Australijczycy chcą szukać w Izerach uranu

Australijczycy chcą szukać złóż uranu pod Jelenią Górą. Powołana niedawno przez nich spółka European Resources Polska stara się o koncesję na poszukiwania rud promieniotwórczego pierwiastka na terenie gminy Stara Kamienica w dwóch miejscowościach: Kromnów i Kopaniec.

W latach pięćdziesiątych i sześćdziesiątych XX wieku grupy poszukiwawcze Zakładów Przemysłowych R-1 z Kowar prowadziły prace badawczo-rozpoznawcze pod względem uranonośności wykrytej tu strefy tektonicznej. Pozytywne wyniki tych badań doprowadziły do wyznaczenia dwóch rejonów rudonośnych o nazwach Kopaniec I i Kopaniec II które zostały następnie objęte szczegółowymi pracami poszukiwawczo-rozpoznawczymi.

Rejon Kopaniec I.
Złoże to wykryto w 1951 roku. Znajdowało się ono na południe od miejscowości Stara Kamienica. Jego zasoby uznano za nie perspektywiczne.
Mineralizacja uranowa była tu reprezentowana przez nasturan, thoryt, torbernit, zeunneryt i autunit. Minerały te koncentrowały się w druzach kwarcowych i we fluorycie oraz tworzyły gniazda w brekcji tektonicznej.

Rejon Kopaniec II.
Złoże to wykryto w 1962 roku. Znajdowało się ono na północ od miejscowości Kopaniec. Jego zasoby oszacowano na około 5250 ton rudy o zawartości 6900 kilogramów czystego uranu.
W latach 1966-1970 na złożu tym przeprowadzono prace dokumentacyjne. Zostało ono wtedy udostępnione wyrobiskami górniczymi (szyby i sztolnie). Nigdy jednak nie podjęto jego regularnej eksploatacji.
Mineralizacja uranowa była tu reprezentowana przez autunit, zeunneryt, gummit i torbernit. Minerały te impregnowały skały wchodzące w skład wypełniającej strefę tektoniczną brekcji tworząc w niej różnej wielkości gniazda.

Strefa tektoniczna Kopaniec-Mała Kamienica-Udomia miała bieg NW-SE. Została prześledzona od Kopańca na E do jej kontaktu z pasmem łupkowym Starej Kamienicy. Przecinała zespół skalny utworzony z łupków łyszczykowych, amfibolitów, gnejsów oraz granitów i leukogranitów. Z wierzchu była jednak przykryta dość grubą warstwą osadów w związku z czym słabo zaznaczała się w terenie. Jest on poprzecinany różnego rodzaju żyłami pegmatytowymi, aplitowymi, kwarcowymi oraz utworów będących przypuszczalnie lamprofirami. Na obszarze tym dominują granity którym podrzędnie towarzyszą leukogranity. Pozostałe rodzaje skał występują w mniejszych ilościach. W kierunku północno-zachodnim, w pobliżu łupkowego Pasma Kamienieckiego, ilość granitów zmniejszała się stopniowo na rzecz gnejsów i łupków łyszczykowych.
Między niektórymi typami skał obserwowano stopniowe przejścia. Na przykład między leukogranitami i granitami właściwymi ogniwem pośrednim są jasne granity zasobne w skaleń. Natomiast łupki łyszczykowe przechodzą stopniowo poprzez gnejsy warstwowe w gnejsy właściwe. Zjawisko to obserwowano szczególnie często na zewnątrz złoża.

Łupki łyszczykowe - występują głównie na obszarach oddalonych od strefy tektonicznej a w rejonie złoża tworzyły przeważnie tylko wkładki wśród gnejsów. Były to skały warstwowo-oczkowe lub warstwowo-ziarnisto-oczkowe. Miały charakter łupkowy, niekiedy zbliżony do gnejsowego. Wydzielono wśród nich wiele odmian różniących się zarówno składem mineralnym jak i postacią.
Łupki biotytowe są niekiedy silnie zwietrzałe. W stanie świeżym mają ciemną barwę. Dominującym minerałem skałotwórczym jest w nich biotyt. Ze względu na ilość pozostałych składników dzieli się je na:
- łupki biotytowe właściwe reprezentowane są przez dwie odmiany różniące się stopniem zwietrzenia. Skały świeże składają się z dużych blaszek biotytu pierwotnego zawierających liczne wrostki tytanitu i cyrkonu oraz klinozoisytu. Skały w różnym stopniu rozłożone składają się z drobnych postrzępionych na brzegach blaszek biotytu II generacji, przerastających się z blaszkami muskowitu. Sporadycznie występują również duże blaszki biotytu I generacji, ułożone poprzecznie do warstwowania skały. Są one reliktami pozostałymi po pierwotnej masie tego minerału. Między łyszczykami tkwią ziarna kwarcu.
- łupki epidotowo-biotyłowe składają się z naprzemianległych warstewek epidotowych oraz biotytowo-kwarcowych. Biotyt II generacji ma barwę blado-brązową. Czasami zawiera wrostki epidotu. Wśród jego blaszek obserwowano niekiedy rdzawe, zażelazione strefy rozkładu. Spotyka się także pojedyncze blaszki biotytu pierwotnego, ułożone poprzecznie do warstwowania skały. W niektórych miejscach zamiast epidotu w warstewkach tkwią liczne, duże ziarna klinozoisytu.
- łupki amfibolowo-biotytowe składają się z warstewek amfibolowo-biotyłowych. Tkwią w nich ziarna kwarcu, blaszki chlorytu (będącego produktem procesu chlorytyzacji biotytu) oraz apatyt i tytanit. Warstewki te są niekiedy faliście powyginane. Amfibole reprezentowane tu przez słabo zabarwioną (bladą) hornblendę mają postać słupów.
Łupki kwarcowo-łyszczykowe właściwe. Składają się z naprzemianległych smug. Smugi te różnią się między sobą składem mineralnym. W jednych przeważa muskowit, inne utworzone są z zielonych blaszek, częściowo schlorytyzowanego, biotytu a jeszcze inne z ziaren kwarcu. Wśród łupków łyszczykowych wybielono kilka odmian:
- łupki łyszczykowe srebrzysto-popielate ze skaleniami. Zawierają mikroklin, plagioklazy o zrostach albitowych i turmalin.
- łupki łyszczykowe ze skaleniami. Różnią się od poprzednich postacią zbliżoną do oczkowej (zawierają duże, widoczne ziarna skaleni). Stanowią ogniwo pośrednie między łupkami i gnejsami drobno-warstwowymi. Charakteryzują się jednak cieńszym warstwowaniem.
- łupki popielate, bardzo zwięzłe. W skałach tych przeważają skalenie reprezentowane przez mikroklin i plagioklaz oraz tworzący duże ziarna albit szachownicowy. Minerały te nadają skale postać ziarnistą. Łyszczyki występują w małych ilościach. Reprezentowane są głównie przez muskowit i minerał podobny do flogopitu (oznaczenie niepewne). Tworzą nieciągłe, rozwidlające się smużki odległe od siebie o około 2 milimetry. Podkreślają one warstwowanie skały. Ponadto w skałach tych tkwią ziarna apatytu i bezbarwnego fluorytu. Niekiedy spotyka się także chloryt i nieschlorytyzowane szczątki pierwotnego biotytu.

Amfibolity - występują w niewielkich ilościach. Są skałami barwy prawie szarej. Zwykle mają widoczne zarysy postaci łupkowej. Dominuje w nich hornblenda częściowo zmieniona w biotyt. Tło skalne stanowi mozaika kwarcowo-skaleniowa. Ponadto w skałach tych występuje chloryt i tytanit. Amfibolity poprzecinane są żyłkami kwarcowo-skaleniowymi.

Gnejsy - w zależności od zawartości minerałów łyszczykowych, wielkości oczek i wyrazistości warstwowania dzielą się na kilka odmian. Najbardziej typowe mają postać ziarnisto-oczkową z wyraźnym warstwowaniem. Składają się ze smug lub soczewek wypełnionych mozaiką kwarcowo-skaleniową, przedzielonych warstewkami łyszczyków. W masie tej tkwią duże oczka skaleni.
Leukognejsy mają postać i skład mineralny podobny do leukogranitów, dlatego też niekiedy zaliczano je do średnio-ziarnistej odmiany tych skał. Różnią się jednak od nich słabo widoczną postacią warstewkowo-oczkową. Są skałami barwy prawie białej. Czasami spotyka się w nich bezbarwne granaty.
Gnejsy z przewagą biotytu są skałami ciemnymi charakteryzującymi się ułożeniem minerałów łyszczykowych w drobne warstewki (skały drobno-warstwowane). Oprócz biotytu zawierają znaczne ilości muskowitu. Ponadto niekiedy spotyka się w nich blaszki minerału podobnego do flogopitu (oznaczenie niepewne). W odróżnieniu od leukognejsów, nie zawierają zupełnie lub zawierają tylko nieznaczne ilości plagioklazów. Nie stwierdzono jednak wśród nich objawów albityzacji.
Granitognejsy (gnejsy podobne do granitów) charakteryzują się liniowym ułożeniem minerałów łyszczykowych,, Poza tym wykazują cechy zbliżone do cech granitów.

Zarówno w gnejsach jak i w łupkach łyszczykowych występują gniazdka i żyłki fluorytu. Skały te są również pocięte żyłkami kwarcowymi. Mają one do kilku centymetrów grubości. Niekiedy środkowe partie żyłek kwarcowych zajmuje fluoryt. Tworzy on również drobne do 3 milimetrów średnicy, wpryśnięcia w kwarcowej masie żylnej. W gnejsach wyróżniono trzy generacje kwarcu i cztery generacje skaleni. Te ostatnie szczególnie dobrze widoczne są w leukognejsach. W łupkach generacje kwarcu i skaleni zaznaczyły się słabo, natomiast wyraźnie wykształciły się dwie generacje biotytu.

Granity - w zależności od zawartości minerałów ciemnych dzielą się na dwa typy:
- granity ciemne, podobne do pegmatytów. Są skałami drobno-ziarnistymi, składającymi się z dużych lecz nierównej wielkości kryształów skaleni potasowych i ułożonych bezkierunkowo drobnych blaszek minerałów łyszczykowych.
- granity jasne stanowią formę przejściową do leukogranitów.
Ponadto w zależności od uziarnienia wśród granitów wyróżniono:
- pegmatyty żyłowe bardzo grubo-ziarniste. Składają się z ziaren różnej wielkości.
- granity właściwe, średnio-ziarniste, barwy najczęściej szaroróżowej. Składają się z dużych ziaren skaleni potasowych oraz biotytu i chlorytu a podrzędnie także apatytu i tytanitu. W przeciwieństwie do leukogranitów duże ziarna skaleni nie są w nich strzaskane. Nie obserwowano tu również przekształcania się tych minerałów w plagioklazy. Częste są także kilkucentymetrowej średnicy gniazda turmalinu.
- aplogranity są skałami żyłowymi, drobno-ziarnistymi, o ziarnach równej lub prawie równej wielkości. Mogą mieć skład mineralny zarówno granitów jak i leukogranitów. Postać aplogranitów podobna jest do postaci drobno-ziarnistych odmian tych skał.

Leukogranity - tworzą strefę o biegu NW-SE palczasto zazębiającą się z pozostałymi seriami skalnymi. Strefa ta oddzielona jest od biegnącego równolegle do niej pasa łupków łyszczykowych skałami, które określono jako paragnejsy. Są skałami drobno-ziamistymi, barwy białej lub jasno-szarej, o ziarnach nierównej wielkości. Zawierają duże prakryształy skaleni. Często w skałach tych tkwią kilkucentymetrowej średnicy gniazda turmalinu. W zależności od uziarnienia wyróżniono wśród nich:
- leukogranity grubo-ziarniste (podobne do pegmatytów).
- leukogranity średnio-ziarniste
- leukogranity drobno-ziamiste (cukrowa-te) będące skałami żyłowymi (aplogranity).
W pobliżu strefy tektonicznej zalegają leukogranity składające się z dużych oczek tkwiących w kwarcowym tle skalnym. Oczka stanowią tu kilkumilimetrowej wielkości strzaskane kryształy zalbityzowanych skaleni potasowych. Mają one nieregularne zarysy. Szczeliny spękań w skaleniach wypełnia mozaika kwarcowo-skaleniowa. Tło skalne stanowią różnej wielkości ziarna kwarcu. Tkwią wśród nich drobne ziarna skaleni i blaszki muskowitu.

Zarówno w granitach jak i w leukogranitaeh pospolicie występuje apatyt i turmalin (schörl). W jednym przypadku zauważono również zielony minerał podobny do hercynitu (oznaczenie niepewne). Muskowit zazwyczaj gromadzi się na brzegach skaleni. Obserwowano także blaszki miki będącej prawdopodobnie flogopitem (oznaczenie niepewne). Biotyt natomiast występuje raczej w niewielkich ilościach (w leukogranitaeh w ogóle było go brak).
W leukogranitaeh z otoczenia strefy tektonicznej często, choć w niedużych ilościach, występuje fluoryt. Wyróżniono tu dwie jego generacje:
Fluoryt I generacji jest zwykle bezbarwny, niekiedy zabarwiony fioletowo. Utworzył się prawie równocześnie z apatytem i turmalinem. Występuje w czterech formach:
- w postaci rozproszonych, nieregularnych ziaren tkwiących wśród ziaren kwarcu i dużych kryształów plagioklazów, często wypełniając również występujące w nich szczeliny spękań.
- w postaci dobrze wykształconych ziaren towarzyszy z turmalinem lub otacza turmalin współwystępujący z apatytem.
- w postaci wrostków wewnątrz lub na brzegu poprzerastanych skaleniem potasowym kryształów albitu szachownicowego.
- w postaci wydłużonych skupień będących złożonymi żyłkami, często kwarcowo-fluorytowymi. W tym drugim przypadku jako starszy koncentruje się w ich środku.
Fluoryt II generacji utworzył się znacznie później. Wypełnia on szczeliny powstałe w trakcie II kataklazy. Jego żyłki mają zabarwienie fioletowe a w pobliżu minerałów uranu nawet ciemno-fioletowe do prawie czarnego.

W gnejsach, granitach i leukogranitach za najstarsze uważano te partie skał które zachowały jeszcze swoje pierwotne warstwowanie. Składają się one głównie ze skaleni potasowych I generacji, kwarcu I generacji, mikroklinu i łyszczyków. Sporadycznie spotyka się w nich również pojedyncze kryształy plagioklazów I generacji.
Kwarc I generacji wraz ze skaleniem I generacji tworzy różnej wielkości ziarna stanowiące tło skalne. Tkwią w nim duże oczka kwarcowe i przerośnięte mikroklinem prakryształy skaleni potasowych.
Biotyt II generacji tworzy sitowe blaszki nie zawierające wrostków.
Następnie skały te uległy procesowi pierwszej albityzacji w trakcie którego, nastąpiły w nich znaczne zmiany. Skalenie potasowe I generacji uległy zastąpieniu plagioklazami II generacji, tworząc a nimi regularne przerosty (albit szachownicowy). Duże ziarna kwarcu I generacji zostały strzaskane w wyniku czego powstała mozaika kwarcowa. Przypuszczalnie uległa ona następnie wciśnięciu w szczeliny spękań prakryształów skaleni I generacji, tworząc żyłki kwarcu II generacji (wtórnego). Muskowit uległ przemianie w skaleń potasowy II generacji. Jego relikty tkwią niekiedy w środku kryształów skalenia. Procesy te doprowadziły do zatarcia się pierwotnego warstwowania skał. W granitach i leukogranitach zostały one tak daleko posunięte, że nie pozostawiły w tych skałach jakichkolwiek śladów uporządkowanego ułożenia minerałów. Nie udało się przez to stwierdzić, czy granity w całości stanowią efekt granityzacji skał pierwotnych, czy też część z nich ma może pochodzenie magmowe. Istnieją jednak skały w których pierwotna postać warstwowa została jeszcze częściowo zachowana. Są to granitognejsy.
Proces drugiej mikroklinizacji wywołał w omawianych skałach m.in. utworzenie się w plagioklazach III generacji segmentów skalenia potasowego III generacji.
II kataklaza zaznaczyła się w leukogranitach spękaniem plagioklazów (szczególnie albitu szachownicowego). Dalsze przemiany miały już ścisły związek z tworzeniem się mineralizacji uranowej.

Lamprofiry (oznaczenie niepewne) - zagadnienie występowania żył lamprofirowych na tym obszarze było bardzo niejasne. Natrafiono tu na dwa typy skał. W jednym miejscu występuje skała drobno-krystaliczna, barwy ciemnozielonej prawie czarnej, składająca się ze skupień blado-zielonego chlorytu. Prawidłowe zarysy tych skupień sugerują że są to pseudomorfozy po oliwinie. Ponadto w skale tej obecne są skalenie, kwarc oraz drobne blaszki minerału o cechach serycytu (oznaczenie niepewne).
W drugim miejscu napotkano podobną drobno-krystaliczną skałę lecz jeszcze bardziej rozłożoną. Ma ona postać bezładną, zbitą, barwę zielonkawo-brunatną. Widoczne są w niej bliżej nieokreślone minerały drobno-łuskowe. W obu tych przypadkach duży stopień rozkładu pierwotnej skały uniemożliwił jej dokładne oznaczenie. Forma występowania pozwala jedynie na określenie jej jako skały żyłowej, zaś produkty rozkładu, na wysnucie przypuszczenia że mogą to być lamprofiry.

Strefa tektoniczna Kopaniec-Mała Kamienica-Udomia w rejonie złoża przebiega nieco ukośnie do kontaktu granitów i leukogranitów. W części południowej przecięta jest przez mniejsze uskoki, a w kierunku zachodnim zbliża się ku łupkom. Prowadzone w złożu wyrobiska górnicze wielokrotnie przecięły poprzecznie tę strefę umożliwiając jej obserwację na odcinku około 380 metrów. Występuje w niej główna strefa zbrekcjonowania o grubości 10-20 metrów oraz położone do niej równoległe dwie mniejsze dyslokacje z dobrze wykształconymi strefami zbrekcjonowania o grubości do 1,5 metra. Wyróżniono tu również cztery drobnych uskoków i spękań. Te ostatnie miały największe znaczenie dla mienarlizacji uranowej.
Do pierwszego systemu spękań zaliczono uskok główny o biegu NW-SE. Zaznacza się on na niemal całej długości strefy tektonicznej. Szczelina uskoku głównego ma zwykle około 30 centymetrów szerokości. Wypełniona jest głównie substancją plastyczną o niejednorodnej postaci, wywołanej przez wiśniowe i prawie białe smugi. Barwę wiśniową ma materiał składający się głównie z montmorillonitu, zmieszanego z niewielką domieszką illitu. Barwa biała występowała natomiast w utworach składających się z niemal czystego illitu. W substancji plastycznej tkwiły pojedyncze wydłużone okruchy kwarcu. Wszystkie te elementy wykazywały ułożenie wyraźne równoległe do ścian szczeliny.
Nieco inny charakter miał materiał wypełniający główną szczelinę tektoniczną w miejscu gdzie przecinała ona pakiet skały plamistej. Obok substancji plamistej zalegała w niej również brekcja kwarcowa. Kwarc ten miał barwę brunatną. Na granicy między tymi utworami biegła cienka warstewka białej glinki składającej się z niemal czystego illitu. Część szczeliny wypełnia również żyła fluorytowa. Jej niedługie, szybko wyklinowujące się fragmenty osiągające 50 centymetrów grubości, mają łącznie nie więcej niż 20 metrów długości. Żyła ta znajduje miejsce między brekcja kwarcową i substancją ilastą. Granica między substancją ilastą i żyłą fluorytową jest nieostra. W obrębie tej pierwszej obserwowano najpierw kilkucentymetrowej grubości wkładki fluorytu biegnące wzdłuż szczeliny tektonicznej. W miarę zbliżania się do żyły stopniowo zwiększały one swoją grubość aż do utworzenia litej masy z przerostami ilastymi. Zauważono tu również wkładki drobno-ziarnistej brekcji składającej się z okruchów fluorytu spojonych iłem. Dalej masa ta przechodziła we właściwą żyłę fluorytową. Obserwowany od strony przeciwnej kontakt fluorytu z brekcją kwarcową jest ostry. Właściwa żyła fluorytowa nie ma monomineralnej budowy wewnętrznej. Wyróżniono w niej biegnące naprzemian jasno- i ciemno-fioletowe smugi o grubości do 2 milimetrów, często się wyklinowujące. Nadają one żyle postać pasiastą. Smugi jasne (prawie białe) składają się z kwarcu lub przerostów kwarcowo-florytowych. Są to soczewki lub jakby porozrywane warstewki mozaiki kwarcowej. Te ostatnie otaczał opływowo bezbarwny lub bardzo słabo zabarwiony na fioletowo fluoryt. Wnika on również do środka warstewek, powodując nadżeranie kwarcu. We fluorycie tym widać jest delikatne smugi zbudowane z bardzo drobnych ziaren ciemniejszego fluorytu. Niekiedy jego smużystość podkreślają pasemka utworzone z drobnych blaszek jakiegoś, bliżej nieokreślonego minerału. Ponadto w jasnym fluorycie obserwowano strefy z ciemno-fioletowymi plamami utworzonymi wokół blaszek mik uranowych. W niektórych przypadkach zamiast plam utworzyły się koncentryczne pierścienie, o barwie na zmianę jasno- lub ciemno-fioletowej. Zjawisko zmiany barwy z jasnej na ciemną wywołane jest wpływem radioaktywnego oddziaływania wrostków minerałów uranu na fluoryt. Smugi fioletowe i ciemno-fioletowe składają się z czystego lub prawie czystego fluorytu.
Strefy żyły nie wykazujące postaci smużystej buduje brekcja kwarcowa z okruchami skały plamistej. Jest ona spojona i nadżerana fluorytem III generacji. We fragmentach tej akały napotkano nieliczne żyłki fluorytu II generacji. Obok uskoku głównego równolegle do niego biegną dwa mniejsze uskoki. W szczelinie jednego z nich, oddalonego o około 6 metrów od szczeliny uskoku głównego zalega 50 centymetrowej grubości żyła fluorytowa. Przylega ona do żyły kwarcowej. Obserwowano je w stropie jednego z wyrobisk.
Do pierwszego systemu spękań zaliczono również niektóre szczeliny drugorzędne. Zalegają w nich żyły kwarcowe, składające się z wydłużonych kryształów kwarcu oraz skupień serycytu, tkwiących w drobno-ziarnistej mozaice kwarcowej. Szerokie szczeliny tego typu wypełnia biała substancja plastyczna w której znaleziono miki uranowe.
W miarę zbliżania się ku głównej szczelinie uskokowej obserwowano stopniowe przechodzenie granitu i leukogranitu w skałę pociętą siecią żył kwarcowych. Należą one do dwóch różnych generacji:
- żyły starsze składają się z rdzawego kwarcu smużystego. Stopniowo przechodzą one w skałę o postaci gnejsowej. Poprzecinane są żyłami młodszymi.
- żyły młodsze składają się z kwarcu jaśniejszego i wyklinowują w skałach otaczających. Mają różną grubość, od bardzo cienkich do kilkucentymetrowych.
W niektórych wypadkach trudno było ustalić następstwa po sobie tych dwóch generacji żył.
Dalej ilość żył stopniowo wzrasta i utwory te przybierają postać skały plamistej. Skała ta tworzy pakiet o miąższości od 3 do 15,2 metrów. Jest silnie przepojoną kwarcem brekcją skalną, w której granice między okruchami i spoiwem uległy zatarciu. Ma barwę jasno-kremową, niejednorodną w całej masie, złożoną budowę krystaliczną i bezładną postać. Bardzo twarda, składała się prawie wyłącznie z kwarcu żyłowego. Jest on elementem spajającym i przepajającym nieliczne okruchy skalne. W najbardziej typowych przypadkach obserwowano narastanie jego wydłużonych, dobrze wykształconych kryształów od brzegów pustek ku środkowi, aż do ich całkowitego wypełnienia. Często w kryształach tych widoczne są płaszczyzny wzrostu, Niekiedy w kwarcu występują pęknięcia. Na ogół są one wtórnie zabliźnione kwarcem młodszej generacji. Jeżeli jednak proces strzaskania ma szerszy zasięg, wypełniają je żyłki utworzone z mozaiki kwarcowej lub minerałów łyszczykowych. W miejscach strzaskania o dużym zasięgu tworzyły się strefy wtórnie zbrekcjonowane.
Oprócz kwarcu w skale plamistej widoczne są również, drobno-krystaliczne fragmenty skał złożonych z ziaren kwarcu, czasem blaszek muskowitu oraz pojedynczych ziaren tytanitu. Kiedy indziej w tle kwarcowym tkwią skupienia serycytu będącego produktem rozkładu skaleni. W strefach przyległych do przecinających skałę żyłek fluorytowych, w zabliźnionych żyłkach kwarcowych tkwią fragmenty tego minerału. Miejscami, w obrębie skały plamistej zalegają wkładki kataklazytu. Oprócz kwarcu żyłowego w skale plamistej napotkano również jasne żyłki kwarcu młodszej generacji.

Kataklazyty - są skałami składającymi się z ciemno-wiśniowej, drobno-ziarnistej masy, w której wyróżniono ziarna kwarcu, półprzezroczysty pigment i serycyt. Niekiedy występowały w niej również blaszki muskowitu. W tle skalnym tkwią duże, ostrokrawędziste, czasem na brzegach zaokrąglone, jaśniejsze okruchy spękanego kwarcu. (rzadziej są to kryształy zserycytyzowanych skaleni). Mają one do jednego centymetra średnicy. Wyróżniono dwa typy kataklazytów:
- starszy zawierający wzbogacone w pigment rdzawe okruchy.
- młodszy zawierający mniejszą ilość nieprzezroczystych wrostków.
Fragmenty starszego kataklazytu tkwią w skale genetycznie młodszej. W pobliżu drugorzędnych spękań i mineralizacji uranowej kataklazyt ma zabarwienie rdzawo-wiśniowe. Było ono wywołane domieszkami hematytu i getytu, rozproszonymi w masie skały. Pakiety kataklazytu poprzecinane są żyłami kwarcowymi.
Zarówno skały plamiste jak i kataklazyty w pobliżu, uskoku i drugorzędnych szczelin uległy spękaniu, tworząc 5-10 metrowej szerokości strefy złupkowania.
Drugi system spękań obserwowano na wychodniach złoża. Tworzące go szczeliny wypełnione są fluorytem.
Trzeci system spękań nakłada się na dwa poprzednie. Tworzy go sieć drobnych szczelinek wypełnionych mleczno-białym kwarcem, zabarwionym hematytem.
Czwarty system spękań stanowią szczeliny wypełnione białą lub brunatną masą plastyczną, zawierającą krystaliczny hematyt.
Ponadto w strefie tektonicznej obserwowano liczne żyły i skupienia kwarcu, biegnące zwykle równolegle do uskoku głównego.

Mineralizacja uranowa występowała na kontakcie granitognejsów i amfibolitów z leukogranitami. Strefy zmineralizowane występowały głównie w brekcji tektonicznej a nie w dyslokacjach głównych. Mineralizacja uranowa tworzyła w nich żyły gniazda i soczewki. Strefy zmineralizowane były łatwe do wydzielenia dzięki charakterystycznym jasnożółtym, jasnozielonym i pomarańczowym barwom minerałów uranu. Minerały te tworzyły w nich żyłki oraz formy atolowe, sieciowe, plamiste i zupełnie nieregularne. Występowały w nich w postaci trudnych do identyfikacji masywnych skupień. W skupieniach tych oznaczono uranocircyt, metatorbernit, metaautunit, uranofan i gummit, zunneryt, uranothoryt i nasturan. W poszczególnych strefach występują one w różnych kombinacjach. Najbardziej pospolity jest uranocircyt.
W strefie złożowej stwierdzono hydrotermalne zmiany w skałach otaczających. Objawiły się one w postaci ich albityzacji, chlorytyzacji, kaolinizacji, okwarcowania, serycytyzacji i hematytyzacji. Intensywność tych przemian była największa w bezpośredniej bliskości ciał rudnych.
Okruszcowanie było związane z roztworami epitermalnymi. Świadczy o tym lokalizacja mineralizacji w strefie pociętej siatką drobnych uskoków w sąsiedztwie dużej dyslokacji głównej. Zastanawiający jest jednak brak w złożu kruszców. Być może uległy one całkowitemu rozkładowi w strefie utlenienia która sięga tu bardzo głęboko.
Pod względem petrograficznym strefy zmineralizowane wykazywały one duże zróżnicowanie. Wyróżniono tu:
1. Zmineralizowane granity i leukogranity są skałą zaczerwienioną i spękaną, średnio- i grubo-ziarnistą. Zawierały znaczne ilości serycytu będącego produktem rozkładu skaleni. Występujące w nich pospolicie delikatne pęknięcia wypełniała rdzawa substancja goethytowa. W masie skalnej zielone miki uranowe tworzyły rozrzucone bezładnie, nieregularne skupienia pierzaste. Pospolicie wypełniały również szczeliny w dużych kryształach skaleni będących niekiedy typowymi albitami szachownicowymi. W kilku przypadkach zauważono objawy współwystępowania zielonych mik uranowych z goethytem gromadzącym się na granicy ziaren skaleni i kwarcu. W jednym wypadku stwierdzono że goethyt ten był radioaktywny. Ponadto w leukogranitach miki uranowe wydzieliły się również obok nieregularnych wrostków fluorytu, tkwiących w żyłach kwarcowo-fluorytowych. W strefach przyległych do mik uranowych fluoryt ten miał zabarwienie ciemno-fioletowe.
2. Zmineralizowana skała plamista. Jest to utwór zaczerwieniony i pocięty delikatnymi wiśniowymi żyłkami. W skale tej tkwiły rdzawe, nieprzezroczyste, nierzadko punktowe, skupienia radioaktywnej substancji goethytowej. Często skupiały się one na brzegach ziaren kwarcu. Mineralizację uranową napotkano także we wszystkich, stwierdzonych w sztolni udostępniającej złoże miejscach występowania wiśniowych kataklazytów. Radioaktywne były tu również obszary zgoethytyzowanego spoiwa. Świadczy to o utworzeniu się kataklazytów przed pojawieniem się mineralizacji uranowej. Zarówno w skale plamistej jak i w kataklazycie blado-zielone miki uranowe, wydzieliły się na powierzchniach spękań i złupkowań. W miejscach znaczniejszych nagromadzeń tworzyły na ściankach szczelin zaczątki szczotek krystalicznych. Ponadto napotkano je również wśród muskowitu, rdzawego serycytu i goethytu, wewnątrz tkwiących w kataklazycie okruchów kwarcowych.
W skałach tych promieniotwórcza była również rdzawa substancja goethytowa, wypełniająca drobne szczeliny.
3. Zmineralizowane skupienia substancji ilastej wypełniającej szczeliny tektoniczne. Składają się z kwarcu, illitu i montmoryllonitu. Miki uranowe tworzyły w niej żyłki biegnące równolegle do ścian szczelin.
4. Zwietrzałe łupki o podwyższonej radioaktywności odznaczają się daleko posuniętymi zmianami, których końcowym efektem było utworzenie się wermikulitu i montmoryllonitu.
Prowadzone w złożu wyrobiska górnicze umożliwiły prześledzenie kilku stref zmineralizowanych. Strefy te przebiegały w bezpośrednim sąsiedztwie uskoku głównego lecz związane były z biegnącymi równolegle do niego drugorzędnymi szczelinami, Miały one formę szybko wyklinowujących się soczewek. Soczewki te nie posiadały ostrych granic lecz stopniowo przechodziły na odcinku kilkunastu centymetrów w skałę płonną.

Strefa nr 5
Przebiegała w obrębie leukogranitów, w odległości około 2 metrów na północny wschód od uskoku głównego. Związana była z niewielką szczeliną w leukogranitach wypełnioną białą, plastyczną substancją ilastą. W substancji tej tkwiły fragmenty porozrywanych skupień kwarcowych. Na jej kontakcie z leukogranitem, zalegała wąska, nieregularna warstewka torbernitu. W pobliżu strefy zmineralizowanej leukogranit miał rdzawe zabarwienie.

Strefa nr 6
Przebiegała w obrębie leukogranitów. Związana była z serią równoległych spękań, w których tkwiły skupienia kwarcu i miki uranowe.

Strefy nr 7 i nr 8
Przebiegały w obrębie złupkowanej skały plamistej, zalegającej obok uskoku głównego, w sąsiedztwie drugorzędnych spękali. Występowała tu uboga mineralizacja uranowa. Obserwowane w ociosach chodnika zmineralizowane skały plamiste, charakteryzowały się podwyższoną radioaktywnością i wiśniowym zabarwieniem, wywołanym obecnością znacznych ilości rozproszonego pyłu hematytowego.

Strefa nr 9
W latach 1967-1970 była już niedostępna. Przebiegała prawdopodobnie w obrębie wiśniowego kataklazytu, w odległości około 4 metrów na południowy wschód od uskoku. Napotkano tu metaautunit, meta-torbemit i minerał podobny do abernathyitu (oznaczenie niepewne).

Strefy nr 10, nr 10a i nr 11
Strefy te były najlepiej zbadane. Obserwowano je w dwóch równoległych wyrobiskach. Przebiegały w obrębie skały plamistej w odległości od 1,5 (w jednym wyrobisku) do 2 metrów (w drugim wyrobisku) na południowy zachód od uskoku głównego, w sąsiedztwie drugorzędnych spękań. W jednym z wyrobisk strefy zmineralizowane obserwowano w dwóch ociosach. Zalegały one w odległości około 2 metrów od żyły fluorytowej. W sąsiednim wyrobisku żyła ta nie występowała, zaś strefy zmineralizowane wiązały się z drobnymi szczelinami tektonicznymi. Z minerałów uranowych w strefach tych napotkano metatorbernit.
Metatorbernit - był bardzo pospolity w złożu. Występował w postaci pojedynczych, przezroczystych, trawiasto-zielonych, blaszkowych kryształów o szklistym połysku i doskonałej łupliwości. Miały one do 2 milimetrów średnicy. Na brzegach blaszek przybierał barwę jasnożółto-zieloną co było spowodowane jego zastępowaniem przez autunit. Procesowi temu towarzyszyło wydzielanie się drobnych ilości malachitu. Czasem w przerostach z metauranocircytem koncentrował się w postaci szczotek krystalicznych na płaszczyznach warstwowania i w szczelinach spękań skał zmineralizowanych. Występował również w postaci jasno-zielonych, drobno-ziarnistych i ziemistych skupień. Obecne w nim były nieprzezroczyste wrostki.
Metaautunit - tworzył przerosty z metatorbernitem i metauranocircytem. Często zawierał w swoim składzie chemicznym bar. Nie stwierdzono jednak jego przerostów z abernathyitem. Należy zatem przypuszczać, że były one niewidoczne. Niekiedy wydawał się być produktem odwodnienia autunitu.
Metauranocircyt - niekiedy tworzył tak subtelne przerosty z metatorbernitem i metaautunitem że jego oznaczenie było niepewne.
Abernathyit - wśród mik uranowych wykryto tylko ślady minerału o cechach zbliżonych do abernathyitu.
Sabugalit - w złożu napotkano minerał podobny do sabugalitu. Występował w ilościach śladowych stąd jego oznaczenie jest niepewne.
Autunit - był produktem rozkładu metatorbernitu.
Ponadto w szczelinach skalnych napotkano radioaktywny, nieprzezroczysty, czasem półprzeźroczysty, rdzawo przeświecający goethyt. Jego nagromadzenia miały tam posiać smug i żyłek. Tworzył również w masie skalnej drobne, nieregularne skupienia. Radioaktywność tych skupień wywołana była domieszkami związków uranu, wchłoniętymi w czasie twardnienia żelu goethytowego.
Mineralizację uranową napotkano również w silnie zwietrzałym gnejsie. Wśród rozłożonych minerałów łyszczykowych, rozsiane tam były liczne blaszki mik uranowych. Oznaczono wśród nich abemathyit (oznaczenie niepewne), metaautunit, metatorbernit, metauranocircyt (oznaczenie niepewne), oraz ślady uranofanu i gumnitu.
Abernathyit - minerał podobny do abemathyitu tworzył prawie żółte blaszki z zielonawym odcieniem, pokryte delikatnymi łuskami. Występował w przerostach z metatorbernitem.
Metaautunit - tworzył impregnacje w kryształach przeobrażonych skaleni tkwiących w rozłożonym gnejsie. Jego blaszkowe kryształy miały narwę jasno-żółtą, jasno-zieloną lub zielono-żółtą przy czym zabarwienie to miało zwykle charakter plamisty. Były również w różnym stopniu przezroczyste.
Metatorbemit - tworzył przerosty z abernathyitem. Były one tak subtelne że uniemożliwiały rozdzielenie tych dwóch minerałów. Jego relikty zachowały się również w środkowych częściach blaszek metauranocircytu.
Metauranocircyt - występował w przerostach z metatorbernitem. Tworzył blado-zielone blaszki. Został oznaczony niepewnie.
Uranocircyt - wraz z metatorbemitem i kwarcem stanowił wypełnienie żyłek tkwiących w rozłożonym gnejsie. W masie kwarcowej i w druzach tworzył żółte do blado-zielonawych, łuseczkowate lub tabliczkowate, kruche kryształy łatwo rozszczepiające się pod wpływem nacisku. Na ich brzegach obserwowano pomarańczowo-brunatne naloty i czarne wrostki. Spotykano tu również jego kanarkowo-żółte, pylaste skupienia.
Uranofan - tworzył bezpostaciowe utwory lub bezkształtne, skrytokrystaliczne lub drobno-ziarniste, masywne skupienia barwy zwykle szarożółtej z zielonawym odcieniem. Występował zluźnieniach skał lub w druzach kwarcowych w towarzystwie innych mik uranowych. Powstał w wyniku utlenienia nasturanu.
Gumnit - był spotykany tylko w Starej Kamienicy. Stanowił mieszaninę kilku faz mineralnych. Występował w postaci charakterystycznych luźnych skupień, przypominających pierwotne formy występowania nasturanu. Miały one żółto-pomarańczową barwę. Współwystępował z mikami uranowymi.
W leukogranitach zalegających na zachód od strefy tektonicznej w żyłach kwarcowo-fluorytowych tkwiły gniazda uranothorytu poprzecinane żyłkami nasturanu.
W skałach o postaci gnejsowej, niekiedy nie było możliwe odróżnienie strefy pierwotnej od strefy wtórnej, bowiem obydwie te strefy nakładały się na siebie, występując zarówno w szczelinach jak i na powierzchniach warstwowania. Druga mikroklinizacja zaznaczyła się natomiast w tym typie skał bardzo słabo.
Napotkane w złożu niewielkie ilości kruszców tworzyły różnej wielkości nieregularne skupienia. Nie miały one żadnego związku z mineralizacją uranową. Jedynie w sztolni natrafiono na znaczne nagromadzenie rozproszonych skupień kryształów arsenopirytu. Kryształy te miały prawidłowe zarysy. W leukogranitach spotykano niewielkie skupienia pirotynu. Tworzył on wydłużone soczewki barwy różowej. Soczewki te miały postać ziarnistą. Często na ich brzegach gromadził się piryt, rzadziej chalkopiryt. Piryt tworzył również wrostki w ziarnach pirotynu, Miał barwę srebrzysto-spirzową. Jego nieregularne, często zaokrąglone lub pokruszone ziarna tkwiły w masie pirotynowej. Napotkano również monomineralne nagromadzenia pirytu, utworzone z jego czworobocznych kryształów o prawidłowych zarysach, Współwystępowały one z magnetytem.

W odległości około 500 metrów na północ od północnego skraju wsi, wśród wzbogaconych w turmalin granitognejsów napotkano zmineralizowaną strefę zbrekcjonowania. Miała ona 5 do 15 centymetrów szerokości. Strefa ta przebiegała wzdłuż zalegającego w granitognejsach pakietu łupków łyszczykowych. Wypełniały ją soczewkowe skupienia kwarcowo-fluorytowe. Fluoryt wypełniał zwykle środkowe partie żyłek kwarcowych. W pustych przestrzeniach tych utworów występowały druzy mlecznego i zadymionego kwarcu, jasno-do ciemno-fioletowego fluorytu oraz blaszki mik uamowych. Oznaczono wśród nich torbernit, zeuneryt i autunit. Były one produktami rozkładu nasturanu. Mikom uranowym towarzyszył limonit i chalkopiryt.
Soczewki kwarcowo-fluorytowe pocięte były żyłkami fluorytu młodszej generacji i hematytu.

Złoże zawdzięcza swoją obecną postać zmianom wywołanym przez trzy ściśle ze sobą powiązane, czynniki:
1. Kolejne procesy geologiczne, które doprowadziły skały do dzisiejszej postaci. Procesy te w różnym stopniu zaznaczyły się w poszczególnych ich odmianach.
2. Nakładające się na siebie ruchy tektoniczne w trakcie których utworzony pierwotnie uskok był kilkakrotnie odmładzany, zaznaczające kolejne fazy rozwoju strefy tektonicznej. Odpowiednim fazom towarzyszyło krążenie hydrotermalnych roztworów mineralizujących o nieco różnym składzie chemicznym.
3. Tworzenie się mineralizacji uranowej przebiegające nie w jednym okresie geologicznym a w co najmniej w dwóch etapach. Prawdopodobnie jednak etapów tych było znacznie więcej.
Materiał wyjściowy stanowiły właściwe łupki biotytowe zawierające biotyt I generacji, tytanit i cyrkon.
Metamorfoza regionalna i pierwsza mikroklinizacja doprowadziły do utworzenia się kwarcu I generacji, skaleni potasowych I generacji, mikroklinu, plagioklazu I generacji oraz biotytu II generacji, muskowitu i flogopitu.
Rekrystalizacja i granityzacja oraz pierwsza albityzacja doprowadziły do powstania kwarcu II generacji, plagioklazów II generacji i skaleni potasowych II generacji.
Pierwsza kataklaza nastąpiła po utworzeniu się leukogranitów. Była pierwszym tego typu procesem jaki zaznaczył się w skałach. Wywołała spękanie dużych kryształów skaleni, plagioklazów i kwarcu. Procesowi temu towarzyszyła prawdopodobnie również częściowa chlorytyzacja biotytu. Związane z nią było wydzielanie się samodzielnych skupień tytanitu oraz powstawanie epidotu i klinozoizytu.
Po pierwszej kataklazie ruchy tektoniczne trwały nadal. W ich trakcie powstała wypełniona druzgotem skalnym, szeroka strefa tektoniczna. Pod koniec tego stadium pojawiły się hydrotermalne roztwory mineralizujące, które spowodowały spojenie brekcji kwarcem żyłowym III generacji. Następnie ruchy te powtórzyły się w nieco słabszym stopniu, powodując spękanie dużych kryształów kwarcu żyłowego. Uległy one jednak szybkiemu zabliźnieniu lub wypełnieniu żyłkami kwarcowymi tej samej generacji. Przypuszczalnie w tym samym czasie utworzyły się również kilku centymetrowej grubości nagromadzenia i żyły kwarcu białego i zwykłego, obserwowane często w ociosach chodników. Prawdopodobnie pod koniec tego procesu pojawiły się pneumatolityczno-hydrotermalne roztwory mineralizujące, zapoczątkowujące proces drugiej albityzacji.
II albityzacja doprowadziła do przekształcenia się wcześniejszych skaleni w plagioklazy III generacji, co pociągnęło za sobą utworzenie się albitów szachownicowych. Nadal z roztworów wypadał również kwarc III generacji. Jednocześnie lub prawie jednocześnie z procesem II albityzacji lokalnie w sprzyjających warunkach, wydzieliły się ślady pierwotnych minerałów uranu (uranothoryt a być może również nasturan) oraz fluorytu I generacji. W procesie tym prawdopodobnie powstały również turmalin i apatyt. Fluoryt I generacji wypełniał środkowe partie żyłek kwarcu III generacji. W niektórych przypadkach plagioklaz III generacji uległ powtórnemu przekształceniu w skaleń potasowy III generacji. Mielibyśmy tu zatem, do czynienia z początkiem drugiej mikroklinizacji. Rozwój tego procesu nastąpił jednak dopiero w następnym etapie.
II mikroklinizacja spowodowała wydzielenie się głównej masy pierwotnych minerałów uranu. Należy do nich zaliczyć te skupienia torbernitu, w których uległ on następnie przekształceniu w metatorbernit i metauranicircyt, Tu również umieszczono abernathyit i metaautunit. Nie wszystkie jednak skupienia metaautunitu i metatorbemitu uważano za pierwotne. Również nie wszystkie pseudomorfozy po tych minerałach świadczyły, że były one pierwotnego pochodzenia. Zaliczano do nich tylko te minerały, które budowały główne skupienia rud uranowych. Również część sabugalitu, uranocircytu i innych fosforanów uranu, mogła wytrącić się jako minerały pierwotne. Świadczy o tym brak w ich skupieniach jakichkolwiek śladów minerałów pierwotnych, w miejscach gdzie skała otaczająca nosiła wyraźne cechy zmian hydrolermalnych. Pierwotne minerały uranowe powstałe w procesie II mikroklinizacji, często tworzyły charakterystyczne przerosty ze skaleniami potasowymi III generacji, Pod koniec II mikroklinizacji zaznaczył się proces II kataklazy.
II kataklaza objawiła się wzmocnieniem ruchów tektonicznych. Ruchy te były jednak tylko słabym oddźwiękiem wcześniejszych dyslokacji, gdyż spowodowały jedynie rozszerzenie się wcześniej powstałych, drugorzędnych szczelin poprzecznych. Zostały one następni® wypełnione żyłkami kwarcu IV generacji i fluorytu II generacji, Wtedy też rozszerzyły się w niektórych miejscach strefy ciemno-wiśniowego kataklazytu. Skała ta została następnie spojona kwarcem (wcześniej nie występowało w niej przepojenie kwarcem lub też pojawiał się on tylko w niewielkich ilościach). Złupkowaniu uległa również skała plamista. Brak żył kwarcowych IV generacji na większości obszaru złoża, tłumaczono lokalnym okwarcowaniem serii skalnej uzależnionym na przykład od obecności szczelin.
Z późną II mikroklinizacją należało być może łączyć również, występowanie żyłek kwarcowo-fluorytowych z mikami uranu. Nie jest jednak pewne czy fluoryt ma genetyczny związek z tworzeniem się stref rudnych w skupieniach z kwarcem dymnym i rudami. Na uwagę zasługiwał tu zwłaszcza brak fluorytu w wielu najbogatszych skupieniach rud uranu. Fluoryt wydzielał się tylko w obrębie bogatych w skalenie skał i to tylko w momencie, gdy jednocześnie odbywało się ługowanie zawartych w nich plagioklazow i apatytów. Proces ten rozpoczął się prawdopodobnie jeszcze wówczas gdy nie była zakończona druga mikroklinizacja, a więc przebiegał jeszcze częściowo, równocześnie z wydzielaniem się mik uranowych. Nie zachodził jednak w strefach zmineralizowanych nie zawierających skaleni lub zawierających je w zbyt małej ilości.
Z późną II mikroklinizacją związana była również mineralizacja uranowa koncentrująca się w szczelinach spękań i na granicach dużych ziaren kwarcu lub albitu szachownicowego. Obserwowano tu miki uranowe i radioaktywne, rdzawe skupienia goethytu. Kres procesowi II mikroklinizacji przyniosła III kataklaza.
III kataklaza spowodowała rozszerzenie się głównej szczeliny uskokowej. Prawdopodobnie wyraźniej zarysowały się także drugorzędne spękania. Wypełniła je ilasta substancja. Powstała ona w skutek roztarcia skał, w trakcie ruchów telefonicznych. Część masy ilastej mogła również pochodzić z zewnątrz. Następnie w obrębie ukształtowanej już strefy ilasto-okruchowej utworzyły się płaszczyzny poślizgu. Biegły one równolegle do ścian szczeliny. Również wśród skał ilastych, będących zmienioną brekcją tektoniczną, zaznaczyły się delikatne, podłużne pęknięcia (część z nich istniała już wcześniej). W tak utworzone szczeliny wniknęły roztwory mineralizujące doprowadzając do utworzenia się żył fluorytu III generacji i kwarcu IV generacji. W obrębie spękanej brekcji skalnej roztwory te powodowały nadżeranie kwarcu starszej generacji. Żyły fluorytowe miały smużystą postać, podkreśloną przez przerosty kwarcowo-fluorytowe układające się zgodnie z biegiem szczeliny. Na przejściu od strefy ilastej tkwiły w nich wkładki ilaste. Następnie nastąpiło porozrywanie tworzących się wraz z fluorytem delikatnych warstewek kwarcowych i kwarcowej brekcji. W procesie tym wydzieliła się również znaczna część mik uranowych. Skoncentrowały się one w otwartych szczelinach lub najbardziej osłabionych strefach skał otaczających.
Po utworzeniu się żył kwarcu IV generacji i fluorytu III generacji, działalność tektoniczna zaczęła się stopniowo zamierać, Słabe ruchy tektoniczne jedynie tylko raz dały znać o sobie, powodując zbrekcjonowanie żył fluorytowych. W tak powstałych szczelinach spękań, wydzieliły się częściowo żyły fluorytu IV generacji. Nie wykazywał on jakiegokolwiek związku z innymi minerałami.
Ostatnim obserwowanym w skałach procesem było wietrzenie. Objawiło się ono trwającą w dalszym ciągu chlorytyzacją biotytu, serycytyzacją skaleni oraz powstawaniem epidotów i kalcytu. Związane z nim były wtórne zmiany zachodzące w obrębie stref zmineralizowanych. Następowało tu gromadzenie się mik uranowych, samodzielnie lub z substancją goethytową, w najmłodszych szczelinach skał i minerałów. Powstały one częściowo wskutek przeobrażenia rud pierwotnych. (strefa utlenienia). Część z nich dostarczyć mogły, przy współudziale wód gruntowych, obecnie nie istniejące, nadległe partie stref zmineralizowanych. (złożu obserwowano tylko dolne, płytko zlokalizowane, zubożałe fragmenty tych partii).