Plaser Yataklar;Çoğunlukla metalik ağır minerallerden oluşan plaser yatakları, kütlelerine göre yüksek yoğunluklarının (N3.2 g cm-3) bir sonucu olarak akan suyla (Şekil 1) mekanik olarak konsantre edildiği kıta sahalarında çok sayıda alan bilinmektedir Çoğunlukla kuvars ve feldispattan (2.5-2.7 g cm-3) oluşan detritik mineralleri içerir.
Bir mineralin direnci (sertlik, bölünme, yoğunluk, çözünürlük) mekanik taşınma esnasında, maddenin maddi durumu değiştirilmeksizin kendi kaynağından taşınabileceği mesafeyi belirler (Kudrass, 2000; Yim, 2000). Bir kayalık kaynaktan offshore plaser yatağına ulaşması için gereken mesafe 8 km’dir (Emery and Noakes, 1968). Placer yatakların dağılımında belirgin bir özellik, bilinen kıyı alanlarının çokluğu ve bu geçmiş veya mevcut madencilik alanlarının azlığıdır (Tablo 3). (i) genelde hafif ağır mineraller (yoğunluk: b6 g cm-3; rutil, ilmenit, manyetit, monazit, zirkon, sillimanit, granat) içeren yayılmış plaj plaserleri; Dalgalar ve kıyı şeridi akımları ile yoğunlaşmaktadır. (ii) ağır metaller içeren nehir kanallarının tabanını saran kaba kumdan ve çakıldan oluşan boğulan, akarsu placerleri (Örn., Kasiterit, altın) ve (iii) ağır metaller de içeren elüvyal veya lag yataklar.
Placer yatakları, bölgesel ve östatik deniz seviyesi değişiminin geçmişi ile ilgili mevcut deniz seviyesinin üstünde, altında ve altında olabilir. Jeolojik kayıtlarda, flüvyal plaserler, ekonomik açıdan en önemlisidir (Minter ve Craw, 1999). Örneğin, Güney Afrika’nın Witwatersrand havzasındaki Archean altın yatakları (Frimmel ve diğerleri, 2005), nehrin ağzında bir intrakratonik göle akan bir fan yatağı olarak yorumlanır (Pretorius, 1991), ancak bir hidrotermal köken son zamanlarda savunulmuştur (Law and Phillips, 2005).
Fosforit
Ağır mineral çeşitlerinden apatit içeren fosforitler, yüksek fosfor pentoksit (P2O5) içeriği (% 5 ila 40, Riggs, 1979; Bentor, 1980; Kudrass, 2000) ile diğer tortul kayaçlardan ayrılırlar. Fosfor çoğunlukla fosfat gübre endüstrisinde kullanılmaktadır. Fosforit yatakları, çözünmeyi içeren bir biyojeokimyasal döngünün parçasıdır ve Nehirler tarafından fosforun okyanusa taşınması, deniz planktonu tarafından alınması, batması ve çözülmesi suretiyle derin su kitlelerine aktarılması, yüzey suyuna dönüşerek Hidrojenetik (authigenetik) çökelti olarak çökelme ve karbonatların diyajenetik yerdeğiştirmesi ile oluşur(Burnett, 1990). Fosforitler, dört deniz tabanı ortamında görülür (Hein ve diğerleri, 2005): (1) doğu rüzgarlarının açık denizde ( 30 ° K – 30 ° G enlemleri) uçurduğu ve yükselişe neden olan kuşakların batı kıyılarındaki kıta sahanlıkları ve yamaçları;
Örnekler beş bölgeye yakın çağımızn fosforit yataklarıdır: Peru ve Şili açıkları (Veeh ve diğerleri, 1973; Burnett, 1977, 1990) Namibya açıklarında (Baturin ve diğerleri, 1972; Veeh ve diğerleri, 1974; Baturin, 1982); Kıyı doğu Avustralya (O’Brion ve diğerleri, 1981); Meksika’daki denizi Baja California açıkları (Jahnke ve diğerleri, 1983); Ve Fas’ın Atlas okyanus kenarı kıyı şeridinde(Summerhayes and McArthur, 1990); (Manheim ve diğerleri, 1980) ve Yeni Zelanda’dan Chatham Rise (Kudrass, 1984) gibi denizaltı platoları ve bankalar üzerindeki karbonatların sementasyonu ve yer değiştirmesi sonucu oluşan fosforitler. (3) fosfor kaynağının esasen guano olduğu ve fosforitin çıkarıldığı adalar ve atoller;
Bir örnek güneybatı Pasifik’te Nauru adasıdır; Ve (4) incelenmeye devam eden plaka içi deniz dağılımları. Günümüz deniz tabanı üzerindeki fosforitlerin çoğu Miosen yaşındadır. Mevcut fosforit madenciliği, deniz seviyesinin daha yüksek duruşlarında oluşan karadalarda da kaynaklanmaktadır. Ticaret rüzgar kuşağındaki içerisindeki Hindistanın batıya bakan kıta sahanlıklarındaki yoğun el değmemiş fosforit yatakları, Hindistan gibi o kuşaktaki ülkelerde tarım için gelecekte potansiyel bir kaynak teşkil etmektedir
