ne à la ligne de Raba (2), dans la région du lac Balaton et du lac Velence (5) et dans le sud du bassin de la ïala (7). Ils se composent, en général, de phyllites et de quartzites, et seul le forage par sondage a révélé des porphyroï- des.

3. U n e phase très détritique a suivi la formation sédimentaire de caractère carboné au Dévonien avec dépôts marins dans la zone des monts Bükk et du Bala- ton, dépôts continentaux dans la région des monts Mec- sek et Tokaj. Le Permien est caractérisé par des dépôts continentaux sur le territoire des monts Mecsek (8) et de la région haute du BalatonjS). En ce qui concerne la région haute du Balaton - Urhida-Tabajd (5) jusqu'à la ligne Karád-Balatonhidvég au sud(6) -, la région du massif nord de Bükk et des monts Szendrö (1 1). les monts Mecsek et Villány(8) et la partie du pays qui se trouve au sud-est de la Tisza (1 6), on ne trouve pas dans leurs témoins orogéniques les formations bien connues du Paléozoïque.

4. Au cours du Mésozoïque, le territoire de ia Hon- grie est le théâtre de sédimentations marines de type alpin. Ces formations affleurent dans le massif central de Transdanubie (4), dans les monts Gömör, Rudabá- nya (10) et Bükk (1 i), ainsi que dans les monts Mecsek et Villány. Nous ne constatons cependant leur présence que par forage profond ou en plaques isolées au niveau de ia ligne Igal-Bugyi-Tura (6) et de la ligne Mezökeresz- tes-Sárospatak (I 2) et dans la partie sud-est du pays au- delà de la Tisza. Nous trouvons toute une succession de plis de faible amplitude dans nos montagnes du Méso- zoïque; au nord et au sud de la Hongrie mésozoïque, des plissements pius prononcés et irréguliers deviennent dominants.

5. Au Paléogène, mis à part les calcaires de l'Éocène, les sédiments détritiques dominent. Dans la deuxième moitié du Tertiaire, l'activité volcanique latente se dé- place, suscitant par endroits des, intrusions pyroclastiques importantes. Au cours de I'Eocène, dans le massif centrai de Transdanubie (4), et au cours de l'oligocène sur le territoire du bassin paléogène du nord de la Hon- grie, apparaît un volcanisme andésitique produisant, dans le premier cas, des laves, dans le second, des maté- riaux détritiques dominants. Le développement du flysch du Crétacé supérieur apparaît dans le prolongement de la Petite Plaine appelé «ceinture de flysch de Transcarpatie» (16), en particulier à I'est de la Tisza (direction est-ouest) et sur les bords de ia Tisza (direction nord-sud).

6. Au cours du Néogène inférieur, une sédimentation détritique se poursuit en Transdanubie (1-S), La production de matière volcanique (dispersion de tut) joue un rôle secondaire. Par contre, aux alentours des monts Cserhá-Mitra-Tokaj (1 O- 12), l'activité volcanique constitue presque tout l'ensemble de la stratigraphie du Mio- cène qui atteint sa puissance maximale sur le temtoire de ia fosse néogénique de la plaine du nord (14).

7. Les formations du Pliocène (pannonien) et du Pléistocène sont représentées dans tout le pays par des ensembles détritiques. Leur épaisseur atteint et dépasse m ê m e 3 O00 m dans la Petite Plaine (2), le sud du bassin de ia Zala(7) et la partie sud-est de la Grande Plaine (15-16).

338

La carte métallogénique de la Hongrie

ACT'IVITI? MAGMATIQUE ET FORMATION DES MONTAGNES

Le temtoire de notre pays, en ce qui concerne le magmatisme, est lié au sort des zones orogéniques de l'Euro- pe. Il est affecté par les grands axes géosynclinaux, sil- lonné par les grandes formations montagneuses avec leur cortège de phénomènes magmatiques.

Dans le socle cristallin (Protérozoïque et Cambrien moyen), Les formations et les phénomènes magmatiques et métamorphiques sont imbriqués et il est impossible dans l'état actuel de nos connaissances, de les délimiter avec précision aussi bien dans l'espace que dans le temps.

Dans les unités de micaschistes et de gneiss méta- morphiques du Mésozoïque, se dessinent d'importantes

FIG. 1. Unités tectoniques de la Hongrie (I-VI).

lue. Nous rattacherons à la m ê m e époque les granites basaux au sud du bassin du Balaton avec leur cortège de filons (micro-granites, granites porphyroïdes et aplite). U n très faible intervalle de temps les sépare des filons et des couvertures de porphyres quartziíëres de Mecsek et des environs de ia Tisza.

A u Mésozoïque (Trias et Crétacé moyen), le magmatisme de caractère géosynclinal prend une piace prépon- dérante. En dehors des tufs de diabase («piotra verde») d'origine ladinique sans doute plus lointaine, nous ne trouvons pourtant pas de magmatite mésozoïque dans le territoire du massif centrai. Le terrain des monts Biikk recèle en majorité des intrusions subvolcaniques et volcaniques intermédiaires basiques sous-marines; à l'est des monts Bükk, on trouve des exemples de volcanisme superficiel acide (de type tuf fluviatile).

V

masses granitiques orogéniques aux limites diffuses (au sud de Mecsek et aux environs de Nagykörös et Batto- nya) que nous considérerons, en général, non c o m m e des intrusions plutoniques, mais c o m m e des aires de granitisation. Nous espérons que les datations absolues donneront des précisions sur leur époque de formation.

C'est le magmatisme basique dans les géosynclinaux qui caractérise le mieux le Paléozoïque ancien: gabbros et amphibolites dans les monts Közeg et Mecsek, diabases et tufs de diabase dans la région haute du Balaton: C'est seulement dans la région frontière nord-est que le Paléozoïque ancien s'émaille de porphyroïdes (roches de volcanisme acide).

C'est la formation montagneuse varisque qui déter- mine le développement magmatique du Paléozoïque ré- cent; mis à part des traces insignifiantes de diabase (Up- pony), on trouve surtout une activité volcanique et subvolcanique avec un plutonisme granitique orogénique. L'apparition du granite des monts Velence au Carboni- fere inférieur peut être prouvée grâce à ia datation abso-

A u Crétacé inférieur, ce sont les magmatites (diabase alcaline et phonolite) basiques de développement sous- marin («pillow-lavas))) et subvolcaniques (amas, gisement de couche) qui caractérisent l'ensemble mésozoï- que des monts Mecsek.

La vie structurale indépendante du «massif» pannonien commence seulement à s'exprimer à partir de l'épo- que néoalpine au Crétacé supérieur par une activité magmatique de type «masse intercalaire)) très particulière, différente de celle des zones orogéniques voisines. O n ne trouve, nulle part ailleurs au monde, l'équivalent de ce magmatisme de grande envergure dans des unités territoriales prises entre zones orogéniques. O n ne trouve des exemples de phénomènes semblables qu'aux approches du système montagneux alpin d'Europe onentale et d'Asie Mineure.

A partir de ia, ce sont les données structurales propres à l'écorce hongroise qui déterminent l'agencement dans le temps et dans l'espace du jaillissement magmatique, c o m m e l'a clairement montré, sur une base expéri-

339

G. Morvai, G. Pantot

mentale, E. Szadeczky-Kardoss (1 964). Les phénomènes magmatiques de base trouvent leur explication dans l'amincissement de la croûte terrestre et les foyers magmatiques, dans son épaisseur. C'est la vitesse et I'itiné- raire de la remontée dans la croûte qui déterminent la mise en place et la composition des produits magmatiques finaux. L'évolution de la composition des grands cycles est toujours l'inverse des séries de différenciation : elle montre une orientation qui va des éléments acides (de forte contamination sialique) vers les éléments basiques (matériaux de couverture moins modifiés).

Pour les temtoires de jonction (Bansag, Vlegyásza, Gömör), une volcanisation intermédiaire paléogène suc- cède à un plutonisme du Crétacé supérieur que nous pouvons seulement supposer par ses conséquences. D e gigantesques couvertures de tufs de rhyodacites et de rhyolites (tufs de rhyolites «inférieur», «moyen» et «SU- périeur» caractérisent les débuts des trois grandes pério- des volcaniques du Néogène, périodes accompagnées d'une activité de volcanisme andésitique qui suit les principaux axes de tension de la masse intercalaire pannonienne.

La période terminale du volcanisme hongrois est ca- ractérisée par une éruption basaltique de la fin du Plio- cène, produit du magma non contaminé jaillissant sou- dainement des failles profondes de la masse devenue craton.

LES GRANDES UNITI% DE FORMATION

Les théories concernant l'appartenance structurale de la Hongrie se sont concrétisées depuis les recherches effec- tuées par forages profonds dans les chaínes du socle.

Le temtoire du pays est dépourvu des caractéristi- ques frappantes des grandes unités structurales générales (géosynclinaux, plateaux); en conséquence, le classement des terrains oscille entre deux extrêmes, de l'accentua- tion du plissement léger des formations sédimentaires dans les axes des géosynclinaux jusqu'au soulèvement des masses plus dures d'origine cratonienne.

La littérature spécialisée présente, ces derniers temps, deux conceptions opposées : la conception de «l'internida» et celle qui met l'accent sur la situation structurale particulière. La conception de «l'internida» a été actua- lisée par la théorie de la «structure par zones» (E. Va- dasz, 1959), par la théorie des «cratosynclinaux» (E.R. Schmidt, 1959) et par celle des territoires consolidés au milieu des géosynclinaux partiels (V. I. Szlávin, 1959).

ia multiplication des forages pétroliers dans les massifs montagneux a considérablement accru nos connaissances sur l'appartenance structurale de la Hongrie, elle a apporté des précisions et rendu possible une description fidèle des faits au lieu des théories abstraites (E Szentes, 1958; Gy. Kertai, 1963; L. Körössy, 1963).

Ces dernières données servent de base au cadre structural de la carte métallogénique de la Hongrie. La carte de Gy. Kertai et L. Körössy distingue sept grandes unités structurales de 3' classe de type Muratov. Reprenant à notre compte une grande partie de leurs conceptions, nous distinguerons les grandes unités structurales suivantes (fig. 1): I. A l'unité structurale alpo-carpatique, appartiennent le massif de Sopron (1) prolongeant les Alpes du nord, le socle paléozoïque ancien de la Petite Plaine (2) s'éten-

dant jusqu'à la ligne de Raba et le socle cristallin de Börzsöny (9). II. A l'unité structurale dinarique, se rattache la partie sud-ouest du pays: l'Orseg(3) et le sud du bassin de la Zala (7). III. A l'unité structurale du massif central, appartient le territoire qui s'étend, avec ses nombreuses ramifications, de la ligne de Raba à la ligne structurale de Karád- Kisújszállás, autrement dit le temtoire compris entre l'unité structurale dinarique et celle de Zemplen. IV. A i'unité structurale du sud de la Hongrie, appartiennent la Transdanubie du sud (8) et la Transtis- za (1 6). V. Sous le n o m de structure de Zemplen, nous enten- dons la structure du territoire qui s'étend a l'est de Fel- söregmec-Vilyvitany (1 3) dans une direction NW-SE. VI. La ceinture de flysch des Carpates intérieures peut être considérée c o m m e une unité structurale particulière de par sa situation paléogéographique et lithologique dif- féren te.

Selon notre théorie, «I'internida» du bassin des Car- pates était un temtoire sédimentaire de structure extrê- mement compliquée qui a «vécu» depuis le Paléozoïque récent à travers le Mésozoïque jusqu'à la fin du Tertiai- re. Sa consolidation ne s'est faite qu'après les mouvements postpannoniens.

LA REPARTITION DANS LE TEMPS ET DANS L'ESPACE ET LE CARACTeRE DES PROCESSUS METALLOGENES

Selon la conception classique (Bilibin, 1949), les époques métallogéniques correspondent chacune à une phase tectonique. Sur cette base, nous classerons les phases tectoniques et métallogéniques de la façon suivante :

plus ancien que le Cambrien supé- rieur (Algonkian, Protérozoïque, Cambrien moyen et inférieur)

Calédonien Paléozoïque ancien (Cambrien su- périeur et Silurien)

Varisque Paléozoïque récent (Dévonien, Per- mien)

Alpin ancien Mésozoïque (sans le Crétacé supé- rieur)

moyen Paléogène (avec le Crétacé supé- rieur)

tardif Nèogène (y compris le Pléistocène) Nous distinguerons ainsi les roches métamorphiques

datant du Protérozoïque ou, tout au plus, du Paléozoï- que ancien, des formations plus jeunes datant avec certitude du Paléozoïque. Ainsi, uniquement sur la base du degré de métamorphisme, nous pouvons distinguer une unité métamorphique plus ancienne et plus forte, proté- rozoïque (nphéenne) et une autre plus jeune et plus faible, paléozoïque ancienne (calédonienne). C'est à cette derniére qu'appartiennent les unités structurales I, II, IV et V. Dans les structures de ce type, domine le caractère métamorphique, et les formations moins anciennes les recouvrent très faiblement - sans tenir compte des tertiaires, plus récentes. En ce qui concerne les structures III et VI, on trouve dans la première des roches méta- morphiques en quantité négligeable aussi bien par I'éten- due que par l'épaisseur (Phyllite du haut Balaton, schiste des monts Velence) et, dans ia seconde, il n'y en a tout simplement aucune trace.

Riphéen

340

ia carte métallogénique de la Hongrie

Sur le temtoire du massif central, les formations et structures d'une part varisques (Dévonien + Paléozoïque récent) et d'autre part alpines (Mésozoïque, Paléogène et Néogène) sont connues.

La plupart des matières premières minérales et des minerais sédimentaires et magmatiques hongrois se rattachent au tectonisme alpin, c'est pourquoi nous les avons divisés en trois sous-phases.

Les recherches faites dans le pays permettent une identification très sûre du socle des bassins - en dehors des bassins de grande profondeur - et des ensembles qui les recouvrent. Nous connaissons plus de deux couches structurales pour la plupart des portions de bassin qui ont subi un développement géologique varié. Sur le temtoire du massif central (III.), toutes les couches structurales sont connues, excepté le Riphéen. U n e partie des unités structurales du sud de la Hongrie (IV) et, à l'est, l'unité alpo-carpatique (I) étaient plus élevées au cours des phases varisque, alpine ancienne et récente. Dans ces régions, au-dessus d'une ou deux stratifications structurales plus anciennes que le Varisque, on ne trouve que du Néogène.

En Hongrie, on trouve essentiellement deux réseaux principaux de failles, le réseau NE-SW et ses perpendiculaires et le réseau N-S et ses perpendiculaires. U n e grande partie du réseau NE-SW est de direction varisque renouvelée. Le réseau N-S est généralement de formation plus récente, souvent alpine. Nous nous proposons d'examiner ci-dessous ces réseaux du point de vue de leur formation structurale et métallogénique.

Parmi les lignes de failles déjà existantes, d'orientation varisque, ce sont les orientations NE-SW, ou plutôt NNW-SSE, qui prédominent. La ligne de Raba, la faille de Litér, la ligne du Balaton, la faille de Zamoly, la ceinture tectonique Uppony-Rudabánya, la cassure d'Ófalu sont parmi les plus remarquables. La délimitation des réseaux alpins d'orientation transversale et des réseaux dinarique et de Zemplen d'orientation longitudinale est due aux failles varisques d'orientation NW-SE. Parallè- lement à celles-ci, se dessinent de nombreuses lignes structurales importantes. Les plus connues sont: celle de Sümeg-Tapolca, celle d'EplEny-Olaszfalu, le fossé de Mór, les lignes de failles séparant les monts Pilis des monts Dunazug, la chaîne de Tokaj de la région montagneuse de Zemplén.

Pour ce qui est de déterminer l'ordre de grandeur des déplacements, les forages plus profonds de ces dernières années fournissent peu de renseignements et l'on ne peut donner, sur la base des afíieurements, que des conclusions approximatives, faute d'une série stratigraphique complète. On peut cependant affirmer que le plus grand déplacement vertical dans le cas des deux lignes de failles (NW-SE et NE-SW) dépasse 1 O00 mètres. Actuelle- ment, nous n'avons pas encore de données directes sur la profondeur du déchirement de la croûte terrestre, mais l'apparition de failles NNE-SSW issues de l'activité magmatique et postmagmatique (ligne de Rabi, ligne du Balaton, ceinture tectonique d'Uppony-Rudabánya) permet de conclure à des cassures de plusieurs kilomètres. II est probable que les recherches actuelles sur la structure sismique de l'écorce terrestre nous indiqueront dans peu de temps laquelle ou lesquelles parmi les lignes structurales énumérées peuvent être considérées c o m m e des failles réelles, transversales, affectant l'ensemble de la croûte terrestre (en Hongrie, 25 km).

Les recherches partielles ont confirmé en beaucoup d'endroits le rejeu des anciennes directions de failles. Nous ne citerons c o m m e exemple que l'intrusion de diabase-gabbro du Crétacé liée à la ceinture structurale Upponu-Rudabánya, ainsi que le granite paléozoïque récent qui est remonté le long de la ligne du Balaton.

Les lignes de failles récentes ont joué un rôle important dans la formation des unités structurales tertiaires hongroises. Les plus connues sont: les deux failles de bordure de la ceinture de fiysch de la Tisza et la ligne de Zagyva. O n voit se manifester nombre de mouvements verticaux récents dans les terrains volcaniques du Néo- gène et dans les dépôts du Tertiaire. Les déplacements verticaux et horizontaux dus à ces mouvements sont nettement plus faibles que les précédents (rarement plus de 100-200 m).

Sur la carte métallogénique de la Hongrie, nous dif- férencions les couches de minerais magmatiques, postmagmatiques et sédimentaires, ainsi que les gisements de matières premières minérales.

Nos gisements de minerais magnéto-ferreux et titano-ferreux d'origine magmatique sont en relation avec le magmatisme du Crétacé gabbro-péridotitique (monts de Bükk) et trachydoléritique (monts de Mecsek).

Parmi les matières premières minérales postmagmatiques exploitables, nous ne mettons en relief sur la carte que les gisements hydrothermaux d'importance industrielle (monts de Velence, Bönöny, Mátra, Tokaj) et hydrothermaux-métasomatiques (chaîne de Rudaba- nya).

Ordre de formaiion de nos gisements postmagmatiques :

Varisque (monts Velence: Mo-Py, Pb-Zn, CaFJ; Alpin ancien (monts Rudabánya : Fe-Cu-Ba, région du

Alpin récent (monts Mátra et Velence: Cu-As-Py et

Alpin tardif (monts Börzsöny : Pb-Zn-Cu-Au-As, monts Matra: Pb-Zn-Cu, monts Tokaj: Au-Ag-Py et kaolin).

haut Balaton : Pb-Cu-Ba);

CU) ;

Périodes de formation de nos gisements sédimentaires :

Permien (haut Balaton: Cu-U-Py, monts Mecsek: U-

Lias (monts Mecsek: Fe, massif central de Transdanu-

Crétacé (massif central de Transdanubie: Al-Ti-V), Oligocène (monts Sárisáp et Romhány : kaolin, monts

Bükk: Mn). Parmi nos gisements minéraux sédimentaires, une

partie des minerais de bauxite et de manganese sont le résultat d'oxydations de type océanique ou littoral; une partie notable des minerais de kaolin, uranium, fer et manganèse est de formation néritique.

V-Cr-Ni-Cu),

bie: Mn),

34 1

G. Morvai, G. Pantot

Répartition temtoriale des matières premières et des minerais

Fe En Hongrie, le plus important est le minerai de fer hydrothermal métasomatique datant du Trias moyen. I1 apparaît sur une distance de 70 k m d'Uppony à Tomaszentandrás. Ses manifestations les plus importantes sont les gisements de Rudabánya et de Marto- ny composés de limonites et sidérites. D'importance moindre, à cause de sa teneur en silice, est l'ensemble sidérite-chamozite qui s'étend sur 40 k m dans le soubassement du gisement de houille liasique de Mec- sek.

M n Le minerai de manganèse est décelable sur 50 k m dans le massif central de Transdanubie, à la frontière du Lias moyen et du Lias supérieur; ses productions les plus importantes contenant des types de minerais carbonatés et des oxydes se trouvent près d'UrkÚt et Eplény. O n trouve des traces de formation de minerai de manganèse carbonaté de l'Oligocène dans la région située à l'est du massif centrai de Transdanubie. Etant donné l'oscillation importante et l'enfoncement rapide, on n'a pas pu aménager ici de mines exploitables industriellement.

Ti Dans la partie nord-ouest des monts Bükk, on peut trouver, en amas et disséminés, des minerais titano- ferreux d'origine magmatique dans les gabbro-pérido- tites du Crétacé.

Cu Après une érosion d'origine inconnue des minerais de cuivre, le cuivre en solution s'est retrouvé associé aux minerais d'uranium sédimentaires du Permien. Les plus importants gisements de cuivre hydrothermaux en cours d'exploitation industrielle se trouvent dans la région nord-est de Matra (Recsk). Des gisements d'origine semblable d'énergétite sont connus dans le temtoire de type amphibolo-andésitique des monts Velence.

Pb-Zn Les plus importants gisements de minerais non ferreux de Hongrie sont liés au volcanisme andésiti- que néogène et au développement en filon, rarement concentré. O n les trouve surtout dans les monts M a - tra, à Gyöngvösorosz. Mátraszenimre et Parádsasvár

ainsi que dans les monts Börösöny. Des gisements moins importants de minerais non ferreux du Paléo- zoïque se rencontrent dans les terrains granitiques des monts Velence.

Au-Ag Des filons de métal noble existent dans les terrains de volcanisme andésitique néogène (monts To- kaj). O n les trouve en éléments accessoires dans les minerais cuivreux du Paléogène et dans les gisements de minerais lourds non ferreux du Néogène.

Al Les gisements de bauxite les plus importants se trouvent dans le massif central de Transdanubie. Les gisements de bauxite se sont accumulés au Crétacé dans les fissures littorales superficielles du Karst tna- sique. Les emplacements les plus importants sont les gisements de Fenyop, Nyír&d, Hafimba et Iszuks- zentgyörgy, ainsi que celui de Gant, aujourd'hui épui- sé. Les gisements très puissants de Hafirnba et Is- zakszentgyörgy sont situés dans les larges fissures karstiques horizontales; les gisements bauxitiques de Nyírád et Fenyo% remplissent nombre de cuvettes et dolines plus ou moins grandes. Nous avons égale- ment connaissance de la présence de bauxite dans les terrains du sud de la Transdanubie (Nagvharsány) et au nord de la Hongrie (Nhszu), mais elle n'a pas d'importance sur le plan industriel.

U Des amas de minerai d'uranium apparaissent dans les formations permiennes des monts Mecsek et du Balaton. Seuls, les gisements situés dans l'axe de I'anticlinal permien nord des monts Mecsek ont une importance industrielle.

Ba Nous ne connaissons pas en Hongrie de gisement de barytine indépendant. Ce minerai apparaît c o m m e élément minéral accessoire - en quantité industriellement exploitable - dans les gisements ferreux de Rudabanyo.

Fluorite L'exploitation de gisements de fluorite se poursuit dans les monts Velence, dans les filons de quartz liés aux granites paléozoïques récents.

Kaolin On connaît les gisements hydrothermaux des monts Tokaj en relation avec le volcanisme rhyolitique du Néogène. Les plus importants sont les gisements de kaolin, ou plutôt d'illite, en amas à Mád, Szed, Sárospatak et Füzerradvány. O n trouve des manifestations de kaolin sédimentaire de l'oligocène dans le massif centrai de Transdanubie (Sárisáp) et dans les environs de Rómhany (Fefsöpetény).

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Aperçu sur la métallogenèse du territoire de la Roumanie* D.P. Rãdulescu, H.G. Kräutner, M. Borcos Facultatea de Geologie-Geografie Lab. Mineralogie. 1, Boul. Bälcescu, Bucarest, Roumanie Institutul de Geologie si Geofizica, 1, Str. Caransebes, 78344 Bucarest, Roumanie

Sommaire

Introduction 344

Les principales unités métallogéniques de la Roumanie 345

Les cycles métallogéniques prévarisques 345 Le cycle vansque 350 Le cycle alpin 352 Les accumulations de substances minérales utiles d'âge et de filiation génétique incertains 361

Conclusions 362

Références 364

Contents

Introduction o 344

The main metallogenic units of Romania 345

The pre-Variscan metallogenic cycles 345 The Vanscan cycle 350 The Alpine cycle 352 Accumulations of useful mineral substances of uncertain age and genetic affinity 361

Conclusions 362

References 364

Manuscrit recu en septembre 1977.

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D.P. mdulescu, H.G. Kräutner, M. Borcos

Introduction Sur les cartes métallogéniques nationales de la Rou- manie, a été adoptée ia notion de province métallogéni- que pour cette unité fondamentale, cette notion correspondant, en pétrologie aussi, au concept de «province». Ainsi, on acquiert une bonne correspondance entre ia terminologie utilisée en métallogénie et en pétrologie. Par sa filiation génétique, la province métallogénique correspond dans le temps et dans l’espace à une province pétrographique, magmatique, sédimentaire ou métamor- phique.

Pour les unités métallogéniques de rang inférieur qui peuvent dériver de l’unité fondamentale (province), les dénominations suivantes ont été employées sur les cartes nationales de ia Roumanie: province métallogénique (unité fondamentale) sous-province métallogénique (secteur de l’unité fondamentale séparé suivant des critères territoriaux-structuraux) zone métallogénique secteurs dans l’unité

champ métallogénique génétiques, paragénétiques,

district métallo- génique

gisement O n n’a pas attribué à cette terminologie utilisée pour

les unités de rang inférieur à ia province métallogénique une valeur intrinsèque; l’important est de garder la hié- rarchie dans ia nomenclature. En d‘autres termes, il ne faut pas s’attendre à une délimitation rigoureusement identique des zones, districts et champs métallogéniques dans toutes les provinces. Ces unités peuvent être déli- mitées conformément aux nécessités variables et spécifi- ques de chaque province métallogénique.

Pour définir l’élément directeur dans la délimitation des zones métallogéniques, ont été pris en considération les éléments structuraux majeurs de la partie ouest des Carpates Méridionales - par exemple dans le cas de ia province liée au magmatisme banatitique - les éléments qui définissent les zones de Tincova-Moldova NOG, Krepolin et Ruscliip-Bor ou, dans le cas de ia chaîne volcanique néogène des Carpates Orientales, les différen- ces dans le déroulement de l’activité magmatique ou volcanique (ia zone de Baia Mare à structure volcanique complexe, la zone de Bîrgáu à structure exclusivement subvolcanique, ia zone de Harghita-Cãlimani 6 structure volcanique plus jeune et moins érodée, etc.).

O n a englobé, dans les districts métallogéniques, les gisements placés autour de plusieurs centres d‘activité métallogénique rapprochés et semblables particulière- ment en ce qui concerne l’âge, ia constitution minéralo- gique et les types génétiques de minerai. Les champs métallogéniques ont été délimités sur des critères identiques, avec une présentation plus détaillée des particula- rités géochimiques et paragénétiques. Ils représentent donc un élément intermédiaire entre le district et le gisement.

O n n’a pas séparé, jusqu’à présent, sur les cartes métallogéniques de ia Roumanie, des unités de rang supérieur à ia province métallogénique. Pour ces unités, on peut employer des noms tels que: super-province, ceinture, etc.

Cette systématisation des processus métallogéniques s’est avérée très pratique dans ia représentation cartographique, étant donné qu’elle avait permis de résoudre les problèmes soulevés par la rédaction des cartes métallo- géniques de ia Roumanie à différentes échelles. La repré-

fondamentale séparés à partir des critères I géochimiques et structuraux.

Les études métallogéniques contemporaines viennent continuer d’anciennes préoccupations de géologie appli- quée, avec des résultats remarquables dans ia connaissance des conditions générales de formation des gisements et dans leur représentation cartographique. Les cartes géologiques ou géologiques minières rédigées pour les Monts Métalli feres (Socolescu, 1940; Ghipdescu, So- colescu, 1941), le massif Gut3 (Giuscã et al., 1961), le massif Poiana Ruscã (Kräutner, 1964), etc. reflètent en m ê m e temps les premières images métallogéniques à caractère régional qui sont restées encore actuelles. I1 y a un certain temps, ont été émises également les principales idées métallogéniques sur les minéralisations auro- argentiferes associées au volcanisme néogène des Monts Apuseni et de la région de Baia Mare (Ghifulescu, 1934; Ghiplescu, Socolescu, 1935); ensuite ont été avancées les hypothèses sur la formation des gisements volcano- sédimentaires métamorphisés des Carpates Orientales, de m ê m e que l’ensemble des idées métallogéniques en relation avec les phénomènes les plus importants de concentration de substances minérales utiles (Dimitrescu, 1959; Rãdulescu et al., 1968).

ia prodigieuse activité de recherche des deux derniè- res décades, développée dans toutes les unités à indices de minéralisations, spécialement dans les principaux bassins miniers, a représenté également une source de données et d’informations qui ont conduit en 1966 à la rédaction d’une première carte métallogénique 6 l’échelle 1/2 500 O00 (Ianovici el ul.). En 1969, la carte métallogé- nique a été rédigée dans une forme détaillée à l’échelle 111 O00 O00 (Rãdulescu et ul.), sur laquelle sont présentés les plus importants événements ayant engendré l’accumulation de substances minérales solides, de m ê m e que la distribution des concentrations en relation avec les principales étapes d‘évolution géologique du territoire. Dans le contexte de ce travail, des progrès ont été aussi acquis dans l’examen gîtologique des unités géologiques ayant une activité minière intense, pour lesquelles on a rédigé des cartes métallogéniques à l’échelle 11200 O00 avec texte explicatif; un programme de recherche est en train de se dérouler, dans le but de préparer une carte métallogénique à l’échelle 1/50 000. D’autre part, ces données ont été utilisées pour l’élaboration d’un aperçu sur le développement de l’activité métallogénique et sur les caractères gîtologiques des accumulations de substances minérales utiles du temtoire de ia Roumanie (Iano- vici, Borcos, 1976).

U n e préoccupation majeure dans l’élaboration des cartes métallogéniques nationales est la systématisation des processus métallogéniques à l’échelle régionale. Dans ce sens, on a essayé de définir les unités génétiques fondamentales, dont vont dériver les autres unités de rang inférieur ou supérieur. Ces unités de base nous aident à expliquer, aussi bien ia distribution spatiale des minerais et ia concordance du déroulement chronologique des processus métallogéniques, que la liaison génétique avec les principaux processus géologiques de ia croûte.

ia source commune des minéralisations (Rãdulescu, 1966) est l’élément qui réunit toutes ces données et qui est considéré c o m m e essentiel pour définit l’unité métal- logénique fondamentale.

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Aperçu sur la métallogenise du territoire de la Roumanie

sentation métallogénique ainsi obtenue a constitué le matériel de base employé à l'élaboration de ia Carte métallogénique de l'Europe et des pays carpato-balkano- caucasiens.

Les principales unités métallogéniques de la Roumanie (TABL.)

ia connaissance actuelle des accumulations de substances minérales utiles placées sur le temtoire de ia Rouma- nie nous porte à distinguer 30 unités métallogéniques fondamentales, qui se rattachent aux cycles métallogéni- ques se succédant depuis le Précambrien moyen (Proté- rozoïque inférieur). Le nombre plus grand de provinces métallogéniques présentées dans ce texte en comparaison des 24 provinces figurées sur la carte métallogénique de la Roumanie à l'échelle du 1/1 O00 000, édition 1969, est dû aux progrès réalisés ces derniers temps, particuliè- rement en ce qui concerne un meilleur encadrement dans le temps et une meilleure compréhension des processus métallogéniques des cycles préalpins. U n rôle important dans cette amélioration a été joué par les progrès enregistrés dans la datation des formations métamorphi- ques hercyniennes et plus anciennes, à la suite des recherches palynologiques, lithostratigraphiques et avec l'aide des âges isotopiques obtenus durant la dernière décade.

Pour un nombre restreint de gisements, les données actuelles ne permettent pas leur attribution à des unités métallogéniques déterminées. C'est la raison pour laquelle ces minerais seront traités dans un chapitre à part.

I1 est à souligner que dans la systématisation métal- logénique du temtoire de la Roumanie toutes les occurrences de minerai connues ont été prises en considéra- tion donc, non seulement les gisements proprement dits, mais aussi les accumulations de substances minérales utiles qui à l'heure actuelle ne présentent pas d'intérêt pour l'exploitation, soit du fait de leurs dimensions ré- duites, soit à cause de la teneur réduite en éléments utiles. Les principaux critères à partir desquels ont été figu- rés les trente unités métallogéniques fondamentales (provinces métallogéniques) sont donc d'ordre purement mé- tallogénique, envisageant tout d'abord les processus qui ont conduit à l'accumulation des substances minérales utiles, sans égard aux aspects quantitatifs à implications économiques. Ces aspects ainsi que d'autres, orientés dans une perspective économique pour certaines régions, sont présentés sur des cartes spéciales, telles que la carte des substances minérales utiles de la Roumanie, échelle 111 O00000 (Rãdulescu et al., 1969) et les cartes prévi- sionnelles pour différentes substances minérales utiles, dressées à diverses échelles.

A. LES CYCLES METALLOGENIQUES PREVARISQUES (KARELIEN, DALSLANDIEN. ASSYNTIEN TARDIF OUíET CALEDONIEN PRECOCE)

Les accumulations de substances minérales utiles cycles prévarisques sont associées entièrement aux

des ter-

rains cristallophylliens. Elles sont représentées, en majeure partie, par des concentrations métalliferes stratiformes métamorphisées et par des accumulations formées au cours des cycles successifs de métamorphisme régio- nal. L'actuel stade de connaissance des terrains méta- morphiques des Carpates et de l'avant-pays carpatique permet la répartition des minerais respectifs entre les cycles karélien, dalslandien, assyntien tardif Odet calé- donien précoce et varisque). A l'exception des dépôts formés pendant le cycle calédonien (métamorphisés à l'orogenèse varisque), tous les cycles antérieurs ont pris fin lors de phénomènes accompagnés de métamorphis- m e régional. Subsistent encore quelques incertitudes, particulièrement sur l'époque au cours de laquelle s'est produite la phase métamorphique qui a marqué la fin de l'évolution géologique et métallogénique avancée dans le Précambrien supérieur B (Protérozoïque supérieur) et qui semble avoir continué pendant le Cambrien.

D u point de vue des particularités minéralogiques et chimiques des minerais prévansques, on distingue trois groupes principaux : - accumulations d'oxydes, carbonates et silicates de Fe - accumulations de pyrites et sulfures polymétalli-

- accumulations de substances minérales utiles non- métallifères.

et Mn,

ques,

1. La province des concentrations ferriferes kardiennes (type Krivoï-Rog)

Dans le soubassement métamorphique de la Dobrogea du sud, à Palazu Mare, une formation ferrugineuse pré- cambrienne a été mise en évidence par de nombreux forages exécutés sur une anomalie magnétique importante. L'épaisseur de la couverture sédimentaire mésozoï- que et néogène est de l'ordre de 500 mètres. La formation ferrugineuse est disposée sur un complexe migmatique à gneiss œillés, attribué au Précambrien inférieur (Archéen). Les particularités pétrographiques et les âges isotopiques WAr du complexe migmatique, rajeunis à 1700-1 800 M.A., suggèrent l'équivalence de cette formation avec celie de Krivoï-Rog du bouclier ukrainien (Giuscã et al., 1967, 1976).

La formation ferrugineuse de Palazu Mure est repré- sentée par une séquence, épaisse de 400-500 m, formée de deux niveaux de roches femferes à structure rythmique (métacherts A magnétite et schistes amphiboliques à magnétite), séparés par des micaschistes à almandin. Les roches sont métamorphisées dans le faciès amphibolite de basse pression, c o m m e l'indique l'association de la sillimanite avec l'andalousite (Giuscä et al., 1976).

Les schistes ferrugineux sont constitués de quartz, oligiste, magnétite, anthophyllite, cummingtonite, hornblende, ferrosalite, almandin, grandite, biotite, dolomite, ankérite, calcite. Ces minéraux sont concentrés d'une manière sélective stratiforme, ce qui a permis de supposer que les roches de la formation femfere proviennent d'une alternance de cherts avec magnétite et cherts car- bonatés ferriferes (pistomésitiques, ankéritiques) mélan- gés avec matériel détritique argileux ou marneux (Giuscã et al., 1976). ia genèse de la formation ferrifere primaire est supposée dans un contexte volcano-sédimentaire.

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D. P. Rädulescu. €i. G. Kräutner, M. Borco$

2. L a province des concentrations métallrfPres métamorphisées associées au magmatisme basique du Précambrien supérieur (A) *

Dans les Carpates Méridionales, les Carpates Orientales et dans ia Dobrogea centrale, on connaît nombre d'occurrences et de gisements de petite taille, constitués de minerais syngénétiques métamorphisés, intercalés dans des formations métamorphiques attribuées au Précam- brien supérieur A. Le métamorphisme des séries cristallophylliennes et des minerais associés s'est déroulé dans le faciès amphibolite à almandin sous des pressions de type barrowien. Dans les Carpates, les minerais sont dis- posés à plusieurs niveaux litho-stratigraphiques séparés par d'épais empilements de roches métamorphiques; les gisements se sont donc formés respectivement lors de plusieurs phases métallogéniques (Kräutner, 1977) qui se sont succédé de ia manière suivante: Ire phase: concentrations stratiformes et lentilliformes de magnétites associées aux amphibolites. Les gisements connus sont intercalés, vers ia partie inférieure de ia Série de Sebes-Lotru de ia Nappe Gétique des Carpates Méridionales, dans un horizon riche en amphibolites associées localement aux calcaires cristallins et aux askams métamorphiques» à pyroxènes. Les accumulations de minerais sont représentées soit par de petites lentilles de minerai magnétitique compact, soit par des disséminations de magnétite associée à ia pyrrhotine, dans des amphibolites (Boutari, Valea, Fierului dans les Monts Poiana Rusca; Riiscoala, Titianu dans les Monts Sebes). Moins souvent, la magnétite apparaît associée avec du talc et de I'ankérite (Stírminosu, dans les Monts Poiana Ruscã) ou seulement aux carbonates ferrifères (Armeni?, dans les Monts Semenic).

Des concentrations lenticulaires stratiformes d'hérna- tite et de magnétite dans des amphibolites sont connues dans la Nappe de Iacobeni des Monts Bistrita, dans la région de Iacobeni-Vatra Domei (Ciotina, Haju, Suniito- ri), intercalées dans un niveau d'amphibolites situées dans la Série de Bretila. O n y observe de petites lentilles de minerai hématitique et des disséminations de magné- tite dans des amphibolites, des paragneiss et des roches cummingtonitiques à spessartine, en spessartinites et en schistes albitiques. On considère que ces minerais femferes représentent des accumulations de type Lahn-Dill métamorphisés (Savul, Mastacan, 1959; Kräutner, i 967). Du point de vue génétique, ces minerais sont consi-

dérés c o m m e hydrothermaux (volcano)-sédimentaires de type LahmDill, métamorphisés. 2e phase: concentrations stratiformes et lenticulaires de carbonates et silicates de manganèse associés aux quartzites. Ces minerais sont connus dans ia Nappe Gétique des Carpates Méridionales, intercalés vers la partie supé- rieure de ia Série de Sebes-Lotru (Pravii; dans les Monts Sebes; Delineqti dans les Monts Semenic) (fig. 1) et dans file cristalline de Preluca (Razoare), situés à la partie inférieure de ia Série de Rebra. Les minerais sont inter- calés dans un horizon litho-stratigraphique, «la formation manganésiíëre» (Savu, 1962), qui peut être suivie sur des distances de I'ordre de plusieurs dizaines de kilo-

* Sur i'échelle siratigraphique adoptée pour les cartes I.G.G., le Précam- brien supérieur A correspond à i'intervalle 1 600-850*50 M.A. (Proté- rozoïque moyen).

mètres dans les Monts Sebes et Semenic. Les lentilles de minerai apparaissent généralement associées aux quartzites ou aux quartzites à spessartine et sont constituées de rhodonite, pyroxmangite, dannemorite, knebelite, spessartine, biotite manganésifere, piémontite, carbonates manganésiiêres, magnétite, jakobsite. Parfois, le minerai contient de I'apatite (par exemple à Razoare). Les roches manganésiferes présentent une stratification pn- maire et sont plissées conformément aux roches méta-

FIG. l. Coupe synthétique à travers le gisement de manganèse métamorphisé de Delinesti. Monts de Semenic (H. Savu, 1962). 1. ortho-amphibolites; 2. paragneiss plagioclasiques à biotite et quartzites; 3. quartzites fines; 4. migmatites (vénites); 5. gneiss quartzo-feldspathiques; 6. horizon manganésifere A intercalations lenticulaires de silicates et de carbonates de manganese et de fer; 7. micaschistes à staurotide et à disthène.

SE

morphiques, dans lesquelles elles apparaissent interca- lées d'une manière concordante. Du point de vue géné- tique, les minerais sont considérés c o m m e volcano (hydrothermaux)-sédimentaires métamorphisés (Savul, Ia- novici, 1957, 1958; Giuscã, 1962). 3e phase: concentrations lenticulaires stratiformes de minerais de fer et de cuivre, associées aux amphibolites. Les minerais sont connus uniquement dans ia Nappe de Rodna des Monts Rodna (Bîzdîga), dans l'amphibolite basale de la partie médiane de la série de Rebra. Les accumulations de minerai sont constituées de dissémina- tions de magnétite, pyrrhotine et chalcopyrite dans des amphibolites. Localement, se développent des lentilles minces et discontinues de carbonates de fer. O n suppose une origine volcano-sédimentaire du minerai primaire.

Dans le Précambrien supérieur A de la Dobrogea, on connaît un seul gisement de pyrite et de sulfures polymé- talliques (Altin Tepe), intercalé vers ia partie supérieure de la Série d'Altîn Tepe (Muresan, 1971). Le gisement est constitué de plusieurs lentilles formées du minerai massif stratifié, situées au-dessus d'un horizon d'amphibolites. Le minerai comprend de ia pyrite, de la chalcopyrite, de ia magnétite, de ia barytine et sporadiquement de ia blende et de la galène. La magnétite et ia barytine apparaissent fréquemment dans les zones marginales ou vers la partie supérieure des lentilles de sulfures. D u point de vue génétique, le gisement d'Abîn Tepe est con- sidéré c o m m e une accumulation volcano-sédimentaire métamorphisée (Muregan, 1969).

* * * D e façon sporadique, on connaît des concentrations

de minerais ferrifères nickélifères dans des roches ultra-

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Aperçu sur la métallogenèse du temtoire de la Roumanie

basiques métamorphisées, associées aux séries cristallophylliennes du Précambrien supérieur des Carpates Mé- ridionales. Ainsi, à Dealu Negru-Titiantu (la partie centrale des Monts Sebes), sont encaissées dans des serpentinites, de petites accumulations magmatiques métamor- phisées de sulfures nickélifères associées à la magnéti- te.

3. La province des concentrations plomba-zinciferes métamorphisées associées à la formation carbonatée du Précambrien supérieur A

Les formations carbonatées situées vers la partie supé- rieure de la séquence du Précambrien supérieur A ont une grande extension dans les Carpates Orientales et dans les Monts Fägãras des Carpates Méridionales. As- sociées à ces formations constituées d‘une alternance de calcaires cristallins, dolomies, amphibolites et micaschistes, apparaissent des concentrations stratiformes et lenticulaires de minerais syngénétiques plombo-zincifë- res. Dans les Monts Rodna, on connaît les plus importants gisements de ce type, intercalés en concordance dans la partie médiane de la Série de Rebra de la Nappe de Rodna. On connaît également des occurrences de dimensions réduites et des concentrations de petites tail- les dans les calcaires de la Série de Fãgãras des Monts Fagaras.

Les gisements des Monts Rodna (Vallée de la Blarna, Guset) sont représentés par plusieurs lentilles-couches intercalées en concordance dans les calcaires, à différents niveaux lithostratigraphiques rapprochés. Le minerai, plissé en m ê m e temps que les roches métamorphiques, présente une stratification rythmique bien conservée. Les concentrations métalliîëres sont constituées surtout de blende et galène, auxquelles s’associent la pyrite, la barytine et, tout à fait sporadiquement, la chalcopyrite. Ces minéraux sont plus ou moins concentrés en petites couches, d‘épaisseurs millimétriques et centimétriques, disposées en alternance avec des bandes de calcaires, dolomies ou quartzites. Vers les zones périphériques des gisements, le niveau du minerai est souvent marqué par des disséminations stratiformes pauvres de pyrite, en calcaires blanc-marmoréens.

Dans les Monts Fãgãras, des concentrations semblables de blende, galène, pyrite et oxydes de fer, sous for- m e de disséminations stratiformes ou lentilles concordantes, apparaissent dans le district de Porumbacu-Ar- Pas.

D u point de vue génétique, ces minerais sont assimi- lés au type Mississippi Valey-Bleiberg-Silésie (Udubasa, pas publié).

4. L a province des concentrations métamorphiques dalslandiennes

Dans cette province, ont été groupées les roches attri- buées au Précambrien supérieur A et qui, par recristallisation au cours du métamorphisme dalslandien, ont été transformées en substances minérales utiles. Dans ce sens, on peut mentionner quelques grenatites de la partie septentrionale des Monts Poiana Ruscii et spécialement les accumulations de disthène associées aux micaschistes de la Série de SebeyLotru (Nappe Gétique) de la partie centrale des Monts Sebes et Cibin (Carpates Méridiona- les).

5. La province des produits de la dflérenciation métamorphique dalslandienne

Cette province renferme des substances minérales utiles de Pegmatites formées dans des conditions de métamor- phisme barrowien intense et d’anatexie différentielle dalslandienne dans les roches métamorphiques attri- buées au Précambrien supérieur A.

Dans les Carpates Méridionales, i1 y a des occurrences de Pegmatites métamorphiques à feldspath et muscovite particulièrement dans la Série de Sebes-Lotru de la Nappe Gétique. Les occurrences de Pegmatites sont dis- tribuées en plusieurs districts:

le district de Cujerele-Voineasa (Monts Sebes et Lo- tru), contenant des Pegmatites à muscovite (Voinea- sa, Cujerele) et Pegmatites à feldspath et spodumene (Sadu) ; le district de Boutari-Voislova (Monts Poiana Ruscii et Tarcu), renfermant des Pegmatites à dominance de muscovite; le district de Teregova-Slatina Timis (Monts Seme- nic), comprenant beaucoup de corps de Pegmatites à feldspath et muscovite. Dans les Camates Orientales. on connaît des Deama-

tites à feldspath it muscovite seulement dans la SéGe de Rebra de la partie sud-ouest des Monts Rodna.

Dans les Monts Apuseni, des Pegmatites à feldspath et muscovite apparaissent dans la Série de Somes dans la partie orientale des massifs de Gilãu et Muntele Mare. U n district important, surtout par les accumulations de feldspath, est situé dans la zone de Muntele Rece-Valea Ierii.

6. L a province des concentrations métaIliferes métamorphisées associ6es au magmatisme basique du Précambrien supérieur B

Bien que les produits extrusifs du magmatisme basique, par lesquels débute le Précambrien supérieur B, soient largement répandus dans les Carpates Méridionales et dans les Monts Apuseni, on ne connaît des gisements métallifères liés à ce magmatisme que dans la partie sud des Monts Poiana Ruscä, à Boita Haleg. Par contre, les disséminations insignifiantes de magnétite sont plus ré- pandues dans les méta-tufs basiques (Ciipilna-Cärpenis, Räsinari] ainsi que de minces couches de carbonates ankéritiques (Lingina-Tala).

Le gisement de Boils Haleg (Kräutner, 1965) est une accumulation syngénétique stratiforme de pyrite associée aux calcaires et aux quartzites bariolées. Les calcaires constituent habituellement le mur du gisement, tandis que les quartzites sont disposées au toit. Ces quartzites stratifiées renferment fréquemment des bandes millimé- triques de blende, moins souvent de galène.

La structure du minerai pyriteux est soit massive, soit stratifiée, du fait d’une alternance intime des bandes de pyrite avec des bandes de quartzites ou de calcaires. La couche de pyrite renferme localement des accumulations lenticulaires de pyrrhotine. O n peut mentionner, c o m m e un trait particulier de certains minerais de Boita Hafeg, la présence de Sapatite.

D u point de vue génétique, le gisement de Boita- H a p g est considéré c o m m e une accumulation volcano- sédimentaire métamorphisée. Le métamorphisme s’est déroulé dans les conditions de I’isograde de la biotite, sous pression de type barrowienne.

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D. P. Rãdulescu. H. G. Kräutner, M. Borco?

I. La province des concentrations métamorphisèes associees à la formation mètalydienne cambrienne

Dans cette province, ont été groupés les minerais syngé- nétiques intercalés dans les métalydiennes de ia formation graphiteuse des Carpates Orientales, attribuée au Cambrien inférieur (Série de Tulghes), formation qu'on retrouve aussi dans les Carpates de la Slovaquie (dans ia Sine de Gelnip des Gémérides). Dans l'aire des Carpa- tes Orientales, on connaît des gisements de minerais de manganèse et de barytine dans les quartzites graphiteuses.

Les minerais de manganèse constituent des gisements lenticulaires stratiformes métamorphisés et plissés avec les roches quartzitiques dans lesquelles ils sont interca- lés. Ces gisements s'étendent dans les Carpates Orienta- les, avec un contrôle lithostratigraphique évident, entre les Monts Bistrip (Borca) et Civcin (Prelucin), sur une distance d'environ 1 O0 kilomètres. Des minerais similaires apparaissant dans les Gémérides de la Slovaquie, l'aire primaire de répartition dut être beaucoup plus étendue. Les principaux gisements connus dans les Car- pates Orientales roumaines sont, du sud vers le nord: Borca, Dealu Rusului, Saru1 Dornei, Iacobeni, Oita, Dadu. Les roches manganésiferes présentent de fréquen- tes structures stratifiées. D u point de vue minéralogique, le minerai primaire est constitué surtout de carbonates de manganèse et de fer (rhodochrosite, ponite, oligonite, kutnahorite, Mn-calcite), auxquels s'associent quartz, rhodonite, pyroxmangite, spessartine, dannemorite, té- phroïte, stilpnomélane manganésifere et d'autres silicates de manganèse (Rãdulescu, 1962; Balan, 1976). Des don- nées géochimiques statistiques sur les minerais manga- nésiferes ont été présentées par Savul et Ianovici (1957, 1958; Ianovici et al., 1969). Du point de vue génétique, les roches manganésifères

sont considérées c o m m e des dépôts volcano-sédimentai- res (Savul, Ianovici, 1957).

Les minerais de barytine ne sont connus que dans ia région de Broqteni-Holdifa. Le gisement est constitué de plusieurs lentilles stratiformes, intercalées dans les quartzites graphiteuses de ia Série de Tulgheq. Parfois, ces lentilles apparaissent en superposition. Le minerai a une structure stratifiée évidente; localement on peut remarquer des structures noduleuses relictes. Outre ia barytine, participent à la constitution du minerai le quartz, la pyrite et ia blende. Les sulfures et le quartz sont souvent disposés en minces couches, qui impriment au minerai un aspect stratifié.

Les gisements de barytine de Broqteni sont considérés c o m m e des accumulations syngénétiques, hydrothermales sédimentaires métamorphisées. Le métamorphisme est de type barrowien, faciès schistes verts.

8. L a province des concentrations mètallijeres métamorphisées associées au volcanisme rhyolitique cambrien

Cette province renferme des accumulations syngénéti- ques de pyrite et de sulfures polymétalliques génétique- ment liés au volcanisme rhyolitique cambrien, dont les produits pyroclastiques et épiclastiques métamorphisés constituent plusieurs formations volcano-sédimentaires intercalées dans ia partie supérieure de la Série de Tulg- hes des Carpates Orientales. O n connaît des formations

et des gisements semblables dans ia Série de Gelnita des Gémérides de ia Slovaquie. Les formations volcano- sédimentaires et les gisements de sulfures associés s'éten- dent dans les Carpates Orientales sur une distance de 180 km. Si les produits du volcanisme rhyolitique sont largement répandus en plusieurs unités tectoniques, l'aire de répartition des gisements semble être restreinte à une seule unité principale - la Nappe bucovinienne.

Les minerais de pyrite et de sulfures polymétalliques sont intercalés à plusieurs niveaux Iithostratigraphiques, ce qui indique un déroulement de ia métallogenèse en plusieurs phases successives. L'association des gisements avec les seuls produits de certaines phases d'éruption indique un contrôle lithologique. I1 en résulte que la mise en piace des minerais a succédé aux phases à rhyolites alcalines potassiques, les phases à dominance sodique n'étant pas métallogéniques.

Les gisements connus sont groupés autour de quatre centres métallogéniques, qui ont été définis c o m m e districts métallogéniques: le district de Baia Borsa, situé au nord de la zone cristalline des Carpates Orientales, dont les plus importants gisements sont: Novicior-Novãt, Gura Báii, Burloaia, Dealul Buca fii, Píríul Ursului; le district de Fundul Modovei-Brosteni, situé dans la partie médiane des Carpates Orientales, renfermant les gisements de Fundul Moldovei, Izvorul Giumaläu, Valea Colbului, Valea Faguluì, Crucea. Lepl Ursului, Holdita, ficaria; le district de Tulghes, comprenant plusieurs occurrences sans importance économique jusqu'à pré- sent; le district de Bälan, situé dans le sud de la zone cristalline des Carpates Onentales, comprenant les gisements de Balan (fig. 2) et de Fagul Cetäfii.

Les gisements se présentent sous forme de couches et de lentilles interstratifiées dans les roches métamorphi- ques. Ils sont constitués de minerai pyriteux compact à structure massive ou stratifiée et de minerai disséminé dans des schistes chloriteux et sénciteux plus ou moins quartzeux. Les sulfures prédominants dans le minerai sont la pyrite, la chalcopyrite, la blende et ia galène. O n rencontre sporadiquement de ia pyrrhotine, de la tétraé- drite, de la bournonite, du mispickel, de la bismuthine, de la molybdenite, de ia stannite. Les sulfures sont asso- ciés avec du quartz, de ia chlorite femfere, du ferrostilp- nomélane, de la muscovite et de la magnétite, de l'anké- rite, de la cassitérite et du bismuth (Petrulian, 1966; Krautner, 1966, 1970; Zincenco, 1973; Balintoni et al., 1976). Du point de vue géochimique, une particularité du minerai est sa teneur parfois assez élevée en Bi et Sn.

Les gisements de pyrite et de sulfures polymétalli- ques sont considérés c o m m e des dépôts volcano-sédi- mentaires (Kräutner, 1966) ou hydrothermaux-sédimen- taires, semblables à ceux du type Kuroko. Le métamor- phisme du minerai et des roches environnantes, daté de 475-505 M.A. est de type barrowien dans le faciès schistes verts.

La forme des gisements, ia composition pétrographi- que et les essais de reconstitution paléostnicturale ont mis en évidence deux types principaux de concentration: a) lentilles de minerai compact entourées de dissé- minations sur des aires restreintes, formées probablement en zones dépressionnaires en milieu marin calme; b) couches lentilliformes à large extension, constituées de disséminations de sulfures dans des schistes, formées probablement dans un milieu marin agité, dans lequel

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Aperçu sur la métallogentse du temtoire de la Roumanie

ont eu lieu des phénomènes de transport et de resédi- mentation du minerai.

Outre les minerais stratiformes, caractéristiques de cette province, on suppose l'existence dans la région de Tulghes (Paltin-Sîngeroasa) de certaines concentrations filoniennes de sulfures polymétalliques métamorphisées (Muresan, Muresan, 1977).

9. La province des concentrations mètamorphiques assyntiennes (?)

Le métamorphisme des séquences que comprennent le Précambrien supérieur B et le Cambrien inférieur des

FIG. 2. Coupe du gisement de Bálan, Carpates orientales (H. Kräutner, 1965). i. méta-tufs rhyolitiques; 2. quartzites chlonteuses et schistes chloriteux-quartzeux à imprégnations de pyrite; 3. lentilles de minerai; 4. schistes séricito-graphiteux et schistes séricito-chloriteux.

B A L A N NORD

B A L A N suo

Carpates Méridionales, a été attribué à la phase baikalienne (Assyntien tardil) à partir des données d'âge isotopique WAr acquises sur des granitoïdes des Carpates Méridionales. Mais la possibilité que ces séquences renferment, dans les Carpates Orientales, d'autres terrains que ceux du Cambrien inférieur et les âges isotopiques WAr de 475 M.A. enregistrés sur ces roches, nous portent aussi à envisager que le métamorphisme corresponde au Calédonien précoce. C e métamorphisme est de type barrowien et s'est déroulé dans les conditions du faciès schistes verts.

O n ne connaît actuellement des concentrations de substances minérales utiles que dans i'unité de i'autochtone danubien des Carpates Méridionales, représentées par : a) accumulations de graphite dans la Série de Lainici-

Pãius, formées par la métamorphose des formations charbonneuses. Les lentilles de graphite et de roches graphiteuses sont situées dans les bassins des vallées Galbenul et Oltef des Monts Parfng. Elles ont subi localement un métamorphisme de contact des grani- toïdes;

b) accumulations de talc, dans la partie septentrionale des Monts Tarcu, à Marga. résultant du métamor- phisme des roches ultrabasiques, dans les conditions du faciès schistes verts.

1 O. L a province des concentrations associées

Dans le domaine danubien du Banat du sud, apparaît une unité tectonique constituée de dunites, serpentinites, troctolites et gabbros précarboniferes (Bercia et Bercia, 1962), auxquels s'associent localement des filons de diorites et de roches à composition granitique. La structure du massif de roches basiques et ultra-basiques sug- gère que celles-ci représenteraient un fragment d'une croûte océanique ancienne, notamment 'le niveau de transition entre gabbros et dunites.

Dans les serpentinites apo-dunitiques, on connaît plusieurs lentilles et Schlieres de minerai chromitique liquide-magmatique. Les occurrences se placent entre la Vallée de la Plavisevip et Baia Nouã, les plus importantes étant localisées à Plavisevifa, Lomuri, Vallée Puskars- ¡cy près de Baia Noua (Codarcea, Kräutner, 1935). Le minerai chromitique est représenté par des concentrations de cristaux et de nodules de picotite, entourés d'une auréole de réaction constituée de bérézovskite, d'alumobérézovskite, de chromite, et de chlorite, formée au cours du processus de serpentinisation (Kräutner, 1962). I1 y a des associations locales du minerai chromitique avec des serpentinites à rares cristaux de pentlandite et pyrrhotine.

Dans les serpentinites apo-dunitiques de la partie sud du massif de roches ultrabasiques, entre Tivsovip et Eibenthal, on connaît plusieurs zones à concentrations d'asbeste chrysotile. L'occurrence la plus importante est située dans la colline Potcoava, près d'Eibentha1. Le chrysotile, représenté par un mélange 60% orthochryso- tile et 40% clinochrysotile, se présente en filonnets d'épaisseur de l'ordre du millimètre à plusieurs centimè- tres (Kräutner, 1962; Trifulescu, Muresan, 1962). Ces filonnets de chrysotile sont partiellement talcisés au contact des filons de roches granitiques.

D u point de vue génétique, i'asbeste chrysotile est considéré c o m m e un produit de différenciation du processus de serpentinisation (Kräutner, 1962).

aux roches ultrabasiques du Banat du sud

1 1. L a province des concentraiions métallijeres rnétamorphisées associées au magmatisme basique silurien

Bien que les produits extrusifs du magmatisme basique siluriens soient largement répandus aussi bien dans les Carpates Orientales que dans les Carpates Méridionales, on ne connaît des concentrations métalliferes liées à ces

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D. P. Rãdulescu, H. G. Kräutner, M. Borco?

produits que dans ia demi-fenêtre tectonique des Monts Rodna. Ces minerais constituent des accumulations stratiformes syngénétiques situées à plusieurs niveaux lithostratigraphiques, formées donc au cours de phases métallogéniques successives:

a) Des concentrations de magnétite liées à la disconti- nuité entre les sédiments siluriens et le soubassement gneissique précambrien sont connues dans la fenêtre tectonique de Rusaia, sur le flanc occidental de la structure anticlinale de Bretila (Kräutner, 1967). Le minerai appa- raît soit, dans la Série de Rusaia, au-dessus du socle gneissique, en couches et lentilles constituées de métajas- pilites hématitiques, roches stratifiées hématitomagnéti- tiques, roches ankéritiques ou para-ankéritiques, soit dans les gneiss précambriens de ia Série de Bretila, jusqu’à une profondeur de quelques mètres au-dessous de la surface de transgression du Silurien. Dans ce dernier cas, la minéralisation forme des concentrations massives de magnétite d’aspect filonien ou des disséminations de magnétite dans les gneiss rétromorphosés. Ces gisements sont considérés c o m m e hydrothermaux-sédimentaires (pour la partie située dans la couverture silurienne où les jaspilites ferriferes présentent fréquemment des structures géliformes reliques) et hydrothermaux pour la partie localisée dans le socle précambrien où se sont conservées minéralisées les voies d‘accès des hydrothermes. b) Des concentrations de minerai de fer de type Lahn- Dill, intercalées dans des métatufs basiques, sont connues seulement sous forme de petites occurrences sans importance économique, dans la colline Sliol (métajapsi- lites hématitiques) et sur la colline Piciorul Oancului (lentilles ankéritiques et para-ankéritiques). c) Des concentrations de pyrite et de sulfures polymétal- liques, intercalées dans les schistes situés au-dessus des métatufs basiques, sont connues dans une lentille-couche dans ia vallée Izvorul Cepii. Les minerais présentent des structures massives ou stratifiées et sont constitués surtout de pyrite, à laquelle s’associent sporadiquement la chalcopyrite, la blende, l’ankérite et le quartz. Le gke- ment est considéré c o m m e hydrothermal-sédimentaire métamorphisé. Le métamorphisme s’est déroulé dans le faciès schistes verts, sous basse pression.

B. LE CYCLE VARISQUE

Les accumulations de substances minérales du cycle varisque sont liées soit aux terrains épimétamorphiques des Carpates, soit aux granitoïdes hercyniens. E n comparaison avec ia métallogenèse connue dans l’Europe vansque de l’avant-pays de l’orogène alpin, on remarque dans les Carpates des ressemblances évidentes, particu- lièrement en ce qui concerne les minerais de fer du type Lahn-Dill associés au volcanisme basique sous-marin du Dévonien. Des différences significatives sont visibles dans la métallogenèse associée aux granitoïdes hercyniennes, tout à fait pauvre dans les Carpates par rapport à la richesse des minéralisations associées aux granitoï- des hercyniens des autres régions de l’Europe. U n autre trait particulier du temtoire des Carpates est le fait que, contrairement à la situation de l’Europe centrale, les dépôts paléozoïques sont métamorphisés et contiennent des concentrations de substances minérales utiles for- mées par le métamorphisme régional varisque.

12. L a province des concentrations métaIliferes métamorphisées associées au magmatisme basique dévonien

Dans l’unité supra-gétique des Carpates Méridionales (Monts Poiana Ruscã) et dans certaines unités du groupe des nappes de Maramures des Carpates Orientales (Monts Rodna) ameurent d’importants empilements, constitués de produits métamorphisés du magmatisme basique initial, associés à des accumulations de minerai de fer, semblables à celles des massifs hercyniens de 1’Europe centrale (Kräutner, 1970). Ces gisements, soumis à un contrôle stratigraphique évident, sont localisés

FIG. 3. Coupes des gisements de Ghelar et de Teliuc. Monts de Poiana Ruscã (H. Kräutner, 1970). 1. sidérite; 2. ankénte; 3. parankérite; 4. quartzite; 5. hématite et magnétite; 6. méta-tuf quartzo-kératophynque; 7. schistes séncito-chloriteux et méta-tufs basiques.

p so 1ym

sur les flancs et au voisinage des zones centrales de certaines structures volcaniques submerses, sous forme de lentilles stratiformes. Les roches femferes ont été méta- morphisées et plissées ensemble avec les schistes envi- ronnants.

Dans les monts Poiana Ruscã (fig. 3), on connaît les accumulations les plus importantes de ce type (Kräutner, 1964). Les gisements apparaissent généralement sous deux formes.

Dans la partie sud de la zone s’alignent des accumu- lgtions à dominance carbonatique, telles que celles de Teliuc. Pãdurea Oraplui, 1 Mai, Ghelar, Mãtrãguna, Drago?, Vadul Dobrii, Pîrîul CU Raci, Dealul Boul, A$- nar. Valea Negrii, tandis que dans la partie septentrionale s’alignent plusieurs gisements à minerais oxydés c o m m e ceux de Cerbãl, Dîmbul Pascului et Iazuri.

Les gisements carbonatés sont constitués de minerai massif et stratifié, à dominance sidéritique, sidéroplésiti- que, mangano-sidéri tique, ankéritique et para-ankériti- que, auquel s’associent sporadiquement des quartzites à carbonates de fer, des roches magnétitiques, hématiti- ques, du minerai pyriteux et des roches formées de silicates de fer (Fe-chlorite, cummingtonite, Fe-biotite, fer- rostilpnomélane, amosite). Les minerais ameurent en plusieurs lentilles, parfois superposées, soit intercalées dans des métatufs basiques, soit au-dessus de ceux-ci. Ces accumulations syngénétiques ont été considérées c o m m e l’équivalent carbonaté des minerais du type Lahn-Dill et décrits c o m m e gisements du type Teliuc- Ghelar (Kräutner, 1970, 1977).

350

Aperçu sur la métallogenkse du territoire de la Roumanie

Dans ia partie orientale des Monts Poiana Ruscã, ces minerais sont métamorphisés dans le faciès schistes verts (zone à stilpnomélane). Vers l'ouest, l'intensité du métamorphisme s'accroit graduellement, de sorte que les minerais de ia région d'Afinar, Valea Negrii sont situés dans ia zone à aimandin. Le métamorphisme hercynien est de type barrowien.

Les minerais oxydés de ia partie septentrionale des Monts Poiana Ruscã représentent de petites accumulations du type Lahn-Dill intercalées en métatufs basiques. O n y distingue des minerais à hématite, magnétite, des roches à oxydes de fer et spessartine, quartzites et schistes chloriteux à magnétite.

Dans les Monts Rodna, on connaît seulement quelques occurrences de minerais hématitiques quartzeux du type Lahn-Dill, sans importance économique.

13. L a province des concentrations métallijères métamorphisées associées au métamorphisme rhyolitique du Carbonifere inférieur

Des produits métamorphisés d'un magmatisme rhyolitique et quartzokératophyrique ameurent dans l'aire carpatique, en particulier dans les Monts Poiana Ruscã et dans l'île cristalline de Rapolt. Ils sont représentés par des méta-rhyolites, méta-dacites, méta-kératophyres quartziferes, qui forment des dykes, et par des métatufs rhyolitiques intercalés dans la partie supérieure de la Série de Pades, attribuée au Carbonifere inférieur.

Les roches présentent localement des traces de transformations hydrothermales (silicifications, albitisations, carbonatisations) et sont accompagnées de concentrations de sulfures polymétalliques hydrothermales méta- morphisées (Kräutner, 1963, 1970). Les minerais de ce type sont disposés en plusieurs champs métallogéni- ques.

Le champ Muncelul Mic renferme des minerais à dominance plombo-zincifere, localisés dans un dyke de méta-rhyolites et dans les schistes de leur voisinage. Les concentrations en sulfures apparaissent soit sous forme de minerai compact, en nids, boudins ou lentilles, soit disposées dans le plan de schistosité des roches méta- morphiques. La zone minéralisée recoupe à l'échelle du gisement, ia schistosité métamorphique et le contact dyke-schistes. L'actuelle forme de gisement a été consi- dérée c o m m e résultant de la mobilisation des sulfures des filons hydrothermaux au cours du métamorphisme varisque. La mobilisation métamorphique s'est étendue sur des distances de plusieurs dizaines de mètres. D a u - tres interprétations génétiques envisagent Muncelul. Mic c o m m e un gisement syngénétique stratiforme (Gurãu, 1968).

Le minerai est surtout constitué de blende et de galè- ne, auxquelles s'associent ia pyrite, ia Chalcopyrite, le mispickel, la tétraédrite et l'or. La gangue est formée de quartz, ankérite, calcite, albite, séricite; les aspects structuraux du minerai reflètent ia recristallisation métamor- phique des sulfures et des minéraux de gangue.

Le champ Vele1 renferme aussi bien des dissémina- tions de sulfures dans les schistes, que plusieurs petits filons traversant un dyke de métarhyolites et les schistes voisins. La paragenèse des sulfures comprend de ia chalcopyrite, de ia blende, de la galène et de la pyrite. Les aspects structuraux indiquent une recristallisation des sulfures pendant le métamorphisme varisque.

Le champ Valea Dobra est caractérisé par des dissé- minations de sulfures polymétalliques dans les schistes du voisinage d'un dyke de métarhyolites. Le minerai contient de ia chalcopyrite, de la pyrite et du mispickel.

Outre les minerais hydrothermaux métamorphisés mentionnés, cette province comprend des accumulations syngénétiques stratiformes de pyrite, sans importance, intercalées dans ia formation à métatufs acides de la région de Nãdrag (Muresan, 1973).

14. L a province des concentrations de talc associées aux formations dolomitiques du Carbonijère inférieur du Cristallin de Poiana Ruscã

Dans la partie septentrionale des Monts Poiana Ruscã ameurent d'importants massifs de roches dolomitiques et calcaires intercalés dans la Série de Pades attribuée au Carbonifere inférieur. Ces formations ont été interpré- tées c o m m e des dépôts récifaux métamorphisés (Papiu et al., 1963).

Vers la partie supérieure de ia séquence des roches carbonades, sont connues plusieurs accumulations lenticulaires de talc (stéatite) interstratifiées dans les roches dolomitiques stratifiées. I1 semble que, au moins dans les lignes générales, les accumulations de talc soient soumises à un contrôle lithostratigraphique (Muresan, i 973), étant disposées à plusieurs niveaux lithostratigraphiques. Les roches à talc sont constituées surtout de talc (plus de go%), auquel s'associent du quartz, de la dolomite et de ia calcite. Les gisements de stéatite sont con- sidérés résulter du métamorphisme régional varisque (Berches, 1975).

,

.

15. L a province des concentrations métamorphiques varisques

Dans l'aire carpatique, le métamorphisme varisque, s'étant déroulé dans les conditions du faciès schistes verts, n'a pas docné naissance à des concentrations de substances minérales utiles importantes. O n connaît quelques petites accumulations de talc, résultant du mé- tamorphisme de quelques sills de serpentinites dévo- niennes des Monts Poiana Ruscã (Valea Lupufui).

16. L a province des concentrations métalliferes associées aux granitoïdes varisques des Monts Highis-Drocea

En liaison génétique avec les granitoïdes varisques des Monts Highis, on connaît des minéralisations de sulfures polymétalliques localisées dans les schistes faiblement métamorphisés de la Série de Pãiuseni (Silurien-Carbo- nifere inférieur) et dans les granites synorogéniques et les roches alcalines tardi-orogéniques qui recoupent cette série. Les minerais se présentent sous forme de sulfures en accumulation fiionienne ou en disséminations.

Les filons sont considérés c o m m e des produits de l'activité hydrothermale liée à ia mise en place des granites. O n connaît des filons de quartz et de carbonates minéralisés avec de ia chalcopyrite, de ia pyrite, de i'oligiste, de ia blende, de la galène, se groupant en deux districts métallogéniques : le district de Soimus-Highis et le district de Secas- Valea Prundului. Les disséminations dans les schistes représentent des minerais à dominante cuprifere.

35 1

D.P. Rãdulescu. 1i.G. Kräutner, M. Borco?

C. LE CYCLE ALPIN

La métallogenèse endogène alpine, considérée dans l'ensemble de l'orogène carpatique, est mieux représentée dans les Monts Apuseni. Dans cette unité, l'évolution polyphasée des processus a été ample et complexe, se concrétisant par la formation de minéralisations en Fe, Cu, Pb, Zn, Au, Ag, etc. au niveau des principales étapes de ia magmatogenèse alpine (magmatisme initial, banatitique et volcanisme néogène). Dans les Carpates Méri- dionales, l'activité s'est restreinte exclusivement au niveau de la magmatogenèse banatitique et dans les Car- pates Orientales à un intervalle correspondant au dérou- lement du volcanisme néogène.

Les concentrations les plus importantes en minéraux métalliferes et non-métalliferes d'origine exogène se sont accumulées, en majeure partie, suivant des processus de sédimentation marine (concentrations ferriferes, de glauconite, phosphates, sel gemme, sels déliquescents, soufre, célestine, sables riches en minéraux lourds, etc.) et de sédimentation continentale (bauxite spécialement Fe, M n , Au, etc.).

17. La province des concentrations associées aux j porphyres quartzipres triasiques Cette unité se superpose à la partie septentrionale de la Dobrogea du nord - l'aire de développement des roches basiques (basaltes et dolérites) et acides (porphyres quartziferes) d'âge triasique. Le principal élément métal- logénique dans la formation des gisements hydrothermaux, partiellement hydrométasomatiques, de barytine et de sulfures polymétalliques délimités dans le district de Somova-Malcoci et des concentrations ferrifères de la région de Iulia-Meidanchioi, est représenté par les corps des porphyres quartzifëres alignés suivant une direction préférentielle N W. Ceux-ci recoupent les terrains calcaires triasiques et les formations peu métamorphisées, probablement d'âge cambrien inférieur-dévonien (Iano- vici et al., 1961).

Les concentrations les plus importantes sont celles de Cortelu-Somova, Cî$a. collines Dealul Bechir, Dealul Carierei, Marca et Malcoci; les corps de minerai sont caractérisés à leur partie supérieure par de riches concentrations de barytine (4040% SO,Ba), la paragenèse ordi- naire étant: barytine, fluorine, quartz et calcite. Les accumulations de barytine les plus importantes sont loca- lisées dans les calcaires triasiques. En profondeur et dans les corps rhyolitiques, on constate le passage à une para- genèse à dominante de blende, galène, chalcopyrite, té- traédrite, calcite et quartz.

Les minéralisations hydrothermales métasomatiques d'oligkte et de magnétite de lulia et Cetal Bair sont loca- lisées dans des skarns grenatifères formés au contact des roches carbonatées avec des intercalations de schistes argila-gréseux et des porphyres quartzifëres triasiques. A la magnétite et à i'oligiste s'associent sporadiquement de la pyrite, de la chalcopyrite, des grenats, de i'épidote, de la chlorite, de la calcite et du quartz.

I 8. La province des concentrations métaIliPres

Les aspects les plus représentatifs du magmatisme initial basique se rencontrent dans le massif ophiolitique de Drocea, des Monts Apuseni du sud. Le caractère polygé-

'

ophiolitiques mésozoïques

nétique (liquide-magmatique, hydrothermal et volcano- sédimentaire) des accumulations métallifères peut être mis en relation avec le sens général de l'évolution des processus magmatiques et volcaniques. Les deux premiers types génétiques, partiellement superposés, sont représentés dans i'ensemble de la zone métallogénique de Drocea; l'aire du dernier type se limite à la périphérie du massif, vers le nord et vers le sud (Savu, 1972).

Les minéralisations liquide-magmatiques de titano- magnétite vanadifere sont localisées dans les corps de gabbros stratifiés ou à stratification rythmique, les plus importants étant situés dans le district de Drocea, à Ciungani-Cäzänepi, Almaq-Seli$te et Almä~el. ia for-

FIG. 4. Concentrations de titano-magnétite vanadifere de &a- nevti-Ciungani. Monts Apuseni (G. Cioflicã, 1962). 1. diorites; 2. gabbros à magnétite; 3. dolérites; 4. gabbros à diopside; 5. beerbachite; 6. basaltes.

mation des oxydes de fer et spécialement celle de la tita- nomagnétite vanadifere, a eu lieu vers la fin du processus de cristallisation fractionnée. Les oxydes de fer sont accompagnés par I'ilménite, parfois le rutile et le sphene; dans la titanomagnétite ont souvent été identifiées des séparations globulaires de pyrite avec plus ou moins de chalcopyrite et de blende.

La minéralisation en sulfures nickéliferes, cupriferes et en pyrites du district de Roqia représente plusieurs phases d'une activité hydrothermale différenciée du point de vue paragénétique, selon les conditions structurales et pétrologiques locales. Les sulfures nickélifëres à magnétite, pyrrhotine, pentlandite, bravoïte, pyrite sous forme d'imprégnations ou filonnets s'associent au corps gabbroïque de CÜzÜne$i. Les minéralisations cupnferes se placent au voisinage des contacts des corps gabbroï- ques ou des intrusifs acides. La paragenèse commune est: chalcopyrite, pyrite, quartz avec plus ou moins de magnétite, chlorite, épidote, actinote. Les accumulations de pyrite et pyrite cuprifere constituent de petits essaims filoniens ou des stocks représentés à la surface par de larges zones d'oxydation, contrôlées spécialement par des systèmes de fractures ophiolitiques orientées E-W et

Les minéralisations volcano-sédimentaires d'oxydes et hydroxydes de manganèse apparaissent en couches minces et discontinues de manganomélane et de pyrolusite, intercalées dans un horizon de jaspes, à la base des calcaires jurassique supérieur-néocomiens.

Dans le reste de I'orogène carpatique, on ne connaît des indices similaires que dans l'unité du para-autochtone de Severin des Carpates Méridionales. Dans les produits finaux de l'activité du magmatisme ophiolitique, aussi bien que dans les dépôts sédimentaires de la Nappe de Severin, les concentrations stratiformes, lenticulaircs

NE-SW.

352


compactes et les filonnets sont constitués des mêmes minéraux: pyrite, chalcopyrite avec plus ou moins de blende, chalcosine, covéline, bornite, calcédoine, quartz, calcite, épidote, chlorite, séricite.

19. L a province des concentrations métallijères associées au magmatisme paléogène (banatitique)

ia distribution des minéralisations pyrométasomati- ques, hydrothermales-pyrométasomatiques, hydrother-

Bäisoara), ainsi que par quelques indications de molyb- dénite et de pyrite associée aux corps granodioritiques des Monts MétaIliferes (district de Sãvîrsin-Temesesti).

Le district de Bäip Bihorului-Luncsoara Brusturi correspond à une aire constituée de formations cristallophylliennes, entraînées dans une tectonique alpine, avec la formation d'une nappe principale (de Codru), avec de nombreuses digitations et traversée par une suite de corps banatitiques métallogènes dirigés suivant des alignements pétrogénétiques sous-parallèles orientés NNW.

FIG. 5. Gisement de Bäip-Bihor. Monts Apuseni (G. Cioflicä, 1971). 1. calcaires barrémiens recristallisés de i'autochtone de Bihor; 2-3. roches carbonatées recnstallisées et métamorphisées métasomati- quement, dans la nappe de Codru; 2. dolomies camiennes; 3. calcaires nonens; 4. cornéennes; 5a. granites laramiens; 5b. granites à minéralisations de molybdtne; 6a. lamprophyres laramiens (A) partiellement métamorphisés en skams à grenats, idocrase et diopside à minéralisation de molybdène; 6f. dykes andésitiques laramiens (a); 7a. skams wollastonitiques à minéralisations de bismuth, molyb- dène, tungsttne et cuivre; 7b. skams calciques probablement minéralisés; 8. skams magnésiens à minéralisations de bore avec fer et tungsttne ou cuivre; 9. stocks à minéralisations de bore, bismuth, tungstène et cuivre; 10. projection du forage; 11. ligne de chevauchement.

7 2 3 4

6 7 8 WJ I m fu 9

males et de disséminations cupriîëres est déterminée par les conditions particulières, génétiques et pétrologiques qui ont contrôlé ces processus vers ia fin de la magma- togenèse banatitique, lorsque se sont formés de nombreux corps irréguliers et dykes de basaltes, andésites, rhyo-dacites, rhyolites, granodiorites et microdiorites. Ces corps ont créé des structures favorables à la formation des concentrations de Fe, B, Mo, Bi, W, Cu, Pb, Zn, Co, Ni, Au, A g et Ba, différenciées régionalement, en accord avec les conditions géologico-structurales et les particularités géochimiques originelles des sources des Monts Apuseni et des Carpates Méridionales de I'ouest- Poiana Ruscã et Banat »Cioílicã et al., 1973; (Cioíiicã, Vlad, 1973; Ianovici et al., 1976).

La sous-province des concentrations associées au magmatisme banatitique des Monts Apuseni est mar- quée par la présence des minéralisations de molybdénite, bismuthine et sulfures polymétalliques du massif de Bi- hor (district de Bãifa Bihorului-Luncsoara-Brusturi), des minéralisations à magnétite et sulfures polymétalliques de la bordure sud-est du massif de Gilãu (district de

L'empreinte métallogénique dans la moitié septentrionale du district est imprimée par les caractères gîtologiques des minéralisations du champ minier Baita Bihorului (fig. 5); c'est ia présence d'un pluton granitique-granodioritique, logé dans une large enveloppe avec des produits d'un métamorphisme thermique et hydrothermal, et le contact tectonique de Blidar, avec le système de fractures connexes, qui en sont les principaux éléments structuraux.

Le caractère polyascendant de la minéralisation est donné par la succession de quatre séquences minéralogé- niques. La première correspond à ia formation des Skarns magnésiens et calciques, à diopside, wollastonite et forsterite, généralement dépourvue de concentrations métalliîëres. La deuxième séquence, ia principale, engendre les granites, ia wollastonite et les humites, avec lesquelles s'associent surtout les oxydes de fer, ia molybdé- nite, ia bismuthine, le scheelite et le kotoïte. Dans ia séquence suivante, se sont formées les hydrothermalites du faciès albite-épidote et séricite-chlorite, accompa- gnées de molybdénite, bismuthine, scheelite, sulfures

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D. p. Rãdulescu, H. G. Krämer, M. Borcos

métalliques, sulfosels, tellurures, minéraux de bore, élé- ments natifs, etc. Dans la séquence finale, au niveau d'un faciès à carbonates et zéolite, se sont accumulés spécialement l'oligiste, la pyrite, les sulfures polymétalli- ques et les minéraux de bore (aschante).

La variation primaire de la minéralisation délimite une zonalité périplutonique, déformée localement dans la partie centrale avec la dominance de l'association Mo- Bi-W avec plus ou moins de Cu. Les concentrations cupriferes et de wolfram se placent à la périphérie des skarns à grenats et wollastonite, en formant des corps lentilliformes à zonalité concentrique; les accumulations de bismuth et de molybdénite, en tant qu'imprégnations et filonnets, sont localisées autant dans les skarns de la masse des roches calcaires, que dans ceux du voisinage des dykes lamprophyriques; les minéralisations de bore se développent dans des conditions variées dans les skarns magnésiens, à leur périphérie ou au contact des filons éruptifs avec les roches calcaires.

Dans la moitié sud du district, on remarque particu- lièrement la dominante plombo-zincifere-cuprifere, partiellement aurifere, les principales accumulations étant situées sur trois alignements pétrogénétiques orientés également NNW. Le sens général d'évolution des processus suit le m ê m e modèle métallogénique, avec la possi- bilité de distinguer des périodes d'accumulation des concentrations métalliferes, aussi bien au niveau de la formation des Skarns, que dans un stade subséquent-hydrothermal sensu sfricfo. On peut distinguer localement des parageneses riches en arséniures et sulfosels d'or, en sulfo-arséniures de Co, Ni, bismuthine, éléments natifs, etc.

Le district à gisements pyrométasomatiques de ma- gnétite et de sulfures polymétalliques de Bãisoara se remarque par le caractère femfere des minéralisations - skams magnésiens et Skarns calciques, avec lesquels s'associent génétiquement et spatialement la magnétite et la ludwigite, la pyrite, la pyrrhotine. Le minerai est localisé dans les parties apicales des intrusions banatitiques ou au voisinage des filons éruptifs, en concordance avec les formations cristallophylliennes. La minéralisation hydrothermale - imprégnations et filons de petites dimensions de Pb, Zn, C u avec plus ou moins d'Au, Ag - s'étend également en dehors des pyrométasomatites, se plaçant dans le halo marginai des roches cristallophylliennes et des formations sédimentaires transformées ul- térieurement en cornéennes, hydrométamorphisées en faciès propylitique et séricitique.

Dans les Monts Métallifères, la métallogenèse banatitique est faiblement développée. Au voisinage des corps granodioritiques du district de Savïrsin, il y a des systè- mes filoniens localement développés, dans lesquels la molybdénite apparaît en nids lenticulaires ou sous la for- m e d'un réseau épais de fissures visibles dans la gangue du quartz. A la molybdénite, s'associent sporadiquement la pyrite, la chalcopyrite, la blende et la galène et plus ou moins de calcite.

Dans la sous-province des concentrations associées au magmatisme banatitique des Carpates Méridionales, les minéralisations - la majeure partie à caractbre poly- génétique pyrométasomatique, hydrothermales et de type porphyry copper - apparaissent sur le tracé de deux alignements orientés N-S, qui s'étendent depuis la Poiana Ruscã vers le sud, jusqu'au massif de Timok (Yougoslavie). L'alignement occidental Nãdrag-Ocna de

Fier-Dognecea-Moldova Noua présente une zonalité di- rectionnelle; le segment septentrional est plus riche en concentrations plombo-zinciferes et femferes et celui du sud en minéralisations à dominante cuprifere. L'alignement Ruschifa-Sopot-Bozovici est mieux délimité dans le domaine occidental @étique); les accumulations piombo-zinciferes, partiellement cupriferes les plus importantes apparaissent dans le massif de Poiana Rusca. 11 y a des indices d'un troisième alignement Terogova- Lapusnicel-Orsova-Deli Iovan (Yougoslavie), en général moins, connu, à minéralisations de sulfures polymétalli- ques communs, partiellement auriferes. Sur le pian ré- gional, les gisements peuvent être groupés en deux districts, qui different à la fois par leurs caractères généti- ques et paragénétiques dominants.

Le district des concentrations pyrométasomatiques de magnétite de Ocna de Fier-Tincova correspond i l'aire de répartition dans une zonalité périplutonique des minéralisations femferes, plombo-zinciferes et cupriferes du champ métallogénique Ocna de Fier-Dognecea et des gisements femferes et de sulfures polymétalliques de l'enveloppe du corps granodioritique de Tincova-Na- drag. Dans le premier cas, les concentrations métalliferes se placent au contact des dépôts carbonatés situés à la base et sur les flancs d'une structure anticlinale à corps intrusifs banatitiques. La succession de deux phases de minéralisation de composition similaire, la phase pyro- métasomatique (Skarns, oxydes de fer, sulfures polymé- talliques) et la phase hydrothermale de température éle- vée (pseudo-skams, oxydes de fer, sulfures polymétalli- ques), est évidente dans presque tous les cas; dans le stade final épithermal, est formée l'association hématite- pyrite-marcasite fréquemment rencontrée dans l'auréole de transformation des Skarns. Les principales paragenè- ses de minéraux métalliques sont: magnétite-chalcopyrite-pyrrhotine et blende-galène. Dans le deuxième cas, dans les Monts Poiana Ruscã à Tincova-Nadrag, prédo- minent les produits de la phase pyrométasomatique - concentrations de magnétite dans les Skarns pyroxéni- ques à épidote et grenat.

Le district de sulfures polymétalliques hydrothermaux de Moldova Noua-Ruschita correspond à l'aire de distribution des minéralisations associées aux banatites se développant le long du système de dislocations laramiennes de Moldova Noua-Oravita-Ruschifa. Dans le Banat du sud, les minéralisations de Sasca, Florimunda, Suvorov, Valea Mare (fig. 6), @arad constituent un alignement métallogénique relativement continu, à proxi- mité de la ligne tectonique Oravila. Les minéralisations se sont formées dans le contexte d'une intense activité pyrohydrométasomatique et hydrothermale. Les enveloppes des corps intrusifs sont constituées de produits de contact thermique, marbres avec wollastonite, grenats, spinelles, micas, serpentine, etc., cornéennes à biotite et andalousite, actinote, diopside et quartzites à wollastonite. Au cours de l'étape post-magmatique, se sont formées les pyrométasomatites à grenat et pyroxènes, vésuvianite et diopside localisées dans les zones intensément fractu- rées. Lors d'une première skquence de ia phase subsé- quente de skarnification, en général d'ampleur réduite, se sont concentrés les oxydes de fer (hématite, magnéti- te); suit le métamorphisme hydrothermal (feldspathisa- tion, biotitisation, séricitisation, argilisation, silicification), qui précède et partiellement accompagne la principale phase métallogénique de concentration de la miné-

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ralisation cuprifere. Les minéralisations de sulfures mé- talliques et d'oxydes de fer apparaissent suivant des formes irrégulières, en remplacement total ou partiel des skarns, en dépôts fissuraux ou en larges disséminations dans la masse des corps banatitiques. Elles ont fréquem- ment une texture massive ou bréchique; les minéraux métalliques sont représentés par l'association hématite, tétraédrite, galène, marcasite. La minéralisation de dissé- mination cuprifere s'est développée dans les métasoma- tites phylliteuses, dont l'aspect ressemble à des stock-

FIG. 6. Gisement cuprifere de Moldova Nouã, secteur Valea Mare, Carpates méridionales-Banat (Ioana Gheorghig, 197 I). 1. banatites; 2. calcaires sédimentaires; 3. calcaires cristallins; 4. Skarns minéralisés diffusément; 5. calcaires cristallins magné- siens; 6. cornéennes biotitiques; 7. anhydritisations; 8a. minéra- lisation diffuse; 8b. minéralisation massive et imprégnations denses.

Werks, dessinant un réseau dense de fissures à quartz, séricite, pyrite et chalcopyrite. Des imprégnations similaires apparaissent aussi bien dans la masse des skarns, que dans les roches éruptives silicifiées. La succession des minéraux débute au stade de propylitisation, avec formation de magnétite, pyrite, chalcopyrite; ensuite se sont formés les Stockwerks les plus importants sur le plan quantitatif, à quartz, pyrite, chalcopyrite, blende et molybdénite. A u point de vue géochimique, les minha- lisations appartiennent au type classique cupro-molyb- dénique.

Dans le massif de Poiana Ruscã, sont caractéristiques les concentrations en galène, blende et chalcopyrite, qui apparaissent en Stockwerks, corps irréguliers (gisements de type Ruschila) localisés dans des brèches calcaires, des amphibolites ou des Skarns partiellement hydrother- malisés et les concentrations en imprégnation de sulfures polymétalliques partiellement cuprifères localisés dans des skams amphibolitiques et à épidote avec magnétite (giscments de type Ascutila- Varnila).

20. L a province des concentrations métallijères associées au volcanisme néogène carpatique

Dans les Carpates Orientales et dans les Monts Apuseni, en liaison avec les manifestations du volcanisme andési- tique du deuxième cycle d'éruption, se sont formés de nombreux gisements hydrothermaux non ferreux, auro- argentiferes, plombo-zinciferes, cupriferes, de cinabre et de soufre, des concentrations hydrométasomatiques pyriteuses, de m ê m e que des minéralisations disséminées cupriferes type porphyry-copper. Les minéralisations ferriferes, de m ê m e que celles non-métallifëres, sont en général subordonnées. Les relations établies entre les minéralisations et les formations sédimentaires et érup- tives néogènes permettent, dans les deux unités géologi- ques (au niveau de sous-province), la délimitation terri- toriale de plusieurs zones et districts métallogéniques. Dans ces unités métallogéniques, on définit plusieurs périodes et des conditions variées de déroulement des processus de minéralisation, différant autant par leurs caractères géochimiques, que par la fréquence et l'importance des accumulations (Rãdulescu, Borcos, 1967; Giuscã et al., 1973; Rãdulescu et al., 1973).

L a sous-province des concentrations associées au volcanisme nkogène des Carpates Orientales Les produits de l'activité métallogénique sont groupés en plusieurs zones, districts et champs métallogéniques, les plus importants et les mieux connus étant ceux des Monts Oas-Gutïi et de la région à structures subvolcaniques Tibles-Toroiaga-Rodna-Bîrgãu.

La zone de Oas, avec des gisements hydrothermaux de sulfures polymétalliques et auriferes, est située dans une zone de transition entre les éléments structuraux des Carpates Orientales et ceux des Carpates Occidentales. La métallogenèse s'est déroulée en liaison avec la phase des éruptions pontiennes d'andésites et d'andésites quartziferes, exprimée plus intensément dans les zones des cratères ou dans les structures subvolcaniques co- magmatiques satellites. O n peut généraliser le caractère plombo-zincifere des minéralisations situées dans le district de T a m a Mare, représentées par plusieurs groupes de fiions constitués de pyrite, blende, wurtzite, galène et pyrrhotine, mispickel, chalcopyrite, tétraédrite, marcasite, quartz, adulaire, calcite, rhodochrosite, minéraux argileux. L'association caractéristique d'éléments mineurs est: Cd, As, Sb, Co, Ni, V, Ti, M n , Ga; à développement local - minéralisations à dominance aunfere (Bixad) ou mercurifere à cinabre et marcasite (Geamána-Cámîrza- na). Les principaux alignements métallogéniques, avec les particularités géochimiques des concentrations métal- liferes et des produits de transformation hydrothermale, peuvent être corrélés vers le nord avec ceux de la zone volcanique transcarpatique, sur le temtoire de l'U.R.S.S.

La zone de Baia Mare, avec concentration hydrothermale de sulfures polymétalliques cupriferes et aunferes, présente la ceinture de gisements filoniens localisés sur le bord sud du massif Gutîi entre Ilba et Bãiut-Váratec (Borcos, Lang, 1973; Borcos et al., 1974a, 1974b, 1975, 1976a, 1976b). Les minéralisations se sont formées pendant trois périodes, chacune en liaison avec des phases indépendantes d'éruption, selon un développement spatial et temporel bien précis.

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D. P. Rãdulescu, H. G. Krämer, M. Borco9

La première phase, délimitant le district de Ilba- Baiut (gisements d'llba Nislru, de Valea Colbului], pré- sente un caractère polymétallique, partiellement cuprifè- re et aurifere; elle est de moindre intensité, les concentrations se localisant dans des structures andésitiques sarmatiennes suivant les limites d'un compartiment tectonique élevé de la partie sud-ouest du massif Gutîi.

ia deuxième phase, auro-argentifere, est liée aux an- désites quartzifères pannoniennes de la partie centrale- occidentale de la zone métallogénique, le district de Bãip-Valea Rosie (gisements de Sãsar et de Valea Rosie).

ia dernière phase, de plus grande ampleur, à carac- tère mixte - polymétallique, cuprifere et aurifère - est

mine une paragenèse à pyrite, chalcopyrite, quartz, chlorite. Localement, cette paragenèse peut se développer, par suite d'une variation verticale primaire de la miné- ralisation (le filon principal Baia Sprie, etc.), et comprendre l'association suivante: pyrite, chalcopyrite, hé- matite, scheelite, wolframite, magnétite, chlorite, quartz, ankérite et barytine. La séquence qui lui succède a une dominante plombo-zincifere; on y reconnaît en abondance de la chalcopyrite (Ilba-Nistru, Baia Sprie-Cavnic- Varatec), des sulfosels (Herja, Baia Sprie) et de I'or (Nis- tru, Valea Rosie, Dealul Crucii, Baia Sprie. suior, Cav- nic, Bãiuf et Varalec); les principaux minéraux de gangue sont le quartz, les carbonates, la séricite, l'adulaire et les minéraux argileux. Vers la fin de ce stade, s'est for-

FIG. 7. Gisement auro-argentifere de Sofia. Monts de Gutîi (M. Borcos et al., 1972). 1. formations sédimentaires pannoniennes; 2. andésites quartziferes; 3. dacites; 4. formations volcano-sédimentaires dacitiques; 5. andésites pyroxéniques sarmatiennes; 6. formations volcano-sédimentaires rhyo-dacitiques tortoniennes; 7. brèche; 8. fractures filoniennes; 9. faille; 10. galerie, horizon principal.

vf.W,urgäu

+ + + + + + +

contrôlée surtout par les structures subvolcaniques andé- sitiques pontiennes, phénomène caractéristique du district de Dealul Crucii-Bãuf (gisement de Dealul Crucii, Herja. Baia Sprie, Suior, Cavnic, Bãiuf, Varatec) de la zone centrale-orientale du massif volcanique. L'altéra- tion hydrothermale, prélude aux phases de minéralisa- tion (propylitisation, chloritisation), présente une régula- rité qui se retrouve surtout dans la stabilité de I'association de certains minéraux néoformés avec des types pa- ragénétiques distincts de minéralisations, ainsi que dans la zonalité des éléments autour des corps de minerai.

L'activité hydrothermale s'est déroulée en plusieurs stades minéralogéniques ferro-sulfureux, sulfureux poly- métalliques, carbonatés et auri Gres reconnus presque partout, mais développés inégalement du point de vue quantitatif. Le stade ferro-sulfureux, avec accumulation d'oxydes de fer (hématite, magnétite, goethite), auxquels se sont associées sporadiquement les premières généra- tions de sulfures communs, à gangue de chlorite, adulaire, séricite, sidérose et grenats, tourmaline, est caracténs- tique de la première et particulièrement de la troisième phase métallogénique. Dans ce stade, ont eu lieu d'importantes concentrations locales de cuivre (gisements Bãiu;, Varatec, Cisma-Coasta Ursului]. Le stade poly- métallique, avec une plus grande ampleur, s'est déroulé en plusieurs séquences d'importances inégales, dans le cadre d'un m ê m e gisement ou d'une m ê m e fracture filonienne. Dans presque tous les cas, il débute par une séquence cuprifere généralisée (certains systèmes filoniens des gisements Ilba et Nislru), dans laquelle prédo-

mée une concentration locale, riche et complexe de sulfosels (Baia Sprie et Herja), à développement de stibine (Herja), d'or et d'autres éléments natifs. Le stade carbo- naté y apparaît d'une manière caractéristique dans le gisement de Cavnic - concentration de rhodocrosite massive, avec sulfures de Pb, Zn, Cu, sulfosels, quartz, calcite et gypse. Le stade aurifere est limité régionale- ment au district,de Sasar-Valea Rosie (Sofia, fig. 7) et correspond entièrement à la deuxième phase métallogé- nique. La paragenèse est assez simple: or, argent, pyrite, quartz et sulfosels et générations tardives de sulfures communs. La présence des tellurures est tout à fait sporadique. L'association d'éléments mineurs identifiés est : Ag, Cd, Mn, Sb, Bi, As, Co, V, Ti; As, Sb, Co, Ni, Ti, V, Te; As, Sb, Bi, Co, Ni, W, Ti, V, Mn, Cd; As, Sb, W, T, M n , Cd; As, Sb, Bi, Ti; As, Bi, Sb, Co, Mi, W avec plus ou moins de Mn.

La zone de Toroiaga-Bîrgãu-Tibles, avec concentrations de sulfures polymétalliques et de kaolin, est mieux représentée dans l'aire des structures subvolcaniques, dans lesquelles sont fréquemment individualisées des fractures minéralisées de grandes dimensions, quelquefois discontinues, ouvertes entre 350 et 1000 mètres. L'intensité des processus d'altération hydrothermale, propylitique et potassique, est grande, I'argilisation affectant cette zone sur une large étendue et engendrant d'importantes concentrations de kaolin (Parva, Cormaia, Singeorz Bãi et Poiana Ilvei). Dans son ensemble, le caractère de la minéralisation est souligné par la présen- ce de: Pb, Zn, Cu avec plus ou moins d'Au, Ag.

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Le groupe des filons des gisements de Toroiaga et de Tibie? localisés dans les massifs andésitiques-dioritiques, avec extension aux formations cristallophylliennes pré- sentent, en général, un caractère plombo-zincifere, cuprifere, l'or constituant la particularité du champ minier de Toroiaga. La composition minéralogique des gisements filoniens de Toroiaga et de Tibles montre les associations minérales suivantes : d'une part, pyrite, pyrrhotine, marcasite, mispickel, blende, chalcopyrite, galène, sulfosels de cuivre et de plomb à gangue de quartz et carbonates et, d'autre part, pyrrhotine, pyrite, arsénopyrite, blende, Chalcopyrite, galène, tétraédrite, marcasite. Dans les Monts Rodna, les minéralisations se sont formées en majeure partie suivant des processus hydrométasomati- ques, les principales concentrations plombo-zincifères se localisant dans des systèmes de fractures et dans les plans de schistosité du complexe métamorphique avec intercalations calcaires de la Série de Rebra-Barnar; les accumulations pyriteuses sont visibles assez souvent dans des brèches d'explosion situées entre les formations cristallines et les roches éruptives. Les principales associations d'éléments mineurs sont: Cd, As, Sb, In, Ga, V, Bi avec plus ou moins de G e et plus fréquemment Cd, As, In, Se, Bi, Ga. Dans tous les cas, les minéralisations sont disposées en auréoles hydrothermales des roches propylitisées, séricitisées et chloritisées.

La zone des gisements de sulfures polymétalliques auriferes avec mercure, kaolin et soufre de Cãlimani- Gurghiu-Hãrghita a une large extension, étant connue surtout par des indices correspondant aux parties supé- rieures des étages minéralisés caractéristiques d'une ré- gion volcanique plus jeune, à ia différence des autres, moins érodées. Dans l'aire des structures volcaniques des Monts Cãlimani, district Calimani, apparaissent parfois des indices de sulfures communs et mispickel, sulfosels d'As, Sb, Bi, Ag, associés à de la calcite, du quartz, du kaolin, de la barytine, de la séricite et des minéraux argileux; mais, ce sont les gisements de soufre de Ne- goiul Românesc (ia partie méridionale de la caldère de Cãlimani) qui sont les plus importants. Les corps massifs de soufre natif auxquels sont rarement associés ia pyrite, la melnicovite et la marcasite, apparaissent en lentilles et couches dans les horizons de pyroclastites bréchiformes andésitiques silicifiées.

Le district, à minéralisations de sulfures polymétalli- ques partiellement auriferes de Gurghiu met en évidence des minéralisations surtout sous forme d'imprégnations, disposées au voisinage des corps andésitiques enraci- nés.

Le district de Hãrghita contient des accumulations de mercure et de kaolin. A Sîntimbru, dans un niveau de pyroclastites andésitiques kaolinisées et silicifiées, le cinabre est concentré en filonnets ou nids. Le minerai est constitué de cinabre avec métacinabre, pyrite, marcasite, fragments d'andésites altérés et cristaux de quartz. Les concentrations de kaolin se placent à l'extérieur de l'appareil volcanique de Harghita Cicenlui (à Hiírghita Bai].

ia zone occidentale et la zone orientale avec les gisements de sidérose et hydroxydes de fer de Cãlimani- Gurghiu-Hãrghita : au sein de la formation volcano-sédi- mentaire, et à son contact avec les formations sédimen- taires du soubassement, se distinguent plusieurs niveaux de grès et de conglomérats à ciment sidéritique, dans lesquels apparaissent de nombreuses lentilles de sidérose

compacte - gisements type Lueta- Vlãhifa et Madaru+ D e genèse semblable, apparaissent quelques concentrations de limonite, lentilies intercalées dans ia formation volcano-sédimentaire au niveau des produits épiclasti- ques grossiers connus à Corund. Biboqeni, Dîrmoxa- Valea Fierului, etc.

La sous-province des concen trations associées au volcanisme néogène des Monts Apuseni Sur le territoire des Monts Métalliferes, l'activité métal- logénique a eu l'intensité maximale dans les districts de Brad-Sãcãrîmb (gisements représentatifs : Ciinel, Bãifa, Draica, Barza, Caraci. Burcuresci-Rovina, Trestia-Ma- gura, Hondol, Sãcãrîmb. Vãlisoara), d'Alma?-Stánija (gisements importants: IlanepBreaza, Larga, Almas-Sta- nua, Muncãceasca vest, Zzvorul Ampoiulu& de Rosia Montana-Bucium (gisements remarquables : Rofia M o n - tanã, Rofia Poieni, Bucium, Conp, Arama, Carabiií Vil- coi-Botes, Tartnifa. Baia de Aries), qui sont caractérisés par des conditions génétiques diverses de concentrations auro-argentiferes, plombo-zinciferes, de dissémination cuprifere les plus importantes, et des minéralisations pyriteuses à mercure et fer subordonné (Cioflica et al., 1973; Borcos, 1976; Ianovici et al.. 1976). I! y a d'autres gisements, isolés, dans Ia zone des volcanites néogènes du couloir de ia Vallée du Mures (le gisement de dissé- mination cuprifere de Deva) ou des indices de sulfures polymétalliques auriferes dans ia Dépression du Za- rand.

Dans les bassins post-magmatiques des Monts M é - talliferes, sont localisées les zones où ia superposition des systèmes de fractures tectonomagmatiques alpines est la plus dense avec pour effet un maximum de mor- cellement et de zones perméables - alignements et noyaux d'activité volcanique et métallogénique m o n o ou polygénétiques. La plupart des gisements sont liés aux structures volcaniques enracinées (necks, caldère d'explosion, corps subvolcaniques) et aux systèmes de fractures contrôlées par des alignements tectono-volcaniques orientés de préférence NW. Les filons simples, couplés, fréquemment ramifiés, s'associent en groupes à ia péri- phérie des necks; l'imprégnation est caractéristique dans les colonnes d'explosion (Rofia Montanã. Baia de Aries, etc.); les accumulations hydrométasomatiques se sont formées au niveau des horizons pélitique-marno-argi- !eux à pyrite (gisement de Larga) ou dans des terrains calcaires (piombo-zinciferes, gisements de Baia de Arie;). Les disséminations cupriferes (gisements de Deva, de Rofia Poieni, de Valea Morii, de TarnQa, etc.) sont localisées dans des corps subvolcaniques d'andésites et de diorites quartziîëres placés dans les zones d'interfé- rente d'au moins deux systèmes de fractures tectono- volcaniques majeurs.

L'activité hydrothermale déclenchée au Badénien su- périeur (Miocène moyen) a évolué au cours de trois phases dans l'intervalle du deuxième cycle d'éruption à produits andésitiques.

Les relations établies entre les roches éruptives frai- ches, les produits de transformation hydrothermale et les concentrations métailiíères montrent que la métallogenè- se a été précédée par des processus intenses de transformation à caractère potassique dominant, avec de longues périodes de superposition des phénomènes, particulière- ment dans les gisements de dissémination cuprifere. Les associations de minéraux néoformés sont variées, à dé-

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D.P. Mdulescu, H.G. Kräutner, M. Borco?

veloppement local préférentiel ou avec une répartition zonée du feldspath potassique, de ia biotite, de ia séri- cite, de I’adulaire, des minéraux argileux, de la chlorite, des carbonates, du quartz, de I’alunite, de ia barytine et des zéolites. O n y remarque certains enrichissements présentant une signification génétique, qui met en relation le faciès argileux à séricite et adulaire avec les miné- ralisations auriferes, le faciès à chlorite avec plus ou moins des oxydes de fer avec les minéralisations poly- métalliques et le faciès à séricite, feldspath potassique et biotite avec les minéralisations cuprifères disséminées.

ia première phase métallogénique A dominante auro- argentifere s’est manifestée en liaison avec l’activité an-

FIG. 8. Gisements aunferes de Musariu Nou. Monts MétaIliferes (T.P. Ghiplescu, 1969). 1. andésite quartzifere; 2. Tortonien moyen et supérieur; 3. ophiolites; 4. failles et fractures filoniennes; 5. forage.

NW O.yrnic SE Musanu Nou 750 1 3-Y Musariu Centre1 j

désitique et dacitique du début du IIe cycle d’éruption, en engendrant des concentrations du type des gisements de Cîninel, Baila et Draica (district Bana-Sicirîmb) et de Rofia Montana (district Bucium-Rosia Montani). La minéralisation est représentée par une paragenèse assez homogène : or natif-sulfosels auro-argentiferes avec sui- fures polymétalliques auriferes. Le gisement représentatif de ce type est celui de Rosis Montana, avec des colonnes d‘explosion hydrothermalisées et cimentées à matrice quartzeuse, où sont associés dans l’ordre de leur succession: ia pyrite, le mispickel, ia blende, la chalcopyrite, l’argentite, l’or, ia marcasite. C e sont les associations or- calcite-rhodochrosite-quartz en enchevêtrements lamellaires, or-calcite, or-marcasite qui en sont caractéristi- ques. A Baifa, Cîinel et Draica l’or natif est associé A ia pyrargyrite, l’argentite, la blende ou la chalcopyrite, le remplissage des filons étant, dans la plupart des cas, reci-

menté avec de ia calcite, de la barytine, de la rhodochrosite et de l’améthyste.

ia IIe phase métalloghique s’est manifestée dans les structures volcaniques réalisées par les éruptions andési- tiques de Bana et de Sicärîmb, reconnues dans toutes les régions volcaniques, sauf dans ia Dépression du Za- rand, avec la formation des concentrations auro-argenti- Eres de sulfures polymétalliques, cuivre et mercure. La minéralisation auro-argentifère proprement dite, dans son aspect le plus caractéristique, apparaît en plusieurs groupes filoniens, les plus importants, connus dès 1’Anti- quité romaine dans l’édifice volcanique de Barza et Ca- raci (Brad), dans les gisements de Stänija, Muncaceasca

FIG. 9. Schéma de la distribution des principaux éléments et minéraux métalliques dans le gisement de Säcärîmb (T.P. Ghiplescu, M. Borcos, 1969).

I S T I B I N E l I

vest, Musariu Nou (fig. 8), Breaza (Almapl Mare), Cora- bia (Bucium), etc. L‘or natif s’est accumulé sous différen- tes formes : cristallisé, en imprégnations, en association avec le quartz, les carbonates (calcite, ankérite, rhodochrosite, dolomite), avec les minéraux argileux (kaolinite, dickite, nacrite, montmorillonite), avec barytine, gypse, arsenic natif, réalgar, marcasite et moins souvent avec du mispickel (Barza). Le développement spatial des concentrations de tellurures auro-argentifères est limité. Le gisement de Sacarîmb (fig. 9) est classique, avec une paragenèse riche : nagyagite, krennerite, sylvanite, altaîte, hessite, petzite, avec lesquels s’associent l’or natif et les sulfosels vers ia partie supérieure du gisement et les minéralisations piombo-zinciferes, dans les niveaux profonds. ia présence, en quantité relativement importante, de tellurures est connue également dans les gisements de Fa/ Baii, Sfünija (Alma$ul Marc) et à Baia de Arie?. Les

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Aperçu sur la métallogenise du temtoire de la Roumanie

minéralisations à mispickel aurifere apparaissent dans le gisement de Baia de Aries, I’association caractéristique de minéraux métalliques étant marcasite-mispickel aurifere-blende, alabandine, chalcopyrite, tellurures et sulfosels. Les concentrations de sulfures polymétalliques auriferes sont bien connues dans de nombreux gisements du district de Brad-Sãcãrîmb (Barra, Trestia-Mãgura. Va- lisoara, Bäiaga et Bocsa), du district Almas-Stãnija (gisement de Ilanes, Muncäceasca vest, Almas Stänija), dans la zone de la Vallée du Mures (à Bulza et Costeiu) et dans le gisement de Bucium-Arama. Les concentrations à dominante plombo-zincifere partiellement cupriferes ont des teneurs en or, quelquefois en tellurures ou aussi en sulfosels; localement se développe I’énargite, la stibine où prédomine la pyrrhotine. Dans certains filons, la blende et la galène avec de la pyrrhotine sont les seuls constituants (Trestia-Mägura, Bäiaga, Bocsa, Hane;) : dans les conditions d‘une activité hydrométasomatique, à Baia de Aries dans les formations carbonatées et au contact des roches éruptives, se sont formées des masses compactes de minerai plombo-zincifere. Parfois, on y constate dans ce cas des enrichissements en cuivre à la base des colonnes minéralisées (gisements de Bucium, Muncäceasca vest, Trestia-Wagura et Vali$oara). La mi- néralisation mercurifere (Izvorul Ampoiului-Zlatna) représente le stade final de I’activité métallogénique, les produits s’accumulant suivant une disposition zonée à la périphérie des gisements auriferes du district d’Alma;- Stänija. Le cinabre, largement cristallisé, est parfois im- briqué avec de la marcasite et quartz ainsi que de la calcite. ia minéralisation cupníère en dissémination, mieux exprimée dans les districts de Brad-Sãcãrîmb (gisements Valea Morii, etc.), Rogia Montana-Bucium (gisements Rosia Poieni, Turni{a), de m ê m e que dans le gisement isolé de Deva, s’est formée probablement au début de cette phase métallogénique dans un stade de décompression généralisée des sources magmatiques, de circulation des minéralisations vers la surface, notamment dans le stade précoce ou avancé des processus de transformations hydrothermales et d‘accumulation des premières minéralisations auro-argentifères et de sulfures polymétalliques, avec lesquelles elle est parfois en contact. Les concentrations se sont formées conformé- ment au modèle classique des gisements de type porphyry copper, les particularités géochimiques étant mar- quées spécialement par l’association C u - M o et Cu-Ti- Au.

La IIIe phase métallogénique est évidente seulement dans le district de Brad-Sãcãrîmb suivant une seule structure andésitique (Coasta Mare). ia composition minéralogique des zones imprégnées est caractérisée par l’association énargite-famatinite avec des minéraux de bismuth et bismuth et germanium.

21. La province des concentrations de bauxite

Les accumulations primaires de bauxite des Monts Apu- seni et des Carpates Méridionales sont de type méditer- ranéen; elles se développent sur un soubassement de calcaires, présentant une morphologie karstique plus ou moins étendue. Elles sont d’âge mésozoïque, se plaçant à plusieurs niveaux dans I’intervalle Jurassique inférieur- Santonien. Dans la composition des bauxites néoco- miennes prédominent le diaspore, dans celles de I’Albien

dans les calcaires mésozoiques

et du Sénonien, la boehmite; dans les deux types apparaissent en grande quantité les oxydes ferriques (Papiu et al., 1970).

Dans les Monts Apuseni, les accumulations de bauxite sont de petites dimensions; elles ont été identifiées dans les formations calcaires du Jurassique supérieur à la limite entre les calcaires du Jurassique supérieur et ceux du Néocomien supérieur ou du Barrémien et dans les dépressions paléokarstiques des calcaires d‘âge albien. D u point de vue minéralo-chimique, on peut distinguer trois types de bauxites: bauxites femques à diaspore et hématite (Fe203/Fe0 03 - 20), bauxite ferro-ferriques à leptochlorite et hématite (Fe203/Fe0 = 8-4) et bauxites ferreuses chlorito-goethitiques (Fe203 = 0-4). Dans tous les cas, il existe également de la kaolinite et de I’anatase. O n a pu établir une corrélation entre l’augmentation des teneurs en Alzo3 par rapport à celles en Ca, V, N a et Cr. Dans les bauxites ferreuses les teneurs en Cr, V, Ni et Sn augmentent; les teneurs en Zn, Ba, Sr restent assez constantes tandis que le Be diminue.

U n caractère allochtone particulier apparaît dans les bauxites de Sohodol-Címpeni (bassin de la moyenne Vallée de l’Arie$ considérées c o m m e étant d‘origine dé- trito-chimique. Dans leur composition, participent la muscovite détritique kaolinisée, le monohydrate d’aluminium, la boehmite et la kaolinite (ces dernières formant des schistes argileux), l’hématite, la septéchlorite, la sidérose et la pyrite. L‘association d‘éléments mineurs est dominée par la présence de Li, Sn, Sr avec plus ou moins de Ba, Pb, Cr, Vi, Ni, Zr, Be.

U n autre genre d‘accumulations est représenté par les concentrations d’argiles limonitiques à concrétions ou par les niveaux ferro-manganeux à limonite, oligiste, hématite et pyrolusite (concentrations type Vijscãu).

Dans les Carpates Méridionales, les occurrences de bauxites ont un développement local, étant seules connues les bauxites ferrallitiques du Bassin d‘Hafeg et les indices à caractère ferrolitique de Rusca Montana. Les bauxites se sont accumulées dans les paléokarsts du Ju- rassique supérieur et du Néocomien, et sont recouvertes par des dépôts sédimentaires albiens, vraconiens et maestrichtiens. Les bauxites accompagnées d’argiles hyper-alumineuses et d’argiles sans alumine libre constituent des corps efilés, à structure complexe. Dans leur composition, prédominent la boehmite et l’hématite provenant d’une série avec des termes de transition entre les bauxites pures à teneurs en SiO,<l% et les argiles kaolino-dickitiques sans alumine libre. Les éléments mineurs caractéristiques sont: V, Ga, Ni, Co, M n , Zn, Sn, Ba, Sr, Li.

O n connaît aussi des indices de bauxites dans les Carpates Orientales situées dans le toit des calcaires no- riens de l’extrémité méridionale du synclinal Rarau.

22. La province des Concentrations de sphéro-sidérites associées aux schistes noirs de la zone du flysch carpatique

Les concentrations de sphéro-sidérites néocomiennes constituent une bande assez continue, depuis les Monts Buzãu vers le nord, qui s’étend également sur le temtoire de I’U.R.S.S. Les ferrolites sont localisées dans l’ho& zon inférieur de la série des schistes noirs; on en voit aussi des indices sporadiques dans l’horizon médian schisteux, avec des lydiennes et des concrétions calcai-

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res, ou dans l'horizon supérieur à grès glauconieux silici- fiés de la Nappe d'Audia et de Tarcãu. Les gisements les

26. L a province des concentrations bactériennes

Les gisements de soufre représentatifs de cette province sont associés aux formations à gypse et sel, aux formations à hydrocarbures gazeuses, à pétrole ou aux formations bitumineuses. Le gisement de soufre de Puciosa, d'origine biochimique, est intercalé dans des formations miocènes mamo-calcaires bitumineuses, auxquelles sont associés le gypse et les calcaires diagénétiques. Le soufre se présente en agrégats de cristaux jaunes secs transluci- des. Les minéralisations de soufre de Folefti (Govora) apparaissent en lentilles, nids, imprégnations dans des mamo-calcaires coincés dans la brèche sédimentaire tortonienne au-dessus du sei. Parfois, le niveau à soufre est disposé directement sur le sel.

diagénétiques tortoniennes plus importants sont connus entre les vallées de la Bis- trita et de la Suceava, dans la Nappe d'Audia et dans ia zone du lac Bicaz, dans ia nappe de Tarcãu. A la sidérite des ferrolites, s'associent l'hématite, parfois la pyrite (dans l'horizon médian), la collophanite, des variétés d'hydroxylapatite cryptocristalline. C o m m e éléments mineurs caractéristiques: V, Cr, Ni, Co.

23. La province des concentrations épicontinentales jërri$?res paléogènes de Ia Dépression de la Transylvanie

Des conditions favorables aux accumulations de glauconite et de fer ont été réalisées surtout dans la partie nord- ouest de ia Dépression de la Transylvanie, où la formation encaissante, d'âge lutétien, constitue un grand monoclinal à pendage général vers le nord et le nord-est. Le gisement de fer de Cüpu,~, zone'de concentration maximale, est formé de deux niveaux d'oolithes femgineu- ses. Le minerai des deux niveaux, celui du niveau infé- rieur étant le plus important, est constitué d'oolithes ferrugineuses (<2 mm cimentées par un liant carbonaté (calcite, ankérite, sidérite). Le rapport entre les Oolithes et le matériel détritique est de 112. Les Oolithes ferrugineuses passent en bordure à des concentrations à glauconite partiellement limonitisée (Vinogradov et al., 1965).

24. L a province des concentrations

Les concentrations de glauconite et de phosphates de la partie septentrionale de la Dobrogea du sud sont asso- ciées aux formations épicontinentales transgressives d'âge albien, cénomanien, turonien et sénonien. Les sables glauconieux albiens de Remus Opreanu et de Sudi- tu, constitués de quartz, glauconite, feldspath, chlorite, limonite, hématite, disthène, zircon, grenats, biotite, hy- persthène, rutile, y sont mieux individualisés. Les phosphates sont plus abondants à la base du Cénomanien, dans un horizon conglomératique près de Medgidia. Les accumulations se développent sous forme de concré- tions, enchevêtrements ou fossiles phosphatisés (équini- des, ammonites). Les principaux minéraux constitutifs sont ceux du groupe de la collophanite, de la dahlite, de ia francolite et de la staffelite. A u m u r de la formation phosphatée apparaissent les sables albiens à glauconite.

épicontinentales crétacées de la Dobrogea

25. L a province des concentrations évaporitiques pa Iéogènes

A u nord-ouest de la Dépression de la Transylvanie, dans les formations éocènes, de ia base du Lutétien, est indi- vidualisé un horizon à gypse, qui accompagne les marno-calcaires à Ammonya, mieux ouvert et cantonné dans le district de Sfaras-Leghia et le district de ïaláu. Dans le premier, à côté du gypse, apparaît aussi la céles- tine. A Copüceni (Cluj), la célestine est intercalée entre un horizon à gypse helvétien à la base et un niveau de calcaires bitumineux au toit. Dans sa majeure partie, i'horizon à gypse et célestine est couvert, d'abord par les formations à Nummulites pefloratus et ensuite par des formations plus jeunes, tertiaires.

27. L a province des concentrations évaporitiques

Dans cette unité, sont placés les gisements de sel, de sels déliquescents, et parfois des accumulations de gypse des formations néogènes. Ces substances sont réparties en trois unités géologiques différentes: le Bassin de la Tran- sylvanie, celui de la Dépression du Maramures, situés à l'intérieur de la chaîne carpatique, et enfin ia région subcarpatique, située à i'extérieur de celle-ci et divisée en trois grandes sous-provinces saliferes, différant par âge, composition et forme de gisement des accumulations. O n connaît plus de 250 grands gisements de sel, ia plupart de très bonne qualité, avec plus de 97% de NaCl (Brana, 1967). Les gisements de sel se présentent principalement sous ia forme de piliers ou de masses concen- trées suivant les axes des plis diapirs.

Dans le Bassin de la Transylvanie, les accumulations de sel d'âge tortonien apparaissent sous forme de dômes diapirs au voisinage de la bordure du bassin, les gisements les plus importants étant connus à Ocna Mu- replui, Ocna Dejului et Praid. Le gisement de Praid est l'un des plus grands; en surface, il apparaît c o m m e une coupole, sa profondeur dépassant 2 500 mètres.

Dans la Dépression du Maramures, le sel s'est accu- mulé dans des conditions similaires; les gisements sont de moindres dimensions, mais avec un diapirisme plus accusé. A Coftiui-Botiza, le sel est disposé sur le flanc d'un synclinal dans un complexe à globigérines au mur et à schistes avec radiolaires et mames à Spirialis au toit. O n y a signalé également la présence d'intercalations gypsifères du m ê m e âge tortonien.

La zone subcarpatique est caractérisée par des concentrations de sel g e m m e et de sels déliquescents d'âge aquitanien, type Cacica-Tîrgu Ocna et par des concentrations de sel g e m m e d'âge aquitanien-tortonien type Valea Sürii et Glodeni. La masse de sel de Cacica est localisée sur la fracture de l'unité marginale exteme du flysch des Carpates Orientales; elle a une forme ovale et présente deux crêtes anticlinales à développement inégal, très bréchifiée dans son ensemble. A u nord de Ergue Ocna, dans le Bassin de Trotus, ont été mis en évidence qvatre alignements avec massifs de sel, qui transpercent I'Eocène-Oligocène sur une distance d'environ 6 km, ceux-ci étant intercalés dans des terrains aquitaniens- burdigaliens. U n autre massif d'âge tortonien «la montagne de sel», de grandes dimensions, est situé au nord de Ploie$ti. Des gisements importants de sel gemme sont connus aussi A Ocnele Mari-Ocnita- Urzicaru (Govora).

néogènes

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Les concentrations de sels déliquescents de potassium et de magnésium sont situées sur des aires restreintes, constituant des associations complexes et de fines concrétions; on ne connaît guère d'accumulations mono- minérales, D u point de vue quantitatif, elles sont bien représentées dans la région de Tazlãu, où la formation encaissante - élément constitutif d'un pli tectonisé sur une longueur d'environ 6 k m - est formée d'alternances stériles, de brèches sédimentaires saliferes et de concentrations complexes de sels: halite, sylvine, kainite, polyhalite, langbeinite, Iéonite et anhydrite. Les indices de m ê m e composition apparaissent également à Gáleanu, près de Tîrgu Ocna.

28. L a province des concentrations ferriifes de la partie sud-est de la Dépression Pan non ique

Cette unité occupe l'espace du golf pannonique qui s'in- sinue entre les Monts Highis-Drocea, au nord, et Poiana Ruscã, au sud. La limite de la province suit la zone littorale de la mer pannonienne suivant le niveau actuel d'érosion. Dans la partie septentrionale de cette aire, correspondant au district de Buzad, les concentrations stratiformes détritiques de magnétite disséminée dans des formations sableuses mettent en évidence des teneurs élevées en titane, indiquant ainsi, c o m m e prhci- pale source, l'aire des magmatites ophiolitiques des Monts MétaIliferes.

Dans la partie méridionale, au sud du Golfe, le district de Poiana Ruscã est caractérisé par des intercalations limonitiques dans des sables et des graviers panno- niens (Dragsine$, Surducul Mic et Bote$iJ.

29. L a province des concentrations marines de minéraux lourds d'âge pontien-dacien

Les terrains encaissants des concentrations de minéraux lourds participent à la constitution du flanc interne de l'avant-fosse des Carpates Méridionales, mieux repré- senté dans le bassin de la Vallée du Topologu, aux alentours de la localité de Tigveni et dans le bassin supérieur de la Vallée de Motru, à Glogova et Sisesti. Dans le Pontien supérieur et dans les dépôts daciens sont indivi- dualisés plusieurs niveaux de sables et de graviers A minéraux lourds. La fraction légère est représentée par du quartz, des feldspaths et des micas; la fraction lourde est composée de pyroxènes, d'amphiboles, d'ilménite, de grenat, de magnétite, d'hématite, de rutile, de broockite, de leucoxène, de sphene, de zircon, de staurotide, d'apatite, de disthène, d'épidote, de tourmaline, de xénotine, de monazite, et de titano-magnétite.

30. Les accumulations deltaïques-Mora les

La source principale est représentée par le delta du Da- nube, aire dans laquelle, lors des processus successifs d'érosion des anciens dépôts et de formation de nouvelles accumulations littorales, à la limite des domaines marin et Continental, se sont accumulés par sélection naturelle et gravité, des sables riches en grenats, ilmé- nite, magnétite, zircon, rutile, titanite, monazite, épido- te, staurotide, disthène, tourmaline, apatite, amphiboles, sillimanite, pyroxènes, chromite, etc. La distribution

et alluvionnaires quaternaires

quantitative de la fraction lourde n'est pas uniforme; elle varie sensiblement d'un niveau à l'autre, m ê m e dans le cadre de la m ê m e formation. Les zones optimales d'accumulation sont localisées dans la partie méridionale de la formation de Caraorman, dans la formation de Letea du cordon littoral fossile Sãrãturile et du cordon littoral fossile Chituc. La fraction légère contient du quartz, du feldspath, de la calcite, de la muscovite, des minéraux argileux (Panin, Panin, 1975).

Les accumulations alluvionnaires continentales sont de moindre importance. O n connaît surtout des indices de concentrations de minéraux .lourds en dépôts fluviati- les dans le réseau hydrographique des grandes rivières de l'avant-fossé des Carpates Méridionales, d'accumulations de galets de fer piégés dans un matériau alluvionnaire quaternaire, provenant du champ minier Ocna de Fier (Banat) ou des concentrations d'or, dans les alluvions du réseau du bassin des vallées de l'Ariej et de 1' Olt.

D. LES ACCUMULATIONS DE SUBSTANCES MINERALES UTILES DACE ET DE FILIATION GENETIQUE INCERTAINS

I1 y a encore bien des cas, la plupart dans les Carpates Méridionales et dans les Monts Apuseni, pour lesquels les données disponibles ne permettent pas un bon encadrement dans le temps, ni la connaissance en détail des conditions d'accumulation de la minéralisation.

Dans les Carpates Orientales, on connaît plusieurs types de gisements hydrothermaux dont la filiation géné- tique ou la position dans le temps et dans l'espace ne permettent pas leur rattachement à l'une des provinces métallogéniques bien déterminées. Les données insuffi- santes sur la position et le rôle de ces gisements, plus ou moins isolés, dans l'évolution géologique des Carpates Orientales n'encouragent pas, à l'heure actuelle, les tentatives de tracer le contour de nouvelles provinces mé- tallogéniques. - Les minerais hydrothermaux de sulfures polymé- talliques et de carbonates de fer sont connus dans la partie septentrionale de la zone cristalline à Fluturica (Cîr- libaba), Canal, Bîrjábel, etc. Les concentrations de minerai se présentent en filons très boudinés, situés au voisinage de la limite de transgression, entre les dépôts sédi- mentaires paléozoïques métamorphisés et le soubassement cristallophyllien. Les minerais sont, en général, largement cristallisés et présentent localement des structures relictes concentriques, depuis le bord vers la partie centrale des filons. D u point de vue de la paragenèse, on remarque particulièrement l'association carbonates de fer-galène-blende-chalcopyrite-pyrite et quartz. Le degré avancé de boudinage sur les plans de cisaillement dispo- sés parallèlement à la schistosité des séries mètamorphi- ques hercyniennes a conduit à l'hypothèse d'un âge pa- léozoïque supérieur pour ces minerais, ce qui concorde d'ailleurs avec certains âges isotopiques Pb-Pb enregis- trés. Le cadre géologique, la paragenèse, quelques aspects structuraux et l'âge probable permettent la corrélation de ces minerais avec les filons sidérite-ankerite et à sulfures polymétalliques des Gémérides de la Slovaquie. Ils paraissent être également similaires aux filons sidéritiques de Siegerland (Massif Rhénan). - A Delni/a (nord-est de Cîmpulung Modovenesc), des minerais hydrothermaux métasomatiques de carbo-

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nates de fer représentent un gisement de substitution métasomatique dans les dolomies triasiques, situées dans la couverture sédimentaire de la Nappe de Rodna- Mestecãniq (la Nappe sub-bucovinienne). Le minerai est constitué surtout de carbonates de fer, auxquels s'associent sporadiquement de l'hématite et une génération plus jeune de pyrite et de quartz. - Entre Cîmpulung Modovenesc et Iacobeni, à Mestecanif, les minerais hydrothermaux de sulfures po- lymétalliques apparaissent dans des concentrations filoniennes constituées surtout de quartz, pyrite, blende, galène et chalcopyrite. C o m m e le minerai n'est pas mé- tamorphisé régionalement, on suppose que ce gisement est d'âge alpin. - A u sud de Cîmpulung Modovenesc, suivant un alignement tectonique orienté N-S, apparaît une série de concentrations hydrothermales de sulfures polymétalli- ques et de barytine, mieux connues à Gemenea et Sla- tioara. Plus important est le gisement de barytine d'Os- Ira, situé dans la partie méridionale de cet alignement. Dans la partie supérieure, la substitution hydrothermale a affecté des dolomies triasiques et, dans la partie infé- rieure, des gneiss czillés très schistés et rétromorphosés. La barytine constitue des concentrations à contours irré- guliers et à structure massive ou porphyrique. Locale- ment, vers la partie supérieure du gisement, apparaissent des nids de witherite blanche, à structure fibroradiaire. La succession du dépôt semble comprendre une silicification suivie de deux phases à barytine associée localement à des sulfures polymétalliques (pyrite, blende, galè- ne, tétraédrite) et or et avec une phase finale à calcite. - Les minerais hydrothermaux de molybdénite, zircon, monazite et sulfures polymétalliques associés au massif alcalin de Ditrãu. Le massif alcalin de Ditrãu, formé probablement au cours du Jurassique (K/Ar = 160-130 M.A.), est constitué d'un complexe marginal monzonitique (monzonites, syénites, diorites) et d'un complexe central foyaïtique (syénites néphélini- ques), dans lesquels on remarque également des faciès pegmatoïdes. Le complexe monzonitique est traversé par une suite de filons d'aphtes et de lamprophyres. Les concentrations filoniennes à molybdénite et terres rares sont associées aux faciès diontiques localisés dans la partie septentrionale du massif (Vallée de Jolotca). La minéra- lisation est représentée par des albites à monazite, pyrite et titanomagnétite et par des carbonatites à molybdénite. Les carbonatites ont une composition complexe. Elles sont constituées de calcite, sidérite, ankérite, magnétite, hématite, trémolite, orthite, yttrocalcite, molybdénite, pyrite, blende, galène. Les dernières venues, hydrothermales, ont déposé de l'épidote et de la calcite. - L'opinion courante sur les Monts Apuseni est que Ia métallogenèse préalpine y serait tout à fait restreinte, sinon m ê m e inexistante. Les données récentes signalent cependant certains événements métallogéniques précam- briens et paléozoïques d'extension régionale, correspondant à des minéralisations volcano-sédimentaires méta- morphisées, situées dans les séries mésométamorphiques et épimétamorphiques des massifs de Bihor et Gilau. Les plus anciens indices (gisements type Rãchiiele), probablement d'âge précambrien, de minéralisations à sulfures polymétalliques partiellement feniferes ont été trouvés dans des formations métamorphiques équivalentes à la Série de Somes, en relation avec un niveau de roches acides métamorphisées. Sur la bordure sud des Monts

.

Bihor, dans le bassin du ruisseau Valea Leuca, au niveau du complexe médian de la Série de Biharea (d'âge pré- cambrien supérieur?) à schistes chloriteux avec porphy- roblastes d'albite et intercalations de roches carbonatées, apparaissent des minéralisations de fer polymétalliques et de barytine. Dans le bassin du ruisseau Valea Dolii, à un niveau stratigraphique supérieur, dans le complexe supérieur de la Série de Muncel (d'âge cambrien?), à quartzites sériciteuses à métarhyolites, on a mis en évi- dence des minéralisations pyriteuses et cupriferes asso- ciées quelquefois également à des quartzites graphiteux sur la bordure sud du massif Gilãu. - Pour les Carpates Méridionales, il n'y a pas de consensus unanime sur l'appartenance des minéralisa- tions de la région de Poiana Mãrului et Sinca Noua- Holbav au cycle alpin. La plupart des données mènent à la conclusion que la minéralisation liquide-magmatique de magnétite (pyrrhotine, pentlandite, chalcopyrite, pyrite, marcasite, bravoite, sperrylite) associée aux roches ultra-basiques serpentinisées de Poiana Marului se rattache à la métallogenèse préalpine insuffisamment étu- diée.

Par contre, la minéralisation polymétallique de la région de Sinca Noua-Holbav localisée sur des fractures N-E, pourrait être rapportée à une métallogenèse alpine, dans la mesure où l'on pourrait démontrer sa liaison avec les roches magmatiques qui sont en relation avec les formations sédimentaires jurassiques.

Conclusions La distribution temporelle et spatiale des principales concentrations de substances minérales utiles du temtoire de Roumanie a mis en évidence le fait que, spéciale- ment dans le domaine de i'orogène alpin carpatique, se sont succédé de nombreuses époques et phases métallo- géniques, déroulées au cours des cycles tectono-magmatiques et métamorphiques karélien, dalslandien, assyntien tardif Odet calédonien précoce, calédonien, varisque, cimmérien et alpin. Dans l'orogène alpin ont été donc conservés et probablement en partie régénérés des fragments de nombreuses provinces métallogéniques plus anciennes, dont l'extension initiale ne nous est pas connue. D'ailleurs, le caractère a fragmentaire)) et dis- persé des éléments métallogéniques préalpins est expli- quable en comparaison avec les unités métallogéniques alpines qui ont gardé en grande partie leur distribution spatiale originaire et qui, par conséquent, peuvent être suivies à présent sur la totalité de leur extension (voir la carte métallogénique de la Roumanie, échelle 1/1 O00 000).

D e ce qu'on vient de présenter, il résulte qu'on ne peut pas considérer les minerais localisés dans la chaîne carpatique soit entièrement, soit seulement sur les principaux secteurs de la chaîne, c o m m e une ou plusieurs unités génétiques, c'est-à-dire c o m m e des unités métallo- géniques indépendantes. I1 ne peut donc pas s'agir, par exemple, d'une province métallogénique carpatique (ou notamment d'une province métallogénique des Carpates Orientales, Méridionales, etc.). A une unité métallogéni- que de rang supérieur à la province (dans le sens men- tionné dans l'introduction) et qui correspondrait au sys-

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time carpato-alpin, on pourrait attribuer, par exemple, seules les substances de la métallogenèse alpine, dans le sens d'une liaison génétique considérée du point de vue de l'évolution métallogénique pendant ia formation d'un domaine orogénique.

L'analyse comparative de l'évolution métallogénique des formations des Carpates Orientales et Méridionales, des Monts Apuseni et de ia Dobrogea (voir le tableau annexe) montre que, outre quelques trais communs d'ordre générai (tels que la présence des éléments du m ê m e cycle métallogénique dans toutes les trois unités majeures des Carpates), il y a de nombreuses différences sug- gérant une «spécialisation métallogénique» dans le cadre des unités structurales mentionnées, ce qui apparaît avec plus d'évidence encore si on compare les unités de l'oro- gène alpin avec celles de l'avant-pays carpatique. L'évo- lution géologique différente de ces domaines se reflète donc dans les métallogenèses particulières qui caractéri- sent les aires respectives. Ainsi, dans l'avant-pays, on reconnaît ia métallogenèse karélienne de ia plate-forme est-européenne et ia métallogenèse triasique de ia chaîne cimmérienne de ia Dobrogea et du Caucase, tandis que dans le domaine de l'orogène alpin, on rencontre des traces des métallogenèses du Précambrien supérieur, du Paléozoïque et de ia métallogenèse alpine proprement dite.

O n constate également des différences entre les unités de ia chaîne carpatique, notamment celles liées à ia métallogenèse alpine et qui peuvent être considérées, en effet, c o m m e des spécialisations métallogéniques des dif- férentes unités structurales. Des exemples suggestifs dans le m ê m e sens montrent ia distribution différente des provinces associées aux ophiolites mésozoïques, du magmatisme paléocène (banatitique) ou du volcanisme néo- gène. En ce qui concerne les substances des métallogenè- ses préalpines, il résulte que les différences constatées ne reflètent pas une «spécialisation métallogénique» avec un certain support génétique par rapport aux différentes unités structurales alpines. Ainsi, par exemple, les ressemblances entre les Carpates Méridionales et Orientales en ce qui concerne la métallogenèse du cycle dalslandien, ou les différences entre ces unités structurales quant aux métallogenèses assyntienne, calédonienne, varisque, et particulièrement l'absence de correspondances respectives dans les Monts Apuseni, doivent être considérées c o m m e le résultat du fait que, dans les unités tectoniques de ces trois secteurs principaux des Carpates, ont été englobées, plus ou moins fortuitement, des aires diffé- rentes de certaines structures préalpines, qui avaient un caractère métallogénique propre. Dans les Carpates Orientales, Méridionales et dans les Monts Apuseni on serait donc, dans le cas des gisements préalpins, en pré- sence d'une spécialisation métallogénique héritée.

Compte tenu de ce qu'on vient de montrer, il faut donc rechercher le support génétique des différences entre les unités structurales des Carpates. Celles-ci seraient donc: Carpates Orientales: - spécialkation métallogénique en sulfures polymétalli-

ques C u avec plus ou moins de W et or-argent d'origine hydrothermale liés au volcanisme néogène; - spécialisation métallogéni'que héritée en pyrite, sulfures polymétalliques et manganèse d'origine hydrothermale sédimentaire des cycles métallogéniques préalpins;

Carpates Méridionales: - spécialisation métallogénique en sulfures polymétalli- ques hydrothermaux à Skarns pour magnétite pyro- métasomatique et porphyry-copper, liés au magmatisme paléocène (banatitique); - spécialisation héritée en minerais de Fe, M n , Cr, sulfures polymétalliques des cycles préalpins;

Monts Apuseni: - spécialisation métallogénique en : a) concentrations liquide-magmatiques de magnétite

titano-vanadifere et sulfures polymétalliques hydrothermaux liés aux ophiolites mésozoïques;

b) concentrations hydrothermales de sulfures poly- métalliques et de Skarns à magnétite, liés au magmatisme paléocène (banatitique);

c) concentrations hydrothermales et hydrothermal- métasomatiques de sulfures polymétalliques (avec plus ou moins de Mo-Bi) et or-argent (avec plus ou moins de Te), de m ê m e que de porphyry-copper, liés au volcanisme néogène; - spécialisation métallogénique héritée, très faiblement

représentée. Etant donné que les principes de la systématisation

métallogénique adoptée permettent le regroupement dans l'unité génétique fondamentale (province métallo- génique) de la totalité du stock métal lié aux différents événements géologiques, ia plupart des provinces métal- logéniques dépassent de beaucoup les frontières du pays, compte tenu des éléments géologiques auxquels elles sont liées. Ainsi, par exemple, ia province des concentrations métalliferes associées au magmatisme éocène peut être suivie vers le sud, dans la région balkanique, d'où elle s'étend vers l'Asie mineure et plus loin. La province des concentrations liées aux ophiolites mésozoïques se retrouve dans la zone du Vardar, entre le massif serbo- macédonien et les Dinarides, et la province des concentrations associées au volcanisme néogène s'étend vers le nord, dans l'aire transcarpatique de l'Ukraine et dans les Carpates de ia Slovaquie.

Dans certains cas, les fragments des provinces métal- logéniques préalpines du temtoire de la Roumanie peuvent aussi être corrélés à d'autres fragments des provinces respectives conservés soit à l'intérieur, soit à l'exté- rieur de l'orogène alpin. a) Ainsi, dans l'avant-pays des Carpates, ia province

des concentrations femlëres karéliennes est comfia- ble P la province Krivoï Rog du bouclier ukrainien, dont eile s'est détachée au cours des tectogenèses varisque et cimmérienne.

b) Dans l'aire de l'orogène alpin, des fragments des provinces associées au magmatisme rhyolitique cambrien et des formations métalydiennes cambriennes sont retrouvées également dans ia Série de Gelnita des Gémérides de ia Slovaquie.

c) C o m m e exemple de corrélation des fragments de provinces métallogéniques de l'intérieur et de l'exté- rieur de l'orogène alpin carpatique, on peut mentionner la province des concentrations métallifëres asso- ciées au magmatisme basique dévonien, dont l'aire de développement classique est connue dans les massifs hercyniens (Harz, le Massif Rhénan) de l'Europe centrale et dans la région de Jesenik dans le sud-est du Massif Bohémien (Kräutner, 1970). Les connaissances actuelles acquises sur l'évolution

des éléments géologiques majeurs de ia croûte du tem-

363

D. P. Mdulescu, H.G. Kräutner, M. Borco9

toire de la Roumanie, à la lumière des conceptions de ia tectonique des plaques (Rãdulescu, Sãndulescu, 1973 ; Rãdulescu, 1974), ont apporté une série de nouvelles données, utiles à une argumentation supplémentaire de ce point de vue pour la définition de certaines provinces métallogéniques présentées. Ainsi, on remarque, par exemple, une bonne correspondance entre la métalloge- nèse de la province des concentrations associées au magmatisme paléocène ou au volcanisme andésitique néogè- ne avec la métallogenèse engendrée dans les deux zones principales de subduction alpine de l'aire des Carpates. ia province des concentrations associées aux ophiolites mésozoïques renferme aussi les produits des processus métallogéniques de la croûte océanique de la zone d'expansion Trias-Jurassique du sud de la plaque euro-asiatique.

Pour les provinces métallogéniques préalpines, il est plus dificile de saisir de telles correspondances du fait du caractère fragmentaire qui leur est spécifique. Bien que le cadre géologique des provinces métallogéniques respectives ne puisse plus être examiné dans son ensemble, on peut reconnaître dans certains cas, à juger seulement d'après la totalité des caractères des gisements, quelques correspondances entre les minerais englobés dans ces provinces métallogéniques et les gisements typiques des métallogenèses accompagnant certains phéno- mènes géologiques majeurs de la croûte. Ainsi, par exemple, l'ensemble des substances minérales utiles en- globées dans la province des concentrations associées aux roches ultrabasiques du Banat suggère la métalloge-

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Ces exemples montrent, de ce point de vue aussi, que la définition de l'unité métallogénique fondamentale (province) par la notion de source commune des substances minérales utiles, conduit dans beaucoup de cas à une correspondance avec ia métallogentse engendrée par les processus géologiques fondamentaux qui assurent la dynamique de la croûte. Les provinces métallogéniques respectives pourraient donc être définies également dans les termes de la tectonique des plaques. Par exemple: 1. province métallogénique de ia zone de subduction néogène des Carpates = province des concentrations associées au volcanisme néogène; 2. province métallogénique de la zone de subduction paléogène des Carpates Méridionales et des Balkans = province des concentrations associées au magmatisme paléocène ; 3. province métallogénique de la zone d'expansion de la croûte océanique de Highis-Drocea (ou Vardar-Drocea), (ou au sud de ia plaque euro-asiatique) = province des concentrations associées aux ophiolites mésozoïques; etc. D e telles dénominations présenteraient également l'avantage d'offiir des précisions plus concrètes sur la nature et i'extension possible des processus métallogéni- ques, dans le sens accordé pendant la dernière décade à ces unités métallogéniques, en Roumanie.

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365

D. P. Rädulescu, H.G. Kräutner, M. Borcos

TABLE 1. Les provinces métallogéniques de la Roumanie (voir liste des abréviations page 370)

L'orogène alpin Provinces métallogéniques

Carpates onentales Carpates méridionales

I Province des concentrations ferriferes karé- liennes (de type Krivoi-Rog)

2 Province des concentrations métalliferes métamorphisées associées au magmatisme basique du Précambrien supérieur A.

3 Province des concentrations plombo-zinciferes méiamorphisées, associées B la formation carbonatique du Précambrien supirieur A.

71 MHS (Bleiberg)

pzzZG--l MHS (Bleiberg)

4 Province des concentrations métamorphi- m I M q ] ques dalslandiennes

5 Province des produits de la différenciation métamorphique dalslandienne

6 Province des concentrations métaIliEres métamorphisées associées au magmatisme basique du Précambrien supérieur B.

7 Province des concentrations métamorphi- sées associées à la formation métalyditique cambrienne

8 Province des concentrations métallif2res fi, cU, zn, pb pb, zn,(*cu, py) métamorphisées associées au volcanisme rhyolitique cambrien

MVS (Kurcks)

9 Province des concentrations métamorphi- ques assyntiennes (?)

I O Province des concentrations associées aux Cr( *Ni, Pt) Asb, Cry roches ultrabasiques du Banat du sud

~ ~~ ~~

J\I--,--I [ M V C I I 1 Province des concentrations métalliferes

métamorphisées associées au magmatisme MVS (Lahn-Dill) , basique silurien ,

12 Province des concentrations métallifères métarnorphisées associées au magmatisme basique dévonien

13 Province des concentrations métaIliEres métamorphisées associées au magmatisme rhyolitique carbonifère inférieur I l u

~~ ~~ ~

14 Province des concentrations de talc asso- ciées aux formations dolomitiques du Car- bonifere inférieur du cristallin de Poiana RuscA

366

Aperçu sur la métallogenise du temtoire de la Roumanie

carpatique Avant-Pays Dépression-bassins iniramontagneun

Monts apuseni Dobrogea (posi-tecioniques)

Cycle métallo- génique

Karélien

Dalslandien

Assyntien tardif . oulet

Calédonien précoce .

?

Calédonien

Varisque

(suite du tableau pages suivantes)

367

D. P. Radulescu. H.G. Kräutner, M. Borco?

Provinces mitallogéniques

~~~

L'orogène alpin

Carpates orientales Carpater méridionales

IS Province des concentrations métamorphi- ques varisques Q

~~~~~~~~ ~ _ ____ ~~

16 Province des concentrations métalliferes as- sociées aux granitoïdes varisques des monts Highi 9- Drocea

17 Province des concentrations associées aux porphyres quartziferes triasiques

I8 Province des concentrations métalliferes as- sociées aux ophiolites mésozoïques

19 Province des concentrations métalliferes as- sociées au magmatisme paléogène (banatitique)

20 Province des concentrations métalliferes as- sociées au volcanisme néogène

21 Province des concentrations de bauxites si- tuées sur les formations calcaires mésozoï- ques

B, Fe-al; B Fe Ll 22 Province des concentrations sphérosidériti-

ques associées aux schistes noirs de la zone d u íiysch carpatique I I

23 Province des concentrations épicontinenta- les femferes paléogtnes de la Dépression de la Transylvanie

24 Province des concentrations épicontinenta-

25 Province des concentrations évapontiques

les crétacées de la Dobrogea

paléogènes

26 Province des concentrations bactériennes diagénétiques tortoniennes

27 Province des concentrations évapontiques néogènes

28 Province des concentrations femferes de la partie sud-est de la Dépression pannonique ~

29 Province des concentrations marines de mi- néraux lourds d'âge pontien-dacien

~~

30 Province des concentrations deltaïques littorales et alluvionnaires quaternaires

Accumulations de substances minérales utiles d'âge et de filiation génétique incertaine I

368


carpatique Avant-Pays Dépression-bassins Cycle iniramontagneux méîallo-

Monis apuseni Dobrogea (posi-iecioniques) . gknique

Cimmerien

Fe, Py; Cu, Pb, Zn; Mo, Bi, Cu PMt-H-HMt

métallogentse endogène

Cu(fhlo, Ti, Au) Py(&Cu, Pb, Zn) Au, Ag(* T e W g

I I B, Fe; Bdi-hé; B, Fe, Fe sc

I I II, Mg, Hé, Rî, Zr, Cr... SM

II, Mg, Zr, Rî, Ti, MzCr...

Alpin

metallogenèse exogène

Pb, Zn, Cu FI 369

D. P. Rãdulescu, H.G. Kräutner, M. Borcos

Abréviations

Type génétique de minerais: MLM - Liquide magmatique métamorphisé MVS - Volcano-ddimentaire MHS - Hydrothermal-sédimentaire MH - Hydrothermal mitamorphid M q - Métamorphique DM - Dinërenciation méiamorphique DS - Différenciation par serpentinisation LM - Liquide-magmatique

' PC - Porphyry copper i . PMt - Pyroméiasomatique

HMt - Hydrométasomatique H - Hydrothermal . .

SC SM . - Concentration par sédimentation marine SD

- Concentration par sédimentation continentale - Concentration par sédimentation marine et deltaïque

Type paragenétique de minerais:

éléments: Fe, Mn, Ti, V, W, Mo, Cy Pb, Zn, Au, A& Te, H& S. Minéraux: Py - pyrite; 4.1 - pyrrhotine; M g - magnétite; 11 - ilménite; Rt - rutile; Zr - zircon; M z - monazite; H e - hématite; Sd - sidérite; Ba - barytine; Ph - phosphorites; Cph - colophanite; OolFe - oolithes fermgineuses; Bfe - bauxites ferriques; Bdi-he - B diasporo-hématitique; B fe-fe - B ferro-femques. B.fe-al - B ferralithiques; Di - disthtne; M u - muscovite; Fd - feldspath; Gr - grenat; Tc - talc; Asb - asbeste; Cry - chrysotile; Gph - graphite; Gp - gypse; CI - dlestine

370

Editorial Zone 25 Sheets 5 and 8

The metallogeny of Italy* G. Stampanoni, Rome and P. Zuffardi’ Geological Survey of Italy University of Milan.

Contents

Introduction 373

Geological outline 373 1. The Alpine province 373

The southern Alps 373 The Austro-Alpine (partially upper Pennines?) 375 The. Pennines 315 The Helvetides 375

. 2. The Apenninic-Sicilian province 375 The ‘Tuscanian sequence’ 375 The ‘Ligurian domain’ 376 The Central-Southem Apennines 376 Alpidic magmatics 376

3. I Calabria and Peloritani 376 4. Sardinia 376

Crystalline basement 376 Post-Hercynian cover 376

5. The Po Valley 376

Metallogenic outline 377 6. Metallotects of the Cambrian unit 377 7. Metallotects of the post-Cambriadpre-Permian

units 378 Stratabound deposits 378 Hercynian vein deposits 378 Metallotects of the Ivrea-Verbano zone 378

8. Permian metallotects 379 9. Metallotects of the post-Hercynian

peneplane 379 10. The Triassic metallotects 379

In the Alpine chain 379 In Tuscany 379

I The authon are indebted to Professor M. .Manfredini for suggestions about the geological outline of the Apennines and of Sicily. and to Pro- fessor Jacobacci for revising the whole chapter. Much of the information reported in this chapter comes from the manuscript prepared by P. Zuffardi for the volume Mineral Deposifs of Europe to be published by the Institution of Mining and Metallurgy.

Sommaire

Introduction 373

Aperçu géologique 373 1. Province alpine 373

Alpes méridionales 373 Zone Austro-alpine (partiellement Pennines supérieures?) 375 Pennines 375 Helvétides 375

2. Province sicilo-apennine 375 <<Séquence toscane m 375 «Domaine ligure» 376 Apennins centraux et méridionaux 376 Roches magmatiques alpines 376

3. Calabre et Peloritani 376 4. Sardaigne 376

Socle cristallin 376 ’ Couverture post-hercynienne 376

5. Vallée du Pô 376

Aperçu métallogénique 377 6. Métallotectes de i’unité cambrienne 377 7. Métallotectes des unités

post-cambrienne/pré-permienne 378 Gisements reliés aux strates 378 Filons hercyniens 378 Métallotectes de la zone d‘Ivrée-Verbano 378

8. Métallotectes du Permien 379 9. Métallotectes de la pénéplaine

post-hercynienne 379

Dans la chaîne alpine 379 ’

E n Toscane 379

10. Métallotectes du Trias 379

Manuscript received in December 1978.

37 1

G. Stampanoni, P. Zuffardi

11. Métallotectes du Jurassique-Crétack-Eocene 380 Reliés aux plates-formes carbonatées 380 Reliés aux ophiolites 380

alpines 380 Reliés aux plutons granitiqueslgrano-dioritiques 380 Reliés aux roches volcaniques acides 380

12. Métallotectes reliés aux roches magmatiques

13. Métallotectes messiniens 38 1 14. Métallotectes quaternaires 382

1 1. Jurassic-Cretaceous-Eocene metallotects 380 Related to carbonate platforms 380 Related to ophiolites 380

12. Metallotects of the Alpidic magmatics 380 Related to granitic/granodioritic plutons 380 Related to acidic volcanics 380

13. Messinian metallotects 38 1 14. Quaternary metallotects 382

References 382

Références 382

372

The rnetallogeny of Italy

Introduction The geological history of Italy is not long (the oldest complexes are Cambrian, and some zones of the Alps and Sardinia are supposed to be Precambrian) but it is quite complicated, because of the great variety of palaeogeographical conditions occumng at any time, and of repeated orogeneses with their accompanying magmatism and metamorphism, all of varying intensity from piace to piace.

A typical example of the palaeogeographical variations is seen in the Triassic system. It shows sabkha depositional environments in Tuscany and in northern Sardinia, lacustrine in southern Sardinia, and carbonate rock platforms which emerged from time to time in the central and eastern Alps.

The main orogeneses recognized are the Caledonian, the Hercynian, and the Alpidic, I each consisting of a number of phases.

The main magmatism and thermo-metamorphism consist of: Acid and mafic platform volcanism which occurred per-

iodically throughout the whole Palaeozoic; at places it was related to some large ore/mineral depositions (Pb-Zn-Ag in Cambrian; W, Sb in Silurian); similar events took piace during the Mesozoic (in the Alps and Sicily); their metallogenic role is very scanty.

Mafic/ultramafic, ophiolitic-type, magmatism which took place in the Jurassic to Cretaceous period;

Calcalkaline magmatism (both plutonic and volcanic, which was associated to all the main orogeneses; some of them played important roles in metallogenesis: e.g. important Pb-Zn-Ag deposits are related to the Hercynian granitization in Sardinia and Hg, Sb deposits to Alpidic ignimbrites in Tuscany;

Volcanic (mainly basic) activity which is still occumng in certain regions; minor quantities of pyrite are deposited by this activity in the Eolian archipelago.

The orogeneses and the accompanying metamorphism and magmatism varied considerably throughout Italy. The Caledonian orogenesis and metamorphism are recognizable in Sardinia and (at least according to some authors) in the Alps, but no magmatism seems to be related to it. The Hercynian orogenesis, metamorphism and magmatism are only present in the Alps, Calabria, Sardinia and the very northern comer of Sicily. The Alpidic orogenesis and metamorphism are even more irregularly distributed. They are intense in the Alps, Tuscany and Calabria and the very northern comer of Sicily. The Alpidic magmatism was mainly plutonic in some areas, and yielded important rock masses in the Alps and in Tuscany. In the remaining part of Italy, it produced calcalkaline and/or basic volcanism (central and southern Italy, Sicily, Sardinia).

These conditions gave rise to two main metallogenic consequences: (a) considerable differences in synsedimentary ore minerai deposition during the same metallogenic epoch, even over short distances; (b) mani- fold possibilities for repeated remobilization of the pre- existing metals.

I It is preferable to use the word ‘Alpidic’ in the geological sense and ‘Alpine’ in the geographical sense in order to avoid confusion when dealing with Alpidic events outside the Alpine region.

Thus, the Italian ore/mineral deposits show a number of examples of permanence, hereditariness and transformation. I

Geological outline Italy can be subdivided in five main provinces, each with its peculiar geological and metallogenic characters, as follows (see Fig. 1).

THE ALPINE PROVINCE

This stretches from the eastern border of the Alpine chain to a main north-south fault system (the ‘Sestri- Voltaggio Line’), located in the centrai part of the hinterland of Genoa. It is characterized by nappe structures and widespread Alpidic granitization and metamorphism. At least three orogenic-magmatic-metamorphic cycles (at least, according to some authors, Caledonian, Hercynian and Ampidic) and a number of metallogenic events of various types and economic importance can be recognized.

The Alpine province is traditionally subdivided into four regions, in turn subdivided into smaller units, on the basis of the nappe structures, or into sections, on the basis of their petrological characters. They are described from east to west.

The southern Alps

This unit includes that part of the Alpine chain which lies south of a major tectonic lineament, which is called by different names at various places (from east to west): Gail line, Pusteria, Giudicarie, Insubric, Canavese. The following sections can be distinguished : 1. The Palaeo-Camic chain is made of pre-Hercynian

(Silurian to Carboniferous) folded and faulted rocks, covered with slightly folded and heavily faulted Per- mo-Mesozoic formations, at places intruded by small Triassic stocks. Many sedimentary deposits of Pb, Zn, at places with Baso4 and CaF2 occur in the middle Triassic carbonate sequence : Raibl. Salafossa, Gomo are the most important (see Section 10: Trias- sic metallotects in the Alps). Similar deposits, but of lesser economic interest, are known in Lower Trias, in Permian and along the Devonian-Carboniferous boundary. Some oolitic Fe-Mn deposits occur in Silu- rian. The uranium-bearing Val Gardena sandstones are included in the Permian complex of this section (see Section 8 below).

2. The crystalline basement which stretches over a large part of the central and eastern Alps (Lombardy, Trentino-Upper Adige-Veneto). Phyllites, quartzites and gneisses are the dominant rocks in this section, which is intruded and partially covered by Hercynian igneous rocks and by slabs of Triassic carbonate complexes. A number of ‘kies1ager’-type deposits are found in the crystalline basement.

1 Permanence = persistence of the same metaiímineral positive anomaly in the same province at different geological times. Hereditari- ness = transfer of the same stock metaümineral from an older complex to a younger complex. Transformation = substantial changes in shape, grade, composition, of the same metaVminera1 @re)-concentration.

373


FIG. 1. Structural sketch m a p of Italy,

O 50 100 MO Ililometers

ALPINE PROVINCE I Pmnimr I Austro- Alpine Helrrtider

APENlllNlC-SICILIAN PRGVIHCL [excluding Calabria and Peloritam I Cmhal-Southern Apeminc, parl*coverd ICarbmaiic platfwms r v i d d I 4 u" Main alpidic magmatics ~

luscanian sequence

Lqurian domain

I CALABRIA. PELORIANI and SARDINIA

h l - H w r p a n mer [Vdcanics HercinianlPro-Hercynian included. main carbonatic basement platlorms widemedl

374

The metallogeny of Italy

3. Hercynian igneous rocks occur mainly along the Adige Valley and in the Strona-Ceneri zone, along Lake Maggiore. They include granites, diorites, and late-Hercynian ignimbrites, which consitute the piattaforma por-rica atesina (porphyric Adige platform), and the Colli0 formation, a mixed slaty-volcanic complex, made of products of the early demolition of the volcanics (see Section 7: Hercynian vein deposits) Significant CaF2 vein deposits are held in the upper portion of the Adige platform (Prestuvel being the main example); uranium deposits, now under investigation (Novazza), are related to tuflitic horizons of the Callio formation.

4. The Ivrea-Verbano zone is a narrow area along the west border of the southern Alps, and consists of a basic/ultrabasic complex associated with kinzigites (the dioritic-kinzigitic complex). According to some authors this is one of the best examples of Caledon- ian orogenetic-magmatic metamorphism in the Alps (Various authors, 1979).

~

The Austro-Alpine (partially upper Pennines 9 This unit covers the country north of the above-mentioned tectonic lineament, and the central and eastern parts of the Alpine chain.

The mutual relationships among the different sections and members of the Austro-Alpine Province and of the Pennine units are more complicated than between those in the southem Alps, this because of the more complicated tectonics and intensive metamorphism, particularly in the Pennines. Crystalline schists, Phyllites and gneisses are dominant, with lesser occurrences of marbles, skarns and hornfels.

A few deposits are held in this unit: the metamorphosed kieslagers of Monfeneve (= Schneeberg) in upper Adige Valley, and the polymetallic skam deposits of Brosso and Traversella in Piedmont, related to an Al- pidic granodioritic stock.

Stratabound scheelite deposits held in a particular horizon (the Thumtaler phillites) of probably Silurian age were recently discovered and are now under investigation; Cornetto di Confine, in the far eastern comer of the unit in Italy is the most typical locality (see Section 7: Stratabound deposits).

Significant A u stratiform and/or peneconcordant concentrations have been exploited in the Val Toppa and Val Sesia district, pertaining to the lower part of the Austro-Alpine unit (or upper Pennine?) in the so-called Dent Blanche (s.1.) nappe and in the contiguous Sesia- Lanzo zone.

The Pennines

This unit occurs in the central and western parts of the Alpine chain. It is characterized by a very large ophiolitic complex (the calcschists with greenstones) among the constituents of the post-Hercynian cover, which includes Permian sericitic slates (probably meta-tuflites, traditionally called porphyroids). The basement, as usual in the Alps, consists of gneisses, micaschists, Phyllites and, locally, amphibolites.

Each section has a certain metallogenic interest: kieslager type Cu-pyrite, sometimes Au-bearing, deposits (e.g. Alagna in Piedmont and Predoi in upper Adige Val-

,

ley) are held in the ophiolitic sequence; also important concentrations of magnesite and of asbestos (Balangero, the largest asbestos deposit in western Europe) and not negligible accumulations of talc and of magnesite are held in them.

Important talc-graphitic deposits are held in the graphitic schists of the basement (Pinerolo district); graphitic anthracite is held in Carboniferous (e.g. La Thuile), and (small) uranium disseminations have been explored in the Permian porphyroids.

Lastly, not negligible A u deposits occur mainly in the crystalline basement (Pestarena being the best known mine), but also in the ophiolitic cover (e.g. the Alagna mine, in Piedmont, and the Ovada district in Liguria. (See Section 7: Stratabound deposits; Section 1 1 : Metal- lotects of the ophiolites).

The Helvetides

This unit consists of crystalline schists and Hercynian granites. It occurs along the west and north-west borders of the Italian Alps where it is also called the ‘extemal crystalline massif because of its location. Its metallogenic interest is slight, being confined to some small Pb- Z n and/or A u veins.

THE APENNINIC-SICILIAN PROVINCE

This province (which exludes Calabria and Peloritani- the most southem section of the Apenninic chain and the north-eastern comer of Sicily) covers the main part of the Italian peninsuia, from the Sestri-Voltaggio line southwards to the northern boundary of the Calabnan peninsula. It also includes Sicily except for its north-east comer.

The main feature of the province is its strong Alpidic character, which consists here of plastic folding, with recumbent fold structures and olistostrome formations. The well-known term ‘argille scagliose’ (scaly shales)- frequently used to define a thick sheet of chaotic, allocthonous material consisting of highly plastic, churned and slickensided clays, that have been displaced many kilometres by lateral or vertical stresses aided by gravity sliding or diapiric movements-was first defined in the Jurassic to Oligocene Apenninic sequences. Evidence . of pre-Alpidic orogenetic-magmatic-metamorphism is scarce (Tuscany, northern Latium). The Alpidic magmatism and metamorphism are restricted to Tuscany, northern Latium, Campania, Basilicata and Sicily.

A large variety of ore/mineral deposits, some having economic interest (see Sections 10, 1 1 and 12) occur in this province. Its terranes can be broadly subgrouped into four main units,

The ‘Tuscanian Sequence’

The whole sequence can be seen in northem Tuscany (Monte Pisano and Apuanian Alps); only small strips, scattered by thrusting, occur to the south. The sequence includes a more or less intensely metamorphosed and folded Carboniferous-Permian-Middle Triassic basement, mainly made of silts, sandstones, slates and conglomerates (wrrucano of Middle Trias), and acidic voi- canics, overlain by a cover made of conglomerates, anhydritic-dolomitic evaporites, marls, limestones and

315


sandstones, the age of which ranges from Upper Trias to Tertiary.

The Triassic evaporitic member has paramount metallogenic importance, the large pyrite deposits of the Crosseto district and the haematite-pyrite deposits of Elba Island being related to it (see Section 10: The Triassic metallotects in Tuscany). The crystalline Liassic limestones have also a commerciai interest: the well- known Carrara marbles pertain to it.

The 'Ligurian Domain'

This stretches from Liguria (precisely from the Sestri- Voltaggio line, which is considered as the north-western structural boundary between the Alps and the Apen-

+ nines) to northern Latium, through Tuscany and Emilia, i.e. a large area of the northern part of the western Apen- ninic system. It consists of overthrust Jurassic, Creta- ceous and Lower Tertiaw carbonates-maris, and mixed sandy, silty and clayey formations,' including, at places, ophiolites. Recumbent folds are frequent, and so are flysch formations made of olistostromes, sometimes with very large olistolites, embedded in a chaotic clay matrix (in part the argille scagliose).

The central and southern Apennines , (excluding Calabria) and central Sicily

This region is characterized by horst and graben structures striking nearly parallel to the general strike of the Apennines. Central Sicily contains a large trough, at least 6,000-7,000 metres deep, filled with argille scagliose. The palaeogeography was rather complicated in detail, but broadly consisted of, a basin stretching along the axial Apennine chain and separating carbonate platforms of Apulia to the east and Latium, Abruzzi and Campania to the west. The rocks of the basin are fairly monotonous, being repetitions of carbonates, cherty, marly sediments, ranging from Upper Triassic to Palaeo- gene age, and covered by temgenous sediments, ranging from Miocene to Quaternary. The presence of the gypsiferous-sulphiferous series (upper Miocene) is noteworthy because of its economic interest (NaCi-KCI and sulphur of Sicily and of other localities) (see Section 13).

The age of the carbonate platforms is Mesozoic, they are at places covered with Tertiary-Quaternary terrigenous sediments, which are well developed along the Adriatic coast.

Flysch-type sandy-clays and marly-carbonate complexes, of different ages, from Cretaceous to Miocene, are weil developed at places.

Alpidic magrnatics

A number of igneous, plutonic and' volcanic complexes occur in this province, with various ages from Miocene to Quaternary. They include: The granitidgranodioritic plutons of Grosseto district, of Elba Island and minor islets, which are probably much more extensive than their outcrops suggest. They also include the Plio-Pleis- tocene volcanic complexes of southern Tuscany (Mount Amiata), Latium, the Naples region and the archipelago facing it; and Vulture, which consists of pyroclastics lavas, and ignimbrites of calcalkaline or alkaline aflinity; and the extinguished volcanoes of the Iblei Mountains

'

(Sicily) and the active volcanoes of the the Eolian Is- lands, Vesuvius and Etna, of acid to basic composition.

CALABRIA AND PELORITANI

This province includes the Calabrian peninsula and the north-east comer of Sicily. It shows some characters of the Alpine province in the presence of an Alpidic nappe structure and, at least, one pre-Alpidic orogenic-magmatic-metamorphic cycle (Hercynian). There are two sub-provinces; the Hercynian and pre-Hercynian crystalline basement, which includes gneisses, phyllites, micaschists and kinzigites, intruded by Hercynian granitic and granodioritic plutons; and, the post-Hercynian cover, made either of Mesozoic carbonate platforms, or of Tertiary flysch-type deposits occumng in the depressions.

Some very scanty residual haematite deposits occur at the base of the erosion remnants of the Mesozoic platforms, upon the post-Hercynian peneplain (see Section

Small to medium NaCI-KCl and/or sulphur deposits occur in the Upper Miocene gypsiferous-sulphiferous horizon included in the flyschoid complexes (see Section 13).

9).

THE SARDINIAN PROVINCE

This covers the island of Sardinia and the nearby islets. It was little affected by the Alpidic orogenesis. Alpidic magmatism was generally effusive. Pre-Alpidic orogenetic-magmatic-metamorphism, however, was very significant in shaping this province, which can be subdivided into two.

The HercynianIPre- Hercynian crystalline basement

This contains two units: The Cambrian (south-west Sardinia) which is the host of

very important Pb, Zn, pyrite, barite, fluorite deposits (see Section 6). It is composed of a metamorphic sandy-silty-carbonate sequence, the most important member of which is the central one, some hundred metres thick, and made of dolomites and of limes-

% tones, which is called the 'metalliferous', because it is the host rock of very large ore deposits (Monteponi, S. Giovanni, Campo Pisano are the best examples).

The post-Cambrian and pre-Permian which consist of . metamorphic pelitic-psammitic-carbonate complexes and huge granitoid massifs, and occur in the main part of Sardinia either in outcrops or at shallow depths under the post-Hercynian cover.

The post-Hercynian cover

This consists of Mesozoic carbonate terranes, Tertiary calcarenites and terrigenous sediments, and Quaternary alluvia. Large acid to basic volcanic complexes of Al- pidic age occur in it.

THE PO VALLEY

This is a tectonic ditch which increases in depth from west to east, where it reaches 4,000 metres or more along

376

T h e metallogeny of Italy

the Adriatic coast. It is filled with Plio-Pleistocene sediments and its base is formed of folded and overthrust Mesozoic to Miocene rocks. The importance of this province, which extends along the Adriatic coast and the related marine platform, from the standpoint of oil and gas accumulations, is well known: however, it has no metallogenic interest.

Metallogenic outline A number of metallogenic processes took place in Italy which are quite different in respect of the metallotects and the metallogenic epochs concerned.

METALLOTECTS OF THE CAMBRIAN UNIT

This unit is the host of very important Pb, Zn, pyrite, barite, and fluorite deposits. It is composed of five members, namely (from bottom to top): a quartzitic- phyllitic sequence, normally barren; a fossiliferous and, at places, ore-mineral-bearing transition zone; the main mineralized member some hundreds of metres thick, of unfossiliferous calcareous rocks with some interbedded volcanics (it is traditionally called the metalliferous, being the host rock of large Pb, Zn, pyrite, barite deposits, some of them of worldwide renown: Monteponi, S. Giovanni, Campo Pisano, Masua). The metalliferous is overlain by a short, fossiliferous, at places ore/mineral bearing transition zone, locally called the calcschists; and a barren, slaty-silty member, called Cabitza slates from the best-known fossiliferous locality. The age of the whole sequence was recently established as Georgian (Acadian in the ancient literature).

The Cambrian is unconformably overlain by lower Ordovician conglomerates, locally called Anagenites. The unconformity is noteworthy for concentrations of Pb, Zn, Baso4 and CaF2 where it rests on the karst surface of the Metalliferous; Arenas-Tiny being the best example. N e w and more karsts were formed in the metalliferous during and after the Hercynian peneplanation. The Ag-rich galena pipes of southern Iglesiente and the Ba-Pb deposit of Barega are typical.

The Sardic Cambrian district was one of the richest Pb-Zn producers in Europe and large reserves are still available. The total amount (proved plus inferred) is more than 30 million tonnes, with 0.7 to 2.6 per cent Pb, and 1.4 to 7.5 per cent Zn. About a third of the reserves occur below the present artificial water table which is controlled by a pumping station located in the Monte- poni mine at - 100 level; their exploitation is dependent on the lowering of the level to -200. The district is subdivided into three areas: Iglesiente (close to the small city of Iglesias), Sulcis (south of it) and Oridda (to the nort h-east).

Iglesiente is by far the richest area and some mines (such as Monteponi, S. Giovanni, Campo Pisano, Masua) are world renowed. The metallogenesis is complicated as a result of a chain of geological processes which trans- formed the original low grade deposition by mobilization, reconcentration and recrystallization of the previous stock metals: they were operated by different geological factors (thermometamorphism, dynamometamorphism, supergene oxidation and reduction processes,

I

hypogene thermal fluids) which took place at different geological times. The deposits were generated by ‘transformism’, and show examples of ‘hereditariness’ and of ‘permanence’.

The genesis of the deposits of the Iglesiente district occurred in three main steps: first, syngenetic deposition of ore minerals during the sedimentation of the Metalli- ferous and the transition zone underlying it, partly volcano-sedimentary (Fes2, ZnS, PbS) and partly evaporitic (Baso4); secondly, tectonic mobilization and reconcentration, mainly connected with the Caledonian orogenesis, with consequent formation of rich lenses along fractures and in the hinges of folds; and thirdly remobilization and reconcentration by supergene processes, with consequent formation of very rich ore-shoots in depth, along fractures, or the karst surface; these processes were of paramount importance for the concentration of lhe galena.

The age of the genesis varies. Some ‘silver-rich ores’ were probably emplaced during the Cambro-Ordovician and/or Permo-Triassic transgressions. Most of the galena shoots are likely to be quite recent (part post-Alpide) (Zuffardi, 1968):

The genesis of the deposits of the Sulcis district is slightly different from that at Iglesiente; the first and second steps above are recognized. Metamorphic remobilization and recrystallization, with consequent formation of magnetite and pyrrhotite at the expense of pyrite and redistribution of galena and of barite, took place in connection with the Hercynian granitic intrusions.

The main deposits of the Sulcis area are Rosas, Sa Marchesa. Truba Niedda. Mount Tamara. The ore shoots in every case are lenticular, 1-3 m thick, 10-15 m long and 20-100m deep. The ore paragenesis includes sphalerite, galena, pyrite, copperpyrite. The average grade is 3-8 per cent Zn, 1-2 per cent Pb, 0.3-1 per cent Cu.

Arenas and Tiny are the best examples of deposits (mainly Pb) along the Cambro-Ordovician unconformity. Three types of concentrations are kiiown, the country rock always being the Metalliferous carbonate m e m - ber :

Fossil palaeo-karsts which form generally small pockets, a few metres deep, and covered by a continental siliceous crust and the Ordovician sequence, with not more than 4-5 per cent Pb (generally lower: 1.5 per cent). Rejuvenated karsts which occur where the Ordovi- cian has been eroded and meteoric waters trickling through the fissures of the siliceous crust have reworked the deposits, thus producing deeper karsts (some 20 metres in size) which yield cerussite and galena (Pb over 4 per cent) in black clay below an almost barren collapse breccia cemented by terra ros- sa. Metamorphic karsts, which occur around the Hercy- nian granite intrusions, with the consequent formation of a Skarn, in which P b ranges up to 10 per cent.

Karst deposits in Metalliferous related to the post-Her- cynian peneplanation occur in a number of places, particularly in southern Iglesiente and in Sulcis. Significant BaSO,, at places with PbS and minor amounts of Z n and Fes2, were formed in this way. Barega is the best known example.

311


METALLOTECTS OF THE POST-CAMBRIAN PRE-PERMIAN UNITS

(Argentiera of Nurra) boumonite and boulangerite are mesent in noticeable quantities. The most abundant gangue mineral is quartz, normally strictly associated with galena. Ankerite and also occur frequently and are strictly associated with sphalerite; barite is at

The ore deposits of this unit m a y be classified in three groups.

Stratabound deposits ,

They are, at places, decidedly stratiform and show unambiguous evidence of syn-sedimentary genesis. The original sedimentary structures are often masked by remobilization phenomena related to local metamorphism and/or tectonic activity. They occur along the same horizon with boudinage structure, or are reconcentrated in veinlets along the shear planes of the country rock. Re- gional remobilization is also present in connection with Hercynian or Alpidic metamorphism. The main examples are: The various Cu-bearing kieslager-type deposits scattered

in the Alpine basement; Valle Imperina, Calceranica, Vetriolo in the Trento district are the best known.

The Pb-Zn deposits of Monteneve. Fleres, Annaberg in Upper Adige Valley.

The numerous Au-bearing mixed sulphide deposits of the Austro-Alpine and Pennine units, the most important of which are Pestarena, Lavanchetto along the south-east limb of Mount Rosa.

The talc-steatite and the graphite deposits of the Pinero- lo district in the Pennines of the western Alps; and the talc-steatite deposits in metamorphic Silurian, in Sardinia.

The scheelite-arsenopyrite-gold concentrations in the Thumtaler formation of the eastern Alps and in other horizons of middle Palaeozoic age all along the Alps.

The Sb-scheelite deposits in the Silurian black slates of Sardinia, which were a very important source of Sb during the first half of this century.

The mixed sulphide deposits in the same Silurian black shales of Sardinia.

The ‘Argentiferous Sarrabus vein’ in Sardinia, which is, according to recent investigations, a stratiform Ag- Pb-CaF, deposit of Silurian age.

The continental karst deposits of Cu-Pb-Zn-BaS0,- CaF2-Hg-Sb along the Devonian-Carboniferous dis- conformity in the Camian region of the eastern Alps.

The Cu-pyrite-haematite-magnetite Skarn deposits of Brosso and Traversella in Piedmont, which are related to a small Alpidic batholith.

, íiercynian vein deposits

These are related to the Hercynian orogenesis, magmatism and metamorphism, which caused most, if not all, cases of the remobilization and reconcentration of the pre-existing ore minerais. The most important of these deposits is undoubtedly the huge vein system of Monte- vecchio-Ingurtosu, now close to being exhausted, in south-west Sardinia (Arbus district). These deposits occur in sub-vertical veins, evidently related to Hercynian hydrothermal activity. They occur in fractures related to the late Hercynian orogeny. Paragenesis includes argentiferous and antimoniferous galena, cadmiferous sphalerite, pyrite, copperpyrite and arsenopyrite. In some places

places fairly abundant. Fluorite, dolomite, calcite occur only exceptionally.

The structure of the veins is crustified, symmetrical and/or brecciated, or cockade with a number of repetitions (with or without dissolution of previous oredmi- nerals), giving evidence of polyphase filling, connected to repeated movements along the fractures which contain the ore bodies. A single deposit is made of a number of such veins along a faulthhear zone, in which the veins run parallel or form an en echelon structure.

Veins, or ribbons in composite veins, of pure galena and/or pure sphalerite, with thicknesses up to 2/3 metres are not uncommon. The average total thickness of each vein is 2 metres in Montevecchio, and some ore-bearing shear zones of this deposit are 20-30 metres thick. Here the average length of each vein ranges from about 100 metres to 1.5-2 kilometres and the vertical extent is 300-700 metres (perhaps more). The total length of the ore bearing fault system is 12 kilometres at hlonlevec- chio- Ingurtosu.

The average grade is about 10-15 per cent combined P b and Zn, with 300-1,200g of Ag per tonne of Pb, 6,lO g (at places up to 30-40) kg of Sb per tonne of Pb, and 8-15 kg of C d per tonne of Zn.

Other (less rich) deposits of this type occur in the Alps along the Adige Valley (Covara, F-Zn-Pb; Monte Fondoli, Pb-Zn-Cu ; Valar, Pb-Zn ; Vignola, F-Cu-Pb- Zn) and in Calabria (Bivongi, Mo), where they are of far less economic interest.

Some importance is attached to the feldspar-quartz Hercynian occurrences in the Alps.

The Ivrea- Verbano zone

This contains a (Caledonian?) complex of highly metamorphic paragneisses (including at places marbles and amphibolites) and various types of metamafites and meta-sediments, of granulitic facies.

A major basic complex stretches north-south, chang- ing westwards to a narrow discontinuous ultrabasic belt and eastwards to a narrow dioritic band. Some minor lenses of ultramafites are also included in the main complex. It is cut by one of the major faults (Insubric line) to the west and to the north, and is surrounded to the east and to the south by kinzigites containing small granulitic and amphibolitic lenses.

Ni-Co-Cu concentrations occur inside the mafichl- tramafic body, whilst cupriferous-pyrite deposits occur in the kinzigite sequence. The paragenesis of the Ni-Co- Cu concentrations includes (in order of decreasing abundance); pyrrhotite, cobaltiferous pentlandite, copper-pyrite, and minor quantities of marcasite, pyrite, bravoite, sperillite, ilmenite, magnetite, haematite, chromite, sphalerite, mackinavite and graphite.

The ore texturc is nodular, the nodules are either scattered or grouped in small lenticular concentrations and small veinlets in a stock-work structure. They have been formed by liquid-magmatic concentration in the same manncr as at Sudbury (Canada), although on a very diíierent scale.

378

The rnetallogeny of Italy

There has been no mining activity since the end of the Second World War; previously, it was camed out in the mines of Campello Monti, Fobello, Scopello, with a run-off grade, at the end of the nineteenth century, of about i per cent Ni, 1 per cent Co, 0.5 per cent Cu.

The paragenesis of the copper-pyrite concentrations held in the kinzigitic member includes (in order of decreasing abundance) pyrrhotite, copper-pyrite, and pyrite, with accessory sphalerite, ilmenite and magnetite. The ore concentrations are strictly related to the metamafites. Their texture is fine-bedded (‘kieslager’ type). The main mines are at Miggiandone, Nibbio, Gurrago; they have been worked only in times of crisis, producing a run-off grade of 5 per cent C u (after sorting).

PERMIAN METALLOTECTS

The Permian (and/or Permo-Triassic) sequences are well developed in the Alps, in Tuscany, and in Sardinia. They overlie with marked unconformity all older formations and consist of slates, conglomerates (called verru- cano in Tuscany), late-Hercynian volcanics with interbedded evaporites (in the upper section in Tuscany), and limestones (Eastern Alps, ‘Bellerophon formation’). The general palaeogeographical character is one of lacustnne- palustrine basins. The volcanics in the centrai-eastern Alps constitue the so-called Piattaforma porfirica atesina (porphyric platform of the Adige Valley) made of rhyol- itic ignimbrites, similar in composition to those of the Sardic Permian volcanics. Acidic tuffs are, at places, interbedded with slates and constitute the Collio series of the central-eastern Alps; a similar situation occurs also in the western Alps.

The most interesting deposits of uranium are related to the Permian volcanics, at Novazza, and at Valvedello in the centrai Alps, related to the Collio series, and at Peveragno, in the western Alps, in the metamorphic equivalent of the Collio series. Other uranium concentrations occur in the Trento area in the Vai Gardena sandstones, which are acidic tuffs pertaining to the same Collio series.

Their genesis is associated with hyolatogene remobilization and of enrichment volcanogenic preprotoconcen- trations formed in the Permian.

The interesting vein deposits of CaF2 (Prestavef), and small deposits of H f (Vallalta), Pb-Zn-Cu (Nogart?), Sb (Rio Danza), and Ba (Marigole) are genetically related to late-Hercynian plutono-volcanism and related hydro- thermalism.

exploitable quantities of barite, fluorite and sulphides with accessory quartz and haematite, occur in the Belle- rophon Formation (Adige Valley: Transacqua and Dos le Grave); their genesis is thought to have been controlled by evaporitic conditions.

Stratiform manganesiferous siderite, with, at places, ,

METALLOTECïS OF THE POST-HERCYNIAN PENEPLANE

O n the post-Hercynian peneplane, supergene reworking of the pre-existing deposits has resulted in increased concentrations of residual iron oxide and/or kaolin- bearing clay accumulations on the basement. They have been preserved under remnants of the Jurassic-Creta- ceous-Eocene cover.

The economic importance of the iron oxide (centrai Sardinia; Calabria) is small, but the kaolin-bearing clay deposits are, at places (Laconi, Burallao in centrai Sardi- nia), interesting. The karst deposits of BaSO,, Pb, Ag, (Zn, iron oxide, CaF2) of noteworthy economic value in the Cambrian districts of south-western Sardinia, have been described in Section 6 above (Barega, in Iglesiente and others in Sulcis).

TRIASSIC METALLOTECïS

The Trias was a very important metallogenic epoch, and it is worth while to discuss some details of the Triassic sequence, which is the host of some very important deposits; one can mention, for example, the Zn, P b ore bodies of Raibl and Salafossa in the eastern Alps; the pyrite deposits of Crosseto district in Tuscany; and the pyrite haematite deposits of Elba Island.

The Trias displays strong geological and metallogenic differences between the Alps and Tuscany.

The Triassic metallotecls in the Alps

These exhibit slight differences between the centrai and eastern parts. In the central Alps there are three main transgressive-regressive cycles. The first is of early Trias- sic age and consists of shaly and marly sediments (the so-called Servino formation) including some barite veins and significant siderite lenses (Agredo, S. Aloisio); the Bergamo and Brescia areas are the most important. The second cycle covers the time-span from Anisian to Car- nie; shallow water deposits include black limestones, carbonate platforms, micrites and shales, black bituminous lagoonal maris and tuffaceous sandstones. These different lithotypes are interfingered because of frequent heteropic changes. Stratabound deposits of Pb-Zn, fluorite and barite in varying quantities, occur in this part of the Trias. The Corno Pb-Zn deposit is the most important. The third cycle is of Norian to Rhaetic age and consists of massive dolomites (the Main Dolomite), which is overlain by black shales and limestones. This sequence is generally barren, except for some minor occurrences of fluorite (Camissinone).

In the eastern Alps, three main platforms can be distinguished, which emerged at intervals. The lower platform, of Lower Anisian Age (the Serla limestone) contains, at places, small Pb-Zn karst-type deposits (Grigna, Argentipra). The second platform (the Schiern formation) of Lower Ladinian age contains very few karst-type deposits. The upper platform is of upper Ladinian-Car- nian age (the Metalliferous Dolomite). Its upper section, included between two typical sedimentary tuffaceous bituminous shaly formations (the Buchestein formation, at the base, and the Raiblian slates of basal Carnian age, at the top) hold some very important Pb-Zn deposits (Raibl and Salafossa) similar to the deposits in Austria (Bleiberg) and Yugoslavia (Mezica). Ore deposition is related to either karst-type phenomena or submarine synsedimentary faulting and breccification.

The Triassic rnetallotects in Tuscany

The Trias in Tuscany consists, at the base, of a thick evaporitic dolomite member (the Small Celi Dolomite), overlain by marine carbonate complexes, among which

379


are included the famous statuary marbles of Carrara. The very important pyrite deposits of the Grosseto district (Gavorrano, Niccioleta, Bocchegiano) and the Fe deposits of Elba, Island are all related to the conformable transition zone between Permian and Trias. At some places (Gavorrano, Elba Island, Bocchegiano in part) the Almidic granitization played a very important role as a controlling factor of transformism (bearing massive discordant accumulations-Gavorrano), caused recrystallization and paragenetic (metamorphic) changes (perfectly crystallized pyrite at Gavorrano often in association with pyrrhotite, haematite and magnetite at Elba), and differential remobilization (veins of pyrite at Campiano, Bocchegiano, often enriched in chalcopyrite, with minor quantities of sphalerite and galena at Bocchegiano and Niccioleta).

Small occurrences of Trias with either marine or continental facies occur in other parts of Italy, but are of no metallogenic interest.

JURASSIC-CRETACEOUS-EOCENE METALLOTECTS

These can be subdivided into two groups quite different on the basis either of their ore minerals or of their palaeogeographical conditions.

Metallotects of the carbonate plalforms

These occur in Apulia, in various districts of the central and the southern Apennines, and in north-west Sardinia. The ore deposits are mainly pisolitic bauxites (Creta- ceous) often with admixtures of clays and sandy bauxites (basai Eocene), contained in karstiferous limestones. Their origin is not clear but a partial allocthonous contribution of aluminiferous materials is thought to have been probable.

Metallotects of the ophiolites

A noteworthy ophiolitic belt which stretches, with discontinuous outcrops and various metamorphic characteristics along the Alps (it is particularly well developed in the western Alps), in the northern Apennines and in Calabria. Its age of emplacement is fairly well defined from Lias to Upper Cretaceous. The lithology (apart from the metamorphic characters) is different in the Alps and in the Apennines.

A typical ophiolite sequence (partially serpentinized ultramafites, gabbros, diabasic dykes, spilitic pillow lavas, jaspers) occurs in the Apennines and in part of the Alps. In other parts of the Alps, however, this sequence is covered, or heteropically replaced, by a volcano- sedimentary series called the calcschists-with-greenstones series (which is the equivalent of the French schistes lustrés, and the German Griinschiefer) and consists of repeated beds and lenses of prasinites, eclogites, metajaloclastites, chloriteschists, calcschists, Phyllites, micaschists and occasional marbles. The ore deposits related to this belt are as follows: Very small, uneconomic deposits of Cr occurring in the

Apenninic ultramafites (Liguria). Fe-Cu-Zn accumulations occurring at the top of the spi-

litic pillow lavas: they are normally fairly large and rich. Libiola, in Liguria, and Montecatini, in Tuscany (where supergene enrichment played a fundamental

1

I

role) are the best examples. The kieslager-type deposits (at places Au-bearing) found in the calcschists- with-greenstones series are also important. Magna, in Piedmont, is the most interesting deposit of this type; many other minor deposits occur in the western Alps (Ollomont, Beth and Ginivert).

Noteworthy magnetite deposits, related to serpentinites in the Alps. That at Cogne, Aosta Valley, is well known.

Asbestos, with some talc and magnesite, associated with the same serpentinites. Balangero, near Turin, is the main asbestos producer in westem Europe.

Gold veins: they are, or were, exploited either from the typical ophiolites sequence (Lake of Lavagnina, close to Ovada in western Liguria), or from the calcschists- with-greenstones series (Aosta Valley, Brusson). Their origin is probably by remobilization of A u from the underlying crystalline basement.

Titaniferous occurrences, now under investigation, they . have been recently discovered in Val di Vara (western Liguria) in association with the eclogites, which are considered to be the metamorphic equivalent of ultramafites of the ophiolitic sequence proper.

Manganese deposits, with local deformation and enrichment by boudinage: they occur in the Jasper member of the sequence. Gambatesa, eastern Liguria, is the main occurrence.

Valuable ornamental stones: they are quarried in the ophicalcites which border the top surface of some horsts of the serpentinites, particularly in Liguria.

METALLOTECïS OF THE ALPIDIC MAGMATISM

These occur in two quite different groups.

Metallotects related to the granitic/granodioritic plutons These plutons occur in the Alps, in Tuscany (Grosseto district and Tuscany archipelago) and in western Sardi- nia. Only local remobilization is associated with the Alpidic plutons in the Alps. Examples are the pyrite- magnetite deposits of Brosso and Traversella in Pied- mont. The same applies to the granodioritic plutons of Grosseto district, even if here the involved transformations (stratiform accumulations of pyrite changed to huge massive peri plutonic bodies in Gavoranno; recrystallization of pyrite and its partial transformation to pyrrhotite, haematite and magnetite in Elba Island) are much more impressive.

North-west Sardinia contains the only Italian exam- pie of porphyry copper deposits (Calabona). It is a small size, low grade ore body related to a post-Triassic/pre- Oligocene dioritic stock. Some small, intensely weathered sub-vertical lenses of cupriferous pyrite are also present and were mined in the recent past. Very small occurrences of Pb-Zn are also associated with the same pluton. It is noteworthy that similar ore occurrences are found in the volcanics (probably comagmatic with the pluton) overlying this deposit.

Metallotects related to acidic volcanics These fall into seven groups described below.

The Mount Amiata district contains the most important deposits of H g and Sb related to the Alpidic volca-

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nics. The now exhausted Hg ore deposits of Abbadia San Salvatore, and Siele were the most important. They are found in different country rocks, ranging from Mesozoic jaspers to Eocene carbonate rocks and the Plio-Pieisto- cene quartz-latites. The richest bodies however occur at the top of an eroded folded and falted Eocene complex made of calcarenites, limestones and maris. The ore is cinnabar with very minor quantities of marcasite. They are finely distributed in carbonate rocks and/or in a clay matrix, and the ores are often invisible to the naked eye. The H g content varies from 2 to 6 per mil. Sometimes the cinnabar occurs in patches, veinlets and grains in carbonate and in sandy rocks. Rich ore shoots (weil over 1-2 per cent Hg) are found in clay funnel-like bodies or pockets inside fractured limestones and show evidence of recent karst-type accumulation.

Their genetic relation to the Alpidic volcanics is evident from the close topographic correlations between the ore-bearing zone and the volcanics. The traditional epithermal theory, according to which the whole ore deposition was made per ascensum and by hydrothermal metasomatism, is an over-simplification which does not account for all factual observations; Ei. it does not explain the presence of ores along erosion surfaces and in karst cavities which fits better with sedimentary processes.

The same genetic considerations apply to the Sb deposits, occumng in the same district, close to the Hg ore bodies, but at different sites. They are normally related to the boundary between the underlying carbonate complex (generally Rethian) and their clay cover. Their shapes are pocket-like or lenticular (Tafone). Only at Perefa is a real epithermal vein recognizable.

In the Sardinian district mixed (mainly cupriferous) sulphides are disseminated in tuffaceous beds of the Alpidic trachandesites of north-west Sardinia. They are probably genetically related to the porphyry copper deposits of Caiabona (see above). Small vein deposits are sometimes present. At places the combined Cu+Zn + P b content is fairly high, but the size of each concentration is too small and they are too scattered to be of economic in terest.

The acidic volcanic district of northern Latium contains very large CaF2 deposits close to and north of R o m e (Monte delle Fate. Pianciano). They are exploited only to a very limited extent because of problems in dressing deriving from the mineral structure. The fluorite is generally very fine grained (85 per cent less than 40pm diameter) and intimately mixed with calcite, barite, chalcedony, opal, apatite, ferriferous ochres and volcanic silicates. Moreover the fluorite content is generally low (less than 20-25 per cent). As a consequence only small parts of these huge deposits, where the fluorite content is more than 40-50 per cent are exploited to produce metallurgical grade fluorite and material for the concrete industry. The total reserves are estimated at 20 million tonnes (more than half being proved) with an average content of about 25 per cent fluorite. The problem of their beneficiation is a very important one.

Generally, the fluorite deposits of Latium show all the characters of volcanogenic deposits. They always occur close to or inside the Alpidic volcanics, either as epithermal vein deposits or as stratiform volcano-sedimentary accumulations, both close to a volcanic mouth or farther away in sedimentary deposits, Detrital alluvial

concentrations are also present in the area. The small barite-celestite deposits of the same area have a similar origin.

Veinlets of high-purity fluorite are also known in central Sardinia (Nuraghe Onigu), not far from Oristano. They occur in the Alpidic acidic tuffs. They are too small to be interesting on an industriai basis.

Leucite alkaline lavas are known in Latium (Prafaro- ni-), and in northern Campania (Rocca Monfina). The total tonnage runs to many hundred millions, and leucite content ranges from 20 to 25 per cent. They are not mined at present.

Some deposits related to Alpidic fumarolic activity contain sulphur, with pyrite and marcasite, uranium and kaolin and clays. Sulphur with marcasite and minor pyrite of volcanogenic origin are exploited close to Rome. They occur as impregnations in acidic tuffs. Mar- casite and pyrite accumulations deposited by volcano- sedimentary processes are related to active volcanism in the Eolian archipelago. Stratiform U-Th low-grade concentrations were recently discovered in northern Latium. They occur in recent tuffs and in lacustrine accumulations close to the Alpidic volcanics. The average grade is generally low (some hundred parts per million) but the total quantity of U + T h seems to be very large. In addition to U and Th, pyrite, marcasite, kaolin and hydrated silica also occur. Their genesis is explained by early supergene alterations of U-Th-bearing volcanics around active furmaroies, and of Ph/Eh controlled differential redeposition of leached metals and minerals along the water table or around water outlets.

The same genesis applies to the formation of the significant kaolin bentonite deposits of the volcanic islands in front of Naples (Ponza Island is the most important) and of southern and central Sardinia.

MESSINIAN METALLOTECTS

Italy was an important producer of sulphur in past times; now sulphur is mined only in Sicily and the deposits of central and western Italy are practically exhausted. Although scattered and distant (Marche, Calabria, Sicily), the Italian non-volcanogenic sulphur deposits belong to the same formation, the gypsiferous sulphuri- ferous horizon, which is part of the upper section of the Miocene, currently called the Messinian. The typical sequence in Sicily, from the bottom to the top, is: (a) bituminous, highly fossiliferous diatomites, locally called fri- poli, or ‘fossil flour’, directly overlying Tortonian maris and clays; (b) unfossiliferous limestones; (c) gypsum and anhydrite and gypsiferous sandstones; (d) marine salts; (e) gypsiferous sandstones and calcarenites; (0 gypsum and anhydrite; and (g) sandstones directly covered by white maris of Pliocene age, locally called frubi. Sulphur is always related to gypsum and anhydrite and the commonly accepted genetic hypothesis involves biochemical reduction of gypsum and anhydrite in euxenic conditions. This hypothesis is supported by the isotopic composition of sulphur (Dessau et ai., 1962). The lenses of sulphur are interfingered with the gypsiferous beds. Their thicknesses, particularly where they are tectonically deformed, can reach 10 metres. Normally the deposits are thinly banded; pockets of practically pure sulphur are not uncommon.

The Messinian also contains KCl, NaCI, CaS04.2H20,

381


and Caso4. These commodities occur both inside and outside the gypsiferous sulphunferous horizon. Conse- quently the sulphur deposits and KCl-NaCl deposits do not always co-exist, nor are they everywhere correlated. The main producing areas are Sicily (NaCl and KCI), Calabria (KCl), and Tuscany (NaCl and alabaster).

QUATERNARY METALLOTECTS

Metallogenic processes taking place in Quaternary, some of which started much earlier, include: (a) volcanic-sedimentary pyrite-marcasite deposits around active volcanoes of the Eolian archipelago; (b) sulphur, marcasite and pyrite accumulations and U-Th-kaolin-pyrite-marcasite occurrences around active fumaroles; (c) beach sands in central and southern Italy and in Sardinia which contain, at places, U-Th and other 'heavy' minerais, and whose exploitability is under investigation; and (d) Baso4 rich eluvial which are exploited in Sardinia.

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383

Editorial Zone 26 Sheets 5 and 8

Major metallogenic units and ore deposits in Yugoslavia* S. Jankovii: Faculty of Mining and Geology, Djusina 7, 11000 Beograd, Yugoslavia

Contents

Introduction 386

Major metallogenic units 386 The Alpine province 386 The Dinaric province 387 The Serbo-Macedonian province 389 The Carpatho-Balkan province (eastern Serbia) 391

Mineralization periods 392

References 394

Sommaire

Introduction 386

Principales unités métallogéniques 386 Province alpine 386 Province dinarique 387 Province serbo-macédonienne 389 Province carpatho-balkanique (Serbie orientale) 391

Epoques de minéralisations 392

. Références 394

Manumipi received in May 1977.

385

S. Jankovit

Introduction Major metallogenic units Yugoslavia is one of the most important European producers of ore minerals. The deposits and the complexity of their geotectonic setting make a particularly interesting study. They were formed in various periods and environments, and four major metallogenic units or provinces can be identified (Fig. i), (JankoviC, 1967, 1974), some of which extend into the neighbouring countries.

THE ALPINE PROVINCE

This province is part of the geotectonic unit of the Alps: only a minor part of it lies in Yugoslavia. Its leadfzinc deposits are known chiefly from Middle Triassic carbonatic rocks (Mefica. Toplu) and belong to the Alpine hydrothermal stratiform metasomatic type, whose gene-

FIG. I. Metallogenic provinces and the major metallogenic districts in Yugoslavia.

1 = Skofija Loka district. 2 = The Sava folds. 3 = Idrija district. 4 = The Banija-Krajina district. 5 = The Mid-Bosnian Schist Mountains. 6 = The Varei district. 7 = District of north-east Montenegro.

8 = Drina district. 9 = Sumadija district. IO = The Central Serbian magnesite zone. I I = Kopaonik district. 12 = Lece district. 14 = The West Macedonian district. 13 = Blagodat-Osogovo district. = .

l&* sa 18' 20. 2 t 1 I I 1 I I I I l 1

r;z STRATIFORM c3 IRREGULAR FORM 0 PALEOZOIC 0 VEIN @ EARLY MESOZOIC 1 EGZOGENOUS ORIGIN 0 CRETACEOUS-TERTIARY

O I ENDOGENOUS ORIGIN U VOLCANIC-SEDIMENTARE

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Major metallogenic units and ore deposits in Yugoslavia

sis is still controversial, either epigenetic or syngenetic (Schneider, 1964; Berce, 1967; Duhovnik, 1967; Kostel- ka and Petrascheck, 1967; Maucher and Schneider, 1967).

The basic factors controlling mineralization were stratigraphic (the ore is locafized in particular levels: in the Anisian at Topla, in the Ladinian at Meiica, in the lowermost Upper Triassic at Bleiberg), and lithologic (the ore is chiefly associated with dolomitic horizons).

Stratiform ore deposits spatially associated with Middle Triassic carbonate facies are also found in other metallogenic provinces in Yugoslavia. Such deposits occur in the Dinaric province (Middle Triassic limestone of western Serbia, at Tisovik, Postenje; in Bosnia at Olo- vo, Borovica, Maine; and elsewhere).

THE DINARIC PROVINCE

This province lies principally in the Dinarides, but extends in part beyond them into the Hellenides of Greece. It is characterized by the nature of the ore formations and magmatic complexes. In the part lying in Yugoslav- ia, a number of metallogenic and structural-metallogenic districts with characteristic mineralization can be identified. The most important are described below.

The West Macedonian district

This occupies the edge of the Pelagonides and is characterized by numerous economically significant volcano- sedimentary chamosite-siderite deposits and Mn-oxide deposits, some of which exhibit strong metamorphism. These deposits date from the Caledonian metallogenic epoch. They are numerous and the one at TajmiSte is the largest. The ore deposits are associated with a Devonian spilite-keratophyre. The bodies are lenticular, up to 20 metres thick, and composed mostly of siderite and Fer- richiontes, accompanied by magnetite. The ore has a characteristic oölitic texture. Cizzarz (1954) and Page (1958) explain in detail the geological setting and metallogenesis of these ore deposits.

The littoral bauxite zone

A n extensive zone lying in the Outer Dinarides interrupted in the Pelagonides but continuing into the Helle- nides. Apart from these deposits, which form an integral structural-metallogenic zone, there are isolated bauxite ore fields in the Inner Dinarides, some of very great size (Vlasenica in eastern Bosnia). The genesis and distribution of the limestone bauxite are intimately related to the evolution of the Dinaric geosyncline, to intrageosynclinal movements and to the intrageosynclinal and cordillera continent. A s a consequence of the alternation of a number of continental and submarine phases, the bauxite occurs at several horizons from the Triassic up to and including the Eocene.

All economically significant bauxite deposits belong to the karst-type developed in carbonate rocks, predom- inantly limestone. The foot wall is presented by an irregular palaeo-karstic surface, while the hanging wall is flat (Fig. 2). They occur mostly as beds, lenses and pockets, ranging in size from a hundred to a few million tonnes of bauxite. The bauxite is mostly of a monohydratic type (boehmite, diaspore), but a hydrargillite type of bauxite

FIG. 2. Cross-section of the bauxite deposit at Djurakov Do, NikSiC: area (according to data from the mining geological survey, NikSiC:). i = Cretaceous limestone. 2 = Bauxite. 3 = Triassic limestone. 4 = Fluviogiacial material.

is known in some Dalmatian deposits. Other minerals are usually haematite, goethite and clay minerals (kaolinite, halloysite). The grade of the commercial bauxite is variable, particularly regarding the distribution of SiO, : 49-68 per cent AI2O3 (mostly 54-58 per cent, 2-10 per cent Si02 (mostly 1-5 per cent), 13-30 per cent FezOS (mostly 22-25 per cent).

Ore- bearing areas associated with Middle Triassic magmatic-tectonic events

These include the following: North-east Montenegro which contains many hydro-

thermal vein-type lead-zinc deposits (suplja Slijena) and others of massive sulphides with pyrite, sphalerite and some galena and chalcopyrite (Brskovo type). Metallogenically interesting is the cinnabarite mineralization in the Brskovo and Boan areas, which are associated with regional fracturing which probably extends, with some interruption, as far as the Idrija area in Slovenia. Although no isotope analyses of the sulphur are available, the mercury probably origi- nates in the upper mantle. Chalcopyrite-pyrite veins and impregnations (Varine) and massive sulphides (pyrite and chalcopyrite of the Rebe0 type) are genetically and spatially associated with Jurassic gabbro- diabase (the Ophiolite complex).

The Mid-Bosnian Schist Mountains, from which the ore occurrences have been described by JurkoviC (1 956). They include numerous vein and stratiform hydrothermal deposits of copper, barite, mercury, arsenic and to a lesser extent lead-zinc and gold. Although earlier attributed generally to the Hercynian, they can now, with some reservation, be assigned to the Trias- sic metallogeny.

The Vare: District which contains numerous deposits of iron, manganese and lead-zinc with barite. It includes the well-known Vare: siderite-haematite deposit, the celjanoviéi manganese deposit and the Pb-Zn deposits of Borovica, Veovaëa and Maine. All are predom- inantly stratiform deposits, located in Middle Trias- sic sediments and associated with spilite-keratophyre-porphyry complexes. They belong to the hydrothermal volcano-sedimentary and sedimentary types (Cissarz, 1956a; Petkoviii, 1960; RamoviE, 1966). The Vares deposit has been mined since 1891, producing to date about 45 million tonnes of ore (PetkoviC, 1964). The bedded and lenticurar ore

387

S. Jankovit

bodies are in the Anisian-iadinian spilitekeratophyre series of sediments. The mineral association is characterized by vertical zonation, which from the foot wall towards the hanging wall is: massive sulphide ore (pyrite, sphalerite, chalcopyrite, galena); siderite bed (70 m thick); limestone with occurrences of haematite; and haematite bed with chert. The grade of run-of-mine ore is 43 per cent Fe, 2.5 per cent M n and 9 per cent SO2 for the limonite ore; 34 per cent Fe, 3.3 per cent M n and 7 per cent SO2 for the siderite ore; and 32 per cent Fe, 4.9 per cent Mn and 20 per cent Si02 for the haematite ore. The ore reserves are estimated as over 200 million tonnes (Vukovojac, 1970).

The Banija-Krajina mineralization

In an area encompassing north-west Bosnia, Kordun and Banija there are a number of iron and lead-zinc deposits of which the iron ore deposit of Ljibija is the most important economically. All the mineralization is spatially related to the Upper Palaeozoic (Carboniferous), which consists mostly of temgenous schist and sandstone, and to a much lesser extent of organogenic limestone sediments. Ljubija is a very old mining area. M o d - e m mining started in 1916 with a total production to date of about 35 million tonnes of ore.

There are two types of ores: primary siderite ore in the Middle Carboniferous sediments, in schist and at the schist/limestone interface; and secondary limonitic ore, redeposited from the weathered outcrops of primary ore into Pliocene and Quaternary sediments. The principal ore minerals are siderite, and its alteration product, limonite. The run-of-mine ore contains 38-47 per cent Fe, 2 per cent M n and 8-1 i per cent Sior. Ore reserves are estimated as 276 million tonnes (Vukavojac, 1970). The genesis of these deposits is still uncertain. While JurkoviC (1 961) emphasizes features which tend to bear out a syngenetic origin, Nöth (1954), Cissarz (1956b) and RamoviC (1 957) interpret them as being of hydrothermal-metasomatic origin.

The Slovenian metallogenic region

This lies in the zone of convergence of the Dinarides and the Alps, an area of complicated tectonic moulding in the Alpine orogeny. Here are many ore occurrences, grouped in several areas and associated with specific lithostratigraphic formations.

The Idrija district embraces several mercury deposits and other ore occurrences in various lithostratigraphic formations of the Upper Palaeozoic and Triassic (the Skythian and Anisian stages). It also contains magmatic complexes of the spilite-keratophyre and the porphyry association. The Idrija ore-field is in the Middle Triassic (Berce, 1958), and resulted from two stages of metal enrichment, the first syngenetic and the second epigenetic (Mlakar and Drovenik, 1972). The mine has been in operation since 1496 and to date has produced almost 80,000 tonnes of mercury. The ore occurs at all horizons from the Upper Palaeozoic to the upper part of the Mid- dle Triassic dolomite. The ore-bearing zone is 1.5 k m long and up to 600 m wide, reaching a depth of 400 m below the surface. There are numerous irregularly distributed ore bodies. Dissemination is the dominant type of

FIG. 3. Sketch section of the Idrija geological structure in Middle Triassic (Mlakar and Drovenik, 1972). 1 = Syngenetic ore. 2 = Epigenetic ore.

Basin of sedimentation i

mineralization (Fig. 3), the mercury content varying between 0.2 and 0.5 per cent.

The Sava Folds incorporate numerous mineral occurrences, mostly lead-zinc (Litija). The deposits and smaller occurrences are located in Carboniferous rocks, chiefly schist, as veins and elongated lenses. The following distinctions can be made according to mineral composition : deposits which contain sphalerite, galena, low concentrations of cinnabarite and chalcopyrite, and a considerable proportion of barite and siderite; and almost monometallic deposits dominated by lead or zinc and accompanied by quartz and siderite (Grafenauer, 1966, 1969). The origin of the ore metals has not been fully explained.

The Jesenica-Vitanjski Pas Zone is characterized by hydrothermal-metasomatic siderite deposits, which also contain small amounts of Pb, Zn, Fe and occasionally Hg- and Cu-sulphides (Berce, 1954).

Ore formations in Greden Sandstone which is a Per- mian sandstone containing a number of uranium @i-

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rovski Vrh) and copper (skoja) infiltration deposits. These deposits and the ore-bearing formations are described by ProtiC et al. (i972), JokanoviC et ai. (1972), and Drovenik (1 972).

THE SERBO-MACEDONIAN PROVINCE

The ore deposits of this province lie in a number of geotectonic units, which constitute part of the Dinarides, the Vardar zone, the Serbian-Macedonian Massif and the Rhodopians. The boundaries of the province to the north and north-west are still undetermined because the terrain is covered by the Upper Tertiary sediments of the Pannonian basin.

The endogenous ore deposits of this province are genetically associated with Tertiary granodioritic magma. The main factors controlling the distribution of the metallogenic zones are lithology and fracturing, the latter

commonly cutting transversely across the geotectonic units, particularly in the Rhodopians. The ore formations include numerous large hydrothermal and Skarn lead-zinc deposits, less frequent magnetite deposits, some very important antimony, molybdenum and arsenic deposits, as well as some occurrences of porphyry copper ore. Within the Serbo-Macedonian province the following metallogenic zones are identified.

The Drina district

This is characterized by numerous Tertiary deposits of antimony (ZajaCa area) and lead-zinc (Srebrnica, Veliki Majdan) genetically associated with intrusions of a granodioritic magma (JankoviC, 1964).

The Zajata deposits contain significant ore reserves and exhibit diverse mineral associations (JankoviC,

FIG. 4. The most important types of ore bodies in the Yugoslav antimony deposits: a = Ore body along the contact of limestone and schist (ajata, al). b = The karstic type (Lisa). c = Fissure in limestone (ajata); d = Ore deposited along with fractured zone (Zajata). e = Ore shoots and lenses in limestone (Stolice). f = Mineralized fractured zone in limestone (black: Sb-ore).

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S. JankoviC

1960). The area is the most important Yugoslav producer of antimony ore, having produced about 90,000 tonnes of antimony since 1890. The ore contains 2-3 per cent Sb. The ore bodies occur chiefly in the late Carbon- iferous limestone, along the contact with Palaeozoic schist (Fig. 4). The lenses, pods and veins are associated with highly silicified limestone, 3-12 m thick (‘Jasperoid type of ore deposit’).

The Middle Triassic hydrothermal vein and stratiform lead-zinc deposits, which occur occasionally, with local concentrations of cinnabar and occasionally antimony and barite, may be genetically correlated with the spilite-keratophyre magmatic complexes.

The Sumadija district

This includes a number of hydrothermal and skam lead- zinc deposits (Rudnik, Kosmaj-Babe, Vitanovci) and some mercury and antimony occurrences, associated with intrusions of the Tertiary granodioritic magma, as well as significant magnesite deposits (Brdjani).

The Kopaonik District

The district includes numerous occurrences and some large hydrothermal and skam deposits of lead-zinc ore (Trepëa, Belo Brdo, Novo Brdo, Kiinica), commonly related spatially with sub-volcanic horizons and genetically with intrusions of the Tertiary granodioritic magma. Apart from the dominant lead-zinc parageneses, there are also skam deposits of iron, copper and antimony, and porphyry copper mineralization.

The Trepëa deposit has been the largest individual source of lead-zinc ore in Yugoslavia, with an estimated 50 million tonnes of high-grade ore. The deposit and its genesis have been the subject of study by several geologists (Brammal, 1930; Forgan, 1948; Nikitin and Duhov- nik, 1936; Smejkal, 1960; Topalovik, 1971). The large ore bodies are deposited in limestone, along its contacts with the Palaeozoic Phyllite, and in a volcanic (?) breccia pipe (Fig. 5). Ore-bearing veins in Phyllite are sporadi- cally developed in the hanging wail of ore deposit. The

FIG. 5. Sketch map of the central ore body in TrepEa (Forgan). 1 = Palaeozoic schist. 2 = Limestone. 3 = Lead-zinc ore body. 4 = Dacite. 5 = Volcanic breccia.

ore deposit is of both skam and replacement type. The skam type is from an early stage of the ore formation and contains ilvaite, gamet, hedenbergite, actinolite, epidote, magnetite, and occasionally chalcopyrite and arsenopyrite. The replacement type contains massive sui- phides of silver-bearing galena, high-iron sphalerite, pyrrhotite and pyrite, accompanied by chalcopyrite, arsenopyrite, stibnite, jamesonite, boulangerite, plumosite. The large ore bodies are composed of Mn-Fe carbonates (oligonite ore), containing less than 3 per cent lead and zinc. The ore contains 5-7 per cent Pb and 4 per cent Zn.

Significant magnesite deposits (vein and sedimentary types) are also known in the Kopaonik district (Gole$ Bela Stena and Beli Kamen are the most important). The Bela Stena magnesite deposit belongs to the hydrothermal-sedimentary type, formed along with the Mio- cene sediments. The ore body is partly interbedded with shale and sandstone. The ore lens is up to 95 m thick and 250 m long. The ore contains 44 per cent MgO, 1.5 per cent SiO2 and 2-6 per cent Cao, and is enriched in boron. The magnesia was released from serpentinite by passing hydrothermal solutions, genetically associated with the Miocene dacite-andesite volcanic complexes.

The Lece district

This is characterized by extensive Tertiary dacite-andesite effusions associated with a deep fracture. It includes a number of vein hydrothermal lead-zinc deposits with gold (Lece, Djavolja Varoi) and porphyry copper mineralization.

The Zletovo district

Like the preceding zone, it comprises Tertiary volcanic rocks with some relatively small intrusions. The distribution of the hydrothermal lead-zinc vein deposits is controlled essentially by fracturing, with pronounced zonation of the mineral parageneses. The porphyry copper mineralization apparently also occurs in the volcanic complexes, associated with sub-volcanic intrusions.

The Blagodat- Osogovo district

This has great potential as a source of lead-zinc ore. The lead-zinc ore with some molybdenum lies chiefly in crystalline schist of the Serbo-Macedonian Mass, but also extends into the volcanic-intrusive complex of the Tertiary granodioritic magma. The parageneses exhibit zonation (Maëkatica, Sase- Toranica, Blagodat).

The molybdenum deposit of Maékatica and numerous smaller occurrences are localized in and around the Surdulica granodiorite complex (Milovanovit and Ilit, 1953). Its stock-work mineralization lies within hydrothermally altered dacite, partly in the Palaeozoic schist, in the form of pipe-shaped ore bodies. Mineral associations are fairly simple. Molybdenite and pyrite are most widespread, accompanied occasionally by haematite, chalcopyrite, sphalerite, galena, and occasionally hueb- nerite. The ore averages about 0.1 per cent Mo. The mineral potential has been estimated as over 100 million tonnes of marginal ore.

The porphyry copper deposits in the Vardar zone (Buëim, Borov Do) belong to this district. Systematic

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mineral exploration, carried out along the eastern border of the Vardar zone, revealed, after 1965, several significant porphyry copper deposits. The ore-bearing zone can be traced for over 250 km, from BuEim in Yugoslavia over Varhi, Ponrokerasia to Scouries (Chalkidiki) in Greece. -The mineralization occurs in the upper and the outer parts of the intrusive andesite. The ore bodies at BuEim lie within a zone approximately 2 k m long and 1.5 km wide. The ore contains 0.3-0.7 per cent Cu.

THE CARPATHO-BALKAN PROVINCE (EASTERN SERBIA)

This province is geographically associated with the geotectonic unit of the Carpatho-Balkan arc. Only a minor part of it lies in Yugoslav territory (eastern Serbia). Sev- eral structural-metallogenic zones can be distinguished in eastern Serbia, characterized by their evolution and mineral parageneses (JankoviE, 1965).

The Neresnica-Beljanica zone

This incorporates pre-Devonian volcano-sedimentary Fe deposits genetically associated with the keratophyre formation, and Hercynian deposits genetically related to granitic intrusions (gold, gold-bearing scheelite, accompanied by minor concentrations of lead-zinc sulphides, and a deposit of wolframite-antimony parageneses (?).

The Balkan zone

This contains numerous and diverse ore occurrences originating from various metallogenic epochs. The deposits genetically associated with granite intrusions belong to the Hercynian metallogenic epoch (principally veins of uranium, molybdenum, gold or lead-zinc ore, antimony occurrences, and skarn magnetite deposits with some copper).

Although the Balkanides in Bulgaria, bordering on eastem Serbia, contain major epigenetic stratiform lead- zinc and lead-copper deposits, of the Sedmochislenitsi type (Mincheva-Stefanova, 1972), the continuation of this ore zone into Yugoslavia has not been established. It remains undetermined whether the source of the ore metals in these deposits was Middle Triassic magmatic complexes or the Palaeozoic basement, from which they would have been regenerated under the influence of younger magmatic intrusions.

The post-Triassic geotectonic history of eastern Ser- bia is characterized by shallow-water, chiefly clastic, sediments in which, during the Jurassic and part of the Cenomanian, were formed the Stara Planina area, and further north the clastic-detrital iron deposits (Antoni- jevit, 1972).

'

The Bor zone

FIG. 6. M a p of Majdanpek porphyry copper deposit. I = Palaeozoic Phyllite. 2 = Gneiss. 3 = Tithonian-Valanginian limestone. 4 = Andesite. 5 = Diorite. 6 = Volcanic breccia. 7 = Ore deposit.

This contains many porphyry copper deposits, vein and massive sulphide, locally accompanied by gold and by lead-zinc parageneses. The metallogeny of this zone, which is only a part of a global metallogenic belt extending from the Carpathians to the Himalayas (Jankovit and PetkoviE, 1973), is associated with intrusive facies of granodioritic magma whose absolute age lies between roughly 100 and 65 m.y.

39 I

S. JankoviC

The porphyry copper-molybdenum deposit at Maj- danpek has been mined since 1952. The present output of ore is 36,000 tonnes per day. The mineralization lies within a narrow, 0.3-0.6 k m long, deeply fractured zone in andesite, partly also id diorite and gneiss (Fig. 6). So far as it has been explored, the vertical extent of the ore exceeds 1,000 m. The hydrothermal wall-rock alteration is characterized by a potassium metasomatism.

The mine at Bor has been in operation since 1902. To date about 2.5 million tonnes of copper have been recovered. There are several large ore bodies, localized in the hydrothermally altered andesite (Fig. 7). The ore

FIG. 7. Cross-section of the Bor copper deposit (Drovenik). 1 = Massive pyritic ore bodies, with and without copper miner-

alization. 2 = Network-type pyritic ore with and without copper mineral-

ization. 3 = Disseminated type of ore mineralization. 4 = Leached ore. 5 = Andesite. 6 = Hydrothermally altered andesite. 7 = Conglomerate.

is mostly massive sulphide, and partly disseminated. Recently, porphyry-copper mineralization has been discovered close to the massive sulphide ore bodies. The mineral assemblage includes pyrite (over 50 per cent), bornite, enargite, chalcopyrite, chalcocite, covellite, and luzonite, accompanied by traces of sphalerite, galena and tetrahedrite. The ore contains 1-2 per cent Cu, up to 5 g/t Au, up to 10 g/t Ag, and fairly high G e and Pt concentrations.

The Ridanj-Krepoljina zone

This contains many occurrences and deposits of lead- zinc, copper and molybdenum ore. It is reasonable to expect an impregnation-type (porphyry ore) molybdenum-copper mineralization here. The ore is genetically associated with intrusions of a granodioritic magma (the ‘banatite petrographic province’). According to the Srs7/SrS6 isotope ratio (0.704), these rocks originated from the upper mantle (Savu, personal communication, 1973). Although the ore deposits of this zone had the

same or very nearly the same primary sources as those of the Bor zone, they may be younger.

The relationships between the magmatic rocks with which the Ridanj-Krepoljina mineralization is associated and those of the Bor zone, remain to be eluci- dated. The former extend, certainly, into Rumania.

Mineralization periods

Some ore-bearing formations, in certain metallogenic environments, were formed during relatively brief episodes. It is, therefore, not always valid to differentiate metallogenic units (provinces, zones) according to the period of origin, the more so if the geotectonic events controlling their formation were similar.

The oldest, pre-Devonian, ore-bearing formations are dominated by iron and manganese ores. These are, highly metamorphosed formations formed originally by sedimentation in shallow seas, and only locally of endogenous origin. The Lower Palaeozoic epoch is characterized by volcano-sedimentary deposits of iron and some manganese ore associated with narrow troughs and spii- ite-keratophyre associations.

During the Carboniferous and Permo-Carboniferous, ore formations genetically associated with palingenetic granites are dominant (uranium, gold, tungsten, occasionally molybdenum, antimony; Pegmatites). The disposition of these deposits correlates with the Carpatho- Balkan and the Serbo-Macedonian metallogenic provinces. The Dinaric metallogenic province of that time featured infiltration-sedimentary deposits of copper and uranium in Greden sandstones and hydrothermal iron deposits accompanied by small concentrations of lead- zinc-copper sulphides. The origin of the ore metals in these latter formations is not clear.

The economically most important ore deposits in Yugoslavia originated during intervals within the Alpine and Early Alpine metallogenic epochs. During the Mid- dle Triassic, the initial phases of the geosynclinal cycle involved intense magmatic activity in narrow, nearly parallel troughs up to several hundred kilometres long, which produced a spilite-keratophyre-porphyry association including not only submarine effusions, but also intrusion products, mostly at a sub-volcanic level. Pe- trochemical studies show that the magma was funda- mentally basic, originating from the boundary zone between the continental crust and the upper mantle, and underwent considerable contamination by assimilation of the country rock. A s a result, these complexes contain members ranging from basaltoids to rhyolites (Djordjev- it, 1972; Karamata, 1961; Pamic, 1969). The associated ore deposits are of various types: massive sulphide bodies dominated by pyrite and sphalerite ( k a Prla, Brskovo); stratiform deposits concomitant with volcano- sedimentary processes, giving iron and manganese en- richments accompanied by high concentrations of chert, and lead-zinc-barite deposits; hydrothermal mercury deposits, found in a number of places in the Dinaric fracture zone extending several hundred kilometres; and hydrothermal lead-zinc deposits in spilite-keratophyres

392


genetically associated with granodioritic intrusions (hplja Stijena type). All these deposits are in the Di- naric metallogenic province.

After an interruption of mineralization in the Upper Triassic, the formation of extensive ophiolite complexes began during the Jurassic, from the Lias onwards. These coincided with, or were at least close to, fracture structures which were closed at the end of the Middle Trias- sic, when they were pathways for the Middle Triassic basaltoid magma. During the Jurassic the oceanic crust was completely exposed and magmatic products from that period originated from the upper mantle. The ore deposits genetically and spatially associated with these magmatic complexes are fairly homogeneous as regards type and mineral composition. They include lava flows embodied in the Diabase-Chert Formation including, though not frequently, massive sulphide (pyrite-chalcopyrite) deposits and impregnation zones with the same paragenesis; and podiform chromite, magnetite or titanium ore deposits associated with peridotite-gabbro complexes. Deposits produced by the Jurassic mineralization are found in the Dinaric and the Serbo-Macedonian metallogenic province.

The next major endogenous mineralization cycle took place at the end of the Cretaceous and into the Tertiary. In the rift structures of the Carpatho-Balkan province, which can in fact be followed, with intenup- tions, for several thousand kilometres, a granodioritic magma gave rise to volcano-intrusive complexes. The ore-forming metals and the primary magma originated

from the upper mantle or the boundary with the continental crust. Copper is the principal ore metal, along with minor concentrations of gold, and lead-zinc. The deposits fall into the following types: (a) massive copper sulphide ore deposits (Bor type); (b) porphyry copper mineralizations with molybdenum (Majdanpck, Veliki KrivcIJ); (c) vein deposits of copper with gold; and (d) small lead-zinc deposits.

The youngest endogenous mineralization cycle is associated with the magmatism and geotectonic events of the late Oligocene and the Miocene (and probably even later). The ore deposits are found within the Serbo- Macedonian metallogenic province, and are genetically associated with fracturing which cuts across several geotectonic units (the Dinarides and the Rhodopian massif), and granodioritic magmatic complexes. The most important are hydrothermal deposits of lead-zinc, copper, iron and antimony, as vein, metasomatic, Skarn, and porphyry types. In some parts of the Serbo-Macedonian metallogenic province the disposition of the ore deposits exhibits a pronounced regional zonation of porphyry copper, hydrothermal lead-zinc, molybdenum with tungsten, and fluorite.

From the Triassic to the Eocene, numerous large limestone bauxite deposits were created in the Dinaric province. Laterite deposits (nickel, Fe-Ni, iron) are relatively frequent and are found in various stratigraphic levels.

Table 1 summarizes the main mineralization periods and their ore deposits in Yugoslavia.

TABLE 1. Main endogenous mineralization intervals and ore formations in Yugoslavia ~

Mineraiizaiion m.y. Rincipal T w of deposi1 Magmatic complex Source of magma Geotectonic interval ore metals and ore minerals environment

Post-Oligocene 30-5 Pb-Zn; Sb, Fe, Cu, Mo, Au, Bi

Upper Creta- 100-50 Cu, Mo, ceoudPalaeo- Pb-Zn, Fe gene.

Jurassic 170-150 Fes+&

Cr, Fe, Ti

Skarn Hydrothermal: Vein Metasomatic Impregnation Porphyry Massive sulphide Porphyry Impregnation Vein Skarn Massive sulphide

Magmatic

Middle 220-200 Fes2, Zn, C u Tri ass i c Pb, Hg, Fe,

Mn(SiOi), Pb, Zn, Cu

Carboniferous 35(1-250? W, Au, U, and Permo- Fe, Sb, Mo Carboniferous Pre-Devonian 400 Fe, M n

Massive sulphide Impregnation Stratiform, Vein, Hydrothermal Skarn, Hydro- thermal (vein, stratiform) Volcano- sedimentary

Volcano-intmsive com- Boundary between Regional frac- plex of granodioritic upper mantle and ture zones magma continental crust (activation?)

Volcanic-intrusive com- Oceanic crust Subduction plex (granite-monzonite of oceanic granodiorite-dionte- crust gabbro; andesite)

Ophiolite complex (Dia- Upper mantle Oceanic crust base-Chert Formation) (divergence) peridotite-gabbro complex Contaminated basaltoid Boundary area Graben-geosyn- magma (spillite between upper cline; subsidence keratophyre f diabase, mantle and and uplifting porp hyri te) continental crust (only partial)

Palingenetic granite Continental crust A stage of complex orogeny (?)

Spilite-keratoph yre Boundary area Rift structures

mantle and continental crust

association between upper (3

393

S. Jankovik

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1-23.

394


Structure et métallogénie de la République populaire socialiste d’Albanie* R. Shehu, E. Pumo, B. Lleshi, F. Arkaxhiu, M. Shallo, F. Bakalli Instituti i studimeve dhei projektimeve të gjeoloiisë dhetë minierave Blloku «Vasil Shanto)), Tiranë, Albanie

Sommaire

La structure 396 L’évolution géotectonique des Albanides 398 La métallogénie 402

Références 403

Contents

The structurology 396 Geotectonic evolution of the Albanids 398 The metallogeny 402

References 403

Manuscrit regi en juillet 1972. révisé en mai 1982.

395

R. Shehu, E. Pumo, B. Lleshi, et al.

Le temtoire de la République populaire socialiste d’Al- banie est entièrement situé dans I’orogène alpin. Les minéralisations les plus importantes (chrome, cuivre, asbeste) sont liées aux faciès ophiolitiques particulièrement répandus. Parmi les autres gisements d’Albanie, il faut citer ceux de bauxite, de fer-nickel et cobalt, de phosphate et de sel gemme.

La structure Les Albanides comportent les zones structurales suivantes: les zones du Korab, de Mirdita, de Gash, des Alpes albanaises, de Krasta-Cukali, de Kruja, ia zone ionienne et celie de Sazan. Dans les zones nord orientales, en général, les coupes débutent par des roches plus anciennes et se caractérisent par une plus grande extension des roches magmatiques. O n relève également dans celles-ci les phases les plus anciennes de la tectogenèse. Les rapports existant entre les diverses zones sont de nature tectonique avec chevauchement, les déplacements se faisant essentiellement vers l’ouest. Les Albanides se caractéri- sent par des séries ophiolitiques plus complètes, par la présence de la subzone de Valbone qui a été définie pour la première fois en Albanie, par une large extension des dépôts de la limite Jurassique-Crétacé et par leur métal- logénie spécifique.

LA ZONE DU KORAB

Elle s’étend dans la partie onentale du territoire de la République populaire socialiste d‘Albanie et a son homologue Gans la zone pélagonienne. La partie inférieure de sa coupe comporte des roches paléozoïques correspondant à des formations temgènes Ordovicien-Dévo- nien inférieur, d’autres dépôts temgènes du Carbonifere, du Permo-Trias inférieur, des roches volcano-sédimen- taires du Trias inférieur et moyen et des évaporites du Permo-Trias inférieur. Plus haut, vient une série carbo- natée triasique qui est surmontée de dépôts condensés carbonatés et siliceux du Jurassique et des dépôts flyschs du Jurassique supérieur à Crétacé inférieur.

A u point de vue structural, les roches de la zone du Korab représentent des plis anticlinaux déversés vers l’ouest et compliqués de cisaillements chevauchants.

,

LA ZONE DE MIRDITA

Elle s’étend dans la partie centrale méridionale de l’Al- banie et a son homologue dans ia zone sub-pélagonien- ne. C‘est dans cette zone que i’on rencontre la série des ophiolites la plus complète de la chaîne des Dinarides- Albanides-Hellénides. O n relève dans sa structure géolo- gique une nette prédominance des roches ophiolitiques; on ObSeNe une grande extension des formations volcano-sédimentaires et carbonatées du Trias et du Jurassi- que, au-dessus desquelles viennent les dépôts condensés carbonatés-siliceux du Lias supérieur au Malm. D e même, dans cette zone sont largement répandus les dé- pôts de ia limite Jurassique-Crétacé, ainsi que les dépôts de la transgression carbonatée terrigène du Crétacé et les flyschs du Paléogkne ainsi que les molasses cénozoïques. La coupe générale des ophiolites dans les Albanides

comporte, de haut en bas, des roches ultrabasiques à prédominance de harzburgites, des gabbros et des plagiogranites ainsi que des roches volcanogtnes basalto-kéra- tophyriques qui débutent la série ophiolitique, sa couverture sédimentaire étant constituée à la base par les dépôts de la limite Jurassique-Crétacé. A u point de vue structural, les ophiolites des Albanides sont autochtones et se caractérisent par ia présence de chevauchements et de recouvrement m ê m e dans les secteurs occidentaux.

La zone de Mirdita présente une structure plissée. O n relève une nette prédominance de plis avec une asymé- trie occidentale et plus rarement orientale, et compliqués de failles quasi-verticales chevauchantes, ayant une a m - plitude de déplacement de 2 à 3 kilomètres. Dans les secteurs occidentaux, la zone de Mirdita surmonte celle de Krasta-Cukali par chevauchement. D e même, on a relevé dans cette zone, une série de phases tectoniques particulièrement à ia limite jurassico-crétacée, du Maes- trichtien-Paléocène, au cours de I’Eocène, du Miocène et du Plioquatemaire, qui ont conditionné sa , structure compliquée.

LA ZONE DE GASH

Située dans la partie septentrionale du temtoire alba- nais, et particulièrement dans la région de Gash et de Vermosh, elle a son homologue dans la zone du Durmi- tor. Les roches de cette zone sont représentées par les formations terrigènes du Carbonifere-Permien et par les formations volcano-sédimentaires du Trias inférieur et du Trias moyen. La zone de’Gash a une structure mono- clinale, avec des pendages doux vers le nord. Elle chevauche la zone des Alpes albanaises.

LA ZONE DES ALPES ALBANAISES

Elle occupe la partie septentrionale de l’Albanie et a son homologue dans la zone du haut karst. La partie infé- rieure de cette zone comporte une formation terrigène et carbonatée du Permien, au-dessus de laquelle s’étend ia formation carbonatée du Mésozoïque. En direction ouest, la coupe est représentée par des calcaires nénti- ques et en direction est, à partir du Jurassique, commencent à se manifester des faciès pélagiques. C‘est sur cette base que ia partie orientale des Alpes aibanaises a été individualisée pour constituer la subzone de Valbone, tandis que sa partie occidentale forme ia subzone de Malësiae Madhe. La subzone de Valbone sert de passage de la subzone de Malësiae Madhe à la subzone de Cuka- li. Cette zone se termine par un flysch, maestrichtien dans les secteurs orientaux, et paléocène dans les secteurs occidentaux.

La structure de la zone des Alpes albanaises est moins plissée que les autres zones et on y dénote un pendage doux en direction nord-ouest. Cette zone chevauche la zone de Krasta-Cukali dans les secteurs méri- dionaux. O n a distingué dans sa partie orientale I’anticii- na1 de Valbone et le synclinal de Malësiae Madhe dans sa partie nord-ouest.

LA ZONE DE KRASTA-CUKALI

Eile s’étend entre la zone de Mirdita, ia zone des Alpes albanaises et celle de Kruja. Dans le secteur de Cukali

396

Structure et métallogénie de la RPS d'Albanie

FIG. 1. La carte structurale de l'Albanie 1 Zone du Korab; 2 Zone de Mirdita; 3 Zone de Gash; 4 Zone des Alpes albanaises; 5 Zone de Krasta-Cukali; 6 Zone de Kruja; 7 Zone ionienne; 8 Zone de Sazan; 9 Dôme diapirique de Dumre; 10 Limite normale entre les zones isopiques; 11 Li- mite de chevauchement entre les zones isopiques; 12 Chevauchement A l'intérieur d'une même zone isopique; 13 Failles et failles inverses; 14 Limite des dépressions molassiques; 15 Anticlinaux; 16 Synclinaux

IY .JO 20!08' 2c139 2l'ICO lrl3n'

4n II kn d

397

R. Shehu, E. Pumo, B. Lleshi. et al.

qui a son homologue dans la zone du Pinde et de Budva, le niveau le plus ancien est représenté par des formations terrigènes, volcano-sédimentaires et carbonatées du Trias à faciès essentiellement pélagique. Plus haut, viennent les formations carbonatées-siliceuses pélagiques du Jurassique et Crétacé qui sont recouvertes par le flysch du Maestrichtien-Paléogène. Les secteurs méridionaux constituant la subzone de Krasta, qui a des affinités avec ia zone Bosniaque et la zone béotienne, se caractérisent par la présence de flysch Tithonique-Crétacé inférieur et de flysch Maestrichtien-Paléogène. En raison de la tecto- genèse éocène, la zone de Krasta-Cukali a été fortement plissée avec des plis asymétriques renversés vers l'ouest, et compliqués de chevauchements et de contre-failles conditionnant souvent sa structure en écailles. Dans les secteurs occidentaux, cette zone chevauche ia zone de Kruja, tandis que dans sa partie orientale, on observe en plus le chevauchement des ophiolites sur les flyschs de cette zone.

LA ZONE DE KRUJA

Elle s'étend dans la partie ouest de ia zone de Krasta- Cukali et a son homologue en zone dalmato-istrienne et en zone de Gavrovo. Sa partie inférieure est représentée par une série épaisse de calcaires néritiques recouverts par un flysch grossier. Dans la partie septentrionale de la zone de Kruja, et précisément dans la dépression de Tirana, ses structures occidentales sont couvertes par les dépôts néogènes molassiques.

Dans la partie interne de la zone de -ja, on relève des unités anticlinales et synclinales s'étendant principalement en direction nord-est nord-ouest et présentant des plis linéaires et allongés.

LA ZONE IONIENNE

Elle s'étend dans ia partie occidentale du territoire alba- nais. C'est l'une des plus grandes zones des Albanides. La partie inférieure est représentée par des gypses pré- carniens qui se manifestent sous forme de fragments ou de diapirs. D u Trias inférieur à 1'Eocène moyen, s'est constituée une formation carbonatée surmontée d'une série de flyschs paléogènes et qui se poursuit au Miocène inférieur. Par endroits, on rel6ve des lacunes stratigraphiques et des transgressions au cours du Tithonique dans la partie interne des terrains carbonatés et de I'Aquitanien dans la partie interne des flyschs. Les molasses, qui remplissent la dépression pré-adriatique, dé- butent à 1'Helvétien supérieur.

Les structures de la zone ionienne, de forme linéaire et allongée en direction SSE et NNW se regroupent en unités anticlinales et synclinales. En général, les plis sont asymétriques et souvent renversés vers i'ouest avec des failles inverses sur les flancs occidentaux. Dans la partie septentrionale de la zone ionienne, la dépression préa- driatique constitue une fosse molassique qui s'est indivi- dualisée après l'orogenèse de la zone ionienne.

LA ZONE DE SAZAN

C'est la zone ia plus occidentale des Albanides, qui a son homologue dans ia zone préapulienne. Elle présente des séries néritiques de calcaires et de calcaires dolomiti-

ques, à alternances pélagiques au-dessous des niveaux du Maestrichtien. Dans cette zone, on relive l'anticlinal de Karaburun, dont les flancs pendent de façon asymétri- que.

L'évolution géotectonique des Albanides LA ZONE DU KORAB

Le Paléozoïque se caractérise par une sédimentation ter- rigène associée au volcanisme et à une activité intrusive peu intense; le Permo-Trias se caractérise par une sédi- mentation terrigène qui s'étend en discordance structurale et stratigraphique sur les dépôts plus anciens; c'est à cette époque que se rattache également la sédimentation des évaporites. Le Trias inférieur a connu des phénomè- nes de sédimentation temgène et carbonatée ainsi que du volcanisme sous-marin; le Trias moyen, la sédimen- tation des calcaires pélagiques; le Trias supérieur et le Lias, la sédimentation carbonatée néritique et pélagique; et, depuis le Lias supérieur et le Malm, la sédimentation condensée pélagique carbonatée et siliceuse, puis la sédi- meqtation des dépôts flyschoïdes du Tithonique et du Crétacé inférieur, qui se rattache à la manifestation oro- génique de la limite jurassico-crétacée.

LA ZONE DE MIRDITA

Durant le Trias inférieur et moyen, on relève, dans cette zone, la sédimentation des dépôts terrigènes, carbonatés et siliceux, accompagnée d'écoulements sous-marins de volcanites basiques et acides. Depuis le Trias supérieur jusqu'au Lias, dans cette m ê m e zone, s'est poursuivie une sédimentation carbonatée néritique et, par endroits, carbonatée siliceuse pélagique. Durant le Lias supérieur et le Maim, nous relevons des dépôts condensés pélagi- ques carbonatés et siliceux; pendant le Dogger-Malm, nous assistons à l'ouverture océanique et à la formation des ophiolites, dont la série comporte à la base des roches ultrabasiques, plus haut des roches gabbroïques et des plagiogranites et se termine par des roches volcaniques, basalto-kératophyriques. La tectorogenèse de la limite Jurassique-Crétacé a entraîné la surrection et le plissement de vastes secteurs ophiolitiques, leur émer- sion et leur érosion intense, ia sédimentation de dépôts pélagiques flyschoïdes et le commencement de processus latéritiques. Pendant le Crétacé, on relève une progres- sion de la mer en direction ESE ainsi que la sédimenta- tion des calcaires néritiques au-dessus desquels s'étend, par endroits, le flysch Maestrichtien-Paléogène. L'kocè- ne inférieur et moyen se caractérise par des surrections et des chevauchements de direction ouest, ainsi que par ia formation des dépressions où se déposaient les molasses et les flyschoïdes, surtout marins, et au-dessus desquels s'accumulaient les molasses de l'Oligockne et du Miocène supérieur.

LA ZONE DE GASH

La sédimentation terrigène du Carbonifere au Trias moyen est suivie d'une sédimentation terrigène et carbo-

398


al

CT C O

a .I

s c O

-aJ M

399

R. Shehu, E. Pumo, B. Lleshi, et al.

natée, accompagnée à son tour par un volcanisme sous- marin de composition basique et acide.

LA ZONE DES ALPES ALBANAISES

Pendant le Permien et le Trias inférieur, on relève une sédimentation temgéno-carbonatée, suivie de dépôts carbonatés siliceux, accompagnés par les volcanites (pyroclastiques) de YAnisien. Après une lacune à ia limite du Trias moyen supérieur, à laquelle se rattachent les bauxites, la sédimentation des calcaires néritiques se poursuit jusqu'au Lias. D u Jurassique moyen au Crétacé inférieur, dans la subzone de Valbone, s'est produite la sédimentation pélagique carbonatée et siliceuse, suivie de près d'une sédimentation du flysch Maestrichtien. Dans la' subzone de Malësiae Madhe, se sont déposés, pendant le Trias supérieur, des calcaires recouverts de ílyschs paléogènes. Durant le Paléogène, cette zone a émergé et a été chamée vers le sud.

LA ZONE DE KRASTA-CUKALI

Pendant le Trias inférieur et moyen, s'est produite une sédimentation pélagique temgène, carbonatée et siliceuse, accompagnée d'un volcanisme sous-marin de composition basique et acide. Du Trias supérieur au Lias, dans cette m ê m e zone, s'est poursuivie la sédimentation car- bonatée et siliceuse et, par endroits, carbonatée nériti- que. A la période s'étendant du Lias moyen à la fin du Crétacé, dans la zone de Cukali, se poursuit la sédimen- tation pélagique carbonatée, siliceuse, tandis que dans la subzone de Krasta et, précisément dans les zones voisines de celle de Mirdita, pendant le Tithonique et le Cré- tacé inférieur, se produit une sédimentation du flysch au-dessus duquel s'étendent les calcaires à giobotrunca-

TABLEAU 1. Métallotectes des Albanides

na. Du Maestrichtien Li la fin de l'fiocène, on observe la sédimentation du flysch dans toute la zone; c'est à cette époque que se produit l'émersion et le chevauchement de la zone vers l'ouest.

LA ZONE DE KRUJA

Pendant le Crétacé supérieur, se sont déposés des calcai-. res néritiques. Durant le Paléocène inférieur, diverses parties de cette zone se sont surélevées en créant de la sorte des condijions favorables Li la formation des bauxites. Pendant l'Eocène, la mer a complètement couvert la zone de Kmja et un dépôt des calcaires néritiques s'est poursuivi. Durant l'fiocène supérieur, on relève la sédi- mentation du flysch et ce, jusqu'au commencement du Miocène, alors que la zone de Kruja s'est surélevée et a chevauché la zone ionienne. Le contact entre ces deux zones est couvert par les molasses de la dépression de Tirana.

LA ZONE IONIENNE

D u Trias supérieur au Lias moyen, on constate une sédi- mentation de calcaires et de dolomies néritiques. Le Toarcien se caractérise par une différenciation paléogéo- graphique avec des secteurs élevés à i'emplacement d'un sillon, ainsi que par la sédimentation de roches pélagi- ques carbonatées et siliceuses. Cette forme de sédimen- tation s'est poursuivie pendant le Jurassique, le Crétacé et jusqu'à la fin de 1'Eocène moyen. Dans les secteurs plus élevés, on relève des calcaires phosphatés. Puis, pendant 1'Eodne supérieur et moyen, se produit la sédi- mentation de type flysch. Dans la dépression préadriati- que, qui s'étend dans la partie nord-ouest de la zone

Métaliotectes liés

à l'étape initiale alpine à la lithologie et la paléogéo- graphie des

régions émergées depuis le Trias jusqu'à I'Eocene

aux étapes paléozoïqucs

a I'cmpe finale alpine

inírusions formations volcanisme basiques et terrigènes jurassique ultrabasiques

Unités isopiques jurassiqwa

Zone de Sazan Zone ionienne

Zone de Kmja Zone Krasta-Cukali Zone des Alpes albanaises Zone de Gash Zone de Mirdita

Zone du Korab Qua M n

Cu Cu, Cr Fe, Ni, Co PYr Mg As per tal ka0

asb M n S

Structure et métallogénie de la RPS d‘Albanie

FIG. 3. Répartition des principaux gisements selon leurs métallotectes.

FORME TAILLE

strate

amas

J aithration superficielle

1 hydrothermal

f magmatique

f rn&othermal

1 sédimentaire

J, voicanoaene

Gisement lid à la paléogéographie et aux faci& du Midne-Quaternaire letam finalesaloinesl. ... -,

Gisements liés B la lithologie. la paléogbgraphie des régions émergées depuis le Trias supérieur jusqua I’&c&ne. - I 1 Gisements lit aux intrusions basiques et ultrabasiques jurassiques

Gisements liés au volcanisme jurarsique.

1-1 Gisements liés aux formations terriaenes paléozoïques.

I

Fe-Ni 3 h 361 .

O 50 k m - 40 I

R. Shehu, E. Pumo, B. Lleshi. et al.

ionienne, le Miocène moyen et supérieur, et le Pliocène se caractérisent par des dépôts de molasses marines.

LA ZONE DE SAZAN

Elle se caractérise, du Crétacé au Mioche inférieur, par ia sédimentation des calcaires néritiques.

La métallogénie Dans le territoire de ia RPS d'Albanie, en conformité avec les particularités structurales et à l'évolution géolo- gique des zones structurales des Albanides et des miné- ralisations qui s'y associent, on relève quatre groupes principaux de métallotectes :

i. Les métallotectes de l'étape paléozoïque: Les roches paléozoïques de la zone du Korab se caractérisent par des minéralisations de quartzites (Shistavec), de manga- nèse (Topojan) qui se rattachent aux formations temgè- nes inférieures de ladite zone.

TABLEAU 2. Métallotecte des étapes paléozoïques

Zone Gite Substance Taiiie Remarques . L

Korab 201 - Shistavec Qua ' I Paléozoïque 26 - Topojan M n O Paléozoïque

1. Le numéro correspond A celui mentionné sur ia carte.

2. Les métallotectes de l'étape initiale alpine se rattachant au volcanisme et aux intrusions éocinématiques: La minéralisation dérivant du volcanisme et des intrusions éocinématiques de l'étape initiale alpine se trouve localisée dans la seule zone de Mirdita.

Les roches volcaniques jurassiques servent de métal- lotectes pour des gisements et des indices de cuivre à Spaç, Derven, Rehovë, et des pyrites à Spaç. Dans les roches volcano-sédimentaires du Jurassique, on relève des minéralisations de cuivre A Gjegjan et Rubik. Dans les roches volcaniques acides A intermédiaire du Jurassi- que, par contre, on rencontre des perlites (Lumbard- hë).

Les roches intrusives basiques et ultrabasiques de la zone de Mirdita constituent des métallotectes très im-

TABLEAU 3. Métallotectes de l'étape initiale alpine liés au volcanisme jurassique

Zone Giies et indices Substance Taiiie

Mirdita 18 - Spaç Cu 1 Mirdita 19 - Spaç PYr 1 Mirdita 22 - Dreven C u 1 Mirdita 46 - Rehovë Cu O Mirdita 4 - Gjegjan C u 1 Mirdita 21 - Rubik C u 1 Mirdita 7 - Lumbardhë per 1

portants pour les minéralisations du chrome, du cuivre, du magnésite, de i'asbeste et du talc.

Les métallotectes les plus importants du chrome sont : les niveaux d'alternance harzburgites-dunites et dunites du massif ultrabasique de Bulqizë, Kukres, Tro- pojë, Shebenik, etc. où se rencontrent des gisements importants et des ameurements de minéralisations de chromite.

Les roches intrusives basiques sont des métallotectes des minéralisations en cuivre (Kurbnesh, Kabash).

TABLEAU 4. Métailotectes de l'étape initiale alpine liés au magmatisme ophiolitique intrusif basique et ultra-basique jurassique

Zone Cites et indices Substance Taiiie ~

Mirdita 2 - Rragam Cr 1 Mirdita 3 - K a m Cr 1 Mirdita 9 - Kalimash Cr 1 Mirdita 28 - BülqÜë Cr 2 Mirdita 29 - Krastë Cr 1 Mirdita 33 - Shebenik Cr O Mirdita 39 - Memlisht Cr O Mirdita 6 - Kabash Cu 1 Mirdita 23 - Kurbnesh Cu 1 Mirdita 10 - Gomsiqe Mg 1 Mirdita 47 - ïemblak tal O Mirdita 1 1 - Pukë asb 1

3. Métallotectes se rattachant à la lithologie et à la paléogéographie des régions émergées depuis le Trias su- périeur jusqu'à I'Eocène: O n les trouve dans certaines zones des Albanides. ia croûte d'altération latéritique des roches ultrabasiques de la zone de Mirdita est un métallotecte de la minéralisation du fer et nickel et du nickel-cobalt. En général, cette zone latéritique est couverte par les calcaires transgressifs du Crétacé et les molasses de 1'Eocène. Cette minéralisation est représen- tée par les gisements de fer et de nickel de Trull, Bush- tricë, Pishkash, Prenjas, Çervenakë. Guri Kuq, Xhumage, Liqeni i Kuq, Bitincke, ainsi que par les gisements de nickel-cobalt de Trull et de Bitincke. C'est à la croûte d'altération des roches basiques (gabbro) que se rattache la minéralisation du kaolin (Korthpule). Dans les roches terrigènes de type flysch du Maestrichtien-Paléogène, on relève des minéralisations en arsenic A Koman et en soufre à Kerçisht.

Dans la zone des Alpes albanaises, on rencontre des manifestations de bauxite sous forme de petites lentilles parmi les calcaires du Ladinien et du Trias supérieur; ce sont des métallotectes pour cette minéralisation. Dans la zone de Kruja, il y a des indices de bauxites parmi les calcaires crétacés et les dépôts néogènes, dont le contact sert de métallotectes A cette minéralisation.

Dans la zone ionienne, les niveaux inférieurs du Cré- tacé supérieur servent de métallotectes à l'extension des calcaires phosphatés de Plloçe, Nivice, Fushe-Bardhe, tandis que les calcaires jurassiques A lits de silices servent de métallotectes aux gisements de Trepeli. Dans cette zone, des évaporites d'âge permo-triasique constituent les métallotectes du sei gemme (Dumre et ailleurs).

402 I


KraSta- CUkali Krasta- Cukali Mirdita Mirdita Mirdita Mirdita

Mirdita

Mirdita

Mirdita

Mirdita

Mirdita Alpes albanaises Kruja Ionienne Ionienne Ionienne Ionienne Ionienne

27 - Kërçisht 5 - Koman 14 - Tnill 15 - Tnill 34 - Büshtricë 35 - Xhumagë-Liqeni i Kuq 36 - Pishkash-

Prrenjas 38 - Cervenakë-Guri

Kuq 48 - Bitinckë 49 - Bitinckë 16 - Korthpulë 1 - Bajram Cum

31 - Dajti 40 - Dumre 42 - Nivicë 43 - Fush Bardhë 44 - Muzinë 41 - Pllyë

S

As

Fe-Ni Ni-& Fe-Ni Fe-Ni

Fe-Ni

Fe-Ni

Fe-Ni

Ni-Co

ka0 AI

Al Na P P P tri

O crétacé

o crétad-

1 crétacé 1 crétacé I crétacé 1 crétacé

paléogène

1 crétacé

I crétacé

1 crétacé-

1 crétacé-

1 néogène O triasique

O paléocène 2 triasique 1 crétacé sup. 1 crétacé sup. 1 crétacé sup. 1 jurassique

paléogène

paléogène

TABLEAU 5. Métallotectes liés à la lithologie et la paléogéogra- phie depuis le Trias jusqu'i I'Eocène

m e du massif ultrabasique de Kukës et réflexions sur leur genèse. Përmbledhje Studimesh, no 3 (16) (en alb., rés. fr.).

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4. L~~ méta~~otectes des étapes finales alpines: hs dé-

situent dans la zone ionienne. pôts de gemme du Miocène supérieur (Messinien) se SHALLO, M. 1966. Données sur le magmatisme effusif

v

TABLEAU 6. Métallotectes des étapes findes alpines, liés la *

paléogéographie et aux faciès du Miocène-Quaternaire - .

Zone Gîte Substance Taille Remarques

Ionienne 32 - Kavajë N a 1 Mioche sup.

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403


Carte métallogénique de la Bulgarie * I. Iovtchev Ancien Président de ia Direction Générale de la Recherche géologique, Sofia, Bulgarie

Sommaire

Introduction 406

Le massif moyen des Rhodopes 406 Le système plissé d'âge alpin (Balkans) 407

Zone métallogénique de la Sredna-Gora 408 Zone métallogénique des Balkans 408 Zone métallogénique des Kraistides 408

La plate-forme mésique. Région de plate-forme 408

Contents

Introduction 406

Middle massif of the Rhodopes 406 Folded system of the Alpine age (Balkans) 407

Metallogenic zone of Sredna-Gora 408 Metallogenic zone of the Balkans 408 Metallogenic zone of the Kraistides 408

Moesian platform. Platform region 408

Texte remanié en novembre 1972. à partir d'un manuscrit imprimé en 1966 in aMineraliurn DePosilam. Vol. I, no 3.

405

I. lovtchev

Introduction

La Carte métallogénique à l’échelle 1/2 500 000, élaborée conformément à la légende officielle préparée par le comité de rédaction de la Carte métallogénique de l’Eu- rope est constituée de deux parties : les minéralisations avec les caractères liés aux gisements et indices, et un fond géotectonique, qui permet d‘exprimer la structure géologique, les lignes de dislocations importantes et les structures plissées de premier ordre. Une attention spé- ciale a été consacrée au remaniement des anciens noyaux dans le système plissé, y compris la zone appartenant au massif moyen des Rhodopes.

La présente note complète cette carte en indiquant les caractères généraux de i’histoire métallogénique de la Bulgarie.

-Au point de vue tectonique, on peut diviser la Bul- garie en trois grandes régions : le massif moyen des Rho- dopes, ia plate-forme de la Mésie et le système plissé alpin (Balkans) qui les sépare (fig. 1).

Massif moyen des Rhodopes

C‘est un noyau cristallin ancien, qui a subi du magmatisme à plusieurs reprises et qui est consolidé. Il est situé entre les systèmes plissés des Carpates et des Balkans au nord et les Hellenides (Grèce) au sud.

Vers l’ouest, ce massif continue en Yougoslavie. Une dislocation importante, celle de Maritza sépare

les Rhodopes des Balkanides. ia formation du massif moyen des Rhodopes s’est

réalisée en deux grands cycles chronologiques. Durant le premier cycle (précambrien (Ar)), a été for-

m é le socle cristallin, représenté par les complexes ar- chéens et protérozoïques. Ces deux complexes correspondent A deux bassins eugéosynclinaux, dont la formation s’est presque succédé sans intervalle, et comportant, dans les deux cas, une puissante sédimentation; parallè- lement, des manifestations magmatiques acides, ultrabasiques et synsédimentaires (ces dernières, évidemment initiales) sont apparues. Le développement des deux bassins se termina dans les conditions de plissement intensif et de métamorphisme cata- jusqu’b mésozonal (pour l’Archéen) et mésozonal (pour le Protérozoïque), et enfin par des manifestations de magmatisme syntectonique (généralement acide).

Le deuxième cycle (Post Protérozoïque) s’étend du Paléozoïque jusqu’au Néogène compris. A u Cambrien, visiblement dans des conditions eugéosynclinales répé- tées, surtout dans les parties terminales du massif, a été déposée la formation diabase-phyllitoïde de mktamor- phisme épizonal; cette dernière est caractérisée par le développement d‘un magmatisme initial de prépondé- rance diabasique. A u temps de l’orogenèse varisque (V),

I’

et en partie probablement calédonienne et laramienne, la consolidation du massif s’est parachevée par les intrusions granitoïdes du type sud-bulgare, par la formation dioritique de la Struma et autres. A i’Alpin récent (Pria- bonien-Quaternaire), surtout sur le flanc nord, s’effectue le remaniement alpin du massif. A cette occasion, se for- m e une série de dépressions (graben) de grandeur diffé- rente, dans lesquelles de puissants dépôts de molasses (par endroits lignitiferes) se sont déposés; simultanément se développe un magmatisme post-orogenèse polycyclique (acide à intermédiaire) avec prépondérance volcanique.

Le massif moyen des Rhodopes couvre presque en- tièrement le territoire de ia zone métallogénique du m ê m e nom. Nous présentons ci-dessous, par ordre chronologique, les principaux métallotectes ayant successivement superposé leurs effets métallogéniques dans cette zone.

A u Précambrien, ont été formés les niveaux à disthè- ne représentés relativement le mieux dans la série infé- rieure et la série colorée supérieure du Protérozoïque métamorphique; le disthène dans l’Archéen n’est pas exploitable.

Les ultrabasites serpentinisées du socle cristallin (visiblement formées à plusieurs reprises à l’Archéen et au Protérozoïque) sont des métallotectes associés à quelques gisements de chromite tels que celui de Kardjafi, de Pétritch, etc., de magnésite à Asenovgrad, à des zones de talc et d’asbeste, ainsi qu’à des zones à vermiculite.

L‘intérêt métallogénique de la formation diabase- phyllitoïde n’est pas encore totalement éclairci; pour le moment, on connaît de faibles indices de cuivre et de fer sans intérêt économique.

Le plutonisme varisque est considéré c o m m e relativement pauvre du point de vue métallogénique.

Pourtant aux roches granitoïdes sud-bulgares, se trouve pratiquement liée une série de champs de pegmatites (feldspath et mica) qui présente un intérêt économi- que surtout dans le batholite granitique et sa couverture métamorphique de la Bulgarie du sud-ouest.

Aux petits corps plutoniques probablement d‘âge laramien (région de Asenovgrad et ailleurs), sont liés quelques indices de métaux rares sans intérêt économique important.

Récemment une minéralisation de quartz et scheelite fut découverte dans une zone de fracturation imporían- te; son âge n’est pas encore déterminé.

Le volcanisme alpin (A3) est considéré, en général, c o m m e non métallogène; toutefois, on y trouve liés des gítes de fluorite du type métasomatique dans la région de Devin, au sud de Plovdiv.

C‘est en liaison avec le magmatisme cryptoplutonique (subvolcanique) alpin d’âge Oligocène supérieur- Miocène inférieur (les métallotectes correspondants ne sont pas connus) que se sont formés les plus grands gisements polymétalliques en Bulgarie (Pb, Z n et, en partie, Pb, Zn, Cu).

A la fin de l’époque du magmatisme alpin, durant le Pliocène, la région du bassin du fleuve Stuma est mar- quée par la formation de quelques foyers volcaniques relativement petits (type «manteau»; le gisement de fluorite de «Palat» dans ia Bulgarie du sud-ouest leur est lié).

Les gisements d’altération superficielle (Ljalevo et autres) sont relativement rares et inexploitables.

I

406

Carte métallogénique de ia Bulgarie

Système plissé d'âge alpin (Balkans) Le système plissé'des Balkans se situe entre le massif moyen des Rhodopes et la plate-forme de la Mésie dont il est séparé respectivement par les zones de dislocation de la Maritza et des Prébalkans. Son substratum est constitué au nord par une base paléozoïque érodée à dif- férents degrés et au sud par un fragment régénéré du massif moyen des Rhodopes. La dislocation du socle,

ques zones structurales qui, du nord au sud, sont dési- gnées c o m m e suit : prébalkanique, balkanique, Sredna- Gora, Sakaro-Strandja et Kraistide; dans i'extrême nord-ouest de notre pays, entre le système balkanique et la plate-forme de la Mésie, apparaît la terminaison sud des Carpates, appelée région plissée de Koula. L'édifica- tion structurale définitive des différentes zones s'est réa- lisée c o m m e suit: - Zone prébalkanique, de la fin du Jurassique à la fin - Zone balkanique, à la fin du Crétacé inférieur pour du Crétacé inférieur,

FIG. 1. Carte des unités structurales de la Bulgarie. I Zone métallogénique des Rhodopes; II Zone métallogénique de la Sredna-Gora; III Zone métallogénique des Balkans; IV Zone 5

métallogknique des Kraistides; V Zone de la Mésie; i Massif moyen des Rhodopes; 2 Plate-fome de la Mésie; 3 Carpates du sud (région plissée de Koula); 4 Prébalkans; 5 Zone balkanique; 6 Zone de ia Sredna-Gora; 7 Zone de Sakaro-Strandja; 8 Kraistides; 9 Isobates sur la surface plissée du socle de ia plate-forme de la Mésie.

li

I' I

durant le Paléozoïque, a provoqué la formation d'une série de blocs qui, par la suite, ont joué le rôle d'anticlinorium de premier ordre. Le plus grand d'entre eux, i'in- tragéo-anticlinorium ouest-balkanique, sépare le géosyn- clinal alpin en deux parties; la partie nord, développée surtout aux dépens de la plate-forme de la Mésie, se for- m e c o m m e un miogéosynclinal; la partie sud, dévelop- pée sur les fragments détachés du massif des Rhodopes, se différencie surtout par le caractère flyschoïde des dé- pôts, compte tenu de ce que, pendant le Crétacé supé- rieur, le bassin a acquis lui aussi un caractère miogéo- synclinal.

C o m m e résultat des mouvements tectoniques tertiaires, ce géosynclinal compliqué, a été i'objet de plissements multiples, ce qui a conduit à la formation de quel-

i'anticlinorium ouest-balkanique; après l'eocène moyen jusqu'après 1'Eocène supérieur pour le synclinorium est-balkanique. - Zone de la Sredna-Gora, lors des plissements d'âge laramien et pyrénéen. - Zone de Sakaro-Strandja, à la fin du Jurassique supé- rieur et, en partie, après. - Zone des Kraistides à partir du Crétacé inférieur. Le complexe alpin dans le système des Balkanides se

subdivise en trois étages structuraux: inférieur du Trias au Jurassique compris, moyen du Crétacé supérieur jusqu'à l'cocène moyen et supérieur jusqu'au Quaternaire. Pour les zones différentes, les étages structuraux ont un volume différent; l'inférieur est spécifique pour les zones des Balkans (notamment pour le synclinojum est-balka-

407

I. Iovtchev

nique), ia zone des Kraistides et de Sakaro-Strandja; le moyen est spécifique pour les zones de Sredna-Gora, des Balkans et des Prébalkans; le supérieur pour la zone plis- sée de Koula, des Prébalkans et de la plate-forme mési- que (l’avant-fosse de Dolna-Kamtchia).

Il faut considérer ia métallogenèse de la zone balka- nide c o m m e suit: A - Les zones de la Sredna-Gora et de Dakaro-Strand- ja se confondent dans une zone métallogénique unique de la Sredna-Gora. B, C - Les zones structurales des Balkans et celle des Kraistides constituent des zones métallogéniques relativement indépendantes avec des particularités analogues.

La région plissée de Koula (Carpates du sud) et les Prébalkans, exclusivement constitués de formations sé- dimentaires, se révèlent des zones propices au point de vue pétrole et gaz, et sont pratiquement à regrouper avec la plate-forme mésique.

ZONE METALLOGENIQUE DE LA SREDNA-GOR4 Dans le socle cristallin du Précambrien (Ar) on trouve, par endroits, un niveau B disthène.

Le magmatisme ultrabasique, assez peu abondant, représenté par des roches granitoïdes du type sud-bulgare (type Rhodopes), ainsi que des volcanites permiennes, est relativement pauvre au point de vue métallogénique. Dans la zone Panaguriste-Sredna-Gora, on remarque pourtant un champ de pegmatite relativement riche (exploitations de feldspath et mica). Aux granites «sud-bulgares», est liée une minéralisation de molybdène.

Le socle cristallin, fragment du massif des Rhodopes, remanié à l’Alpin, se présente généralement c o m m e des horsts en anticlinorium, parfois en monoclinorium (Ihti- manski, Srednogorski, Sakarski). Entre ces blocs, et en partie sur eux, au cours de l’orogenèse alpine, le synclinorium de la Sredna-Gora s’est développé. Dans sa partie orientale, un magmatisme initial de type diabasique avec des gítes de type cuivre-polymétalliques (Strandja) apparaît au Jurassique.

Au Crétacé supérieur (Maestrichtien) largement dé- veloppé, se sont formés des gisements de manganèse, inexploitables par suite de I’abondance de silice (opale).

Le magmatisme laramien est accompagné de gisements de divers types:

a) métasomatique de contact à Skarns (Fe: région de Jambol et autres; Fe, Ti, V: région de Bourgas et autres).

b) hypo- et mésothermaux: Cu ou Cu, Zn (districts de Bourgas, Panaguriste et autres), disséminés (Médet, Assarei), filoniens (Rossen), filoniens à Stockwerks (Dimtchévo- Zida révo), etc.

c) épithermaux: Ba (région de Stara-agora). Les sables à titano-magnétites (Fe, Ti) de la région de

Bourgas sont exogènes. A 1’Alpin terminal, des dépressions à sédimentation

molassique se forment, avec de grands bassins de lignites tels que le bassin de la Maritza, de Sofia et autres.

ZONE METALLOGENIQUE DES BALKANS

Dans cette région, on ne connaît pas le socle cristallin du Précambrien. Toutefois ia formation diabase-phyllitoïde

s’y épanouit. O n y trouve des indices de fer sédimentaire dont l’exploitabilité n’est pas éclaircie.

Le plutonisme paléozoïque (calédonien et peu probablement hercynien) est représenté par la formation calco-alcaline (gabbro, diorite, granodiorite jusqu’au granite) surtout dans ia Bulgarie du nord-ouest; s’y rattachent des filons de Skarn à magnétite pyrrhotite, Martiniva (Fe), à molybdénite scheelite, ainsi que des filons A scheelite, or et polymétalliques dans la zone de Kopilovf- ri-Govejda et Svichri Plaz (Au).

Le volcanisme permien relativement bien développé est stérile si l’on exclut certains petits indices (Cu).

Les dépôts de minéralisation hydrothermaux métaso- matiques surtout dans les. séries carbonatées du Trias (cuivre, polymétalliques) du type des gisements de Séd- motchislenitzi, Sokolez (Pb, Zn, Cu) et autres, sont largement développés. Ces dépôts sont probablement (et non certainement, car les métallotectes magmatiques correspondants ne sont pas connus) en relation avec le magmatisme cryptoplutonique alpin (probablement laramien).

Le gisement de type hydrothermal-métasomatique de Kremikhovtsi (sidérite, limonite, hématite) contenant un pourcentage considérable de Mn, Ba, Pb, Cu, Z n présen- te une genèse incomplètement éclaircie, probablement liée à un magmatisme de m ê m e type pour lequel le métallotecte magmatique n’est pas décelé.

A u magmatisme laramien, se trouvent également liés quelques filons c o m m e ceux du type Kachana-Pirdops- ko, et probablement le type cuivre injecté Elatzifé (por- PhYry-coPPer).

Les gisements de fer du type Oolithe-chamosite sont formés par endroits dans les sédiments jurassiques de la Sredna-Gora (Trojansko, SoJsko, Belogradchisko).

Les combustibles solides existent à divers étages : charbon dans le Permien (Belogradchisko), anthracite dans le Carbonifere (Svogensko, Berkovsko, Kulsko) ainsi que dans le Turonien (Balkanbas).

ZONE METALLOGENIQUE DES KRAiSTIDES

D e nombreux indices sont communs h cette zone et à celle des Balkans. A u x granitoïdes paléozoïques, il convient de rattacher le gisement auriíëre de Zlatu- Trans- ko.

O n y remarque également le développement d’une série de minéralisations non exploitables de type «fie- mikhovtzin ou bien de type polymétallique.

La plate-forme mésique - Région de plate-forme Elle se poursuit au nord dans le territoire de la Rouma- nie, tandis qu’au sud, elle est limitée par les Prébalkans et la dislocation prébalkanique. Cette dernière présente, par endroits, un caractère de faille inverse. La plate-for- m e mésique présente une structure de plate-forme jeune du type épihercynien. Son socle est édifié par des roches fortement plissées au Paléozoïque (Carbonifère compris). I1 est fortement disloqué (à caractère de mosaïque) et n’affleure pas en Bulgarie. ia couverture sédimentaire

408

Carte métallogénique de la Bulgarie

de la plate-forme est constituée par deux étages structuraux comprenant les formations de roches suivantes :

Etage inférieur: Carbonifere supérieur, Permien et Trias. Cet étage est développé sur presque toute la plate-forme, qui, à ces époques, était instable, ce qui se caractérise par des variations fréquentes de la sédimentation (caractère marin, lagunaire et continental). Cet étage se caractérise également par la présence de matériaux volcaniques.

Etage supérieur: se subdivise, par une discordance régio- nale, en : Jurassique-Crétacé inférieur, Crétacé supérieur, kocène et Néogène. JA sédimentation est surtout manne.

ia couverture varie e? puissance pour les différentes parties de la plate-forme. €paisse de 800 m dans la partie orientale, elle atteint à l'ouest environ 8 O00 mètres.

Suivant les étages structuraux, la profondeur du socle et différentes dislocations caractéristiques, on divise la plate-forme mésique en structures de premier ordre qui sont les suivantes : l'élévation Vidin-Plenik, la dépres- sion du bas Danube, l'élévation nord-bulgare (y compris

le remblai de Hitrino-Dhja), la dépression de Varna, le remblai de Kardam-Krapez ainsi que l'abaissement pré- montagneux du bas Danube.

Les gisements suivants se trouvent dans la plate-for- m e :

Le «sel gemme» est localisé sous la forme de stocks diapiriques dans la région de Provadia. D'âge permien, le sel diapirique traverse les dépôts secondaires et tertiaires et n'est recouvert que par des sédiments quatemaires.

Le «kaolin». Des gîtes industriels existent dans la partie nord orientale de la plate-forme de la Mésie (ré- gion de Raussé, Rasgrad, Kolarovgrad). I1 s'agit d'un mélange de 20% de kaolin et 80% de sables quartzeux qui remplit les cavités karstiques des calcaires du Créta- cé supérieur. Ils sont recouverts par des graviers et du loess.

Le minerai de «manganèse». Un gisement de type volcano-sédimentaire se situe dans les dépôts d'âge oli- gocène dans la région de Varna. La minéralisation existe sur une surface de 100 k m de long, 1 O à 15 km de large. Elle est représentée par des oxydes et des carbonates.

409


The ,metallogeny of Greece* J. Anastopoulos and C. Koukouzas Institute of Geology and Mineral Exploration, 70 Messoghion St, Athens 608, Greece

Contents

Introduction 412

The geotectonic zones and massifs 412

Orogenesis and magmatism 4 13

Metallogeny 4 14 Metallotects connected with the Hercynian

magmatism, metamorphism and structure (Hercynian endogenic metallization) 4 14

Metallotects connected with the pre-Mesozoic palaeogeography and sedimentation 414

Metallotects connected with the Mesozoic palaeogeography and sedimentation 414

Metallotects connected with the Alpine magmatism and tectonics (Alpine endogenic metallization) 416

Metallotects connected with Cenozoic sedimentation and palaeogeography 424

Metallotects of the Recent period 424

Appendix: Production of crude ores in Greece 426

References 426

Sommaire

Introduction 412

Zones géotectoniques et massifs 412

Orogenèse et magmatisme 413

Métallogénie 414 Métallotectes associés à la structure, au

métamorphisme et au magmatisme hercyniens (minéralisations endogènes hercyniennes) 4 14

la sédimentation pré-mésozoïques 4 14

la sédimentation mésozoïques 414

magmatisme alpins (minéralisations endogènes alpines) 416

Métallotectes associés à la paléogéographie et à la sédimentation cénozoïques 424

Métallotectes des périodes récentes 424

Métallotectes associés à la paléogéographie et A

Métallotectes associés à la paléogéographie et à

Métallotectes associés à la tectonique et au

Annexe: production des minerais bruts en Grèce 426

Références 426

Manuscript received in February 1977.

41 I

J. Anastopoulos, C. Koukouzas

Introduction This paper is an explanatory note on what has been presented previously in relation to the metallogeny of Greece, adapted to the requirements of the publication of the Metallogenic Map of Europe, and is in accordance with the metallotect concept which has been adopted by the editorial committee.

The paper is based on the information and opinions of those listed in the appended bibliography. Much work remains to be done on the mapping and interpretation of the mineral deposits of Greece before the many conflict- ing views on their genesis and economic significance can be reconciled. This may lead to a reassessment of the mineralization and its associations which would certainly affect their classification under the metallotect concept. This concept, though followed here, has given rise to difficulties in describing the ore deposits and their relationships, and virtually excluded a proper discussion of the deposits of uncertain origin.

The geotectonic zones The three common types of rocks generally encountered in Greece are sedimentary rocks, crystalline schists and igneous rocks. The sedimentary rocks largely occupy the western half of the country and the crystalline schists occupy part of the centrai area and almost the whole of the east. The igneous rocks occur locally in small areas and are intruded or included in the sedimentary rocks and crystalline schists.

The pre-Tertiary Sedimentary deposits, connected with the development of the Alpine geosyncline in the area, form a system of geotectonic zones originating from the Alpine orogenesis and arranged from west to east as follows: Preapoulian (Paxos zone), Ionian, Gav- rovon, Tripolis, Olonos-Pindos, Pamas-Giona, Sub- pelagonian, and Axios (Vardar) zone.

The Preapoulian, Ionian, Gavrovon and Olonos zones constitute the outer zones. The orogenic movements and magmatism connected with the outer zones are slight. These zones consist of stratigraphic sequences with some local unconformities and lithologic variety resulting from the orogenic movements within the Al- pine geosyncline. The orogenic movements took place at the end of the Jurassic and affected mainly the inner zones of eastern Greece. The remaining zones of those above, including the Pelagonic massif, constitute the inner zones on which the Alpine orogenic movements acted intensively, producing unconformities, overthusts, dislodged slices, and causing the ascent of various ophiolitic magmas.

,

PREAPOULIAN ZONE (PAXOS ZONE)

This zone is probably a continuation of the ‘Apoulian Bank’. Neritic Cretaceous limestones form part of this zone and underlie conformably the Palaeogene lime- stories. The limestone sedimentation is continuous up to the Middle Miocene on which Upper Miocene beds lie unconformably. There is no flysch in this zone.

IONIAN ZONE

This zone includes evaporites, neritic limestones from the Upper Triassic to the Middle Lias, Jurassic limestones and cherts, Cretaceous and Palaeo-Tertiary limestones, as well as Eocene-Oligocene flysch. All the above strata lie conformably on each other, and marine or lacustrine beds of Miocene to Pliocene age lie unconformably on top of them. This zone is characterized by simple folding, dislodged slices and by the lack of magmatism.

GAVROVON ZONE

This zone consists of neritic limestones and dolomites as well as Eocene-Oligocene flysch lying on a submarine ridge. In some places the flysch is lying unconformably on the Upper Cretaceous or Lower Eocene limestones. This zone is characterized by deep faults which reach the basement.

TRIPOLIS ZONE

This zone consists of the typical dark-coloured Tripolis limestone with interbedded dolomites. This limestone sequence is included between the Upper Triassic and the Middle Eocene. The Eocene nummulite-bearing limestones are followed by the flysch. These sediments lie unconformably on the crystalline massif of the Central Peloponnese.

OLONOS-PINDOS ZONE

This zone is characterized by pelagic sediments which form a sequence of platy limestones, cherts and schists of Upper Triassic-Jurassic and Lower Cretaceous age, limestones of the Upper Cretaceous, flysch-like beds of Barremian-Aptian age, and flysch of Upper Maestrich- tian-Eocene age. These rocks form a complex system of folds and overthrusts in the Gavrovon zone. The igneous rocks occurring in this zone are ophiolites of the Upper Jurassic, spilites, keratophyres, quartz porphyries and granites.

PARNAS-GIONA ZONE

This zone consists of a nappe overthrusting the Olonos- Pindos zone lying west of the Parnas-Giona zone. It is located in central Greece and Yugoslavia, and is characterized by neritic limestone sediments lying on a submarine ridge. It consists of Triassic limestones and dolomites, Lower and Upper Cretaceous limestones and Eocene flysch. This zone also includes three bauxite horizons, two of which belong to the Upper Jurassic and the third to the Cretaceous. During Cretaceous times intense orogenic movements occurred in this zone.

SUBPELAGONIAN ZONE (ZONE OF EASTERN GREECE)

This zone is situated between the Pelagonian massif and the Olonos zone, and consists of a nappe overlying the Parnas-Giona zone. The zone is made up of neritic and pelagic sediments. The Permocarboniferous schists and sandstones of the basement are followed by red sandstones, conglomerates and limestones which continue upwards to the Jurassic schists with ophiolites. They are

412

The meíallogeny of Greece

transgressionally overlain by Upper Cretaceous limestones and flysch. The zone includes keratophyres, keratophyric tuffs and peridotites formed during the Palaeo- zoic, ophiolitic formed during the Jurassic, and volcanic eruptions of the Neogene and Quaternary. The zone is characterized by the laterization of the ophiolites and the formation, as a result of this, of the Cr-Ni-Fe ore deposits. A bauxite horizon of the Upper Jurassic occurs in this zone. The middle-Hellenic trench was formed in the area, inside which the Oligocene and Miocene molasse was deposited.

AXIOS ZONE (VARDAR ZONE)

This zone separates the Pelagonia crystalline massif from the Serbomacedonian one. It is subdivided into four subzones. The zone is characterized by several dislodged slices which overthrust the eastern part of the Pelagonic massif. The following beds occur, from the oldest to the youngest: gneiss beds, micaschists, amphibolite and marbles, overlain by Phyllites, marbles, greywackes, green quartz schists of the Palaeozoic system, as well as Mesozoic limestones. Upper Cretaceous limestones and flysch beds lie transgressively on them and Oligocene beds lie unconformably on top of these latter.

From the magmatic point of view, this zone is characterized by an abundance of various ophiolites of Up- per Jurassic age, which are locally latenzed; younger plutonic eruptions probably of Eocene age; and Neogene volcanics. The presence of Eocene molasse is a characteristic feature. The crystalline rocks form the following geographic and geotectonic units: 1. Serbomacedonian crystalline massif (formerly 2. Rila-Rhodope crystalline massif } Rhodope) 3. Crystalline-Pelagonian massif 4. Crystalline-Pelagonian massif of Attica (Cyclades) 5. Crystalline-Pelagonian massif of Central Pelopon-

nese (Crete). The Serbomacedonian and Rila-Rhodope massifs were

formerly known as a single crystalline massif named Rhodope. These crystalline massifs are the core of the geosynclines, in which plutonic eruptions, particularly the acidic ones, and great pressures caused the change in the initial rocks to the crystalline schists.

The metamorphism in the massifs is regional; both dynamometamorphism and contact metamorphism occur. Its age has not yet been determined accurately. From present existing data it seems that the main metamorphism of the crystalline rocks is Palaeozoic and/or older, because it predates deposits of the Triassic. The plutonic magmatism, volcanism and metallization are largely related to these massifs.

Different kinds of crystalline rocks (gneisses, mica and amphibolite schists, and marbles) constitute the first two crystalline massifs which separate the Carpathian branch of the Alpine orogenesis from the Dinaric branch. The crystalline rocks are locally covered by Mesozoic sediments. They are intruded in places by younger acidic plutonic rocks, probably of Eocene age, which are part of the Alpine orogenesis. The Ter- tiary volcanism started in the Eocene and was inten- sified during the Neogene period.

The Pelagonian crystalline massif consists of granites, magmatites, gneisses, marbles and schists, the age of

which, for some investigators, is Palaeozoic or older, while for others it reaches the Mesozoic. Mesozoic sediments with basic and ultrabasic rocks lie unconformably on the above rocks. There is no Mesozoic or Neogene volcanism.

The crystalline massif of Attica consists of metamorphic rocks that have been intruded by acidic pluton and, in places, by basic and ultrabasic ones. The Neogene volcanism is also apparent in different places in this massif. The opinions about the age of the metamorphic rocks are similar to those regarding the Pelagon- ian massif.

The crystalline massif of Central Peloponnese (Crete), forms the basement on which the Tripolis subzone lies unconformably. It consists of metamorphic and more and less metamorphosed rocks. Mesozoic rocks are found in these metamorphics, and with them volcanic rocks and associated tuffs occur.

All the above geotectonic zones are characterized by formation of collapse depressions at the end of Alpine orogenesis which were filled by Neogene and Tertiary clastic sediments.

Orogenesis and magmatism The Hercynian (Vanscan) orogenesis is marked by the unconformity of the Triassic or that of the Upper Car- boniferous on the basement. Except for the Devonian transgression in the island of Chios, older orogenic phases cannot be determined, because of the intense metamorphkm and lack of fossils. Other movements of the Palaeo-alpine orogenesis occurred at the end of the Jurassic and continued until the Upper Cretaceous. The main phases of the Alpine orogenesis are the Middle and Upper Alpine ones, which are marked by the transgression of the Upper Cretaceous, and extended into Ter- tiary and Quaternary times.

The final phase of the morphology of the area is attributed to the vertical movements and fracturing, occumng particularly during the Quartemary, to which the Tertiary and Quaternary sedimentation as well as the younger volcanism is related.

Magmatic activity occurred repeatedly, but is mainly confined to the east. The magmatism is represented by acid and intermediate rocks and by basic and ultrabasic rocks, related to the ophiolitic activity of the geosynclinal phase.

The granites and granodiorites are abundant in the metamorphic formations, and are divided into older pre-tectonic ones, of late Palaeozoic age, which in places are subjected to strong dynamometamorphism, and younger syntectonic-post-tectonic ones, of Upper Creta- ceous to Pleistocene age. In the crystalline massifs, the basic and ultrabasic rocks are mainly of Palaeozoic age, usually locally metamorphosed. In the zones of Axios and eastern Greece they are considered to be of Jurassic age. During the Tertiary, intense volcanic activity occurred in the Rila-Rhodope and Serbomacedonian massifs, as well as in the Axios zone, and consisted mainly of andesites, dacites and, locally, liparites. The post-Alpine volcanism occurred during the Quaternary and provided rocks of mainly acid or intermediate types (andesites and rhyolites). Volcanic rocks were also extruded during the Permian.

413


Metallogen y jected to subsequent regional metamorphism and appear today in the form of quartz-manganese lenses.

METALLOTECTS CONNECTED WITH THE MESOZOIC PALAEOGEOGRAPHY AND SEDIMENTATION

Thick beds of anhydrite, gypsum and salt occur at the base of the first tectonic stage of the cover of the Palaeo- zoic of the Ionian zone, during the deposition of the Triassic sediments. Deep-core drillings carried out in the west have penetrated these beds at great depths. In the same area (Epizus, Aetolia-Acamania, Ionian islands) many outcrops, of microcrystalline and extensive deposits of gypsum, have been located in Triassic breccias of diapiric form. A similar outcrop of rock salt is seen in the Ionian ílysch in the area of Vordo/Ioannina. The gypsum which occurs irregularly in the ílysch of the area of Lardos, in the island of Rhodes, is also probably of Triassic age.

Extensive sedimentary deposits of phosphate rock have been recently discovered in the Ionian zone within the calcareous rocks of Middle-Upper Cretaceous age.

In the Axios, Pelagonian, Subpelagonian and Pamas- sus-Giona zones, sedimentation was not continuous during Mesozoic times. Some marly limestone formations suffered lateritic weathering which produced large bauxite and nickel-iron ores. The bauxite occurs in the form of beds and pockets, at various stages of the inner zones.

In the area of the main development of the Parnas- sus-Giona zone, bauxite occurs: in the lower horizon (b,), mainly as diaspore, which is underlain by Lower Mesozoic limestones of oolitic texture or, in places, by Upper Triassic ones, both of which are overlain by Kim- meridgian limestones with Cladocoropsis; in the middle horizon (bz),' with boehmite, which is underlain by Kim- meridgian limestones, and overlain by Tithonian nodulous marly limestones; and in the upper horizon (b3), which is underlain by a thick series of Cenomanian limestones, and overlain by Turonian-Senonian limestones.

In the mountains of Parnassus-Giona (Parnassus- Giona zone) and in the island of Euboea (Pelagonian zone) both the b3 and b2 horizons are developed; while in the area of Desphina-Distomon and in the Helicon mountains (Parnassus-Giona zone) all three bauxite horizons occur (Fig. l). ' In the zones of Subpelagonia (MundrdAttica, De&- ronRhytiotis, and ElatidAtalanti) and Axios (Kutsi- WChalkidiki) only one bauxite horizon is developed, which corresponds to the lower horizon (b,) of the Par- nassus-Giona zone (Fig. 2). ' The measured reserves of bauxite exceed 100 million tonnes. Deposits of bauxite are mined extensively with an increasing annual production (1964, 1 million tonnes; 1973, 2.75 million tonnes; 1976, more than 3 million tonnes). Between 1963 and 1973 the total production was about 20 million tonnes. The content of the bauxite is Alzo3, between 50 and 65 per cent, with Si02 less than 4 per cent. The greater part of the bauxite is inso- luble (diaspore type, while the smaller is soluble (boeh- mitic type). Major mining centres lie in Giona, Purnus- sus, lieficon, Iti, and híundru.

The chromium-nickel-iron ores are characterized by the presence of Fe, Ni, C o and Cr. They result from lateritic weathering of the Upper Jurassiohwer Creta-

The analysis of the mineral wealth is based, mainly, on the metallogenic features and geological framework with which they are associated. Bauxite and the chromium- nickel-iron formations are connected with the stratigraphy and the palaeogeographical conditions of the Upper Cretaceous transgression.

The primary magmatic ores of chromite are connected with the formation of deep geosynclines and the extrusion of the basic and ultrabasic rocks. The alteration of these rocks gives rise to magnesite, talc, asbestos and some mixed sulphides, and their weathering to the formation of iron-nickel deposits.

Ores such as lignites, gypsum, sulphur, salt and alluvial gold are connected with sedimentation during the vertical movements and the formation of basins related to the main alpine orogenesis.

The remainder of the ores are genetically related to granitic and volcanic extrusions of younger geological ages. This mineralization consists of sulphides of iron, lead, zinc, antimony, molybdenum and copper, with carbonates of zinc and oxides of manganese and iron. It is of hydrothermal apomagmatic to telethermal in type, hypoabyssal or subvolcanic.

The younger volcanic extrusions are associated with the presence of mineral and radium-containing springs as well as some radioactive ore minerals.

METALLOTECTS CONNECTED WITH THE HERCYNIAN MAGMATISM, METAMORPHISM AND STRUCTURE (HERCYNIAN ENDOGENETIC METALLIZATION)

,

Zones of green rocks, sometimes intensively sheared, occur in the crystalline massifs. The age of these rocks has not yet been determined, but it is probably Palaeo- zoic. They contain small chromite ore deposits which were probably affected by the regional metamorphism (Soufliîïhrace 1, Nigritu (52), Serrae Cornuti (60), Chal- kidiki and others).

Different types of asbestos ores occur in veinlets or fractures within the serpentine zones of the ultrabasic extrusive rocks. (Poturni/Drarnas (1 9), Karo Theodo- ruki/Kilkis (41), Samos (1 67), Chusubuli/Larisis (103)).

Talc deposits of limited extension and importance occur in the ophiolites or at their contact with the surrounding metamorphic formations (island of Tinos

The magnesite ores (Therrnmijgita (51)) should be associated with the pre-Alpine ultrabasic rocks, although this ore formed much later, during the chemical weathering of the host rocks.

All the corundum deposits occumng in the crystalline formations of the Attica massif (islands of Naxos, Samos and Paros) are associated by some investigations with the metamorphism of older bauxite deposits (probably Palaeozoic), whereas other investigations consider the deposits to be connected with the pneumatolytic stage of mineralization of the older granitic intrusions.

(155)).

METALLOTECTS CONNECTED WITH THE PRE-MESOZOIC PALAEOGEOGRAPHY AND SEDIMENTATION Manganese ores occur in the crystalline massif (Anhos (154), Thussos (25)). Initially syngenetic, they were sub- I. Refen to the number given on the Metallogenic Map of Europe, Sheet 8.

414

The metallogeny of Greece

FIG. 1. M a p and geological cross-section of the bauxite deposits of the Dhesfina-Dhistomon region. (Based on the Dhelfi sheet of the geological map of Greece, scale 1:50,000; G. Aronis and G. Panagiotides, 1959.) I = Crystalline dolomites of the Upper Triassic 2 = Bituminous limestones of the Middle and Lower Juras-

sic bl = Bauxites of the lower horizon (b1) 3 = Limestones of the Upper Jurassic (Kimmeridgian) b2 = Bauxites of the middle horizon (b3 4 = Limestones dating from the Tithonian to the Cenoman-

ian age b3 = Bauxites of the upper horizon (b3) 5 = Limestones of the Upper Cretaceous 6 = Flysch of the Palaeogene age C = Abnormal tectonic contact

NN W COUPE A~A'

SSE Cardarorachi

iowm

500

O

ceous ophiolites of the inner geotectonic zones of Axios (Edessa (72), Sfkidmathias (SO)), Subpelagonian (Lo- kris (126-127) and Pelagonian Kozani (76), Central Eu- boeu (142-145) (Figs. 3-5). The autochtonous deposits overlie, generally, the ophioliths and are overlain by Upper Cretaceous limestones (Loufsion-Laryrna of Lo- kns, Kerafovuni of Cheronia (125)). Frequently transported ore deposits are found between limestone horizons (Politica of Euboea (140), Lefiopigi of Kozani (77), Agios loannis of Larymna (127)).

The mining of the nickel-iron ores is active in Lo- krk and Euboea. The annual production of nickel ore (grade 1.1 per cent Ni) which was 30,000 tonnes in 1965, exceeded 2 million tonnes in 1974 and reached 2,205,000 tonnes in 1976. During the decade 1966-76, total production was 12,370,000 tonnes of ore with an average content of 1.1 per cent Ni. Measured and indicated reserves exceed 100 million tonnes of ore.

FIG. 2. Cross-section of the sedimentary bauxite deposit at Man- dra in Attica. (According to J. Papastamatiou and Z. Maksi- movic, 1970.) 1 2 = Sandstone grit (Cenomanian) 2a = Argillaceous sandstone with intercalations of greenish 3 = Red clay (Cenomanian) 4 = Bauxite 5 = Marlaceous limestone of the Cenomanian

= Limestones of the Upper Triassic

and red clay

WNW ESE

FIG. 3. M a p and geological cross-section of the lateritic nickel- bearing iron deposits of the Loutsion-Tsouka region. (Based on the Atalandi; sheet of the geological m a p of Greece, scale 1:50,000; G. Maratos, 1965.) 1 = Peridotites (Jurassic) 2 = Pelito-psammitic formations 3 = Nickel-bearing iron ore 4 = Transgressive conglomerate of the Upper Cretaceous 5 = Limestone of the Upper Cretaceous 6 = Flysch (Palaeocene-Eocene) 7 = Undifferentiated Neogene 8 = Quaternary

NWW \f SEE \

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415


FIG. 4. Geological cross-section of the lateritic nickel-bearing iron deposit between Tsouka and Locride. (According to G. Maratos. 1960.) 1 = Serpentinite 2 = Latenzed serpentinite 3 = Nickel-bearing iron ore (compact) 4 = Nickel-bearing iron ore (pisolitic) 5 = Transgressive conglomerate 6 = Nodulous marlaceous limestone: Cretaceous 7 = Compact limestone: Cretaceous

Upper Jurassic

1 1 cretaceous

METALLOTECTS CONNECTED WITH THE ALPINE MAGMATISM AND TECTONICS (ALPINE ENDOGENIC METALLIZATION)

All the mineralization here is associated with the ophiolitic extrusions of Jurassic-Lower Cretaceous age in the inner geotectonic zones (Zone of Axios, Subpelagonian, Pelagonian).

The chromite ores, in the form of lenses, irregular bodies or plates, of the Vourinos moutain (85-87), Piena Mts. (79, Si), Domokos of Fthiotis (1 12), Tsugfi of Far- sala (110) were intensively mined in the past. Some deposits (Scoumtsdvourinos (Fig. 6) and Tsugfifiarsala) are still mined today.

During the decade 1963-73 the total ore production was 470,000 tonnes. Some outcrops of asbestos (Pyr- gosKonitsa (98), ZindunionKorani (83) and others) are found in serpentine.

The cupriferous (pyrite-chalcopyrite) mineralization shows a genetical relation with the ophiolitic bodies of Ermioni (191-2), KouklenaNema (75) Aforoflella (70). In one view the deposits of Ermioni (Peloponnese (Fig. 7)) originate as endomagmatic emanations of diabases. In another view, the mineralization, located within or around the diabase bodies, represents a hydrothermal mineralization, probably also fumarolic. Others consider that the cupriferous-pyrite outcrops in the area of Skyros island (1 58) were formed by mineralized solutions emanating from the sea-floor where the ophiolites crystallized. Apart from the above, occurrences of copper deposits of fumarolic-hydrothermal origin from submarine basic magmatism (oligoclase andesites) are observed in the area of Lakonia (203). The sulphide mineralization of the copper of Mount Othrk (Limogardi, (1 13)) is likewise connected genetically with the diabasic rocks of the area. It is accompanied by nickeliferous minerals.

FIO. 6. Map and geological cross-section of the chromite deposit in the Scourntsa-Vounnon region of Kozani in Macedonia. (Ac- cording to K. Zachos, 1953.) I = Peridotite containing pyroxene 2 = Dunite 3 = iamellar serpentinite 4 = Chromite layer 5 = Weathered serpentinite

Jurassic

2pm

W E

The Ermioni mines have been worked since 1909. T o date, production has exceeded 1 million tonnes cupriferous pyrite with a content of 42 per cent S and 3 per cent Cu. From 1967 to 1976, total ore production was 460,000 tonnes with maximum annual production in 1968 (60,000 tonnes) and a minimum in 1974 (29,000 tonnes).

416


FIG. 5. Map, general cross-section and detailed cross-section of the nickel-bearing iron deposits at Kalogiros in the Psakhna region in Euboea. (According to N. Melidonis, 1960.) 1 = Serpentinite/stratifed serpentinite 2 = Marlaceous-argillaceous intercalations 3 = Compact nickel-bearing iron ore 4 = Pisolitic nickel-bearing iron ore with radiolarites 5 = Pisolitic nickel-bearing iron ore 6 = Limestone with Rudistae 7 = Deposits of the Neogene 8 = Alluvial deposits

Upper Jurassic

} Middle Cretaceous 1

O 1 km Carte géologique I------(

500 m

S

S N KALOG I ROS MAVRI RACHI

KAL2GIROS N

Coupe LI-A' 10 m

Coupe D;taill;e

417


FIG. 7. Geological cross-section of the exhalative-sedimentary cupriferous pyrite deposit in the Rorou region between Ermioni and Peloponnisos. (According to G. Paraskeyopoulos, 1969.) 1 = Limestone 2 = Red foliate limestone 3 = Pelito-psammitic formation 4 = Diabase 5 = Ore 6 = Oxide ore 7 = Red calcschist

Jurassic t sw

Kokkinovrachos

N E Viilia

O 200 rn - The intra-alpine ophiolitic complexes of the inner

zones can be associated with significant magnesite deposits ( Vuvdos/Chalkidiki (Fig. 8), Euboea (Fig. 9), Lesbos). It is generally believed that the carbonate solutions which caused the hydrothermal alteration of the ophiolitic rocks are connected with recent hydrothermal activity. The deposits have been intensively exploited for a long time, and occur in the shape of regular veins, stockworks, and lens-like bodies. In this group of metallotects, but also connected with the sedimentation during the Mesozoic (exhalative-sedimentary deposits) are to be found manganese ore deposits, which occur in western Greece. They are located with particular horizons of cherts or in the Jurassic-Cretaceous limestones of the zone of Olonos-Pindos. (Bitomus of Trikala (101), Pu- normos of Phokide (117), Isuri (145), Zerbisiu (196)). Some of them (Zerbisiu) have been temporarily exploited on a limited scale.

The main mining centres lie at Euboea and Chalkid- iki. Because of their high grade, the magnesites and their products (caustic magnesia and dead-burnt magnesia) are of considerable importance on the international mar- ket. The content of MgCO, in the ore ranges between pure and 97 per cent ore (Sioz = 0.03-2.5 per cent). The annual ore production, which was only 47,500 tonnes in 1957, reached 369,000 tonnes in 1969 and exceeded 1.4 million tonnes in 1975. From 1956 to 1974, total ore production amounted to 8,500,000 tonnes.

During the main and post-orogenic stages of the Al- pine orogenesis, there occurred the plutonism (acid and intermediate magmas) which acted as a carrier of metal- bearing concentrations during the latter phases of the magmatic activity, that is, the pegmatitic-pneumatolytic phase. The intermediate and acid plutons thus define metal-bearing areas with a diverse mineralization.

The occurrences of pyrometasomatic ore deposits are limited to magnetite (Chularderifos (Fig. 10) (188) and pyrite-pyrrhotite (Vrondou (34)).

The molybdenum mineralization of pneumatolytic origin, which occurs mainly in north Greece (Axioupol- ix/Central Macedonia (69), Kimeriu-SíernuJianthi (1 4),

FIG. 9. Cross-section of the Trupi magnesite deposit in the Man- toudi-Limni region in Euboea. (According to W. Petrascheck, 1959.) 1 = Serpentinite (Upper Jurassic) 2 = Magnesite F = Fault

N E sw

1 2 m and is of limited economic potential, is associated with acid plutons, and is localized within their mass, in the form of dispersed ores, as small veinlets following the joints of the granite (Muvro Dendro-Funos/Axioupolis), in the surrounding rocks, along rupture zones (Cou- pulAxioupolis) or even in the form of small nests in Pegmatites (Amisinon-Sterna). The occurrences in the Xanthi area are accompanied paragenetically by fluorite.

418


FIG. 8. A. Geological m a p (simplified) of the magnesite deposit of the Kremasmata region between Vavdhos and Chalkidiki. B. Vertical plan of an excavation face at the Loukoviki quarry (4132). (According to F. Kockel et al., 1972.) i = Dunite and peridotite containing pyroxene, often serpentinized 2 = Pyroxenolite 3 = Habbro 4 = Tertiary and Lower Pleistocene 5 = Quaternary 6 = Masses and veins of epigenetic magnesite (post-Pliocene) D = Dunite

Middle to Upper Jurassic 1 M = Magnesite (pre-Pliocene) S = Serpentinite The dotted line marks the limits of magnesite stockworks

A

419


FIO. 10. General cross-section of the pyrometasomatic magnetite deposits of Cape Chalara on the island of Serifos. (Based on C. Ktenas, 1917.) I = Granodiorite (Alpine) 2 = Calcic hornfels 3 = Marbles with (black) magnetite (Palaeozoic) 4 = Inclusions of andalusite-bearing hornfels 5 = Sills and dykes of aplite (Alpine) 6 = Gneiss (Palaeozoic) 7 = Magnetite

+ + + + + + + * * + + + ~ * + + + + + + + + + * + + I + + + * + + + * + - + + * + + *

17 m I

FIG. 13. Cross-section of the hydrothermal zinc blende-pyrite- galena deposit at Madem Lakkos (58, 59) in the region between Kassandra and Chalkidiki. (According to M. Nikolaou. 1960.) -

Palaeozoic and earlier 1 = Marble 2 = Gneiss } Tertiary 3 = Hornfels 4 = Aplite 5 = Ore 6 = Alluvial deposits

mrn

360

340

320

300

2 8 0

?bo

2 4 0

220

In contrast to the insignificance of the Skarn-type ore deposits, the mineralization of hydrothermal origin is diverse and appears to be relatively abundant, being related to both the acid and intermediate plutons and the volcanic and subvolcanic rocks of the country. There are numerous localized deposits of mixed sulphides, ores of galena-sphalerite-pyrite occasionally with silver, gold and copper in the form of veins or irregular concentrations (Kirki and Thermai in Thrace, Pontokerassia. An- gistron in Macedonia, in the iakonia area, and in the Aegean islands).

FIG. 14. Geological cross-section of the hydrothermal deposit of manganese, zinc blende-pyrite-galena and auriferous pyrite at Piavitsa (56) in the region between Kassandra and Chalkidiki. (According to L Mousoulos, 1962.) 1 = Manganese ore 2 = Zinc blende-pyrite-galena ore 3 = Auriferous pyrite ore 4 = Amphibolite 5 = Marble 6 = Gneiss

Palaeozoic and earlier

sw

Some of them (Kassandra, Chalkidiki (58-59), Lau- rion (136-137) are still notable ore producers. In ancient times they were the subject of intense mining for the recovery of silver (Laurion (Figs. 11 and 12) and gold (Kassandra, Chalkidiki, (Figs. 13 and 14)). From 1967 to 1976 the Kassandra mines produced

3.7 million tonnes of mixed sulphide with 3.5 per cent Pb and 4.5 per cent Zn, 950,000 tonnes of pyrite with an average of 30 per cent S and 32,000 tonnes of copper ore with 0.6 per cent Cu. Annual production of mixed sulphides has grown from 231,000 tonnes in 1967 to 666,000 tonnes in 1976.

A few antimony occurrences are known. The main ones are in the Lachana area (48) in the Krousia mountain range (Serbomacedonian mass) where antimony mineralization of hydrothermal origin is connected paragenetically with tungsten, and in the Keramos Chios area (164) which was subjected to intense mining in the past.

420


FIG. 11. Geological m a p of a sector of the Laurium region in Attica. (According to J. Anastopoulos in Laurium by G. Marinos and W. Petrascheck, 1956.) 1 = Upper schists (Phyllites, micaschists, quartzites) 2 = Limestones and marbles in the upper schists 3 = Upper marbles 4 = Mica schists of 'Kessariani-Kamariza' 5 = Lower marbles 6 = Prasinites (metamorphic basic rocks) 7 = Dykes of eurite (granodiorite-porphyry) 8 = Ankerite-limonite sectors 9 = Overthrust line 10 = Faults I I = Dips 12 = Sulphide ores: zinc blende-pyrite, argentiferous galena 13 = Fluorite i4 = Smithsonite (ferrosmithsonite)

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 1 1 12 13 14

421


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422


423

J. Anastopouios. C. Koukouzas

The c o m m o n iron ores are connected with a hydrothermal stage of the plutonic Alpine and post-Alpine activity and the younger volcanism occur in the crystalline mass, occasionally in notable concentrations mostly localized in limestone rocks (in the islands of Thassos (26), (Fig. 15) Serifos, Kythnos (190), in Grammati- koíAttica (1 3 I)).

Mixed iron-manganese mineralization occurs in certain areas (Kavala area (23) etc.) together with pure manganese ore deposits (Nevrokopion, Drama, Paranestion in the Rila Rhodope massif, on the islands of Andros, Milos, and in the Attica massif), some of which were subject to exploitation. I

Particular characteristics are shown by the manganese ore deposit of Piavitsa-Mavre Petre of East Chalki- diki where the manganese mineralization is connected with the Stratonion-Barbara fault with which a considerable sulphide mineralization is also associated. The manganese mineralization constitutes the upper horizon of this multimixed hydrothermal mineralization.

The porphyry ore type of copper mineralization of the SkouriesKhalkidiki area (6 1) is considered by some investigators to be of hydrothermal origin (Fig. 16). This mineralization is genetically connected with the Tertiary age trachyandesitic dome of the area. The mineralization occurs in the three zones, the primary or hypogene zone with hydrothermal copper sulphide minerals, the supergene enrichment zone with concentrations of hypergene copper minerals, which form a rich ore deposit, and the zone of oxidation with secondary copper carbonate mi- . nerals.

Small hydrothermal gold-bearing quartz veins with, in places, a considerable content of native gold, occur in parts in the crystalline rocks of Greece (Mount Pan- gaionMacedonia, Chalkidiki, CarystosEuboea).

The uranium-bearing deposit of VathiKlkis (Mace- donia) (42) is probably of hydrothermal origin. Small dispersed crystals or concentrations of metatorbemite occur in the volcanic rocks of this area, which indicates a pnmary syngenetic concentration of uranium. These primary syngenetic concentrations are concealed in the I

rock-forming minerals of the volcanic rock, either in the crystal lattice or as submicroscopic inclusions.

Considerable barite ore deposits of hydrothermal on- gin are known on the island of Milos (1 87). They occur in irregular vein-like bodies, with silver, in volcanic rocks and tuffs. O n the island of Myconos vein-like deposits also occur with sulphide paragenetic minerals in granodiorite; and in the Kilkis area (Macedonia) they occur as lenticular bodies in phyllites and schists.

The hydrothermal and fumarole activity which originated from the Tertiary and post-Tertiary volcanic pa- roxysm, with the parallel existence of acid plutonic and volcanic rocks constitute essential metallogenic factors in the formation of widespread kaolin deposits which occur in the Aegean area (Milos, Thera, Kimolos, Les- bos). The limited extent of the youngest volcanic activity in the north of Greece deprives this area of significant kaolin concentrations in spite of the existence of widespread acid plutons susceptible to kaolinization.

Alteration of volcanic rocks by the action of hot solutions resulted in the formation of considerable bentonite deposits on the island of Milos.

Widespread perlite deposits, genetically associated with post-Tertiary volcanic activity, occur in many Ae-

gean islands (Milos, Lesbos, Nisyros), the pozzolon earth (volcanic ash from the island of Thera), and the pumice (porous lava beneath the Santorini earth) in the island of Thera.

In some volcanic areas (Soussaki of Attica, island of Milos, Nisyros etc.) considerable native sulphur deposits occur. They are a product of sublimation connected with post-volcanic fumarolic activity, which is still active. Apart from the deposition of sulphur as thin incrusta- tions on the walls of the fumaroles, most of the sulphur occurs in the soil.

.

METALLOTECïS CONNECTED WITH CENOZOIC SEDIMENTATION AND PALAEOGEOGRAPHY

Between the Lower and Upper Eocene, the palaeogeographical, lithological and climatological conditions have contributed to the formation of bauxites located in a specific horizon of the Gavrovon zone (KlokovdAetol- ia (1 16), Pyloshlessinia (1 97)). The time between emer- gence and transgression was short, with the result that only small thicknesses of bauxite bodies occur by comparison with the bauxite deposits of the inner zones.

In the Oligocene-Miocene formations of the Middle Hellenic Trench (basin into the area of Subpelagonic zone in westem Macedonia), except for insignificant lignite outcrops, an extended quartz-sand horizon has been located (97).

Among the Palaeogene lacustrine sediments of the small basin of Aemonion-Kotififianthi (Thrace) (1 3), uranium-bearing coal is found. The coal is in beds of small thickness and has a uranium content that just reaches the lower limit of exploitation.

The Neogene formations of westem Greece (Kerkyra, Thesprotia) and Crete (Lassithion, Ghania, etc.) contain extensive lenticular beds of gypsum of good quality. As these gypsum deposits enclose those of Permian and Triassic age (Crete, western Greece), it is accepted that the younger gypsum has a genetic relation with the older evaporites.

There is not the same acceptance of genetic depen- dence concerning the significant magnesite deposit of the Neogene in the basin of Kozani. Here the magnesite occurs in the form of beds and is considered to be a chemical precipitate. The total lack of even small occurrences of magnesite in basic and ultrabasic rocks of Kozani suggests that its origin is probably related to the extensive dolomites of the surrounding mountains of the basin and reflects the sedimentary conditions prevail- ing.

Neogene sediments contain secondary manganese concentrations, usually of small dimensions. They originate either from primary hydrothermal ores (Charopon of Serrae-Sidirokastron basin) or from sedimentary rocks (Leika of Messinia).

METALLOTECïS OF THE RECENT PERIOD

The intensive weathering and transportation, characteristic of the morphology of Greece, favours much secondary deposition of ores. These secondary deposits of mechanical weathering-transportation are bauxite (area of AmJssa-Distomon-Desfna), manganese (Tariard

424


FIG. 16. M a p and geological cross-section of the porphyry copper deposit in the region between Skouries and Chalkidiki. (According to K. Zachos, 1963.) 1 = Embankments 2 = Alluvial deposits 3 = Quartz-diorite-porphyry 4 = Schists 5 = Cupriferous ore (in porphyries or schists)

6 = Fault 7 = Excavation limits 8 = Diaclases 9 = Mine shaft 10 = Borehole

n n* 5

19.0

600

425


Drama), and chromite (Eretridïhessaly). In some parts of northern Greece, useful concentrations of minerals or native metals are found. They include: the formerly mined alluvial gold of the Gallikos river (Macedonia); the gold-bearing sand in the nver bed of Strymon (Ma- cedonia); the alluvial gold of the talus cone of Ser-

viuXozani (Macedonia); the titaniferous magnetite of the recent coastal deposits of Alexandroupolis (Thrace); the magnetite in the coastal sands of the island of Thera; and the irregular concentrations of thorium with zircon, ilmenite and magnetite minerals in the alluvium of the small streams close to Siderokastron (Macedonia).

APPENDIX. Production of crude ores in Greece

Quantity (in thousand tonnes)

Orc Total for

1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 1973 1963-73

Bauxite Magnesite Manganese ores Mixed sulphides Nickeliferous ores Pyrite Emery

' Chromite Kaolin Bentonite Perlite

1276.5 267.2 93.0 257.8

98.9 7.6 51.2 30.7 35.3 29.3

- 1047.0 . 360.2 70.3

225.4

125.6 7.6

I 40.1 49.5 99.3 39.8

-

1279.7 315.2 73.6 239.3 30.1 136.7 7.6 47.8 86.8 113.9 91.9

1381.1 342.1 54.7 235.0 90.2 215.2 7.6 46.3 73.5 90.5 104.4

1660.9 1836.1 368.9 440.7 23.1 10.9 271.6 285.4 130.8 226.4 219.7 199.2 7.6 7.6 10.4 13.1 61.3 79.0 125.5 136.7 113.4 164.0

1948.3 570.7 7.3

295.7 501.4 266.2 7.1 60.6 61.4 206.9 148.6

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2292.2 - 2860.7 755.2 925.5 31.9 35.5 299.3 282.9 882.7 1195.8 308.3 133.7 7.0 7.0 56.8 46.4 48.3 54.9 192.9 212.7 168.5 155.4

2408.5. 931.7 24.4 505.9 1382.6 110.0 7.0 56.7 71.0 375.4 123.8

2748.4 1068.3 42.4 526.5 1848.9 99.1 7.0 43.4 76.1 472.2 247.9

20739.4 6372.7 467.1 3524.8 6288.9 1912.6 80.7 472.8 692.5 2061.3 1387.0

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Zone rédactionnelle 30 Feuilles 8-9

La métallogénie de la Turquie' Altan Gümüs Professeur à l'université d'Izmir A la date de l'impression: Université des Sciences et de la Technologie d'Alger. Département de Géologie appliquée. Alger

Sommaire Principaux traits de la géologie de la Turquie 430

Les éléments structuraux 430 Les Pontides 430 Les Anatolides 430 Les Taurides 430 Les Plis bordiers 433

L'activité magmatique 433 Le plutonisme 433 ie volcanisme sous-marin 434 Le volcanisme continental 434

Les unités métallogéniques 435 Minéralisations liées au magmatisme, à la tectonique et au métamorphisme anté-hercyniens 435 Minéralisations liées à la sédimentation, à la lithologie et à la paléogéographie du Dévonien et du Permo-Carbonifere 435 Minéralisations liées au magmatisme, à la tectonique et au métamorphisme hercyniens 436 Minéralisations liées à la sédimentation, à la lithologie et à la paléogéographie du Crétacé 436 Minéralisations liées au magmatisme, à la tectonique et au métamorphisme alpins 437 Minéralisations liées à Ia tectonique et au volcanisme tardi-alpins 438 Minéralisations liées à la paléogéographie et à la lithologie post-éocène 438 Concentrations liées aux phénomènes actuels 438

Contents Main features of the geology of Turkey 430

Main elements 430 The Pontides 430 The Anatolides 430 The Taurides 430 The border folds 433

Magmatic activity 433 Plutonism 433 Submarine volcanism 434 Continental volcanism 434

The metallogenic units 435 Mineralizations related to pre-Hercynian magmatism, tectonics and metamorphism 435 Mineralizations related to the sedimentation, lithology and palaeogeography of the Devonian and Permio-Carboniferous 435 Mineralizations related to Hercynian magmatism, tectonics and metamorphism 436 Mineralizations related to Cretaceous sedimentation, lithology and palaeogeography 436 Mineralizations related to Alpine magmatism, tectonics and metamorphism 437 Mineralizations related to late Alpine tectonics and volcanism 438 Mineralizations related to post-Eocene palaeogeography and lithology 438 Concentrations related to current phenomena 438

References 439

Références 439 Appendix 440-45 1

Annexes 440-45 1

Manumit regu en décembre 1977.

429

A. Gümüs

La Turquie est un pays de très vieille tradition mi- nière. Le souvenir des plus anciennes exploitations nous a été transmis par i'Histoire (or de la vallée du Pactole) ou la légende (conquête de la Toison d'or par les Argo- nautes). Aujourd'hui, on connaît en Turquie de très nombreuses minéralisations de types variés et certains gisements sont très justement réputés pour les substances qu'ils renferment : chrome des complexes ophiolitiques, cuivre des amas sulfurés, bauxites à diaspore, antimoine en gîte stratiforme, écume de mer, mercure ... (Tabl. 1 et 2).

Après un aperçu concernant les principaux éléments de la géologie turque, les gisements seront présentés dans l'ordre chronologique des phénomènes géologiques auxquels ils sont liés.

Principaux traits de la géologie de la Turquie LES ELEMENTS STRUCTURAUX

Les plissements hercyniens ont été reconnus dans la presqu'île de Kocaeli, près de Sile et de Gebze, aux environs d'Edremit-Balya, à Eregli-Zonguldak et le long de la ligne d'Azdavay-Amasya vers l'est.

Dans la presqu'île de Kocaeli et aux environs de Sile, de Gebze et d'Edremit-Balya, les conglomérats jaunes et rouges transgressifs du Triasique se reposent en discordance angulaire sur les formations paléozoïques. Dans le bassin houiller, le Permien est discordant sur le Carbo- nifere, également le Dinantien jusqu'au Namurien et le Namurien jusqu'au Westphalien. Dans l'ouest, A Göy- niik, dans le centre à Ankara et dans l'est à Bayburt, le Lias est directement transgressif sur le Paléozoïque.

En ce qui conceme les plissements alpins, la phase de Sile a été définie à Sile près d'Istambul et s'est déroulée entre le Virglorien et le Ladinien. La phase éocimmé- nenne s'est déroulée dans une région assez vaste entre Inebolu-Kastamonu-Boyabat et Sinop, région centrale des Pontides. Cette phase correspond à i'intervalle Lias- Malm-Crétacé supérieur. En bordure de la mer Noire, les phases autrichienne et laramienne sont bien indivi- dualisées. Mais la période paroxysmale correspond aux phases pyrénéenne et helvétique.

La division de la Turauie en zones structurales a été Les Anatolides tentée par divers auteurs dès 1896. D e dix groupes dis- tingués au début, quatre grandes unités sont maintenant généralement admises. Mais de nombreuses incertitudes subsistent encore dans le détail, en particulier en ce qui concerne l'âge de nombreux massifs cristallins et cristal-

Les Anatolides au centre'de la Turquie et se répartissent des côtes égéennes à la frontière soviétique. Géographiquement, elles les massifs et chaines de l'Anatolie et de l'Anatolie centra- l-

lophylliens qui ameurent largement dans chacune d'elles. O n considère aujourd'hui que l'évolution tectonique de la Turquie, s'est effectuée, du moins en ce qui concerne les temps post-permiens, du nord et du nord-ouest vers le sud et le sud-est.

D u nord au sud, on distingue quatre principales uni- tés structurales: les Pontides, les Anatolides, les Tauri- des, les Plis bordiers.

Les Pontides

Les Pontides, qui occupent la partie nord de la Turquie, comportent la Thrace, la région de Marmara, celle de la mer Noire. Bien que leur position soit actuellement en discussion, nous pensons y rattacher les massifs d'Ilgaz et de Tokat.

L'existence de phases tectoniques anciennes (calédo- nienne et varisque) y a été reconnue, plus particulière- ment dans la partie ouest.

Les plissements calédoniens ont été identifiés entre Istanbul et Izmir, dans la presqu'île de Biga et dans le sud d'Eregli.

Dans les environs d'Istanbul, les plis s'alignent de l'est vers l'ouest. Les mouvements ont causé une discordance angulaire entre le Silurien supérieur composé d'arkoses, de grauwackes et de quartzites et le Dévonien supérieur, formé de calcaires quartzeux et de schistes fossiliferes. Dans le sud d'Eregli, le Dévonien débute par une série transgressive de conglomérats, de grès et de calcaire. Dans le nord de Mudumu, on a déterminé avec certitude un niveau de conglomérats transgressifs du

IC.

Il semble que les orogenèses paléozoïques n'aient pas affecté ce domaine, à l'exception de certains massifs cristallins, c o m m e ceux du Menderes et du Kirsehir.

En dehors de ces massifs, la sédimentation est com- préhensive depuis le Paléozoïque jusqu'au Crétacé supé- rieur. Cette continuité s'est achevée par une série ophiolitique. Ainsi les plissements alpins des Anatolides n'ont- ils débuté qu'à la phase laramienne? Les phases pyré- néenne et helvétique se sont également manifestées. Le Lutétien surmonte en transgression les anciennes séries. Les intrusions basiques et acides qui se sont mises en place lors de cette dernière phase, traversent les couches du Crétacé supérieur et sont recouvertes par le Luté- tien.

A u cours de l'Éocène supérieur, l'Oligocène et le Miocène, se sont développés des faciès continentaux et lagunaires. Cette série salifere et gypsifere est affectée par les mouvements du Miocène supérieur.

En ce qui concerne le massif du Menderes, certains admettent une discordance entre les gneiss et les micaschistes. D e plus, on évoque aussi une deuxième discordance entre les calcaires et les schistes fossiliferes du Per- mo-Carbonifere qui passent graduellement aux micaschistes et aux sédiments fossiliferes du Trias supérieur. L'existence des orogenèses calédonienne et hercynienne est mise en doute par d'autres chercheurs qui considè- rent l'ensemble de ces séries c o m m e continues jusqu'au Crétacé supérieur. Dans le cadre de la carte métallogéni- que, nous admettrons que le massif du Menderes est un massif ancien repris par les mouvements alpins.

Les Taurides Dévonien. Les schistes épimétamorphiques entourant le massif

de Kazdag semblent bien &e affectés par les mouvements calédoniens.

Les Taurides correspondent, dans la partie sud du pays, à i'ensemble des montagnes du Taurus. Elles sopt limi-

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Métallogénie de la Turquie

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Métallogénie de ia Turquie

tées à l'est par le massif du Bitlis, A l'ouest, par celui d'Anamur et au nord par le Sultandag.

Ces massifs pourraient avoir été affectés par des mouvements hercyniens ou pré-hercyniens. Des lacunes ont, en effet, été relevées récemment entre des terrains permiens et triasiques ainsi que jurassiques dans le massif d'Anamur. Dans ce m ê m e massif, il ne semble pas y avoir continuité entre le Paléozoïque supérieur et le cristallin sous-jacent. Les études effectuées au cours de ces dernières années ont mis en évidence des discontinuités au sein des séries paléozoïques, avec niveaux de base conglomératiques.

Dans les montagnes d'Amanos, des discordances ont été relevées entre le Cambrien et le Précambrien, entre le Paléozoïque et le Mésozoïque.

Le problème de l'âge du massif du Bitlis, à l'extrémi- ' té orientale du Taurus, devrait être bientôt résolu par des mesures radiométnques. Mais dès maintenant, le Paléozoïque inférieur est déjà reconnu.

En dehors des massifs cristallins, les terrains du Pa- léozoïque et du Mésozoïque des Taurides forment une série continue et compréhensive, sans qu'aucune discordance n'y ait été encore observée.

Les premiers mouvements alpins dans les Taurides ont débuté avec la phase kimméridgienne, suivie par la phase autrichienne. Ceci a été observé au sud de Sultan- daglari, avec une discordance entre les séries métamor- phiques et les terrains du Jurassique supérieur. La phase autrichienne est marquée par un conglomérat à la base du Crétacé supérieur surmontant le massif du Bitlis.

Les mouvements les plus intenses correspondent à la phase laramienne, à la fin du Crétacé. Mais le paroxys- m e s'est produit durant l'Oligocène. Pendant le Miocène, les mouvements orogéniques ont été remplacés par des mouvements épirogéniques. La surrection de l'ensemble du Taurus s'est achevée au Pliocène.

fis Plis bordiers

La quatrième unité structurale de la Turquie s'étend jusqu'aux frontières syrienne et irakienne entre Hatay et Hakkari. A u nord, elle est limitée par la ligne de chevauchement de l'Anatolie du sud-est. Cette région forme l'avant-pays du géosynclinal alpin, avec des plis de type jurassien.

La zone des Plis bordiers s'est constituée par une sédimentation continue depuis 1'Infracambrien jusqu'au début du Pliocène, sans métamorphisme ni intrusion de roches éruptives. Les principales transgressions se sont produites au début du Cambrien, durant le Dévonien, au Permien, au Turonien, au Paléocène et au cours du Mio- cène.

Les mouvements orogéniques ont débuté avec la phase laramienne et se sont répétés pendant l'Oligocène. Les plissements les plus importants et les chamages se sont effectués à la fin du Miocène. Le paroxysme correspond aux phases attique et rhodanienne.

E n résumé

Dans les Pontides, les mouvements majeurs se sont produits entre le Permien et le Trias, le Dogger et le Malm, et enfin l'Oligocène et le Miocène. Les mouvements mineurs se sont déroulés entre le Silurien et le Dévonien, le Carbonifere inférieur et le CarboniEre supérieur, le

Crétacé inférieur et le Crétacé supérieur, et également entre le Paléocène et l'Eocène.

Dans les Anatolides, les mouvements principaux correspondent à l'intervalle Crétacé supérieur-Paléocène, et à celui Eocene-Oligocène. La phase située entre le Mio- cène et le Pliocène est de moindre importance.

Dans les Taurides, les mouyements paroxysmaux se placent entre le Paléocène et l'Eocène, entre l'Oligocène et le Miocène; les plissements secondaires entre le Cré- tacé inférieur et le Crétacé supérieur, le Miocène et le Pliocène.

Dans les Plis bordiers, le paroxysme s'est produit entre le Miocène et le Pliocène. Les mouvements de moindre importance se sont manifestés entre le Crétacé supérieur et le Paléocène, l'Oligocène et le Miocène et enfin le Pliocène et le Quaternaire.

L'ACTIVITE MAGMATIQUE L'activité magmatique en Turquie s'est déroulée depuis le Paléozoïque jusqu'au Quaternaire. Eile est caractérisée principalement par un très grand développement des phénomènes volcaniques et des complexes ophiolitiques, en liaison avec les différentes phases de l'orogenèse alpine.

L e plutonisme - Lps plutons acides du Paléozoïque se montrent davantage dans les Pontides: roches granitiques du massif d'Istranca en Thrace, massifs granodioritiques des environs d'Istanbul-Kocaeli-Bolu, granites et granodiorites et de Kazdag d'Uludag. Ils sont tous varisques, les conglo- mérats de base triasiques étant transgressifs sur ces plutons.

A l'est, entre Gumushane et Bayburt, les granites roses à gros cristaux de feldspath datent égalernent du Paléozoïque, les terrains liasiques les couvrant en transgression.

Dans les Anatolides, Vaché admet que les petits batholites de la bordure nord du massif de Kirsehir, com- posés de granite à hornblende seraient varisques.

Dans les Taurides, les plutons situés entre Elazig et Malatya, et également ceux qui sont disposés dans le massif du Bitlis semblent être varisques

- Les plutons basiques du Paléozoïque sont localisés principalement à l'ouest du méridien d'Ankara. Dans les Pontides, au sud de la mer de Marmara, il existe des masses basiques et ultrabasiques ophiolitiques qui contiennent des chromites. U n certain nombre d'auteurs les admettent c o m m e varisques. C e sont les massifs de péri- dotites à chromites des environs de Canakkale et de Balikesir, les massifs de dunites et harzburgites de la région de Bursa-Orhaneli, et les péridotites de Kütahya- Eskiqehir. Toutes ces roches se présentent, en général, dans les séries métamorphiques ou paléozoïques. Leurs structures linéaires s'accordent avec la direction varisque. Ces roches basiques et ultrabasiques ont été traver- sées par le granite d'Uludag, et affectées par le métamor- phisme de contact (d'après A. Helke). - Les plutons acides du Mésozoïque sont plus nombreux. Dans les Pontides centrales, les intrusions granitiques et dioritiques sont jurassiques. Elles ne coupent pas les shales liasiques et leurs galets se retrouvent dans le conglomérat de base du Maim.

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A. Giimiis

Dans les Taurides orientales, il y a quelques stocks à composition de granite et de diorite quartzifere dans la région d'Elazig et Malatya. Ils se trouvent dans les terrains du Crétacé et sont recouverts par I'fiocène. Le granite de Horoz, dans les chaînes de Haut-Bolkar, semble bien être daté du Mésozoïque. Les calcaires permiens de cette région sont, en effet, transformés par métamorphis- m e au contact de ce granite.

Dans les Anatolides, à l'ouest de l'Anatolie, l'âge du massif d'E&igöz a été déterminé par radiométrie c o m m e étant mésozoïque (phase kimméridgienne).

- Les plutons basiques du Mésozoïque appartiennent aux complexes ophiolitiques. Aux alentours de Küre, dans les Pontides centrales, des péridotites des gabbros et des diabases ont accompagné des roches acides. Elles se sont formées avec ces dernières, lors de la phase éokimméridgienne de la chaîne des Pontides.

Les larges afîleurements de serpentines de la région d'Ankara-Çankiri-Çorum, dans les Anatolides, résultent de l'activité magmatique initiale du géosynclinal méso- zoïque. Ces roches traversent parfois les couches jurassiques et crétacées inférieures. Leur mise en place s'est faite par chamage et elles sont recouvertes dans bien des cas par les séries transgressives du Maestrichtien. Dans la partie orientale du Taurus, région de Guleman-Ergani, la m ê m e disposition s'observe pour les péridotites, les pyroxénolites et les gabbros. A l'exception des quelques afîleurements paléozoïques signalés plus haut, toutes les roches basiques et ultrabasiques de Turquie se sont mises en place tectoniquement après le Crétacé inférieur. Les serpentinites du Taurus occidental, région d'Elmali- Fethiye, sont du Crétacé moyen et supérieur. Celles d'Er- zurum-Erzincam et du Hatay sont du Crétacé supérieur. Celles de la région de Denizli-Acipayam-Burdur-Beyse- hir, de Pozanti-Farasa et de Guleman-Ergani sont ratta- chées au Crétacé supérieur et à 1'Eocène.

L'âge de la formation de toutes ces roches est encore discuté.

- Le plutonisme du Tertiaire s'est manifesté essentiellement dans les Anatolides et avec une moindre importance, dans les Pontides.

En Anatolie centrale, les plutons acides et basiques à passage graduel traversent les formations fossiliferes du Crétacé supérieur qu'ils transforment en tactites dans les niveaux calcaires. Toutes ces roches sont recouvertes par les couches transgressives lutétiennes. Ainsi, l'activité magmatique correspond à la phase laramienne, au cours du Paléocène ou l'Eocène inférieur. Outre les arguments géologiques, la détermination radiométrique effectuée sur les syénites de l'Anatolie centrale, nous a donné 54 M.A., ce qui confirme les arguments de terrains.

C e jeune plutonisme de l'Anatolie centrale s'étend vers l'ouest jusqu'à Eskisehir d'une part, et Divrigi à l'est d'autre part. Dans ce dernier endroit, l'activité remonte à i'Éocène.

Dernièrement, dans les Pontides onentales, le grand batholite granitique a été rapporté à l'fiocène supérieur, âge confirmé par des mesures radiométriques.

Le volcanisme sous-marin

L'activilé volcanique du Paléozoïque n'a été que rarement reconnue en Turquie: dans les Anatolides, on lui

attribue les roches vertes des environs de Kütahya (au Permo-Carbonifere). Dans les Pontides, sur la côte occidentale de la mer Noire, les trachy-andésites de Sile seraient du m ê m e âge que les roches vertes de Kütahya. Dans les Taurides, du volcanisme sous-marin se serait produit d'après certains auteurs, aux environs d'Ama- nos.

L e volcanisme liasique s'est manifesté dans le nord des Anatolides avec des laves spilitiques et doléritiques, in- terstratifiées dans des formations liasiques fossilifères. A u x environs de Bayburt, au sud de Trabzon, cette formation volcano-sédimentaire atteint 2 O00 m d'épais- seur.

Le Crétacé correspond à la période de mise en place la plus importante de roches volcaniques ophiolitiques sous la forme de nappes de chamage. O n les rencontre en Anatolie centrale, dans le Taurus et le long de la mer Noire orientale. Elles datent du Turonien et du Séno- nien. C o m m e pour les roches plutoniques basiques et ultrabasiques qui leur sont associées, l'âge de leur formation reste discuté. Certains auteurs pensent qu'il pourrait être, dans certains cas, triasique.

Le volcanisme créfacé supérieur-éocène marque la phase finale du volcanisme sous-mafin. Développé à la limite du Crétacé supérieur et de I'Eocène, il affecte la partie orientale de la chaîne de l'Anatolie du Nord et les Pon- tides orientales (Trabzon, Murgul).

Ses manifestations se sont poursuivies jusqu'à l'Éocè- ne inférieur. JA transgression lutétienne les recouvre. Leur âge a été confirmé par une analyse radiométrique faite sur les téphrites de Trabzon et qui a donné 69 M.A. En Anatolie centrale, le volcanisme s'est achevé légère- ment plus tard. Dans la région de Yozgat-Merzifon-Hau- za, des andésites, des spilites et des matériaux pyroclastiques sont associés aux sédiments lutétiens fossiliferes.

Le volcanisme continental

Le volcanisme continental a commencé pendant I'Oligo- cène supérieur et le Miocène et s'est intensifié lors du Pliocène et du Quatemaire.

JA plupart des matériaux produits par ce volcanisme sont acides et neutres. Cette activité a essentiellement intéressé les Anatolides. Les volcans de l'Anatolie Cen- trale ont été actifs au Miocène supérieur. Leurs premiers matériaux, entraînés à des centaines de kilomètres des cratères, se sont déposés dans des lacs néogènes. C'est ainsi que se sont formés les tufs d'Urgiip-Göreme-Nev- sehir. Les émissions de laves n'ont eu lieu qu'à la deuxième phase des éruptions. L'homme a été témoin de leurs dernières éruptions (Strabon).

ia nature de ces laves est variable. Pour les coulées miocènes et pliocènes, elle est andésitique et dacitique aux environs d'Ankara, trachy-andésitique dans la ré- gion de Kohya-Afyou. Vers l'ouest, l'activité finale s'est manifestée par des coulées basaltiques qui se sont épan- chées parmi des sédiments lagunaires.

Dans les plis bordiers, les terrains pliocènes sont recouverts par de grandes nappes basaltiques. Les grands strato-volcans de l'Anatolie orientale se sont formés à la limite du Pliocène et du Quaternaire.

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Métallogénie de la Turquie

LES UNITES METALLOGENIQUES Les minéralisations turques ont été classées dans l'ordre chronologique des événements auxquels elles sont liées : phénomènes orogéniques (plissement, fracturation, magmatisme, métamorphisme) ou phénomènes sédimentai- res (sédimentation, lithologie, paléogéographie).

Huit aires métallogéniques ont ainsi été distinguées, regroupant les minéralisations : A) liées au magmatisme, à la tectonique et au métamor-

phisme anté-hercyniens; B) liées à la sédimentation, à la lithologie et à la paléo-

géographie du Dévonien et du Permo-Carbonifere; C) liées au magmatisme, à la tectonique et au métamor-

phisme hercyniens; D) liées à la sédimentation, à la lithologie et à la paléo-

géographie du Crétacé; E) liées au magmatisme, à la tectonique et au métamor-

phisme alpins; F) liées à la tectonique et au volcanisme tardi-alpins; G) liées à la sédimentation, à la lithologie et à la paléo-

H) liées aux phénomènes actuels.

Minéralisations liées au magmatisme, à la tectonique et au métamorphisme anté- hercyniens Les minéralisations considérées comme liées au magmatisme, à la tectonique et au métamorphisme anté-hercyniens sont rares et d'un faible intérêt économique. Les effets des premiers mouvements qui ont affecté les massifs anciens, et dont la datation n'est pas encore établie avec certitude, ont été effacés par les orogenèses ultérieu- res varisque et alpine.

Toutefois, on peut citer quelques indices de fer dans le massif de Kazdag, au nord-ouest de l'Anatolie. L'âge pré-hercynien de ce massif est confirmé par la géochro- nologie. Ces minéralisations sont du type sédimentaire- métamorphique, et encaissées dans les gneiss conformé- ment à la foliation.

L'âge des minéralisations femferes de bixbyite, dans les gneiss de 'l'Anatolie centrale, est encore controversé : varisque ou alpin. On peut également signaler certains indices de fer liés

aux laves basiques métamorphisées dans l'ouest de l'Anatolie centrale. Ces laves correspondraient à des épanchements produits au cours du Paléozoïque infé- rieur.

Le massif d'Amanur, dans les Taurides, semble être l'un des secteurs les plus riches en minéralisations pré- hercyniennes, en particulier avec des filons de magnétite plus ou moins feuilletés encaissés dans des schistes cristallins.

Le massif du Bitlis, partie orientale des Taurides, apparaît important en ce qui concerne les minéralisa- tions de fer et de baryum. L'âge de ce massif serait pré- hercynien, d'après des datations radio-isotopiques. Dans ce massif, le gîte de fer dAvnik est du m ê m e type que celui de Kiruna, avec de gros cristaux d'apatite et d'homblende. I1 se trouve dans des gneiss leucocrates et des micaschistes. D e même, les gîtes de barytine les plus importants de Turquie sont également encaissés dans ces mêmes terrains.

D u n e manière générale, les gisements de fer sont essentiellement constitués d'oxydes de fer associés à des

géographie post-éocènes;

oxydes et des hydroxydes de manganèse et d'aluminium, avec de l'apatite, de la trémolite et de l'actinote. A noter également le rôle éventuel des chevauchements locaux, sur la côte méditerranéenne, pour la circulation des solutions femferes.

Minéralisations liées à la sédimentation, à la lithologie et à la paléogéographie du Dévonien et du Permo-Carbonifere

O n les rencontre plutôt dans les Pontides et dans les Taurides. Outre des minéralisations pyriteuses non éco- nomiques liées à des phénomènes biochimiques en milieux réducteurs (séries graphiteuses et quartzitiques du Paléozoïque inférieur), ce groupe présente un intérêt notable en Turquie.

C'est le cas, en particulier de l'important gisement stratiforme d'antimoine de Turhal, associé à des tufs diabasiques interstratifiés dans des schistes graphiteux probablement siluriens et pour lequel une origine syngé- nétique est envisagée. Près de Konya, en Anatolie centrale, on connaît un petit gisement de fer encaissé entre des calcaires et des schistes également siluriens. Le recouvrement direct de toutes ces formations minéralisées par des terrains crétacés rend leur rattachement stratigraphique incertain.

Des indices de manganèse, sans valeur économique, ont été observés, liés génétiquement à des coulées basiques sous-marines, également attribuées au Silurien ou au Paléozoïque inférieur.

A partir du Dévonien, se sont formés de nombreux gisements de fer et d'aluminium, de type exogénétique. Ils possèdent de grandes réserves, mais à basse teneur, avec d'abondantes impuretés. Parmi ces gisements, nous pouvons signaler ceux de Çumdag (Pontides orientales) dans lesquels du minerai de fer oolithique se trouve entre les grès et les calcaires du Dévonien moyen et supérieur. Des conditions paléogéographiques et paléo- climatiques identiques ont été relevées sur une étendue de 200 k m vers l'est, jalonnées d'indices discontinus de m ê m e type que le gisement de Çamdag. Le Dévonien montre ces caractéristiques non seulement dans les Pon- tides, mais aussi dans les Taurides entre Silifke et Ana- mur. Cependant, dans cette dernière région, il n'existe pas de gîte de fer économique que l'on puisse attribuer à cette période. Cette lacune s'explique par le fait que le Permien recouvre en discordance le Dévonien inférieur, lui-même régressif sur le Silurien.

Si l'on compare le Dévonien des Pontides avec celui des Taurides, on constate que la sédimentation marine s'y est développée suivant deux régimes différents : régi- m e continu au nord, perturbé au sud par les mouvements de la phase bretonne impliquant des discordances. Sur le plan tectonique, les plissements donnent un style en écailles, avec des failles parallèles alignées Est- Ouest.

A la limite des formations discordantes permiennes, on trouve celles du Paléozoïque inférieur du Massif d'Alanya, toujours dans les Taundes, où se situent des gisements de plomb et de barytine, du type de couverture. O n en rencontre également dans des calcaires et des dolomies cristallines du Permien et du Trias.

Les bauxites à diaspores, appelées diaspontes, dans les calcaires permiens, ne sont pas encore en exploitation en raison de leurs caractéristiques physiques. Celles dis-

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A. Giimüs

posées entre les séries permiennes et triasiques sont relativement tendres et pisolitiques, mais contiennent de fortes teneurs en fer.

Les gisements de fer de Mansurlu et Inniktepe sont contrôlés par les caractères lithologiques calcaires de remplacement et de grès poreux, imprégnation d'âge permo-carbonifere. Les calcaires siluriens du sedteur oriental d'Anamur sont substitués par de I'hématite et de la sidérite.

Minéralisations liées au magmatisme, à la tectonique et au métamorphisme hercyniens

A la faveur des mouvements hercyniens, se sont mis en place des plutons acides tels que des granites ou des granodiorites, auxquels sont liés des gisements métalliques. Outre ces plutons acides, nous admettons aussi c o m m e formés au cours de la phase hercynienne les massifs basiques et ultrabasiques dans les environs de Bursa. Ces derniers massifs, minéralisés en chromite se composent de péridotites entre Çanakkale et Balikesir, ainsi qu'entre Kütahya et Eskisehir, de dunites et de harzburgites à Bursa-Orhaneli, de gabbros à Çankiri-Decrekâni. Les chromites, considérées c o m m e hercyniennes, contiennent moins de fer et d'alumine que les chromites alpines. La glaucophanisation et I'épidotisation sont nettement bien développées dans ces massifs ultrabasiques. La teneur en Cr203 n'est pas tres élevée. ia minéralisation forme des «schlieren» et des bandes stratifiées. Les massifs ultrabasiques appartenant à la phase précoce des mouvements hercyniens sont traversés localement par des intrusions acides mises en place lors de la phase majeure.

Les plutons acides hercyniens sont répartis essentiellement dans le nord-ouest de l'Anatolie, au sud de la mer de Marmara. Les minéralisations les plus importantes qui leur sont liées sont d'origine pyrométasomatique : gîtes de magnétite en petits amas à Eybekdag, à Madran- dag1 et à Boludag, avec du cuivre titrant jusqu'à 1 Yo en moyenne.

Les réserves les plus importantes de wolfram (essentiellement scheelite et wolframite en second lieu) sont associées à la venue granodioritique d'Uludag à Bursa. Le minerai est localisé dans des tactites à Eybekdag, le wolfram, associé à du molybdène, est en fiions pneumatolitiques.

Autour de ces massifs granitiques, d'autres minérali- sations paraissent se répartir suivant une zonalité: filons ou Stockwerks à mispickel aunfere, antimoine aurifere avec mercure, et quelques filons cupriferes dans les sé- ries cristallophylliennes.

Dans les massifs d'Istranca et de Kazdag, les filons de Pb-Zn affleurent plus particulièrement dans les calcaires de ia presqu'île de Biga. I1 est intéressant de constater que les calcaires du massif d'Istranca contiennent de ia fluorite, et sont accompagnés localement par du cuivre. Ainsi, ces minéralisations complexes sont con- trôlées par des roches carbonatées.

A u sein du massif du Menderes, on connaît des gisements métamorphisés probablement lors de l'orogenèse hercynienne. C'est le cas des gîtes de fer de Çavdar et de Demirtepe, accompagnés de minerais uraniferes. Les anciennes bauxites du massif du Menderes se seraient transformées en émeris ou en diasporites par ce m ê m e métamorphisme. La magnétite, le corindon, le chloritoï-

de, ia margarite et le rutile en sont les minéraux dominants. Mais les travaux les plus récents tendent à attribuer un âge mésozoïque à certaines formations carbona- tées encaissantes. Aussi, n'est4 pas exclu que les bauxites soient beaucoup plus récentes, le métamorphisme qui les affecte étant, dans ce cas, alpin.

Les lentilles de manganèse associées à la série méta- morphique du Paléozoïque inférieur n'ont pas de valeur économique en raison de leur trop petite taille et de leur haute teneur en silice. La braunite, ia mangano-trémolite et ia piémontite en sont les minéraux les plus connus.

Les gîtes de talc et d'asbeste associés aux chloritos- chistes et aux amphibolites des massifs du Menderes, de Kapidag et de Devrekani se sont formés probablement lors de phénomènes post-hercyniens.

Quelques indices de fer situés le long des failles dans les Pontides à Eregli et dans ses environs, sont considé- rés c o m m e étant liés à ia phase finale de l'orogenèse hercynienne.

Notons que I'on n'a jamais signalé de minéralisation en cobalt et en nickel d'âge hercynien.

Minéralisations liées à la sédimentation, à la lithologie et à la paléogéographie du Crétacé

Dans les Pontides, près de Zonguidak, les gisements de bauxites sont encaissés dans l'un des niveaux transgressifs du Crétacé inférieur, déposé directement sur le flanc fortement disloqué du synclinal dinantien. U n autre groupe important de minéralisation du Crétacé s'est for- m é également uniquement dans les Pontides. Il s'agit des minerais de manganèse associés aux m a m e s et calcaires rouges, ainsi qu'aux tufs volcaniques du Crétacé supé- rieur. Constitués de pyrolusite, ils se sont déposés sous forme de lentilles. Des minéralisations identiques s'éche- lonnent le long de la côte à partir d'Eregli jusqu'à Art- vin.

Les Anatolides ne renferment pratiquement pas de gisements liés à ces métallotectes.

Dans la partie centre-ouest des Taurides et sur la côte méditerranéenne, se trouvent les gisements de fer sédi- mentaires. Les gisements oolithiques d'Orendzïzii sont disposés à ia base des calcaires du Crétacé inférieur, et s'étendent d'une façon discontinue, dans un synclinal de grande ampleur.' Ils ont été déplacés ultérieurement par des mouvements tectoniques. Les calcaires dans lesquels sont interstratifiés ces niveaux de fer sans alumine, s'épaississent vers le nord (Akseki) et vers I'est (Payas et Kurudag).

Les bauxites d'Akseki se sont formées dans leszaicai- res d'un bassin de subsidence qui s'est approfondi dans le nord du secteur d'Alanya-Anamur-Silifke.

L'émersion qui s'est produite entre le dépôt des calcaires du Crétacé inférieur et ceux du Crétacé supérieur, a permis la formation de bauxites pauvres en fer. Ce sont, en général, les bauxites à boehmite et à gibbsite qui constituent les plus gros gisements exploitables de la Turquie. Au point de vue génétique, on considère que ces bauxites résultent moins d'une karstification que de I'altération d'anciens tufs feldspathiques.

U n autre bassin de subsidence a été mis en évidence dans les Taurides, aux environs de Payas. Les gisements de ce bassin different de ceux d'Akseki par l'abondance du fer et de ia silice.

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Explanatory memoir of the metallogenic map of Europe and neighbouring countries

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