RdE I. Rohstoffe der Erde. Herbstsemester Christoph Heinrich, Rainer Kündig, Werner Leu, Franz Schenker ETH Zürich, V

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1 RdE I Rohstoffe der Erde Herbstsemester 2011 Christoph Heinrich, Rainer Kündig, Werner Leu, Franz Schenker ETH Zürich, V

2 RdE II

3 RdE III Inhalt 1 Ressourcen der Welt und Bedeutung für die Schweiz (R. Kündig) Mineralische Rohstoffe: Definition, Wirtschaftliche Bedeutung, Umwelt Mineralvorräte Reserven Vorräte 2 Grundbegriffe bei der Prospektion und Exploration Schweiz: Bergrechtliche Grundlagen, Rohstoffabbau, Gesetzgebung Abbau- und Rekultivierungsplanung UVB/UVP Die wichtigsten gesetzlichen Grundlagen 6 2 Metallische Erzlagerstätten 7 (Ch. Heinrich) 2.1 Übersicht, Ziele, Vorgehen Wirtschaftlichkeit von Erzen = chemische Anreicherung + Mineralogie Erzmineralien und Gangarten Geologische Begriffe zur Beschreibung von Erzlagerstätten Die genetische Klassifikation von Erzlagerstätten Experimentelle Untersuchungsmethoden 13 Optische Mikroskopie, Stabile Isotope 13 Radiogene Isotope, Flüssigkeitseinschlüsse Orthomagmatische Erzlagerstätten Selektive Partialschmelzung Auskristallisation des Erzminerals aus einer Silikat - schmelze und mechanische Anreicherung der Kristalle in einer Magmakammer Entmischung einer Fe-reichen Sulfidschmelzeund Absinken von Eisensulfid-Tröpfchen zum Boden einer Magmakammer oder eines grossen Lavastroms Extreme fraktionierte Kristallisation Ozean-Dynamik, Atmosphären-Entwicklung und mineralische Rohstoffe Mittelozeanische Hydrothermalsysteme: Hintergrund Entdeckungsgeschichte: Erz und Plattentektonik «Smokers» und «sulfide mounds», mittelozean. Rücken Die globale Bedeutung des MOR-Hydrothermal prozesses Vulkanogen-exhalative Massivsulfid-Lagerstätten (VMS) 21 Bleiarme Cu-Zn-Fe-Massivsulfide: Cypern-Typus und Archaische VMS, Polymetallische VMS-Lagerstätten Manganlagerstätten und rezente Manganknollen in Tiefsee-Sedimenten Moderne Residuallagerstätten Präkambrische Atmosphäre, BIF s und Witwatersrand- Konglomerate Hydrothermale Erzbildung im kontinentalen Bereich: Sedimentbecken, Rifte, Plattenränder Das Prinzip der hydrothermalen Erzanreicherung Tektonik und hydrothermale Erzlagerstätten Ursprung des Wassers in Hydrothermalfluiden Fluidchemie und Metall-Löslichkeit Pb, Zn und Cu-Lagerstätten in (epi-)kontinentalen Sedimentbecken Magmatisch-hydrothermale Lagerstätten Hydrothermale Lagerstätten metamorphen Ursprungs 33 3 Energierohstoffe 35 (W. Leu : R. Kündig, 3.10) 3.1 Definitionen/Klassifizierung Energierohstoffe Energieverbrauch Schweiz Globale Energieressourcen Reichweite (Vorhaltedauer) Kernbrennstoffe (U, Th) Erneuerbare Energiequellen (ohne Sonne, Wind, Biomasse) Wasserkraft Geothermie Fossile Energierohstoffe (Erdöl Erdgas) Geschichte des Erdöls Preis von Erdöl und Erdgas Entstehung von Erdöl und Erdgas Reifegrad Maturität Thermogene Umwandlung von Kerogen Natürliche Bitumina Migration von Öl/Gas Lagerstättentypen, «Fallen» Erdölprovinzen Exploration und Förderung von Öl und Gas Lagerstättenvolumen und Explorationsrisiko Umweltprobleme der Förderung von Öl und Gas Erdöl-Erdgasvorkommen in der Schweiz Kohleflözgas (CBM, Coal Bed Methane) CO 2 Tiefenentsorgung (Sequestration) Kohle Kohle; geologische und petrographische Fakten Der Inkohlungsprozess Vorkommen Abbau Kohlenaufbereitung und -veredelung Kohle aus wirtschaftlicher Sicht Kohle, Kohlenabbau und Umwelt 50 4 Nichtmetallische Rohstoffe;Steine & Erden, Industrieminerale 51 (R. Kündig) 4.1 Festgesteine: Natursteine, Bausteine, Natursteinindustrie Natursteine, Bausteine Gebrochene Festgesteine (Brechsteine) Lockergesteine: Kies, Sand, Alternativmaterialien Kies und Sand Lockergesteine: Alternativ- und Recyclingmaterialien Bindemittel Kalke und Mergel: Rohstoffe für die Zementindustrie Kalk (Branntkalk, hydraulischer Kalk), Kalkindustrie Kalkstein, Kalziumkarbonat Ton und Tonminerale, Ziegelindustrie Rohstoffe Produkte 58 5 Rohstoffgewinnung und Umweltaspekte 59 (F. Schenker) 5.1 Einleitung Aufgaben zur nachhaltigen Nutzung von Rohstoffen 59 Grundwasser/Bergwasser Umweltgesetzgebung 60 6 Aluminium und seine Gewinnung aus Bauxit (F. Schenker) Metallisches Aluminium Produktionsmengen Eigenschaften von metallischem Aluminium Umweltaspekte Historisches Vorkommen von Al Methoden der Untersuchung von Bauxiten Bildung der Bauxite 68

4 RdE IV 7 Phosphor und Phosphate 71 (F. Schenker) 7.1 Allgemeines Lagerstätten Rohstoffeigenschaften Prospektion und Exploration Förderung und Verwendung der Phosphate Nebenprodukte Umweltaspekte Umweltaspekte bei Abbau und Aufbereitung Umweltaspekte beim Einsatz von Phosphaten 73 Literatur S. E. Kesler (1994): Mineral Resources, Economics and the Environment. MacMillan, 346 p. Die CD des ganzen Buchs wird zum Eigengebrauch verteilt; Standardtext für ganze Lehrveranstaltung; bitte nicht weiterkopieren, und nicht an der ETH ausdrucken -- Druckerstau! R. Kündig et al. (1997): Die Mineralischen Rohstoffe der Schweiz. Schweizerische Geotechnische Kommission, 522 S. L. F. Trueb (2005): Die chemischen Elemente. Verlag Hirzel Stuttgart. W. Pohl u.a. (2005): Mineralische und Energie-Rohstoffe. Schweizerbart sche Verlagsbuchhandlung. dieses sehr gute Buch ist 2011 in einer stark erweiterten Ausgabe in Englisch unter folgendem Titel neu erschienen: W. L. Pohl (2011): Economic Geology. Principles and Practice. Verlag Wiley-Blackwell, ISBN Seiten. Weitere Literatur zu einzelnen Kapiteln ist im Text erwähnt. Hinweis: Die essentielle Information (Prüfungsstoff) ist in diesem Skript in normaler Schriftgrösse (10 Punkt) gedruckt. In kleinerer Schrift (9 Punkt) sind ergänzende Informationen beigefügt, beispielsweise zur Geologie einiger Beipiele (sollte studiert und verstanden, aber nicht gelernt werden!).

5 RdE 1 IMP/ETHZ Herbstsemester V Christoph Heinrich, Rainer Kündig, Werner Leu, Franz Schenker Rohstoffe der Erde 1 Ressourcen der Welt und Bedeutung für die Schweiz (R. Kündig) 1.1 Mineralische Rohstoffe: Definition, Wirtschaftliche Bedeutung, Umwelt Als mineralische Rohstoffe bezeichnet werden alle festen, flüssigen und gasförmigen Minerale und Mineralgemische, die in bergbaulichen Betrieben, Fördereinrichtungen oder Hüttenwerken gewonnen werden. Es sind Materialien, die sich im Laufe der Erdgeschichte durch geologische Prozesse bildeten (Anreicherung bestimmter Stoffe) und sich in geologischen Zeiträumen (Jahrmillionen) erneuern im weiteren Sinn werden sie oft auch als Bodenschätze bezeichnet. Sowohl mengenmässig wie auch umsatzmässig bilden mineralische Rohstoffe weltweit Milliardenmärkte und beschäftigen direkt oder indirekt Millionen von Arbeitskräften. Die mineralischen Rohstoffe werden dabei unterteilt in Industrieminerale, Energierohstoffe und metallische Rohstoffe. Der Bergriff «Bodenschätze» umfasst folgende Hauptgruppen von mineralischen Rohstoffen. Erze (ore deposits): Rohstoffe zur Metallgewinnung als Elemente und aus Sulfiden, Oxiden, seltener Karbonaten und Silikaten. Energierohstoffe (energy resources): Kohle, Erdöl, Erdgas, Ölschiefer, Teersand. Industriemineralien (industrial minerals): (mono-mineralisch): z.b. Asbest, Glimmer, Graphit, Quarz, Kaolin, Schwefel, Pyrit, Fluorit, Talk, Baryt, Phosphat, Magnesit. Steine und Erden (bulk materials): (meist polymineralisch, Fest- und Lockergesteine): z.b. Basalt, Bauxit, Sandstein, Tone, Mergel, Talk, Farberden. Von der Fördermenge her stehen Industrieminerale sowie Steine und Erden weltweit an der Spitze, wertmässig werden sie von den Energierohstoffen jedoch übertroffen. Viele Rohstoffe sind Massengüter, die aufgrund von Normen und Typisierungen funktionell austauschbar sind. Der «Wert» eines Rohstoffes drückt sich in erster Linie durch den Preis aus, der seinerseits vom Markt abhängig ist (Wettbewerb). Abb. 1.1: Mengenmässige und wertmässige Reihenfolge der Rohstoffe (nach Lawatschek, 1990, mod.)

6 RdE 2 Im Vergleich zu den Energierohstoffen und zu den Erzen stellen die Industriemineralien eine sehr grosse und heterogene Gruppe von mineralischen Rohstoffen dar. Das Spektrum reicht dabei von den Massenrohstoffen wie Sand, Salz und Tone bis zu den sehr speziellen und selteneren Mineralien wie Spodumen (für Lithiumprodukte) oder Diamant (Schleifmittel). Die Anwendungsbereiche dieser mineralischen Rohstoffe sind ungemein vielseitig, als Beispiel dafür seien Asbest, Talk, Fluorit, Phosphat, Graphit, Magnesit, Schwefel und Zirkon genannt. Der Wert der jährlichen Weltproduktion aller Industriemineralien wird auf weit über 100 Milliarden Dollar geschätzt. Von den Reserven her betrachtet, ist die Situation bei Industriemineralen sowie bei Steinen und Erden mit einigen Ausnahmen (Diamant, Glimmer, Lithium-Mineralien) bedeutend weniger kritisch als bei den Erzen und Energierohstoffen. Es gibt viele mineralische Rohstoffe, die praktisch in unbegrenzter Menge vorhanden sind, wobei allerdings der Abbau mancher Lagerstätten derzeit aus wirtschaftlichen und technischen Gründen nicht möglich ist. Die Versorgung mit mineralischen Rohstoffen wird also weniger durch die Erschöpfung der geologischen Reserven bestimmt, als durch wirtschaftliche und politische Faktoren. Eine Abhängigkeit vom Arbeitsmarkt, von Umweltfragen, von Ersatzmöglichkeiten und Preis/Markt-Beziehungen kommt selbstredend dazu, insbesondere bei Produktion, Aufbereitung und Transport. Die ganze Rohstoffgruppe ist stark abhängig von weiteren Preisanstiegen bei den kritischen Rohstoffen, ökonomischer Verwendung, Erschliessung neuer Lagerstätten, Verlagerung auf ausreichend vorhandene Mineralrohstoffe, Verwertung mineralischer Nebenprodukte oder Abfallprodukte und Materialrecycling. 1.2 Mineralvorräte Reserven Vorräte Die Gewinnung von Mineralrohstoffen erfolgt überwiegend aus Lagerstätten, die sich auf natürliche Weise in der Erdkruste gebildet haben. Um als potentiell nutzbare Lagerstätten zu gelten und um unter den Mineralvorräten erfasst werden zu können, muss die relative Element- oder Mineralkonzentration einen Mindestwert überschreiten. Dieser ist allerdings keine feste Grösse, sondern kann sich sich im Zeitablauf (meistens zu kleineren Werten hin) verschieben. Für die Bewertung von Lagerstättenvorräten gibt es im allgemeinen drei Hauptkriterien: 1. Sicherheitsgrad des Nachweises (lagerstättenkundliche Bewertung) 2. Gewinnbarkeit (technische Bewertung) 3. Bauwürdigkeit resp. Abbauwürdigkeit (wirtschaftliche Bewertung) Der Sicherheitsgrad des Vorhandenseins der Mineralvorräte wird folgendermassen gegliedert: - sicher vorhanden (nachgewiesen) - wahrscheinlich vorhanden - möglicherweise vorhanden (vermutet) Nach der (technischen) Gewinnbarkeit unterscheidet man: - nach dem gegenwärtigen und absehbaren technischen Stand gewinnbar - nach einem zukünftigen technischen Stand gewinnbar Die Einteilung nach der Abbauwürdigkeit (Bauwürdigkeit) kann folgende Kategorien vorsehen: - voll abbauwürdig (zum gegenwärtigen Zeitpunkt wirtschaftlich gewinn- und verwertbar): Lagerstätte (mineral deposit) - bedingt abbauwürdig (bei verbesserter Preis-Kostenrelation wirtschaftlich gewinn- und verwertbar) - nicht abbauwürdig (auf absehbare Zeit nicht wirtschaftlich gewinn- und verwertbar): Vorkommen (mineral ocurrence) Die gegenwärtige Situation auf dem Gebiet der Vorratsklassifikation ist dadurch gekennzeichnet, dass für die verschiedenen Mineralstoffe unterschiedliche Klassifikationssysteme verwendet werden wobei in den verschiedenen Wirtschaftsgebieten oder Ländern erst noch unterschiedliche Einteilungsverfahren zur Anwendung kommen! Grundsätzlich unterscheidet man zwischen Reserven und Ressourcen sowohl bei der Bewertung eines einzelnen Vorkommens, als auch bei der Klassifizierung globaler Vorräte. Reservenn (reserves): Diejenigen Mengen, eines Rohstoffes, die mit grosser Genauigkeit erfasst wurden und mit den derzeitigen technischen Möglichkeiten wirtschaftlich gewonnen werden können. Ressourcen (resources): Diejenigen Mengen, eines Rohstoffes, die entweder nachgewiesen, aber derzeit nicht wirtschaftlich und/oder technisch gewinnbar sind, als auch die Mengen, die auf Basis geologischer Indikatoren geologisch noch erwartet werden und mittels Exploration nachgewiesen werden können. Bei Kohlenwasserstoffen wird dabei, ähnlich wie bei den Reserven, nur der als gewinnbar eingeschätzte Teil berücksichtigt. Bei Kohle und Erzmetallen sind es in-situ Mengen, d.h. die Gesamtmenge unabhängig von ihrer Gewinnbarkeit. Gesamtressourcen: Die Gesamtmenge aus Reserven plus Ressourcen. Gesamtpotenzial (vorwiegend bei Kohlenwassserstoffen gebräuchlich): Es schliesst die bisherige kumulierte Förderung, Reserven und Ressourcen ein. Teilweise wird auch die Bezeichnung «reasonably assured resources» verwendet. RAR = reasonably assured resources (in der niedrigsten Kostenklasse Reserven, sonst Ressourcen). EAR = estimated additional resources (Definition von Vorräten, die nicht Reserven sind). EUR = estimated ultimate recovery (Gesamtpotenzial) Weitere gebräuchliche Synonyme sind: bauwürdig ausbringbare Reserven, sicher (und wahrscheinlich) gewinnbare Vorräte. Strategische Minerale: Eine spezielle Art der Reserven bilden die sogenannten strategischen Minerale. Diese Minerale sind kritisch für einzelne Industriebereiche, sowohl was ihre Verfügbarkeit in der industriellen Fertigung (vor allem Verteidigungsindustrie) anbetrifft wie auch ihre weltweite Verfügbarkeit, respektive ihre Anfälligkeit im Handel bezüglich politischen oder kriegerischen Ereignissen. Nach der Definition sind diese strategischen Minerale weltweit limitiert auf wenige primäre Vorkommen, die nicht erweitert oder durch alternative Materialien ersetzt werden können. Beispiele sind Chrom (für Stahlveredelung), das zu zwei Dritteln von Südafrika und Kasachstan stammt oder Platin (z.b. für Katalysatoren), wo mehr als 90% von Südafrika und Russland geliefert werden. Vielfach werden strategische Minerale deshalb in grosszügig angelegten Pflichtlagern in den einzelnen Ländern gehalten. Geologische Exploration macht Ressourcen zu Reserven. So können beispielsweise globale Metallreserven zunehmen, obwohl ständig abgebaut wird! Die auf der ganzen Welt bezogenen Vorratsstatistiken und Vorratsangaben leiden darunter, dass weitgehend unterschiedliche Kategorien addiert werden und dass die gebildeten Vorratsklassen nicht klar definiert sind. Das gleiche gilt auch für die Vor-

7 RdE 3 haltedauer der Vorräte, die man aus der Verhältnis der (Welt-) Vorräte und ihrer Inanspruchnahme errechnet. Man spricht von einer «statischen» Vorhaltedauer, wenn man diese arithmetisch als Quotienten der Vorräte R und der jährlichen (durchschnittlichen) Förderung P bestimmt: n = R/P Diese statische Vorhaltedauer unterstellt eine konstante Förderhöhe bei Vernachlässigung von Bestandsänderungen und einen konstanten Verbrauch. Da aber der Verbrauch von mineralischen Rohstoffen vielfach steigt (durchschnittlich 5% pro Jahr) verwendet man oft auch eine «dynamische» Vorhaltedauer, die eine jährliche Steigerungsrate berücksichtigt. Wendet man die Formel für die dynamische Vorhaltedauer auf die nachgewiesenen Vorräte an, so wird bei weiter steigendem Verbrauch die Vorhaltedauer für zahlreiche mineralische Rohstoffe mit wenigen Jahrzehnten zu bemessen sein. Bei dieser Betrachtungsweise wird aber vernachlässigt, dass ständig aus dem Bereich der weniger hoch qualifizierten Ressourcen durch Lagerstättensuche und Untersuchung, Vorratsmengen in den Bereich der nachgewiesenen Reserven überführt werden. Das Erscheinungsbild einer trotz fortschreitenden Abbaus bei zunehmender Förderhöhe gleichbleibenden (statischen) Vorhaltedauer der jeweils nachgewiesenen Vorräte bietet sich seit Jahrzehnten bei einer Reihe von mineralischen Rohstoffen. Bei vielen Vorräten, etwa den reichlich vorhandenen Eisenerzen, hat sich die Vorhaltedauer gegenüber zurückliegenden Zeiträumen sogar beträchtlich erhöht. Die Menge der neu erschlossenen Vorkommen lag über dem Verbrauchsanstieg. Ein sinkendes R/P-Verhältnis ist dagegen (im Weltmassstab) für kaum einen mineralischen Rohstoff nachzuweisen. Dies macht Wachstumsprognosen oder Aussagen zum Zustand der Welt, wie sie seit Jahrzehnten immer wieder in Auftrag gegeben werden, äusserst schwierig und zum Teil auch widersprüchlich (vgl. dazu D. Meadows: «Die Grenzen des Wachstums» (1972) resp. «Die neuen Grenzen des Wachstums» (1993) und ; alles Studien zur zukünftigen Lage der Menschheit mit Bezug auf Rohstoffe, die vom Club of Rome in Auftrag gegeben wurden). Es ist sicher richtig, dass die weltweite Rezession die Rohstoffindustrie im Kern getroffen hat. Die derzeitige Aufwärtsbewegung der Preise ist aber, nach Meinung vieler Experten, nur bedingt Abb. 1.2: Reserven sind nicht eine feste Quantität, sondern reflektieren in erster Linie Ausmass und Intensität geologischer Exploration: d.h. Umwandlung von Resourcen zu Reserven, und von Resource-Basis (heute technisch noch nicht verwertbare Vorräte) zu Ressourcen (Zahlen für Kupfer nach Tilton & Lagos, 2007 und USGS; ähnliche Schätzung nach anderem Ansatz: Wilkinson and Kesler, 2007) Abb. 1.3: Statische Reichweiten aller nicht-erneuerbaren Energieträger, differenziert nach Reserven und Ressourcen sowie nach konventionellem und nicht-konventionellem Erdöl und Erdgas. Quelle: BGR Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe, Rohstoffwirtschaftliche Länderstudien, Hannover 2003 und 2009 (Internet) mit einer grundlegenden Veränderung des Nachfrageverhaltens gekoppelt; strukturelle Veränderungen, die sich zum Teil offen, zum Teil latent seit Jahren vollziehen. Darunter verbergen sich eine Vielzahl von Trends, Verhaltensmustern, technischen und wirtschaftlichen Entwicklungen und Einflüssen, die zum Teil nur ungenau untersucht und bis heute nicht wissenschaftlich einwandfrei beschrieben oder quantifiziert wurden. Der Bedarf in Schwellenländern und die damit verbundene Verlagerungen von industriellen Produktionsstandorten spielen dabei eine wichtige Rolle. Betrachtet man die Welt heute, mit der sich immer weiter öffnende Schere zwischen einigen technisch hochbegabten und reichen Nationen des Nordens und einer Vielzahl von weniger gut ausgestatteten Nationen auf der Südhalbkugel, so kann man bezüglich des Anwachsens des

8 RdE 4 Rohstoffbedarfs in den Ländern der dritten Welt nur ein grosses Fragezeichen machen. Folgt man dem Bericht «Global 2000», so entwickelte sich der Metallverbrauch pro Kopf in den Entwicklungsländern zwischen 1975 und 2000 sogar negativ. In diesem Umfeld unsicherer politischer und wirtschaftlicher Parameter bewegt sich die internationale Rohstoffwirtschaft insgesamt. Die Gesamtvorräte der verschiedenen mineralischen Rohstoffe sind zwar hoch, aber unter Zugrundelegung der Definition nutzbarer Lagerstätten in jedem Falle begrenzt. Die heutige Situation auf dem Gebiet der Vorhaltedauer von Mineralvorräten ist weitgehend dadurch geprägt, dass es eine Frage der Aktivität im Such-, Explorations- und Erschliessungsbereich und der dafür aufzuwendenden Investitionen ist, wie hoch das «Polster» der nachgewiesenen Vorräte im Vergleich zur Förderhöhe gehalten wird. Heute technisch noch nicht gewinnbare Vorräte werden durch den technischen Fortschritt in gewinnbare Vorräte überführt werden. Im Gewinnungsbereich wird es dabei um die Förderung sehr tief und auf oder unter dem Meeresboden liegender Mineralvorräte gehen. Im Aufbereitungs- und Veredelungsbereich wird die technische Entwicklung die Lösung von Problemen z.b. Aufschluss von Komplexen und Armerzen, Aufbereitung von Tiefseemineralien, Extraktion von Öl aus Ölschiefern und Teersanden und Umwandlung von Kohle zu synthetischen Brenn- und Treibstoffen bringen. Die Abbauwürdigkeit (Bauwürdigkeit) von Minerallagerstätten hängt vom Verhältnis der für mineralische Produkte erzielbaren Preise zu den für Gewinnung, Veredelung und Transport aufzuwendenden Kosten ab. Prinzipiell ist eine Überführung von derzeit nicht bauwürdigen in die Klasse der bauwürdigen Vorräte durch Erhöhung der Preise und durch Senkung der Kosten möglich. Steigt der Preis stärker als die Kosten, so wachsen bisher unbauwürdige Vorräte in den Bereich der Bauwürdigkeit hinein. Ein Beispiel sind die starken Preissteigerungen beim Erdöl. So haben insbesondere in den USA die «Entölung» bisher unwirtschaftlicher Lagerstätten wieder wirtschaftlich werden lassen und die ausgedehnten Ölschieferlagerstätten in den Bereich der Abbauwürdigkeit gerückt. Besondere Wirkungen ergeben sich auch bei substitutiven Gütern: Eine Preissteigerung des einen Gutes setzt eine Nachfrageverlagerung zum anderen in Gang. Im Beispiel des Öls haben die gewaltigen Preissteigerungen eine Nachfrageverlagerung nach der reichlich vorhandenen, bis daher im Wettbewerb unterlegenen Kohle bewirkt. Der Nachfragedruck trieb auch die Kohlepreise in die Höhe mit der Folge, dass sich die Ertragslage der Kohleindustrie besserte und Lagerstätten oder Lagerstättenteile (wieder) in den Bereich der Abbauwürdigkeit hineingezogen wurden. Grundbegriffe der Exploration und Bewertung von mineralischen Rohstoffen Prospektion: (Erkundung) Aufsuchen von Rohstoff-Anreicherungen in der Erdkruste bzw. Suche nach mineralhöffigen Gebieten bis zur Kalkulation von angedeuteten Vorräten. Dabei werden direkte und indirekte Nachweismethoden der Geologie, Geochemie und Geophysik eingesetzt. Exploration: (Erschliessung) Untersuchung von mineralhöffigen Gebieten und Abgrenzung einer Lagerstätte mit Kalkulation von sicheren Vorräten. Dabei werden insbesondere direkte Nachweismethoden (z.b. Probenuntersuchungen, Schürfungen, Bohrungen) eingesetzt. Vorkommen (mineral ocurrence): Anreicherung mineralischer Rohstoffe in der Erdkruste bzw. räumlich begrenzte geologische Körper, in denen bestimmte Minerale, durch natürliche Vorgänge angereichert sind und technisch gewinnbar wären. Lagerstätten (mineral deposit): bauwürdige Vorkommen mineralischer Rohstoffe bzw. natürliche Anreicherungen nutzbarer Minerale, die nach Grösse und Inhalt für eine wirtschaftliche Gewinnung in Betracht kommen. Bauwürdigkeit (Abbauwürdigkeit): Durch Wirtschaftlichkeitsanalysen festgestellte Möglichkeit einer rentablen Gewinnung mineralischer Rohstoffe. Bauwürdigkeitsgrenze (break-even grade): Mittlerer Gehalt an nutzbaren Mineralen einer Lagerstätte, der während einer bestimmten Periode eine kostendeckende Gewinnung ermöglicht. Grenzgehalt (cut-off grade): Geringster Gehalt an nutzbaren Mineralen einer Lagerstätte, der ihre Förderung aus technischer und wirtschaftlicher Sicht rechtfertigt (auch «geologischer Schwellengehalt» oder «bergmännischer Grenzgehalt» genannt). Vorratskategorien: Einteilung der Vorräte nach Untersuchungsgrad und Bauwürdigkeit: Reserven (reserves): Mengen, eines Rohstoffes, die mit grosser Genauigkeit erfasst wurden und mit den derzeitigen technischen Möglichkeiten wirtschaftlich gewonnen werden können. Ressourcen (resources): Mengen, eines Rohstoffes, die entweder nachgewiesen, aber derzeit nicht wirtschaftlich und/oder technisch gewinnbar sind, als auch die Mengen, die auf Basis geologischer Indikatoren geologisch noch erwartet werden und mittels Exploration nachgewiesen werden können. Resource basis: Grundsätzlich nutzbare Vorräte, die aber mit heutiger Technik nicht wirtschaftlich sind. Prefeasibility-Studie: Abschätzung der Wirtschaftlichkeit eines Vorkommens auf der Basis von Explorationsergebnissen unter der Verwendung von Kostendaten aus vergleichbaren Projekten. Feasibility-Studie: Analyse der Durchführbarkeit, der Rentabilität und der Finanzierungsmöglichkeiten eines Rohstoffprojektes auf der Basis umfassender Explorationsdaten, konzipierter Gewinnungstechnologie (Engineering) und detaillierter Marktstudien. Konzession: vom Staat verliehenes, meist exklusives Recht zur Aufsuchung (Prospektionskonzession, Explorationskonzession) oder zur Gewinnung (Abbaukonzession, Förderkonzession) mineralischer Rohstoffe in einem definierten Gebiet. (nach: W. Gocht (1983): Wirtschaftsgeologie und Rohstoffpolitik. Springer Verlag)

9 RdE Erze und Energierohstoffe in der Schweiz? Bergrechtliche Grundlagen, Rohstoffabbau, Gesetzgebung Die Faktoren, welche sowohl örtlich wie auch zeitlich der Frage hinsichtlich der wirtschaftlich machbaren Gewinnung immer wieder eine andere Gewichtung geben können, sind vielfältig. Einerseits spielt die Geologie eine wichtige Rolle, indem sie primär die Lagerung und Ausdehnung der Rohstoffvorkommen prägt und gerade in den Alpen vielfach zu komplex aufgebauten Lagerstätten geführt hat. Andererseits können politische Veränderungen (z.b. Kriege, Ölkrisen) sehr rasch den Stellenwert der Bodenschätze ändern und damit auch Rohstoffvorkommen, die unter normalen Umständen nicht abgebaut würden, wieder attraktiv machen. Neue technische Verfahren in der rohstoffverarbeitenden Industrie stellen stets wechselnde Anforderungen an die Qualität der Erze und Energierohstoffe, auf die marktgerecht eingegangen werden muss. Und nicht zuletzt erschwert oder verhindert oft die Gesetzgebung (z.b. Umweltschutzgesetze, Landschaftsschutz) einen Abbau oder eine Verarbeitung einheimischer Erze und Energierohstoffe. In den letzten Jahrzehnten wurde eine grosse Menge neuer Daten über Erze und Energierohstoffe in der Schweiz zusammengetragen und in verschiedenen Werken der Öffentlichkeit zugänglich gemacht (vgl. «Die Mineralischen Rohstoffe der Schweiz», Schweizerische Geotechnische Kommission, 1997). Von den Hochschulen wurden mehrere Vorkommen wissenschaftlich neu bearbeitet oder im Rahmen von Nationalfondsprogrammen auf ihre Wirtschaftlichkeit hin untersucht. Tatsache ist, dass die Schweiz in bezug auf Erze und Energierohstoffe in den Verbraucherstatistiken einen hohen Pro-Kopf-Verbrauch aufweist, in den Produktionsstatistiken jedoch wenig bis gar keine Erwähnung findet. Dies liegt einerseits in der wirtschaftlichen Entwicklung der letzten sechzig Jahre, andererseits spielt auch die besondere geologische Situation, insbesondere die kleinräumige Tektonik, die einen heute rentablen Abbau erschwert, eine wesentliche Rolle. Eine wirtschaftliche Bewertung der Vorkommen ist schwierig, da Daten über Ausdehnung und Gehalt der Vorkommen ungenügend oder uneinheitlich vorliegen und Geld-mittel für flächendeckende Vorabklärungen fehlen. Bis auf wenige Ausnahmen kann gesagt werden, dass die Vorkommen, soweit bekannt, meist als «Prospekte» (engl.: prospect; Hinweise, Indikationen) zu betrachten sind, in Zukunft aber als Ausgangsmaterial für umfassendere und gezieltere Untersuchungen oder Prospektionskampagnen dienen könnten. Auf jeden Fall sind sie von wissenschaftlichem Interesse. Verschiedene grosse Industriegruppen regeln den Abbau mineralischer Rohstoffe in der Schweiz. Gesamtschweizerisch werden Zahlen über Abbau und Verwendung nicht einheitlich gesammelt. Jede Rohstoffgruppe für sich ist aber in Verbänden und Fachorganisationen vertreten, die entsprechendes Zahlenmaterial besitzen. Die Schweizerische Geotechnische Kommission ( stellt periodisch die Rohstoffsituation in Form von Publikationen und Kartenwerken zusammen. Obwohl in der Schweiz der eigentliche Erzbergbau heute fast keine Bedeutung mehr hat soll kurz auf das Grundkonzept des Bergrechts eingegangen werden, sind doch in einem umfassenden Berggesetz die wesentlichen rechtlichen Bereiche für die Nutzung von Rohstoffen (Exploration, Schürfen, Gewinnung, Verarbeitung) enthalten. Diese können auch auf verwandte Gebiete (beispielsweise Kiesgewinnung) angewandt werden, wo das Bergrecht nicht gilt, sich aber ähnliche Probleme stellen. Dass auch in der heutigen Zeit, in welcher in der Schweiz fast kein Bergwerk mehr in Betrieb steht und die mehr als 30-jährige Erdölexploration aufgegeben wurde, die Berggesetze noch immer ihre Bedeutung haben, zeigt sich am Beispiel des Kantons Nidwalden, wo nicht nur die Gewinnung von Bodenschätzen in Bergwerken, sondern auch das Einlagern in Untertagebauten (z.b. von radioaktiven Abfällen) der Berggesetzgebung unterstehen. Im besonderen werden durch das Bergrecht die Interessen dreier Gruppen behandelt: Die Rechte des Grundeigentümers: Der Grundeigentümer kann die Ansicht vertreten, dass sein Eigentum sich auch auf den Erdkörper unter der Erdoberfläche erstreckt (vergleiche z.b. Artikel 667 ZGB, Schweizerisches Zivilgesetzbuch; Kapitel ). Diese Art des Eigentums an den Bodenschätzen, die sich schon im römischen Recht findet, wird meist als Grundeigentümerbergbau bezeichnet. Die Rechte des Staates: Der Staat (als Vertreter der Interessen der Gesamtheit) vertritt den Standpunkt, dass ihm als Inhaber der Gebietshoheit auch die Verfügung über die Bodenschätze zusteht (Bergregal). Dabei spielt es keine Rolle, ob er die Gewinnung selbst betreibt oder aufgrund einer Konzession von Dritten durchführen lässt. Das Bergregal leitet sich aus den dem König zustehenden Rechten (=Regalia) ab, wobei dieses den regalia minora (Vermögensrechten) zugeschlagen wurde. Die Rechte des Nutzungsinteressierten: Der Unternehmer als Nutzungsinteressierter kann aufzeigen, dass nur er selbst, nicht aber die beiden andern Parteien, überhaupt in der Lage ist und die finanziellen Verpflichtungen übernehmen kann, um eine rationelle Gewinnung und Verarbeitung der Rohstoffe zu garantieren. Da alle drei genannten Gruppen ein Interesse an den Rohstoffen geltend machen können, muss es zu Interessenkonflikten kommen; diese sind deshalb gesetzlich zu regeln. Heute wird im allgemeinen durch das Bergrecht das Grundeigentum eingeschränkt. Entweder beansprucht der Staat das Bergregal und regelt Art und Weise, wie der Unternehmer für den Abbau eine Konzession bekommen kann, oder aber es wird für den Unternehmer die Bergfreiheit erklärt, wobei jedoch staatswirtschaftliche Vorbehalte eingeführt werden (beispielsweise sicherheits- und arbeitsrechtliche Vorschriften) und dem Staat die hoheitlichen Aufgaben übertragen werden. Die Bodenschätze, das heisst alle natürlichen mineralischen Rohstoffe in festem, flüssigem oder gasförmigem Zustand werden meistens bezüglich ihrer Verfügbarkeit eingeteilt: Regale oder bergfreie Bodenschätze sind vom Eigentum an einem Grundstück ausgeschlossen. Sie werden im Gesetz oft abschliessend aufgezählt. Jeder Interessent kann die Bewilligung (Konzession) für Exploration und/oder Gewinnung (eventuell Bergwerkseigentum) bekommen, sofern er die gesetzlich geforderten Bedingungen erfüllt. Grundeigene Bodenschätze stehen im Eigentum des Grundeigentümers. Er bestimmt über ihre Verwendung innerhalb der bergrechtlichen und anderen Vorschriften. Wenn im Gesetz die bergfreien oder regalen Bodenschätze abschliessend aufgeführt sind, fallen alle andern Rohstoffe (ausser das Wasser) unter diese Kategorie. Mit dieser Einteilung der Bodenschätze ist die Art des Abbaus nicht direkt verbunden. Diese kann also für beide Gruppen von Bodenschätzen sowohl unterirdisch (bergmännisch) als auch im Tagbau erfolgen. Es ist aber zu beachten, dass je nach Abbauart verschiedene, nicht im Bergrecht geregelte Vorschriften beachtet werden müssen (Planungsrecht, Baurecht, Umweltverträglichkeitsprüfung UVP, Sicherheitsvorschriften usw.).

10 RdE Abbau- und Rekultivierungsplanung UVB/UVP Untrennbar mit dem Abbau und der Gewinnung mineralischer Rohstoffe sind heute weit reichende gesetzliche Auflagen verbunden, insbesondere in bezug auf den Umweltschutz, auf die Umweltverträglichkeit und auf die Einbettung der Abbaustellen in eine optimale Landschafts- und Abbauplanung. Für alle Seiten Behörden, Unternehmer, Planer und Öffentlichkeit ist es eine grosse Herausforderung, einen gesetzeskonformen Weg zu finden, der die sinnvolle Rohstoffnutzung (weiterhin) ermöglicht. Ökologische und landschaftliche Konflikte sind oft nur schwierig und kontrovers beurteilbar, da im Gegensatz zu Gewässer, Luft, Lärm klare Grenzwerte fehlen. Kunst der Planer ist es, Synergien zwischen Rohstoffgewinnung und Folgenutzungen (inklusive Deponiebedarf) und Kongruenzen zwischen privaten Rechtsansprüchen und öffentlichem Interesse zu schaffen. Die Bewilligungsverfahren für Abbauvorhaben, hauptsächlich der Umweltverträglichkeitsprüfung (UVP) und deren Integration in die Planerlassungsverfahren sind stark an den Moment gebunden. Es kann sein, dass gewisse Teile, wie beispielsweise die Verfahrenskoordination oder die Kompetenzverteilung zwischen Bund und Kantonen in Kürze überholt sein werden. Aspekte der Landschafts- und Abbauplanung, insbesondere in bezug auf die Erstellung von Rohstoffversorgungskonzepten und auf die planerische Darstellung von langfristigen Abbauprojekten sind ebenfalls von grosser Wichtigkeit. Nutzungen und Nutzungsansprüche werden dem Naturpotential und den natürlichen Ressourcen gegenübergestellt. Wie heute bereits viele Beispiele zeigen, besteht auch eine Chance, dass sich zuvor sehrintensiv genutzte Gebiete nach dem Abbau in ökologischwertvolle Sekundärlandschaften oder in neue Lebens- und Industriegebiete überführen lassen können. Der Bund kennt eine Reihe von Grundprinzipien, welche bei der Planung von Abbauvorhaben zu berücksichtigen sind. Diese Prinzipien basieren auf verschiedenen gesetzlichen Grundlagen. Abbauvorhaben erreichen meist jene Grösse, welche eine Umweltverträglichkeitsprüfung (UVP) notwendig macht. - Vorsorgeprinzip: Aus dem Zweckartikel des Bundesgesetzes über den Umweltschutz (USG) vom 7. Oktober 1983 ist das Vorsorgeprinzip direkt ableitbar: Eine Anlage (z.b. ein Abbauvorhaben) soll im Sinne der Vorsorge vor Inbetriebnahme auf ihre Umweltauswirkungen geprüft werden. So kann sie durch allfällige Massnahmen und Projektanpassungen präventiv verbessert werden. - Verursacherprinzip: Gemäss Verursacherprinzip muss die Abbauindustrie dafür sorgen, dass ihre Werke keine übermässigen Umweltbelastungen verursachen. Der Aufwand, welcher durch die Untersuchungen zur UVP entsteht, ist ebenfalls vom Besitzer der zu prüfenden Anlage zu tragen. - Prinzip der ganzheitlichen Betrachtungsweise: Gemäss Art. 8 USG sind Umwelteinwirkungen einer Anlage sowohl einzelnals auch gesamthaft und in ihrem Zusammenwirken zu beurteilen. - Koordinationsprinzip: Ein Abbauvorhaben braucht heute diverse Bewilligungen (z.b. Bau-, Rodungs-, Gewässerschutzbewilligung). Zudem sind die raumplanerischen Voraussetzungen zu schaffen. Der Bund (bei Vorhaben in Bundeskompetenz) und jeder Kanton betreiben eine Stelle, welche die verschiedenen Bewilligungsverfahren zu koordinieren hat. Dies hat den grossen Vorteil, dass der Antragsteller auf sein Gesuch eine Antwort erhält, welche vereinfacht gesagt alle benötigten Bewilligungen und Auflagen enthält. 1.5 Die wichtigsten gesetzlichen Grundlagen Gemäss Art. 24, Abs. 1 des Bundesgesetzes über die Raumplanung (RPG) vom 22. Juni 1979 können Rohstoffabbaugesuche, die ein Gebiet ausserhalb der Bauzonen betreffen, nur bewilligt werden, wenn der Zweck der Bauten oder Anlage diesen Standort erfordert (Standortgebundenheit) und dem Bauprojekt keine überwiegenden Interessen entgegenstehen.in der Regel werden heute kleinen Abbauvorhaben für den lokalen Gebrauch nur noch Ausnahmebewilligungen gemäss Art. 24 erteilt. Für grosse Abbauvorhaben werden je nachkantonalem Instrumentarium entweder im Rahmen des Zonenplanverfahrens Abbauzonen ausgeschieden, oder es wird über das Abbaugebiet ein Sondernutzungsplan festgesetzt. Finanzielle Interessen wie die möglichst einträgliche Nutzung des Bodens gelten nicht als wichtige Gründe. Bundesgesetz über den Umweltschutz (USG) Verordnung über die Umweltverträglichkeitsprüfung (UVPV) Bundesgesetz über den Schutz der Gewässer (GSchG) Bundesgesetz über die Fischerei (FG) Bundesgesetz über die Förderung der Landwirtschaft und die Erhaltung des Bauernstandes (LG) Bundesgesetzes über den Wald (WaG) Bundesgesetz über den Natur- und Heimatschutz (NHG) alle Gesetze können über die Internetseite des Bundes bezogen werden: ->

11 RdE 7 2 Metallische Erzlagerstätten (Ch. Heinrich) 2.1 Übersicht, Ziele, Vorgehen Lehrziel dieses Veranstaltungsteils (Kapitel 2): Kenntnis der wichtigsten Typen metallischer Erzlagerstätten auf der Basis eines Verständnisses der geologischen, geochemischen und geotektonischen Prozesse, welche zusammen zur Anreicherung seltener Elemente in wirtschaftlich abbaubaren Mengen und Konzentrationen führen. Ziel der Übungen ist das Erkennen und die genetische Interpretation von Erzproben und ihrer Mineralogie Material für Übungen (bitte jeweils mitbringen): Verteilte Tabellen zu Lagerstättentypen und Mineralbestimmung (evtl. zusätzlich Dietrich und Oberholzer s Tabellen zum Mineral- und Gesteinsbestimmen (vdf) oder Buch von Matthes) sowie Lupe, Kratzer und Magnet. Zur Rekapitulation der wichtigsten Erzmineralien und Gangarten sowie ihrer Erkennungsmerkmale stehen Übungssammlungen uns Ausstellungenvon focusterra (ETH Zürich, NO Gebäude) zur Verfügung. 2.2 Wirtschaftlichkeit von Erzen = chemische Anreicherung + Mineralogie Die Elemente der metallischen Rohstoffe sind mit Ausnahme von Fe, Al und Ti in der Erdkruste als Spurenelemente in Konzentrationen von normalerweise unter 0.1% in gesteinsbildenden Mineralien (Silikate, Karbonate, Phosphate) vorhanden. Sie können nicht wirtschaftlich gewonnen werden, weil die dazu erforderliche Energiemenge und der benötigte Landbedarf zur Zeit unakzeptabel hoch sind. Nutzbare Spurenelemente können aus Erzlagerstätten gewonnen werden, weil sie durch geologische Prozesse in hohen Konzentrationen angereichert sind und meist in eigenen Mineralphasen auftreten. Die Definition einer Erzlagerstätte beruht auf der Beurteilung heutiger Wirtschaftlichkeit, wobei «wirtschaftlich» nicht nur Investitionen bis zur Umwelt-Rehabilitation, sondern oft auch soziale Kosten (z.b. Erhaltung von Arbeitsplätzen) oder politischvolkswirtschaftliche Überlegungen einschliesst (z.b. Export von Erzen oder Metallen ist eine wichtige Devisenquelle). Beispiel: Kupfer für die Schweiz Quiz Frage 1: Schweizer Jahresverbrauch an Cu (100 % importiert)? Antwort:... t Frage 2: Falls Cu aus normalen Oberflächengesteinen gewonnen werden müsste: Jährlicher Abtrag einer Schicht vom Stadtgebiet Zürichs (92 km 2 )? Antwort:... m Schichtdicke. Frage 3: Gewinnung aus typischem Erz: Tonnage; typischer Metallgehalt? Antwort:... t;... % Jährlicher Abtrag einer Schicht vom Stadtgebiet Zürichs (92 km 2 ) Meter? Antwort:... m Schichtdicke. Zum Vergleich: Schweizerische Verbrauch von Zement ca. 4.5 Mio. Tonnen por Jahr, davon 90% in der Schweiz produziert. Tabelle 2A: Landverbrauch für Gewinnung mineralischer Rohstoffe Welt, pro Jahr, km Braunkohle Sand und Kies Steine, Zement Ton Phosphat Kupfererz Eisenerz Uran Rest Welt, kumulativ % der Landfläche USA Landverbrauch, Vergleich km 2 Rohstoffgewinnung 3700 (= 0.2 % der Landfläche) Flugplätze 2500 Autobahnen Nationalparks Wertschöpfung im Vergleich 1 km 2 x 10J. Cu-Mine ~ 1 Mrd US$ 1 km 2 x 10J. Getreideanbau ~ 1 Mio US$ Abb. 2.1: Energiegverbrauch der Kupfergewinnung, als Funktion von Mineralogie und Metallgehalt von Gesteinen (Saager, Bank Vontobel, 1984, nach B. J. Skinner).

12 RdE 8 Tabelle 2B: Konzentration einiger wirtschaftlich und technisch wichtiger Elemente in Gesteinen und Erzen. Angaben in ppm, Ausnahmen in % sind angegeben. Vorwiegend lithophile * Elemente meist Oxide Erzmineralien: Vorwiegend Chalcophile * Elemente: Erzmineralien meist Sulfide Siderophile * Elemente: Erzmineralien meist gediegenes Metall Basalt Granodiorit Ø Kruste Typischer Erz-Gehalt Anreicherungsfaktor Al 8% 8% 8% 30% 4 Fe S 8% 2% 5% 60% 10 Ti % 10 Mn % 50 V Zr Cr % 500 Li % 500 U % 300 Sn S % 5000 W % 2000 Ni S % 100 Zn % 1000 Cu % 200 Pb % Mo S % 2000 Ag Hg % Pt Au Typische Anreicherungsfaktoren = Konzentration in typischem Erz / Konzentration Krustendurchschnitt. Konzentration in Erzen geben nur eine Grössenordnung an, weil die Lagerstättengrösse einen grossen Einfluss auf die Bauwürdigkeitsgrenze hat (z.b. heute viele grosse Tagebaue mit ~1 ppm Au) Nach Levinson (Introduction to Exploration Geochemistry Applied Publ. Ltd. 1974), Mason & Moore (Grundzüge der Geochemie, Enke 1985) und neueren Quellen wie London Metal Exchange. * Geochemisches Verhalten der Elemente (nach V. M. Goldschmidt) Lithophile Elemente lieben silikatische Gesteine (v. a. in Kruste und Mantel angereichert); chalcophil = liebt Schwefel bzw. Sulfide; siderophil = eisenliebend (v.a. im Erdkern angereichert). S Die mit «s» gekennzeichneten Elemente werden in der Geochemie als siderophil bezeichnet, weil sie global im metallischen Erdkern angereichert sind. Dieser ist jedoch für die Anreicherung nutzbarer Erzlagerstätten in der Kruste faktisch abgekoppelt. Tabelle 2C: Minenproduktion von Erzen und Metallen. Weltproduktion - zeitliche Zunahme seit 1970 Jahr Fe-Erz Mn Al-Erz Cu Zn Pb (Mt Erz) (Mt Mn) (Mt Bauxit) (Mt Cu) (Mt Zn) (Mt Pb) Wichtigste Produzentenländer 2008 Fe-Erz Bauxit Cu Zn Pb Australien China Russland Brasilien Indien USA Chile Peru Andere Quelle: US Geological Survey, 2009, Mengen in Mio Tonnen / Jahr, Erzmengen für Fe, Al; Metallmengen für Cu, Zn, Pb) Vergleiche dazu auch die Figuren 1.5 bis 1.7 aus A.M.Evans: Ore Geology and Industrial Minerals, an Introduction, Blackwell Scientific Publications. Neuere Zahlen aus Metals & Minerals, Annual Review.

13 RdE 9 Tabelle 2D: Verbrauch von Industriemetallen (Mt Metall/Jahr) Fe Al Cu Zn Pb Weltverbrauch 2008/ Regionen 1993: Europa Schweiz USA + Kanada Amerika (Rest) Asien (Japan ca. 30%) Australien/Ozeanien Afrika (RSA ca. 50%) Geografische Verteilung ist nicht eindeutig: Schätzungen variieren je nach Definition, wie Export von Halbprodukten (z. B. Cu zur Drahtherstellung) vs. Endverbrauch (z. B. im Bau verwendete Kabel) Regionale Anteile für Fe und Al sind ähnlich wie für Basismetalle Cu, Zn, Pb. Zunahme in allen Ländern, aber überproportional in Asien wegen Wachstum in China, Indien, Korea. Schätzungen nach verschiedenen, laufend angepassten Quellen z.b und anderen. Tabelle 2E: Gold als Münz-, Schmuck- und Spekulationsmetall (t/jahr) Au Angebot (2008) Minenproduktion Minenproduktion (2008)Total Offizielle Nettoverkäufe 246 China 295 Altgold 1215 Südafrika 250 USA 230 Au Nachfrage (2008) 3805 Australien 225 Schmuck 2186 Peru 175 Elektronik 293 Russland 165 Übrige Industrie 87 Kanada 100 Zahnmedizin 56 Indonesien 90 Barren 392 Usbekistan 85 Münzen 192 Ghana 84 Medallien und ähnliche 70 Papua Neuguinea 65 Weitere Privatkäufe 210 Chile 42 Exchange Traded Fonds Mexiko 41 Brasilien 40 Differenz Uebrige Angebots- und Nachfragezahlen (links) nach 2009 World Gold Council und GFMS Ltd. 2 Minenproduktion: Schätzung US Geological Survey, 2009, Mineral Commodity Summary 3 Goldkonten und Fonds bei Banken ohne physisches Gold zuhause im Tresor 4 Weitere Quellen, die bei WGC nicht aufgeführt sind, entsprechen etwa der Differenz zur geschätzten Minenproduktion nach USGS (? Abbau durch informelle «Firmen»/Graumarkt?) Faktoren zur Wirtschaftlichkeit von Erzvorkommen Geologische Faktoren (s. Diagramm unten): - Metallgehalt (ore grade) - Grösse des Vorkommens (reserves) - Form des Erzkörpers ( > Abbaumethode, open cut oder underground) - Lage des Erzes ( > Abbaumethode, stripping ratio = waste /ore) - Mineralogie und Gefüge ( >Aufbereitung: mechanische und chemische Eigenschaften) Geographische Faktoren - Erschliessungsgrad (Verkehr, Energie) - Transportdistanzen - Lage und Klima Politische Faktoren - Bergbau- und Steuergesetze - Umweltauflagen für Betrieb und Rehabilitation - Innenpolitische Stabilität: Risiken für Firma (Expropriation) und Belegschaft Rohstoff- Markt - Metallpreise - Grösse des Markts (Gesamtverbrauch) - Produktionskosten im Vergleich zu denen von konkurrierender Produzenten Diese Faktoren sind bereits bei beginnender Exploration von grosser Bedeutung (Investitionsrisiko < > Chance für Rehabilitation von Altlasten, cf. «Mining for Closure») Kosten im Verlauf der Nutzung einer neuen Lagerstätte umfassen: - Explorationskosten - Kosten von Pilotstudien (Erzaufbereitung, Metallextraktion) - Investionskosten (Schächte, Tagebau-Oeffnung, Aufberei- tungsanlagen, Verzinsung) - Betriebskosten einschliesslich Energie - Schliessungskosten Grade & Tonnage sind die zwei wichtigsten geologischen Faktoren, welche die Wirtschaftlichkeit bestimmen. Zum Vergleich werden häufig Tonnage (Erzreserve) gegen Metallgehalt (Grade) logarithmisch aufgetragen: 45 -Linien zeigen den Gesamt- Metallvorrat. Bestimmte Erzlagerstättentypen zeigen charakteristische wirtschaftliche Parameter: 2.3 Erzmineralien und Gangarten Erze sind Gesteine, welche meist zusammengesetzt sind aus Erzmineralien (ore minerals) Gangarten (gangue minerals) Nebengestein (wall rock) Primäre Erzmineralien umfassen Elemente in gediegener Form, z.b. Au, (Ag), Pt, (Hg, Bi) Legierungen z.b. Elektrum AuAg Sulfide: z.b. Pyrit, FeS 2, Magnetkies FeS, Pentlandit (Fe,Ni) S, Zinkblende ZnS, Bleiglanz PbS, Kupferkies CuFeS 2, Molybdänglanz MoS 2, u.v.a. Arsenide, Telluride, Selenide sind in der Regel wertlose oder gar unerwünschte (As!) Begleiter von Sulfiden Oxide: z.b. Hämatit Fe 2 O 3, Magnetit Fe 3 O 4, Chromit (Fe,Mg)(Fe,Al,Cr) 2 O 4, Ilmenit FeTiO 3, Rutil TiO 2, Zinnstein SnO 2, Hausmannit Mn O, Uraninit U O, Nb- und Ta-Oxide in Pegmatiten Silikate: Li in Pegmatiten, Zr in Zirkonseifen Wolframate und Phosphate: Wolframit (Fe,Mn)WO 4, Scheelit CaWO 4, REE-Phosphate

14 RdE 10 Spurenmetalle wie In, Ga, Ge, Cd bilden nur ausnahmsweise eigene Sulfide. Sie treten als Spurenkomponenten z.b. in Zinkblende auf und werden als Nebenprodukte gewonnen. Silber wird vorwiegend aus Bleiglanz (Solid Solution ca ppm Ag in PbS) gewonnen. Sekundäre Erzmineralien entstehen bei der Verwitterung (Oxidation, Hydrolyse) und umfassen neben Elementen in gediegener Form (z.b. Kupfer) und sekundären Sulfiden (z.b. Chalcosin) eine grosse Zahl von Karbonaten (z.b. Malachit), Sulfaten etc. Gangarten sind meist wertlose, zusammen mit Erzmineralien in Adern ausgefällte Mineralien: Quartz, Silikate: Alkalifeldspäte, Chlorit, Turmalin Karbonate: Calcit, Ankerit, Dolomit, Siderit, Rhodrochrosit Sulfate: Anhydrit, Baryt BaSO 4 Fluoride: Fluorit CaF 2. Fluorit und Baryt werden je nach Vorkommen als wirtschaftliches Erzmineral oder als Gangart abgebaut. Siderit bildet historisch wichtige Fe-Erzlagerstätten (z.b. Steirischer Erzberg und andere Vorkommen in den Ostalpen & Dinariden), ist hingegen wertlose Gangart in den meisten Bunt- und Edelmetallvorkommen. Abb. 2.2: Die Goldlagestätten Südafrikas (Archaisches Witwatersrand Becken; vermutlich Paleo-Seifen) sind einmalig hoch in Erzgehalt wie auch an Vorräten (D. Singer, USGS). Kupferporphyre gehören zu den nächstgrössten Goldlagerstätten, doch ist das Gold nur in grossen Tagebauen als Nebenprodukt gewinnbar. Aderlagerstätten (epithermal) können gleich viel Gold enthalten, sind aber meist reicher und können darum auch unter Tage abgebaut werden. Zum Vorgehen beim Bestimmen ähnlicher Minerale: Übung 1: Makroskopische Bestimmung von Erzmineralien und einiger Gangarten Die (Erz)Mineralien in den Schachteln lassen sich nach äusseren Kennzeichen grob wie folgt einteilen: Metallisch glänzend, Farbe weiss bis gelblich Strich: Diese haben alle einen +/- schwarzen Strich; er ist also nicht diagnostisch (Hinweis: elementares Gold hat einen gelbmetallischen Strich). Härte: Pyrit und Arsenopyrit hart (~5½ bis 6), andere 3 bis 4, Pyrit und Arsenopyrit unterscheiden sich meist deutlich in der Farbe (Pyrit messinggelb, Arsenopyrit zinweiss/gelblichweiss) oder wenn vorhanden in der Kristallform. Magnetismus: hilft die Minerale mit Härte 3 bis 4 zu unterscheiden, Pyrrhotin (Magnetkies) ist meist schwach magnetisch und hat eine deutlich bräunliche Farbe, während Kupferkies (Chalkopyrit) intensiv messinggelb und nicht magnetisch ist. Metallisch bis +/- halbmetallisch glänzend, dunkle Farbe Härte: eine Gruppe von Mineralien (Magnetit, Hämatit, Ilmenit, Chromit, evtl. Rutil) ist hart (~5-6), und alle können sehr ähnlich aussehen -> weiter mit Strich und Magnetismus; Pyrolusit ist meist weich und deutlich strahlig ausgebildet, weich und russig an den Fingern; Cassiterit (Zinnstein) ist meist eher bräunlich, mit +/- deutlichen Innenreflexen, sehr hart (~7) und sehr schwer; Zinkblende durchsichtig braungelb bis undurchsichtig braunschwarz, -> Härte 3 bis 4 ist diagnostisch, siehe auch Strich, Spaltbarkeit. Strich: Magnetit reinschwarz, Ilmenit meist auch, manchmal ins bräunliche (-> Unterscheidung über Magnetismus), Hämatit deutlich rotbraun, Chromit schmutzigbraun, Rutil sehr blass, Zinkblende meist blassbraun. Magnetismus: Magnetit stark, Ilmenit und Hämatit manchmal schwach magnetisch. Spaltbarkeit: sehr gut bei Zinkblende, Ilmenit zeigt manchmal einen charakteristisch unebenen Bruch. Metallisch bleigrau Molybdänit und Bleiglanz (Galenit): Molybdänit blättrig und weich (Strich auf Papier), grauer Strich auf Porzellanplatte wir bei Verreiben mit zweiter Platte schmutzig-olivgrün; Bleiglanz mit typischer würfeliger Spaltbarkeit, schwer, rein bleigrauer Strich.

15 RdE 11 Name Chemie System Habitus Glanz Härte Farbe (Strich) Aggregate Pyrit (2x) FeS 2 kubisch isometrisch metallisch 6 messinggelb (schwarz) körnig, derb Pyrrhotin FeS hexagonal tafelig, langprismatisch metallisch 4 bronzefarben (schwarz) körnig-spätig, derb-dicht (Magnetkies) derb bis dicht, gestreift, strahlig Arsenopyrit FeAsS monoklin isometrisch langprismatisch Galenit (Bleiglanz) Sphalerit (Zinkblende) Chalcopyrit (Kupferkies) metallisch 5½-6 zinnweiss bis gelblich (schwarz, zerrieben: olivgrün) PbS kubisch isometrisch metallisch 2½-3 bleigrau (grauschwarz) körnig-spätig, derb bis dicht (#) ZnS kubisch isometrisch halbmetallisch «blendeartig» 3½-4 gelb, rotbraun, schwarz (meist gelblich bis braun) CuFeS 2 tetragonal isometrisch metallisch 3½-4 messingelb, oft bunt (schwarz) körnig-spätig, nierig-klumpig (Schalenblende) körnig-spätig, derb bis dicht Molybdänit MoS 2 hexagonal tafelig metallisch 1-1½ bleigrau (schwarz, bei Verreiben blättrig, schuppig; sehr weich (#) olivgrün) Chromit FeCr 2 O 4 kubisch Kristalle selten metallisch bis matt 5½ schwarz (schmutzigbraun) körnig bis spätig, derb-dicht Hämatit (2x) Fe 2 O 3 trigonal isometrisch, tafelig metallisch 6-6½ grauschwarz (rotbraun) blättrig-schuppig, derb bis dicht Magnetit Fe 3 O 4 kubisch isometrisch metallisch 5½ grauschwarz (schwarz) körnig-spätig, derb-dicht Ilmenit FeTiO 3 trigonal tafelig metall. bis matt 5-6 schwarz (braunschwarz) derb Rutil TiO 2 tetragonal kurz- bis langprismatisch halbmetallisch 6 rotbraun (blassgelb) nadelig,derb Kassiterit (Zinnstein) SnO 2 tetragonal isometrisch, kurzprismatisch blendeartig, bis diamantglanz 7 braun, selten hell (blass, härter als Strichtafel!) Pyrolusit MnO 2 tetragonal Kristalle selten; prismatisch metallisch bis 6 grauschwarz (grau- oder braunschwarz) körnig-spätig, derb-dicht feinfaserig-strahlig, stengelig (#) Gangarten Fluorit CaF 2 kubisch isometrisch glasig 4 gelb, grün, violett, farblos körnig-spätig, derb, oktaedr. (#) Siderit FeCO 3 trigonal rhomboedrisch glasig, matt 4-4½ gelbbraun bis braun körnig, derb, rhomb. (#) Calcit CaCO 3 trigonal rhomboedrisch glasig, matt 3 farblos,gelblich körnig, derb, rhom. (#) Dolomit CaMg(CO 3 ) 2 trigonal rhomboedrisch glasig, matt 3½-4 farblos, gelblich körnig, derb, rhomb. (#) Baryt BaSO 4 orthorhombisch tafelig, langprism. glasig, matt >3 farblos, weiss körnig, blättrig, derb; tafelige (#) Tabelle 3: Die wichtigsten Erzmineralien und Gangarten (vollständige Beschreibungen siehe Tabellen von Oberholzer und Dietrich) (# =Spaltbarkeit)

16 RdE Geologische Begriffe zur Beschreibung von Erzlagerstätten Form von Erzlagerstätten - Schichtförmig (stratiform): die Lagerstätten sind schichtkonkordant zur sedimentären Schichtung, oder zur Stoffbänderung magmatischer Gesteine bedingt durch fraktionierte Kristallisation und Kumulatbildung - Schichtgebunden (stratabound): die Lagerstätten treten als Körper innerhalb einer Schicht oder eines Schichtpaketes auf, wurden aber nach der Schichtablagerung gebildet - Aderförmig (vein-type): Adern sind mehr oder weniger ausgefüllte Spalten (of diskordant zum Nebengestein) deren Mineralinhalt von durchfliessenden wässrigen Lösungen ausgefällt worden ist - Stockwerkartig (stockwork): Die Mineralisation bildet im Gestein ein Netzwerk von Adern. - Schlauchförmig (pipes), z.b. Brekzienkörper, oder schlauchförmige Erzkörper an zwei sich schneidenden Störungszonen - Mantos (± horizontal gelagerte Schläuche) - Unregelmässige Erzkörper (Skarnerzkörper, Verdrängungserze) - Scherzonen-gebunden (shear-hosted), z.b. mesothermale Au- Lagerstätten an Scher- und Störungszonen - Disseminiert: bezieht sich auf die Textur eines Erzes, d.h. mehr oder weniger fein verteilte Erzmineralien oder Erzäderchen in einem Gestein. Syngenese - Epigenese Syngenetische Lagerstätten sind solche, in denen die Metallanreicherung gleichzeitig mit der Bildung des Nebengesteins erfolgt: z.b. Magmatische Lagerstätten, die während der Kristallisation eines Magmas entstehen, oder sedimentäre Lagerstätten, in welchen Metallsulfide durch chemische Ausfällung am Meeresboden abgelagert werden. Epigenetische Lagerstätten sind jünger als das Nebengestein. Aus Lösungen, welche in Störungszonen, Kluftsystemen oder in porösen Gesteinen zirkulieren, werden Metalle ausgfällt und zu Lagerstätten konzentriert. Paragenetische Abfolge (= engl. paragenesis; im Gegensatz zu dt. Paragenese = mineral assemblage). Unter paragenesis versteht man die zeitliche Abfolge von Mineralausscheidungen, z.b. Überwachsung in Adern, Verdrängung bei der Bildung von Pseudomorphosen Ore control (Erz-Kontrolle). Unter diesem Begriff versteht man das bevorzugte Auftreten von Lagerstätten, Erzkörpern oder auch Reicherzzonen, in Funktion eines geologischen Parameters, wie z.b. Fazies-Grenzen, zwei sich kreuzenden Störungszonen, Faltenscheiteln, lithologischen Grenzen, Intrusionskuppeln etc. Von grosser Bedeutung für die Exploration. Halo. Unter einem primären Halo wird das chemisch/mineralogisch veränderte Umfeld einer Lagerstätte bezeichnet, z.b. hydrothermale Nebengesteinsveränderung bei porphyrischen Lagerstätten, oder laterale chemische Anomalien um syngenetisch-sedimentäre Vererzungen. Von diesen primären Halos unterscheidet man sekundäre Halos, als Folge der Dispersion von Komponenten aufgeschlossener Erzkörper im Oberflächenbereich (Erosion, mechanischer oder chemischer Transport durch Grund- und Oberflächenwässer). Beide sind in der Explorations-praxis wichtig, weil sie das Prospektionsziel vergrössern helfen. Hangend (hanging wall) bedeuted über dem Erz, liegend (=footwall) bedeutet unter dem Erz Eiserner Hut (gossan). Bei langdauernder Verwitterung Fereicher Sulfiderze entstandener, meist verhärteter Körper aus Fe-Hydroxiden, -Oxiden und anderen Sekundärmineralien. Aehnliche Fe-Hydroxidkörper und -krusten können aber auch durch Verwitterung normaler Fe-reicher Magmatite entstehen. Texturen und Spurenelement-Geochemie erlauben meist, solche Pseudo-Gossans von Verwitterungsprodukten echter Sulfidvererzungen zu unterscheiden. Früher wichtigster Prospektionsindikator, heute erfolgen die meisten grossen Entdeckungen unter Überdeckung (blind orebodies), meist mit Unterstützung durch geophysikalische Methoden. 2.5 Die genetische Klassifikation von Erzlagerstätten Rohstoff-Lagerstätten sind nicht zufällige «Anomalien», sondern bilden sich als integrale Teile der dynamischen Erde. Erzlagerstätten sind wiederkehrende Produkte ähnlicher Zusammensetzung an verschiedenen Orten der Erde, meist geknüpft an bestimmte plattentektonische Milieus. Sie reflektieren aber auch die langfristige globale Entwicklung der Erde, namentlich von Klima und Atmosphärenzusammensetzung. Daher benützt man die Gemeinsamkeiten der Bildungsprozesse als Grundlage zu einer genetischen Klassifikation gemäss den folgenden drei Prozess-Faktoren: Geotektonischer Rahmen der Lagerstättenbildung - Ozeanischer Bereich (Ophiolitkomplexe): z. B. Chromit in (ultra)mafischen Magmatiten; Cu und Zn in hydrothermalen Lagerstätten; Mn in Sedimenten und als Knollen und Krusten - Inselbögen: Sn-Erze (kontinentalseitig); porphyrische Cu-Mo und epithermale Au-Erze (kalkalkalische Vulkane); polymetallische vulkanogene Massivsulfide (Back-arc Becken) - Schelfbereich: Pb-Zn-Lagerstätten in Karbonaten ; Banded Iron Formations (BIF); Strandseifen (Zr, Ti, REE); auch Erdoel/Erdgas; - Stabile Kratone und intrakratonische Rifte: Karbonatite, Kimberlite; grosse layered mafic intrusions mit Ni, PGE, Cr, V; Bauxit und andere Residuallagerstätten langzeitlicher kontinentaler Verwitterung; Cu, U in Sedimenten von Riftbecken. Typische Element- und Mineral-Vergesellschaftungen - z.b. Au oft mit Te, As; oder Pb + Zn meist zusammen angereichert (warum?) - Gleiche Erztypen zeigen wiederkehrende typische grades vs tonnage. Z.B. sind Gangvererzungen meist klein aber oft sehr reich, porphyrische Lagerstätten dagegen gross mit etwas geringerem Anreicherungsgrad; siehe Diagramm oben. Prozess der Metallanreicherung Magmatisch-hydrothermal Vorgänge im Oberflächenbereich - Art und Zusammensetzung des für selektive Anreicherung nötigen Tranportmediums?

17 RdE 13 - Wie werden Metalle in Lösung gebracht, transportiert und ausgefällt? - Herkunft der Metalle, des S, des Wassers? - Bildungsbedingungen von Lagerstätten (Druck, Temperatur, Redoxbedingungen)? - Alter der Lagerstättenbildung? [ Laboruntersuchungen Diese wiederkehrenden Faktoren und Charakteristika definieren die wichtigsten Lagerstättentypen, wie sie in der separat verteilten Tabelle 3A in knapper Form zusammengestellt sind. Die Aufteilung in die drei grossen Gruppen Magmatische Lagerstätten, Hydrothermale Lagerstätten und Lagerstätten der Erdoberfläche ist nicht scharf oder eindeutig, und ein Verständnis der Grundprozesse ist wichtiger als die Klassifizierung an sich. Chemische Reaktions- und Transportprozesse im Oberflächenbereich der Erde gehen kontinuierlich in die hydrothermalen Prozesse über, auch sind Prozesse wie die Bildung von Banded Iron Formations im Detail umstritten. 2.6 Experimentelle Untersuchungsmethoden Vor der exemplarischen Behandlung der grossen Lagerstätten- Typen in den Kapiteln 2.7 bis 2.9 gibt dieses KApitel eine kurze Zusammenfassung der wichtigsten Beobachtungs- und Analysenmethoden, auf denen das heutige Verständnis von erzbildenden Prozessen aufbaut. Pb-Isotopen geben Auskunft über die Herkunft des Pb (Mantel, Unterkruste, Oberkruste; z T. spezifische Herkunfts-Gesteine). Modellalter = Zeitpunkt der Abtrennung von Pb aus Kruste mit «normalem» U/Pb-Gehalt siehe Kurs über Isotopengeologie. Als Prospektionshilfsmittel zur Evaluation von Erzprospekten, z.b. Bestimmung des Lagerstättentyps aus Verwitterungsresten (gossan). Sr-Isotopen, vor allem in Gangarten und Flüssigkeitseinschlüssen, Vergleich mit Nebengestein, Herkunft der Stoffe. Rb-Sr-Altersbestimmungen von Flüssigkeitseinschlüssen. Altersbestimmungen: U-Pb (Uranmineralien, Akzessorien mit U als Neben- resp. Spuren-element) U-Xe, U-Kr, U-He, Pb/Pb-Isochronen, K-Ar an Glimmermineralien, Re-Os, Paläomagnetik: Zeitbestimmung wichtiger Aspekt zur Abklärung der Erzgenese. Flüssigkeitseinschlüsse Information über Zusammensetzung und Dichte von hydrothermalen Lösungen. Daraus Interpretation von Bildungsbedingungen P/T und Hinweise auf Fluidprozesse (Fluid-Separation = «Sieden»; Fluid- Mischprozesse). Typische Assoziation mit bestimmten Erzen, z. B. salzreiche Fluid- Einschlüsse (mit NaCl-Internkristallen) in Buntmetall-Lagerstätten, CO 2 -reiche salzarme in Goldlagerstätten. [Phasenverhältnisse: Assoziation von gasreichen und flüssigen Einschlüssen = Evidenz für Siede-Prozess (- Reicherzzonen in epithermalen Au-Lagerstätten). Mikrothermometrie: Heiz-/Kühltisch + Mikroskop: Beobachten von Phasenübergängen im Dünnschliff. [ partielle quantitative Daten zur Zusammensetzung... z.b. Salinität aus der Temperatur der Auflösung eines Salzkristalls:... und zu den Bildungsbedingungen, z.b. Homogenisationstemperatur der Gasblase [ minimale P, T Bedingungen der Einschliessung als homogenes Fluid (Isochore = Linie konstanten Gesamtvolumens bzw. konstanter Dichte: wahre Einschliessbedingungen liegen irgendwo entlang der Isochore). Optische Mikroskopie Auflicht (Reflexion) und Durchlicht (Transmission; Dünnschliffe) Identifikation der Mineralphasen, Reaktionsgefüge, Gleichgewichtsgefüge, Ausscheidungs-folgen. Mikroskopische Erfassung der paragenetischen Ausscheidungsfolge (s. oben) ist nicht nur für die Genese, sondern auch für die Praxis von Bedeutung (Mineralogische Zusammensetzung, Erkennung von unerwünschten Begleitmineralien, Verwachsungen, Korngrösse, Verteilung beispielsweise von Au, Kontrolle von Flotationsprodukten). Stabile Isotope Schwefelisotope geben Auskunft über die Herkunft des S (z.b. magmatisch, Meerwasser); Fraktionierung zwischen koexistierenden Sulfiden ist temperaturabhängig, Fraktionierung bei Oxidation/Reduktion des S. D/H und 18 O/ 16 O charakterisieren die Herkunft des Wassers in Hydrothermal-Lösungen (s. 9.3). Die Fraktionierung zwischen koexistierenden O-haltigen Mineralphasen und Fluiden ist temperaturabhängig, daher ist Ergänzung mit Untersuchungen an Flüssigkeitseinschlüssen besonders aufschlussreich. Isotopen-Halos verwendbar als Prospektionshilfsmittel. Abb. 2.3: Primäre Einschlüsse (P: während Kristallwachstum eingeschlossen) versus sekundäre Einschlüsse (S: ausgeheilte Risse = spätere Fluide, nach Kristallbildung). Radiogene Isotope Abb. 2.4: Phasen bei Raumtemperatur: z. B.: Flüssigkeit H 2 O (L); Gasblase (V); Salz und andere Tochterkristalle (interne Ausfällungen, S). Nicht abgebildet: flüssiges CO 2, Kohlewasserstoffe (Erdöl, Gas).

18 RdE 14 ü Kationen- und Spurenelementverhältnisse durch Mahlen und Auslaugen; spezielle Techniken zur Einzel-Analyse sind in Entwicklung (z.b. Laser-Ablation mit ICP-Massenspektrometrie). 2.7 Orthomagmatische Erzlagerstätten Unter orthomagmatischen (oft auch einfach «magmatisch» genannten) Erzen versteht man Metallanreicherungen durch direkte Ausscheidung aus einem Magma. Die Definition impliziert keine wesentliche Beteiligung wasserreicher Fluide bei der Metallanreicherung, obwohl Fluide oft gleichzeitig oder später anwesend waren und neueste Untersuchungen eine vielleicht wichtigere Rolle von Hydrothermalprozessen andeuten. Folgende vier magmatischen Prozesse führen zu bedeutenden Rohstofflagerstätten: Selektive Partialschmelzung Sehr geringer Grad (<3%) von Partialschmelzung im Mantel ist verantwortlich für eine primäre Anreicherung seltener lithophiler Elemente in Karbonatiten und Kimberliten (Diamant!). Karbonatite sind P-F-CO 3 -reiche Intrusivgesteine (seltener Extrusiva), die Calcit und/oder Dolomit als primäre magmatische Hauptbestandteile enhalten. Kleine schlot- und gangförmige Intrusionen an beginnenden intrakontinentalen Riftzonen, z.b. Rheingraben, Ostafrika. Wichtige Quelle von schweren Seltenen Erden (Rare Earth Elements = REE), auch Ta, Nb, Hf, u.a. Beispiele Palabora (RSA, siehe 2.7.5); Howards Pass Auskristallisation des Erzminerals aus einer Silikatschmelze und mechanische Anreicherung der Kristalle in einer Magmakammer Abb. 2.5: NaCl-Löslichkeit und Phasen in Flüssigkeitseinschlüssen. Die Prinzipien sowie Anwendungen dieses aktiven Forschungsgebiets sind in der Ausstellung focusterra «Schätze der Erde» illustriert. Labor-Messung von Fluid/Mineral-Gleichgewichten (vgl. Geochemie BSc-Kurs) Experimentelle Messungen von Reaktionsgleichgewichten sind die Basis aller Anwendungen der chemischen Thermodynamik als wichtiges Werkzeug zur Interpretation natürlicher Erzbildungs-Prozesse: Phasendiagramme, Aktivitätsdiagramme, numerische Modellierung komplexer Fluid/Gesteinsreaktionen. Ziel ist ein besseres quantitatives Verständnis der chemischen und physikalischen Bedingungen, welche zur Rohstoffanreicherung erforderlich sind durch Kombination mit Laboruntersuchungen an natürlichen Proben. Mineralgleichgewichte zur Bestimmung von Bildungsbedingungen, z.b. Mikrosondenanalysen des As/S-Verhältnis in Arsenkies (FeAsS) im Gleichgewicht mit FeS 2 + FeS als Geothermometer. Gewisse Paragenesen werden oberhalb einer bestimmten Temperatur instabil, z.b. Pyrit und Arsenkies im Kontakt sind oberhalb 490 C nicht stabil und reagieren zu Magnetkies + Arsenkies + Schmelze. Aktivitätsdiagramme, z.b. ph-eh (oder ph-log fo 2 ) Diagramme zeigen die chemische Stabilität von Mineralien, Ionen und gasförmigen Komponenten im Gleichgewicht mit wässrigen Lösungen, als Funktion von ph und Oxydationspotential. Minerallöslichkeit in hydrothermalen Fluiden: Direkte Bestimmung in Autoklaven oder Berechnung aus thermodynamischen Daten basierend auf potentiometrischen oder spektroskopischen Messungen (siehe Abschnitte und zu Metallöslichkeit und Erzausfällung). Einzige wirtschaftlich bedeutende Quelle für Chrom ist die Anreicherung von Chromit als Kumulat-Lagen in grossen mafischen Intrusionen (intrakratonische «layered mafic intrusions», z.b. Bushveld Complex) und in Peridotiten an der Basis mafischer Intrusionen unter mittelozeanischen Rücken (z.b. Zypern, siehe auch Kapitel 2.8). Ähnlicher Prozess zur Anreicherung von vanadium-haltigem Magnetit (Hauptquelle von V; z.b. Bushveld) und Ilmenit (Ti; Kanada) Entmischung einer Fe-reichen Sulfidschmelze und Absinken von Eisensulfid-Tröpfchen zum Boden einer Magmakammer oder eines grossen Lavastroms (Löslichkeit von S in Silikatschmelzen nur maximal ~0.5 %) Wichtigster Prozess zur Anreicherung von Nickel sowie von Platinmetallen Pt, Pd, Rh, Os, Rh, Ir (PGE = «platinum group elements»), welche bei chemischem Gleichgewicht koexistierender Silikat- und Fe-Sulfidschmelzen bevorzugt in die sulfidische Phase fraktionieren: - PGE und Ni in Layered Intrusions z.b. Bushveld RSA (PGE); Sudbury, Kanada (Ni) - Ni ± PGE in (Ultra-)basischen Lavaströmen, z.b. Kambalda, Noril sk 7.2 und 7.3 erfordern beide ein mechanisches Absinken einzelner Kristalle oder Tröpfchen durch eine weniger dichte Silikatschmelze, was nur bei dünnflüssigen, d.h. heissen, basischen bis ultrabasischen Magmen möglich ist. Diese Mantel-Magmen sind primär Schwefel- wie auch Cr-, Ni- und PGE-reicher als durchschnittliche kontinentale Kruste. Aus Fe- und P-reichen Silikatmagmen können sich auch Fe-Oxidschmelzen entmischen (z.b. Laven von El Laco Sur, Chile). Dieser

19 RdE 15 Prozess wurde als mögliche Erklärung gewisser Fe-Lagerstätten vorgeschlagen (z.b. Kiruna, Schweden), doch bestehen alternative Theorien vulkanisch-exhalativer oder skarn-artiger Bildung Extreme fraktionierte Kristallisation Pegmatite sind gang- oder linsenförmige Ansammlungen von Restschmelzen der fraktionierten Kristallisation granitoider Magmen. Manche Pegmatite bilden sich auch als Produkte beginnender Krusten-Aufschmelzung analog Grobkörnige Quartz-Feldspat-Gesteine, angereichert an inkompatiblen Krustenkomponenten (Li, Be, Nb, Ta, auch Sn...) und relativ volatilen «Flussmittel»-Komponenten (H 2 O, B, F), welche den Solidus komplexer Schmelzen bis auf ~500 C herabsetzen können. Pegmatite sind die Hauptquelle für Be, Li (Nb, Ta, Sn) sowie verschiedene Edelsteine (Beryll, Turmalin, Topas usw.) Beispiele Hochgradige Chromitit-Lagen in mafischen Intrusionen Cr ist in ultramafischen Gesteinen «vorangereichert» (ca ppm), in mafischen 200 ppm, in Graniten 4 ppm, Tonschiefer 100 ppm. Der einzige wirtschaftliche Cr-Träger ist Chromit, ein Spinell: (Fe,Mg) (Fe,Al,Cr) 2 O 4. Zwei Typen von Chromit-Lagerstätten werden unterschieden: - Alpinotype oder podiforme Chromitlagerstätten in ultramafischen Gesteinen von Ophiolitkomplexen (ozeanische Kruste), aufgeschlossen in jungen Orogenzonen z.b. Albanien - Griechenland - Türkei, Kuba, Philippinen, Ural. Unregelmässig geformte Erzkörper, meist klein, selten mehr als 1 Mt (Ausnahme: Ural), z.t. stark deformiert. Sie treten nahe der Moho auf, Grenze von tektonisierten Harzburgiten (oz. Mantel) und ultramafischen Kumulaten (Basis der ozeanischen Kruste). - Stratiforme Chromitlagen in anorogenen, basisch-ultrabasischen Intrusiv-Komplexen. Bushveld (Südafrika), Great Dyke (Zimbabwe), Stillwater (USA) u.a.m. Die wirtschaftliche Bedeutung beider Typen ist vergleichbar; die alpinotypen liefern zurzeit ~60% der Weltproduktion, doch enthalten die grossen Intrusionen den Grossteil der bekannten Weltvorräte. Drastischer Altersunterschied: Fast alle stratiformen Lagerstätten sind 2000 Ma alt oder älter, während fast 100% der alpinotypen Lagerstätten 500 Ma oder jünger sind. Bildungsprozess: Chromit (auch Magnetit oder Ilmenit) kristallisieren häufig aus mafischen Magmen aus, doch sind nur hochkonzentrierte, fast monomineralische Lagen heute wirtschaftlich. Dies erfordert die Kristallisation von Chromit allein, und zwar ohne gleichzeitige Ausscheidung von Silikaten weil sonst die Chromitkristalle durch einen Kristallbrei (Olivin, Pyroxen, Plagioklas) hindurchsinken müssten, was schwerlich zu reinen Chromititlagen mit ihren typischen scharfen Unter- und Obergrenzen und abrupt wechselndem Chemismus der Silikatphasen am Kontakt zum Chromitband führen würde. Bushveld-Komplex, Südafrika: Die Weltreserve von Platin und Chrom Grösste «layered mafic intrusion» der Welt, schüsselförmig mit 250 auf 350 km Ausdehnung, mindestens 9 km mächtig. Alter 2050 bis 2000 Ma. Enhält >80% der Weltreserven an Pt. 60% der Vorräte an Cr. Intrudiert unterliegende Sedimente und Vulkanite des Transvaal Beckens im Kapvaal-Kraton, im Dach anatektische Granite mit Sn-Erzen sowie saure Vulkanite. Bushveld-Intrusion hat komplexe (zahlreiche Magmapulse), aber über hunderte von Kilometern verfolgbare magmatische Stratigraphie: - Lower Zone: wenig bis kein Plagioklas, ultramafisch, Harzburgite, Bronzitite, Chromit. Abb. 2.6: Um Chromit allein auszuscheiden, muss die Magmazusammensetzung so verändert werden, dass sie sich vom normalen Pfad fraktionierter Kristallisation (ausgezogene Linie A-B-E-G-D) weg ins Innere des Chromit-Stabilitätsfeldes bewegt. Eine Möglichkeit ist das Mischen zweier Magmen gleicher Abstammung, aber unterschiedlich fortgeschrittener Magmakristallisation, z.b. durch Injektion eines frischen Magmapulses E in ein bereits weiter entwickeltes Magma mit der momentanen Schmelz-Zusammensetzung D: Chromit-übersättigte Mischung entlang... z.b. bei F. (Diagram: Robb, 2005). Neben diesem Mechanismus wurden auch Druckentlastung, Oxidation und Fluidprozesse vorgeschlagen. - Critical zone: = Zone (getrennter) Pt und Cr-Erze. Als Basismarke der kritischen Zone gilt das erste Auftreten von postkumulativem Plagioklas in Bronzitit. - In der Lower Subzone Chromit in Pyroxeniten und Harzburgiten. Basis der Upper Subzone der kritischen Zone ist gekennzeichnet durch das Auftreten von kumulativem Plagioklas mit Chromit, und Pt-reichen Ni-Fe-sulfiden = Merensky Reef - In der Upper Subzone die wirtschftlich wichtigsten Chromitlagen in Noriten und Anorthositen: Mächtigkeit im Westen 900 bis 1750 Meter mit 13 Chromitbändern, im Osten 1220 bis 1370 Meter mit 5 bis 28 Chromitbändern, welche z.t. bis über 60 km verfolgbar sind (z.b. Steelport Main Chromite Seam, Mächtigkeit konstant 110 cm +/-8 cm). Chromitlagen zeigen Merkmale der Sedimentation: Contorted bedding, slumping. Genese der monomineralischen Chromitlagen siehe nachfolgender Text. - Main zone: (kein Olivin) Norite, Gabbros, Anorthosite, Pyroxenite (keine Lagerstätten). - Upper zone: Fe, V-haltiger Magnetit als Kumulatlagen in mafischbis dioritischen Gesteinen und Anorthositen. Das Merensky Reef Das Merensky Reef ist ein pegmatoider Pyroxenit mit Feldspat und Olivin (typisch 1-3cm Korngrösse), ca 2% Fe-Ni-Cu-Sulfid mit Pt, Pd, Pb, Sn, Hg u.a.m. Lokal wasserhaltige Silikate (Biotit, Hornblende) und akzessorisch Quarz mit salinen Flüssigkeitseinschlüssen. PGE-Gehalte korrelieren nur z.t. mit Schwefelgehalten. Nur ca. 2% Sulfid aber mit aussergewöhnlich hohem Gehalt von ppm Pt im Sulfid (siehe Tabelle oben). Erstaunlich konstante Pt-Menge pro Flächeneinheit über eine Ausdehnung von >250 km, wogegen Mächtigkeit cm des Reefs und damit der Pt-Grade variabler sind. Zwei cm-dicken Chromitlagen im Liegenden und Hangenden. Undulierende Unterlage mit sogenannten «potholes» = schüsselartige Vertiefungen in die darunter liegenden magmatischen Lagen mit anomal hoher Anreicherung von Ni, Cu, Pt-Elementen sowie Graphit.

20 RdE 16 Abb. 2.7: Übersichtskarte des Bushveld-Komplexes (aus Evans,1992). Abb. 2.8: Querschnitt durch den Bushveld-Komplex (aus Evans, 1992).

21 RdE 17 Tabelle 4: Zusammensetzung, Metallgehalt und Reserven von Platinmetallen im Bushveld- Komplex, im Vergleich zu andern Vorkommen. Merensky Reef UG2 Plat-Reef Great Dyke Sudbury Noril`sk Sibirien J-M-Reef Stillwater Bushveld Zimbabwe Canada Russia USA, Montana Erz 10 6 t PGE+Au ppm PGE+Au t % Weltreserven Sulfid-Zusammensetzung Ni % * Cu % * Pd ppm* Pt ppm * * Bezogen auf 100% Sulfide Die Ausdehnung und Konstanz des Merensky Reefs (und des Plat Reef im Norden des Komplexes) deutet auf einen Anreicherungsprozess der die ganze, noch partiell geschmolzene Intrusion einbezieht. Meinungen gehen auseinander, ob der anomal hohe Pt-Gehalt in einem nicht besonders S-reichen Gestein durch Aufwärtspressen und Durchströmen des Reefs mit Interkumulus-Restschmelzen aus der unterliegenden ultramafischen Lower Zone zuruckzuführen ist, und ob dabei eventuell auch ein salines wässriges Fluid beteiligt war (Hydrosilikate, Fluid Inclusions!) oder ob geringe Mengen absinkender Sulfidtröpfchen das Pt aus mehreren sich mischenden Magma-Pulsen oberhalb des Reefs extrahiert haben (s. Naldrett, 1989, Rev. Econ. Geol. 4, p. 135ff). Sudbury-Komplex: Ni-Erz dank Sulfidschmelz-Entmischung nach Meteoriten-Einschlag Ein Beispiel eines grossen erzbildenden Systems, das auf ein «Katastrophen-Ereignis» zurückgeht: Der Sudbury Igneous Complex (SIC) in Ontario, Kanada, ist wohl die grösste bekannte Meteoriteneinschlag- Struktur der Erde und enthält zahlreiche grosse Ni-Lagerstätten. SIC ist eine ursprünglich runde, durch regionale Deformation auf 25 x 80 km abgeplattete Schüssel. Darunter eine Intrusivbrekzie und zahlreiche Sills, welche Massivsulfid-Erze an ihrer Basis enthalten. Intrusion umgeben von einer etwa doppelt so grossen Zone schockveränderter archaischer Gesteine: «shatter cones», lamellierter Quarz. Ursprünglicher Auswurfkrater + Ringwall wird auf ca. 200 km Durchmesser geschätzt. Verknüpfung mit Impakt heute unbestritten unklar ist die Frage, ob die magmatische Schmelze ganz durch Impaktschmelzung erzeugt, oder ob der Impakt eine endogene Basaltintrusion auslöste, welche anschliessend eine grosse Menge saurer und sulfidreicherer Krustengesteine assimilierte. Gesamtzusammensetzung des lagig differentierten Sudbury Igneous Complex ist ungewöhnlich SiO2-reich verglichen mit dem normalen Trend der Mg/Fe-Fraktionierung in basaltischer Magmen (Quarz- Norite bis Diorite herrschen vor). Zusammen mit den hochradiogenen Isotopensignaturen ist eine Mischung von mindestens 50% Krustenmaterial mit 50% Basaltschmelze angezeigt. Gesamtzusammensetzung und Isotopensignaturen entsprechen aber auch etwa denjenigen des archaischen Untergrunds, dem Abitibi Belt (32% Granit, 45% mafische Vulkanite, 23% Sedimente und saure Vulkanite), d.h. 100% lokale Impakt-Aufschmelzung ist möglich. Die archaische Grüngesteine und Metasedimente sind reich an sedimentärem und hydrothermalem Pyrit, und der Schwefel aus diesen Gesteinen war jedenfalls für die Bildung einer separaten Sulfidschmelze und die Extraktion der ungewöhnlich reichen, oft massiven Fe-Ni-Cu-Sulfiderze verantwortlich. Erzmetalle stammen vorwiegend aus den terrestrischen Gesteinen, höchstens ein kleiner Anteil vom Meteoriten selber (Metallverhältnisse, bes. Konzentrationsverhältnisse zwischen den PGE). Abb Schematischer geologischer Querschnitt durch den Sudbury Komplex, stark überhöht. (nach Naldrett, 1989, Rev. Econ Geol.)

22 RdE 18 Abb a,b: Sudbury Igneous Complex: Geologische Karte (links) und schematisches Profil unmittelbar nach dem Einschlag (unten), aus Grieve et al. (1991) J. Geophys. Res. 96, (= gute moderne Zusammenfassung). Ni-Cu in Komatiit-Lavaströmen: Beispiel Kambalda (West-Australien) Kambalda als relativ neuer Lagerstättentyp erst ~1960 entdeckt, seit 1967 im Abbau. Bis Mt abgebaut, 40 Mt. Reserve, 24 individuelle Lagerstätten sind bekannt, bis max. 5 Mt Erz. Durchschnittlicher Ni-Gehalt 3.6%, Cu 0.28%. Neuere Entdeckungen zudem im nördlichen Teil des 800 km langen Norseman-Wiluna Grünsteingürtels von Westaustralien. Aehnliche Vorkommen in Kanada, Zimbabwe. Aehnliche Prozesse auch in jüngeren Flutbasalten besonders wichtig: Noril sk im Sibirischen Trapp (Kreide/Tertiär-Grenze!). Norseman-Wiluna Granit/Gruenstein-Gürtel: Basaltisch-ultramafischen Vulkanitsequenz mit felsischen Vulkaniten und Sedimente, Alter ca Ma., kurz darauf intrudiert von Graniten, Porphyren, Gängen und Sills vor und nach einer regionaler Deformation und Metamorphose. Konsolidiert im archaischen Yilgarn Kraton vor ~2500 Ma.. Die Sedimente bestehen aus Cherts, Schwarzschiefern, Klastika mit vulkanischen Detritus, und sind oft sehr sulfidreich. Die erzführende Sequenz besteht im Liegenden aus Pillowbasalten und Basalte (ca. 200m), darüber 1000 m Komatiite = ultrabasische Laven mit >18 und bis zu 32% MgO. Eruption mindestens partiell submarin (Pillows). Einzelne Komatiitströme sind m mächtig, aber dank ihrer Dünnflüssigkeit und hoher Temperatur ( C) wahrscheinlich über x0 - x00 km weit geflossen. Erz-Kontrolle (ore control) und Genese: Erze an der Basis der Komatiite im Kontakt zu Basalt, besonders in langgestreckten, m tiefen Depressionen, innerhalb derer sich die Sulfidschmelze in kleineren Senken ansammelt. Die «Lava Channels» entstehen durch thermische Erosion (d.h. Aufschmelzen und Assimilation von unterliegenden Schichten), wobei die Fliesswege durch Topographie und synvulkanische Tektonik kontrolliert sein können. Entmischung eines sulfidischen Magmas erfolgt wegen Assimilation von Sulfid aus den unten erodierten Sedimenten. Gravitative Segregation und Erzanreicherung beim Fliessen (evtl auch in Lavaseen), wegen Dichteunterschieden zwischen komatiitischer Schmelze (d ~ 3.0), Sulfidschmelze (d ~ 4.5), Chromit (d ~ ) und Olivin (d ~ 3.3). Fraktionierte Kristallisation erfolgt unter einer Decke von Spinifex-Peridotit, einer skelettartigen

23 RdE 19 Olivintextur charakteristisch für Komatiite, die durch rasche Abkühlung des Dachs des Stromes gegen Luft oder Wasser entsteht. Ein nachfolgende Magma-Schub kann diesen Deckel heben, wobei sich mehrere Schübe zu scheinbar einem vereinigen und mehrere Lagen von Sulfiden innerhalb eines komplexen Lavastroms entstehen können. Abb. 2.11: Typische Abfolge in einem komplexen Ni-mineralisierten Komatiit-Lavastrom (aus Lesher, 1989, Rev. Econ Geol. 4, , Fig. 5.28). Im liegenden Basalt, z.t. Pillows, mit geringen Mengen von heruntergesunkenem Cu-reichem stringer ore. Darüber Komatiit mit Channels : über einer thermischen Erosionsfläche massives, gebändertes Pyrrhotin-Erz (FeS mit 1 cm mächtigen und 10 cm langen Pentlandit-Linsen, welche als Entmischungen aus FeS in einem Stress-Feld gedeutet werden; bis 30 cm mächtige Pyrit-Bänder, untergeordnet Magnetit, Chromit, Cu-Kies, Millerit (NiS), Violarit (Fe- Ni 2 S 4 )). Darüber scharfer Kontakt zum «Netzwerk-Erz» mit Olivin, dann scharfer Kontakt zum erzarmen komatiitischem Olivin-Basalt. Im Dach des Komatiitstroms Spinifex-Peridotit. Darüber zwei weitere Pulse in einem komplexen Lavastrom ( hangigng wall ore ). Beispiel: Phalabora (Südafrika) Phalabora Complex 7x3km Ringkomplex mit 3 Zentren (Karte untern) ± 20 Mio. Jahre alt (Rb-Sr). Intrudiert archaischen Granit- Gneisse-Komplex. Peripher zahlreiche kleine Syenitstöcke. Randlich folgen Fenite (K-matasomatisach veränderte Gesteine mit Alkali-Fsp, Aegirin) und fsp-führende Pyroxenite. Klinopyroxenite mit Apatit und Phlogopit in wechselnden Mengen, z.t. mit magmatischer Bänderung, auch pegmatitisch ausgebildet. «Foscorit» ist ein Lokalname für ein Gestein mit Olivin (z.t. serpentinisiert; 22%), Apatit (25%), Magnetit (35%) und Karbonat (18%) und akzessorischen Cu-Sulfiden, ferner Baddeleyit (ZrO 2 ); es zeigt eine konzentrische Bänderung. Zwei Karbonatit-Generationen im Zentrum. Die ältere (Banded Carbonatite) enthält Magnetit und folgt der konzentrischen Bänderung (angedeutet durch Magnetit) des Foskorits. Die jüngere Generation (transgressive Carbonatite) intrudiert die ältere und füllt Gänge mit zwei bevorzugten Richtungen (N70E, N70W), die gegen Aussen bis zu den Feldspat-führenden Pyroxeniten reichen. Die Transgressiven Karbonatite enthalten neben Kalzit + Dolomit + Magnetit auch Apatit, Phlogopit, Kupferkies, Bornit und Cubanit (total 1% Cu), selten Olivin. Cu, Apatit, Vermikulit sind Hauptprodukte, Nebenprodukte sind Magnetit, U, Co aus Linneit, Zr und Hf aus Baddeleyit. Untergeordnet ferner Ni, Au, Ag, Pt, Se, Th, U. Die Isotopensignatur (Sr, Nd, Pb, O und S) zeigen Mantelherkunft an. Sr, Nd und O weisen auf Mischungen von 2 Mantelkomponenten hin: einem verarmten Mantel und einem nicht verarmten (enriched, primitive, fertile...) Karbonatite Karbonatische Magmen mir hohen Gehalten an Ba, Sr, wirtschaftlich gewinnbaren Gehalten an Seltenen Erden (REE), P, U, Th, Nb, Ta, Zr, Hf. Mineralogie: Calcit, Dolomit, Ankerit, Magnetit, Apatit, Vermikulit, Barit, Silikate. Nb in Pyrochlor (X 2 Y 2 O 7 ) X=Ca,Ce,Y,U, Y= Ti,Nb,Ta, ferner in Rutil, Anatas und Bookit. Seltene Erden in Apatit, bei fehlendem Apatit in Pyrochlor, Perovskit (Ca- TiO 3 ), Bastnäsit (CeFCO 3 ) und anderen Karbonaten. An Riftzonen gebunden (Ostafrikanischer Graben, Rheintalgraben, zu beiden Seiten des Atlantiks.) Extrusionen und Intrusionen oft ringförmig bis 40 km 2 Komplexe, konzentrisch und meist von alkalireichen silikatischen Gesteinen begleitet (Syenite etc), seltener von ultramafischen Gesteinen (Pyroxeniten bis Harzburgiten). Typisch ist die Fenitisierung des Nebengesteins = Zufuhr von CO 2 und K, auch F, H 2 O, Na, Fe, Ti, Ba, P. Karbonatit(Tot.Variation) Kalk (Beispiel Wettersteinkalk) ppm ppm REE bis < 10 Ba Sr Nb n.b. Ti Zr 1000 <1000 Abb. 2.12: Karte und Schnitt des Phalabora Komplexes (aus Evans, 1992)

24 RdE Ozean-Dynamik, Atmosphären-Entwicklung und mineralische Rohstoffe Die Untersuchung zu heutiger Stoffkreisläufe und Energieflüsse der Erde zeigen eine globale dynamische Verknüpfung zwischen den chemischen Zusammensetzungen der Atmospäre, Hydrosphäre und Lithosphäre. Die chemische Entwicklung dieses globalen Systems im Verlauf der Erdgeschichte äussert sich direkt in unterschiedlichen Rohstoffanreicherungen, vom Archaikum bis zu heute aktiven Erzbildungsprozessen Mittelozeanische Hydrothermalsysteme: Hintergrund Erzanreicherung braucht Transportmedium und Energiequelle (siehe 2.9.1). Beide sind heute an mittelozeanischen Rücken reichlich vorhanden: Ozean enthält 96% der Masse von Atmosphäre + Biosphäre + Hydrosphäre, und 99.9% des darin enthaltenen Wassers Ozean Wasser + NaCl + Sulfate Wasser = wichtigstes «Stofftransport-Mittel» der Erde Cl = wichtigster Komplexbildner für Schwermetall-Löslichkeit S = wichtig für Sulfid-Ausfällung in gewissen Erzen (Reduktion ) Mittelozeanische Rücken (MOR s): grösster endogener Energiefluss zur Hydrosphäre Abb. 2.13: Schematischer Querschnitt durch einen mittelozeanischen Rücken: Kontinuierliche Generation neuer Ozeanischer Kruste aus ultramafischen Kumulaten, Sheeted Dyke Intrusionen und submarinen Basaltlaven, gekühlt durch eine Konduktion und Fluid-Konvektion über der zentralen Magmakammer Entdeckungsgeschichte: Erz und Plattentektonik Idee von Auslaugung von Gesteinen durch aufgeheiztes Meerwasser, geologische Hinweise auf Bildung von sedimentär-hydrothermalen (syngenetischen) Erzlagerstätten, und Evidenz für submarinen Vulkanismus seit 19. Jh. (wenn auch dogmatisch umstritten). Dagegen direkte Evidenz aktiver Prozesse erst seit 30 Jahren, eng verknüpft mit der Entdeckung der Plattentektonik. Magnetstreifen-Anomalien (Morley; Cox, 1963): Zeitskala und Rate der Bildung neuer ozeanischer Kruste: Basis für Rate des endogenen Energieflusses Modell Seewasserkonvektion + Erzbildung (Elder, 1965) Entdeckung «Atlantis Deep» Solen + metallreiche Sedimente im Roten Meer (1966) Entdeckung von primordialem 3 He in ozeanischem Tiefenwasser (1969) Messung thermischer Gradienten [ Konduktiver Energiefluss + «missing heat»: Interpretation dieses Wärmefluss-Defizits als Wärmeverlust durch Fluid-Konvektion (1972) Entdeckung des TAG (Trans-Atlantic Geotraverse) Hydrothermalfelds (1972), der ersten «Black Smokers» mit sulfidzehrender Lebensgemeinchaft (Galapagos-Rift, 1977) «Smokers» und «sulfide mounds» an mittelozeanischen Rücken Als «Black Smokers» bezeichnet man in kaminartigen Schloten fokussierte, sehr heisse ( C) submarine Hydrothermalquellen, deren zunächst klares Fluid als Folge turbulenter Mischung mit kaltem Meerwasser an Fe-, Cu-, Zn- und anderen Sulfiden übersättigt wird. Isotopendaten und Cl-gehalt zeigen, dass das Fluid im wesentlichen Meerwasser ist, das aber durch chemische Reaktion mit Basalten der ozeanischen Kruste chemisch modifiziert worden ist (siehe unten). Die Hauptmenge der ausgefällten Sulfidpartikel werden duch Oxidation bald wieder aufgelöst, erhalten bleiben bestenfalls die sulfidreichen, ± sedimentär umgelagerten Kamine und die unterliegenden «Basalhügel» (sulfide mounds), welche die bedeutendsten rezenten Sulfid akkumulationen am Ozeanboden enthalten (siehe Querschnitt Abschnitt 2.8.5, Abb. 2.14). Basalhügel haben Durchmesser von 10 bis 30 m und eine Höhe von etwa 2 m (der grösste bis heute bekannte Hügel (TAG, MAR) 200 m Durchmesser, Höhe 50 m.) Mineralogie: Zinkblende, Pyrit, Kupferkies, Isocubanit, Wurzit, Markasit, Si-Gel, Fe-Hydroxyde, Anhydrit, Baryt, selten gediegen S. Reiche Fauna. Basalhügel sind Schutthaufen zusammengestürzter Kamine. Auf ihnen sitzen bis 10 m hohe Kamine, welche aus Sulfaten, Sulfiden und Silikaten bestehen. Black Smokers sind schwarz gefärbt durch suspendierte Sulfide. Die Ausfällung geschieht, wenn sich die Hydrothermen mit Meerwasser mischen. Austrittsgeschwindigkeit x m/sec, Temp. >350 C, Fördermenge bis x00 kg/tag. Die Kamine sind zoniert: Aussen Sulfate (Gyps/Anhydrit, Mg-Sulfat, Barit. Gegen Innen dominieren Kupferkies, Pyrit und Zinkblende. Selten sind Magnetkies, Markasit, Bornit, Kupferglanz, Cubanit. Amorphes SiO 2, Nontronit (Fe-Na-Al-Silikat der Montmorillonit Gruppe), selten Zeolith, Serizit als Gangarten. White Smokers sind «verbrauchte» Hydrothermen, d.h. ihr Metallgehalt wurde bereits vor dem Austritt im Basalhügel oder dem unterliegenden Ader-Stockwerk in den Basalten ausgefällt. Sie sind mit Organismen bedeckt, hauptsächlich Röhrenwürmer. Dazu Sulfate, amorphes SiO 2, Sulfide. Temperatur C. Das Wasser ist klar oder milchig, hauptsächlich wegen organischer Fragmente; es existieren Übergänge zu den sogenannten Schneeballstrukturen; das sind vollständig mit Organismen (Röhrenwürmer) überwachsene Austrittsstellen von warmem Wasser, vermutlich das Endstadium von White Smokers. Weiter existieren kegelförmige Ablagerungen von 1 20 m Höhe mit bis zu 5 m hohen Türmen, welche kontinuierliche Hügelketten bilden. Sie bestehen von Aussen nach Innen aus Mn- Oxyden, Fe-Oxyden mit Mn und Si, Fe-Nontronit. Bedeutende Sulfidakkumulationen erfolgen nur unter der Oberfläche, wenn der Aufstieg und die Abkühlung der Hydrothermen gebremst wird, da die Black Smokers selbst relativ ineffiziente Lagerstättenbildner sind. Die Sulfidausfällung geschieht im Kontakt mit frischem Meerwasser rasch, die Partikelchen sind nur wenige µm gross; sie bleiben in Suspension und werden von Strömungen wegtransportiert. Die Sulfide sind unter Bedingungen des Meerwasser nicht stabil, sie oxidieren. Die porösen Anhydritkamine wirken als Filter, sie fangen Sulfidpartikelchen. Im innern Teil der Kamine bilden sich Sulfidablagerungen ± Anhydrit. Aussen geht Anhydrit in Lösung. Die einstürzenden Kamine bilden erste Sulfidhügel und diese Hügel übernehmen ebenfalls die Funktion einer Falle für die Hydrothermen: sie bremsen deren Aufstieg und eindringendes Meerwasser bewirkt die Ausfällung im Inneren der Hügel. Die Hügel wachsen also. Die verbrauchten Lösungen treten längs Haarrissen, Spalten etc. als klare Lösungen, oder u.u. als White Smokers, ins Meerwasser.

25 RdE 21 Die chemische Zusammensetzung der rezenten Erze ist sehr variabel: Fe 1-40 % Cu 0.x - 30 % Ag z.t. als eigene Phase mit Zn 0-50 % Ag-Zn-Cu-Fe-S Ag ppm Au ~1ppm, punktuell 0.1 3% (!) in Sulfiden Pb ppm Pt 0.1 ppm 1.4% punktuell (keine Angaben über Durchschnittsgehalte) Cd ppm Co ppm Typisch für hydrothermale Aktivitäten in Gebieten mittelozeanischer Rücken ohne Sedimentbedeckung sind die tiefen Gehalte an Pb, das fehlen von As und Sb und die tiefen Au-Gehalte Die globale Bedeutung des MOR-Hydrothermalprozesses Exogener Stoffkreislauf: Wärmebilanzrechnungen zusammen mit chemischer Massenbilanz aus der Zusammensetzung von Smoker-Lösungen zeigen: neben Ozeanzufluss aus Flüssen (= Zufuhr chemischer Komponenten aus Kontinenten) und Sedimentation (= chemischer + biogener Entzug von Komponenten als Sedimente) bestimmt der «neuentdeckte» MOR-Hydrothermalprozess (= Reaktion Meerwasser n ozean. Kruste) den Stoffkreislauf der Erde und damit die globale Meerwasserzusammensetzung wesentlich mit. Meerwasser/Basalt-Reaktionen führen zu hydrothermaler Alteration der Basalte zu Mg-Chlorit, Epidot, Tonmineralien, Anhydrit, usw. Für Ozean ist dies eine bedeutende Quelle von Senke für K +, Ca +, SiO 2 Mg 2+ 2-, SO 4, Fe 2+, Mn 2+, Ni 2+, Zn 2+, Cu + U 6+, Primordial. 3 He, CO 2, CH 4, H 2 H 2 O, O 2, 18 O (d 18 O-Puffer für Meerwasser) Concentrations (in ppm) of normal deep-ocean seawater and of the 350 C vent water exiting from hydro-thermal vents at 21 N on the East Pacific Rise (Edmond, 1981). ph Mg Ca K SO 4 H 2 S SiO 2 Fe Mn Zn Cu Massen/Wärmebilanz: (Sleep et al., 1983, in Rona et al., NATO Conference Series 12, 53-82) Wärmeeintrag durch Bildung ozeanischer Kruste, pro cm cal cm -2 a -1 Konduktiver Wärmeverlust (aus gemessenen T-Gradienten) cal cm -2 a -1 Wärmedefizit = Abfuhr durch MOR-Fluidzirkulation cal cm -2 a -1 Bei relativ schnellem Rifting von 12 cm a -1 entspricht die durch Fluidzirkulation abzuführende Wärmemenge etwa dem jährlichen Energieausstoss von 1 Black Smoker pro km Riftachse ( cal km -1 a -1 ). In Realität treten Smokers zahlreicher in grossen Feldern auf und sind nur ein kleiner, höchst-temperierter Anteil der gesamten MOR-Zirkulation. Smokers sind lokale, geologisch kurzlebige Erscheinungen. Global werden ca 3 km 2 neue ozeanische Kruste generiert, was ca cal a -1 freisetzt. Dies entspräche einem globalen MOR-Fluss von g Wasser pro Jahr, falls die gesamte Wärmemenge als hochtemperierte Smokers ausgestossen würde. Folgende chemische Massenbilanz fur Magnesium zeigt, dass Massenfluss gesamthaft noch grösser ist, und dass nur ein kleiner Teil davon in Form von hochtemperierten Smokers auftritt: Smoker-Fluids sind fast Mg-frei, weil ca ppm Mg in Meerwasser durch MOR-Alteration entzogen werden g Smoker- Fluid pro Jahr entzöge dem Ozean g Mg a -1, was mehr als der gesamte Zufluss vom Land ist (Eintrag durch Flüsse = g Mg a -1, davon wird die Hälfte ( g Mg a -1 ) in Sedimenten fixiert. Man schätzt folglich, dass die andere Hälfte des kontinentalen Mg-Eintrags durch hochtemperierte Hydrothermalprozesse fixiert werden, was maximal 1/3 der Wärmemenge neuer ozeanischer Krustengeneration abführt. Mindestens 2/3 des «Wärmedefizits» werden durch tiefertemperierte MOR-Hydrothermen abgeführt, welche das Meerwasser-Mg weniger effizient entziehen. Der Ausstoss von 3 He aus den ozeanischen Hydrothermen (primordial, aus dem Mantel stammend), im Vergleich mit der (bekannten) Geschwindigkeit, mit der die Erdatmosphäre Helium an den Weltraum verliert, ergibt eine unabhängige Schätzung gleicher Grössenordnung (Jenkins et al., 1978, Nature, 272, ). Mittelozeanische Rücken sind das global wichtigste Hydrothermalsystem der Erde. Seewasser/Basalt-Reaktionen bestimmen heute und wohl auch in der Erdvergangenheit die Zusammensetzung von Hydrosphäre, Atmosphäre und Biosphäre wesentlich mit. Weil hydrothermal veränderte Ozeankruste an Subduktionszonen wieder dem Mantel und konvergenten Kontinentalrändern zugeführt wird, beeinflusst der MOR-Hydrothermalprozess die Geochemie der gesamten Lithosphäre. Aus diesen globalen Prozessen resultierende Anreicherungen metallischer Erze sind zwar nur ein «geochemisches Nebenprodukt», aber neben ihrer wirtschaftlichen Bedeutung ein wichtiger Indikator zur erdgeschichtlichen Entwicklung von Ozean und Atmosphäre. Vent water Vulkanogen-exhalative Massivsulfid-Lagerstätten (VMS) Subduktion der alterierten Kruste führt zum «Recycling» von exogenen Komponenten in den Erdmantel, z.b. U und H 2 O, S, O ([ Wärmebudget des Mantels!) ([ oxidierte, S-reiche andesitische Magmen [ Cu-Porphyr-Lagerstätten!) Die Quantifizierung des Massenflusses an mittelozeanischen Rücken beruht auf einer Wärmebilanzrechnung und unabhängigen Schätzungen aus «primordialem» 3 He Ausstoss. Obwohl die rezenten mittelozeanischen Rücken heute ein sehr aktives erzbildendes System sind, lassen sich die Vorkommen zur Zeit nicht wirtschaftlich gewinnen. Sie geben jedoch direkte Hinweise auf Bildungsprozesse der wirtschaftlich wichtigen, an Land aufgeschlossenen vulkanogenen Massivsulfid-Lagerstätten (VMS oder VHMS = volcanic-hosted massive sulfide deposits). Dies sind submarin gebildete, mit submarinem Vulkanismus verknüpfte, oft mehr oder weniger stratiforme Sulfiderzkörper, in denen silikatische Gemengteile nur untergeordnet auftreten.

26 RdE 22 Weltweit >1000 massive Sulfidlagerstätten. Wichtige Quellen von Cu, Pb, Zn, und Au; Nebenprodukte sind Sn, Cd, Sb, Bi, Ag, In, Ga, Ge. Relativ reiche Vorkommen (mehrere % Cu plus ~20% Pb+Zn), aber in der Mehrheit nur kleine bis mittelgrosse Vorräte (<100 Mt; Ausnahmen Rio Tinto, Neves-Corvo im Iberischen «Pyritgürtel»; einige archaische Beispiele wie Kidd Creek). Uebergänge zu den stratiformen (sediment-hosted stratiform) Pb- Zn-Fe-Lagerstätten, bei denen ein genetischer Zusammenhang mit Vulkanismus weniger offensichtlich oder gar nicht erkennbar ist. Man unterteilt VMS-Lagerstätten nach ihrem Metallgehalt in Pb-arme aber Cu-Zn-reiche VMS, und polymetallische Pb-Cu- Zn-Au-reiche VMS. Der Metallgehalt korreliert eng mit der Zusammensetzung der assoziierten Vulkanite und dem interpretierten geotektonischen Milieu. Bleiarme Cu-Zn-Fe-Massivsulfide: Cypern-Typus und Archaische VMS Massivsulfid-Erze vom Cypern-Typus sind Cu-Zn-Fe-reich und die wohl engsten geologischen Aquivalente zu MOR-Sulfidlagerstätten an Land. Sie treten in Ophiolithen wie dem Troodos- Komplex (Cypern), in Oman und in kleineren Beispielen auch in den Alpen auf (z.b. Aroserzone, Plattadecke). Historisch wichtig, wirtschaftlich heute ziemlich unbedeutend, wohl auch wegen der sehr schlechten Erhaltungschance von MOR-Sulfiden und ozeanischer Kruste überhaupt. Wesentlich wichtiger sind die Archaischen Massivsulfid-Erze: ebenfalls Cu-Zn-Fe-reich, assoziiert mit bimodalen Vulkaniten archaischer «Greenstone Belts». Ob diese eher mittelozeanischen Rücken oder vulkanischen Inselbögen entsprechen ist umstritten (z.b. Kidd Creek: submarines andesitisches Vulkanzentrum). Beispiel: Geologie und Vererzungen des Troodos-Komplex, Cypern: Stratigraphie entspricht einer vollständigen ozeanischen Kruste. von oben nach unten: Ozeanische Sedimente Karbonate pelagische Tone Radiolarienschlamm (+/- Karbonat) Fe-Mn reiche Sedimente, cherts + variable detritische Anteile massige Basalte (Flows) Basalt. Schmelzen Pillow Laven 1km (0.3-5 km) sheeted dykes (1.2 km, km) mit Massivsulfiden Gabbros (1.4 km, km) aus dem Mantel mit untergeordneten Plagiograniten Kumulate (Pryroxenite, Dunite) (0.5-2km) mit Chromit-Lagerstätten MOHO tektonisierte Harzburgite (30-90% Verarmter Mantel Olivin, plus Hypersthen) und Dunite (90-100% Ol) Massivsulfid-Lagerstätten sind meist am Kontakt zwischen unteren und oberen Pillowbasalten als flache, schüsselförmige Körper aus massivem Erz mit > 40% S (Pyrit, Markasit, Kupferkies und Zinkblende, selten Magnetkies, etwas Gold). Brekziöse Struktur: Massive Blöcke liegen in einer sandigen, porösen Sulfidmatrix. Darunter Stockwerkzone in hydorthermal veränderten Pillowbasalten bis 700 m mächtig. Pyrit und Kupferkies mit Quarz. Lava wurde silifiziert, chloritisiert, enthält auch Tonmineralien und Sulfidimprägnationen. Sedimente enthalten «Umber» aus Fe- und Mn-Oxyden, Si und Al. «Ocker» direkt über Erz, Fe-reich, Mn-arm. Stellenweise assoziiert mit Cherts, Tuffen und kieseligen Kalken. Unscharfe Grenze zum sulfidischen Erz. Spurenelemente zeigen Zusammenhang mit Erz: Ocker = submarine Oxydationszone des sulfidischen Erzes. Metamorphose/Alteration unten: Chlorit-Aktinolit-Epidot, nach oben silifizierte und chloritisierte Laven mit Pyrit Imprägnationen und Quarz-Pyrit-Adern, oben Zeolithe. Die 87 Sr/ 86 Sr und die d 18 O Werte von veränderten Basalten zeigen, dass sie mit Meerwasser reagiert haben. Erze vom Besshi-Typ (Typlokalität in Japan)sind Cu-Zn-reich, schichtförmig. Im Grenzbereich von ± metamorphen Gabbros und basischen Schiefern zu Sedimenten gebildet. Mittelozeanische Rücken oder Back-Arc Becken mit Sedimenten, aber keiner kontinentale Kruste (heute wird der Begriff Besshi-Typ bisweilen für alle massiven Cu-Pb-Zn Lagerstätten angewendet). Oft treten VMS regional und zeitlich gehäuft auf relativ eng begrenztem Raum auf. Z B. im Archaischen Abitibi Grüngesteinsgürtel in Kanada sind 83 Lagerstätten innerhalb einer Zeitspanne von 20 Ma ( Ma) gebildet worden. Sie treten in 4 von insgesamt 9 ähnlichen Andesit-Rhyolit-Komplexen auf. Die Lagerstätten treten gehäuft in Gruppen von durchschnittlich 12 jeweils innerhalb 850 km 2 auf, die meisten im selben stratigraphischen Niveau. Sie enthalten zusammen 425 Mt. Erz mit 4.4% Zn, 2.1% Cu, 0.1% Pb, 46 g/t Ag und 1.3 g/t Au. Polymetallische VMS-Lagerstätten Polymetallische VMS-Lagerstätten sind mit intermediär bis saurem (evtl. bimodalem) untermeerischem Vulkanismus verknüpft. Die Entdeckung des ersten rezenten Beispiels im Okinawa-Trog südlich von Japan bestätigt frühere geologische Interpretationen, dass diese Vererzungen sich bevorzugt in «back-arc»-becken (Okinawa-Trog) oder im Frühstadium von Riften bilden - dort wo eine Unterlage von ausgedünnter kontinentaler Kruste und/oder terrigene Sedimente als Quelle von Pb zur Verfügung stehen. An Land besonders gut untersucht sind die kleinen aber reichen Kuroko-Lagerstätten in Japan (siehe Econ. Geol. Monograph 5, 1983), wirtschaftlich wichtiger die Vorkommen im Iberischen Pyritgürtel (Südspanien - Portugal, z.b. Rio Tinto, Neves-Corvo usw.) und in Tasmanien (Mt. Lyell, Rosebery usw.). Polymetallische VMS-Erze im Iberischen Pyritgürtel wurden seit dem Altertum auf Cu und Pb, abgebaut. Neuerdings werden vor allem Cu und Pyrit (Schwefelsäure) gewonnen, im chemisch einmaligen, riesigen Neves-Corvo Vorkommen in Portugal auch Sn. Die Erze bestehen zu >80% aus Pyrit (grösste S-Anomalie der Welt), sind zahlreich und z. T. aussergewöhnlich gross (Riotinto, Tharsis, je >100, Neves Corvo >250 Mt). Abb. 2.14: Schematischer Querschitt durch eine VMS-Lagerstättemit Stockwerk-Zone (siehe 2.8.3).

27 RdE 23 Abb. 2.15: Karte des «Pyrite Belt» in Südspanien und Portugal, nach Marcoux et al., 1996, Mineral. Deposita 31, Der iberische «Pyritgürtel» ist ein tektonisch isoliertes «Terrane» im variszischen Orogen Südspaniens und Portugals, ohne bekannte Kristallinunterlage. Stratigraphie = devonische Schiefer, überlagert von mittelkarbonischen bimodalen Vulkaniten und Tuffen (basaltisch + dazitisch), abgeschlossen mit feinkörnigen Turbiditen. Lagerstätten immer am Oberkontakt der sauren Vulkanite zu überliegenden Turbiditen, die offenbar als rasche Ueberdeckung für die Erhaltung der Sulfide wichtig waren. Die Erzkörper sind schichtförmig ausgedehnt, oft lagig gebändert, dagegen sind kompakte «sulfide mounds» selten und «black-smoker»-schlote abwesend. [ Evidenz, dass Erzlösungen dezentral austraten, und/oder dichter als das Umgebungswasser waren und sich daher in anoxischen Bodensenken (brine pools) sammelten. Dies würde eine abnomal hohe Salinität der Erzlösungen erfordern, welche allerdings die Metalltransport-Fähigkeit der Lösungen erhöhen und zudem die konzentrierte Ausfällung der Sulfide begünstigen würde. Hochsaline schwermetallreiche Fluide (vermutlich magmatischen Ursprungs) sind kürzlich als Einschlüsse in Stockwerk-Adern unter einem VMS-Vorkommen Tasmaniens gefunden worden. Die Kuroko Lagerstätten in Japan sind stratiform bis schichtgebunden und an (submarine) saure Vulkanite gebunden. Erzlagerstättenbildung vor Ma. Back-arc Bereich in Anwesenheit kontinentaler Kruste. Alle Vorkommen liegen in der Zone von miozänen grünen Tuffen. Sie treten gehäuft in Gebieten von etwa 1.5 x 3 km auf, die sich ihrerseits in Abständen von km folgen. Die vulkanischen Zentren folgen einem Bruchsystem des Sockels. Senkung Vulkanismus Kalderabildung Erzablagerung (ausschliesslich in Kalderas) Vulkanismus Hebung. Massive Fe-Cu-Pb-Zn Lagerstätten (Ag ppm, Au 1 7 ppm). «Kuroko» = Schwarzerz (PbS, ZnS, Baryt), «Oko» = Gelberz (Pyrit, Kupferkies). Zonierte Erzkörper, von oben nach unten: Chert mit Magnetit und Hämatit, Baryt, PbS. Der Chert ist oft gebändert. Baryt-Sulfidzone Schwarzerz (Ag-reich) Übergang Schwarzerz zu Gelberz (Fahlerz) Gelberz Pyrit, Kupferkies, ZnS, PbS Massives Gelberz. poröses Gelberz Pyrit, Kupferkies Quarzreiche Stockwerkvererzung Gips-Anhydrit randlich zur Chert-Zone oder im Liegenden des Schwarzerzes. Ferner Gips auf Adern in der silifizierten Zone im Liegenden des Erzkörpers. Alterationshalo von aussen nach innen: Zeolithe Montmorillonit Serizit Chlorit. Na, Ca, Sr, Cl und Fe/(Fe+Mg) im Chlorit nehmen gegen das Erz ab, K, Mg und S zu. Isotopenzusammensetzung: Wasser: d 18 O von Mineralien und Temp. aus Flüssigkeitseinschlüssen deuten auf Meerwasser plus ev. eine «magmatische «Komponente oder Meerwasser, das sich infolge Austausch mit Gesteinen etwas verändert hat. S: Meerwasser plus Pyritschwefel des Nebengesteins. Sr: Meerwasser plus Basement und Vulkanite. Pb Isotopen: Herkunft des Pb (und vermutlich der anderen Metalle) aus Vulkaniten und darunter liegenden Sedimenten Manganlagerstätten und rezente Manganknollen in Tiefsee-Sedimenten Heute abgebaute Mn-Erze sind vorwiegend submarin-sedimentären Ursprungs und oft durch sekundäre Prozesse an der Landoberfläche (Lateritisierung) weiter angereichert. Primäre Bildung ähnlich den rezenten Mn-Knollen und Mn-Krusten an Ozeanböden, die ein riesiges Potential als Rohstoffquelle der Zukunft haben, aber heute noch nicht wirtschaftlich gewinnbar sind. Mn-Knollen treten als ausgedehnte Felder golf- bis tennisballgrosser Konkretionen an der Sedimentoberfläche von Tiefseebecken auf. Sie bestehen aus konzentrischen Anlagerungen von Mn- und Fe-Oxiden und -Hydroxiden mit bedeutenden Konzentrationen von Ni, Cu und Co (je ~1%) sowie anderen Schwerund Edelmetallen. Vorräte sind riesig (ca Mt), aber die Gewinnung ist zur Zeit unwirtschaftlich und wäre mit grossen ökologischen Problemen verbunden. Mn-Knollen und -Krusten werden oft als «hydrogene Lagerstätten» klassifiziert, d.h. gebildet durch offenes Meerwasser normaler Temperatur. Allerdings ist die Abtrennung von «hydrothermalen» Erzen etwas willkürlich, weil Mn-Fe-Krusten und -Knollen auch als distale Ausfällungen mittelozeanischer Hydrothermalsysteme interpretiert werden können da die Vermutung besteht, dass die Schwermetalle in Mn-Knollen letztlich durch Zufuhr aus MOR-Hydrothermen ins Tiefenwasser der Ozeane gelangen.

28 RdE 24 Mn-Knollen und Krusten Mn-Knollen und Krusten sind besonders verbreitet im Pazifik in m Tiefe, auch an Seamounts, Kontinentalrändern bei geringerer Wassertiefe. Liegen auf Radiolarienschlamm, seltener in karbonatischer Umgebung, Turbiditen, vulkan. oder detritischen Ablagerungen um Keime (Knochen, Gesteinsfragment). Der Chemismus ist heterogen innerhalb einer Knolle, abhängig von der Wachstumsgeschwindigkeit (rasch gewachsene Knollen sind ärmer an Ni, Co, Cu etc.), und vom umgebenden Sedimenttyp. Krusten ähnlich, Co generell höher, Pt - extreme Anreicherung in der Mn-Fe- Kruste ~ 10 7 x Meerwasserkonzentration! Typische Knollen in Radiolarien Knollen in Zusammensetzung: schlamm in roten Tonen SW Hawaii N Hawaii Cu 1.2% 0.5% Ni 1.3% 0.75% Co 0.23% 0.25% Mn 25% 18% (Tone nehmen im Gegensatz zu Radiolarienschlamm Schwermetalle auf). Die Knollen wachsen von oben und von unten: Von oben Adsorption und vor allem Anlagerung von Kolloiden, von unten Zufuhr durch wassergesättigte Sedimente hindurch vor allem von Mn und Fe (diagenetisches Wachstum). Dementsprechend weisen die Knollen auf der Unterseite eine rauhe und auf der Oberseite eine relativ glatte Fläche auf. Der obere Teil der Knolle ist reicher an Co und Ni als der untere. Rätsel der Wachstumsgeschwindigkeit: x mm /10 6 a (= mittlere Abb. 2.16: Manganknolle (Foto: Wachstumsgeschwindigkeit, allfällige Unterbrechungen sind nicht erfasst) Diskrepanz zur 1000x schnelleren Sedimentationsgeschwindigkeit der Umgebung von x mm/1000a. Erklärung? Potential eines einzigen, reichen Mn-Krusten-Feldes im W-Pazifik: ~ t Erz/km 2 (2 2.5cm Krustendicke) über ein von km 2 = 760 x10 6 t Erz. Darin enthalten sind ca.: Wert US-$ Jahresprod Co t t Ni t t Mn t t P 380 t t Moderne Residuallagerstätten Residuallagerstätten entstehen bei der chemischen Verwitterung von Gesteinen, wobei die wenigst-löslichen Komponenten zu Erzen angereichert werden, während die löslicheren Komponenten weggeführt werden. Nickel-Laterite liefern einen bedeutenden Beitrag zur Ni-Weltproduktion und entstehen durch lateritische Anreicherung von Ni aus Olivin in ultramafischen Gesteinen, z.b. auf Ophiolithen in Neukaledonien. Fe-Residuallagerstätten sind historisch bedeutend: die Bohnerze in frühtertiären Karst-Taschen waren eine Grundlage zur Industrialisierung Mitteleuropas (z.b. Von Roll im schweizerischen Jura). Bauxit ist das bedeutendste Residualerz. Grösste Lagerstätten in Australien, Guinea, Surinam, Brasilien. Al(OH) 3 (Gibbsit) und AlOOH (Diaspor, Boehmit) sind die wichtigsten Al-Träger in Bauxitlagerstätten. Hohe Niederschlagsmengen, warmes Klima, mässiges Relief, gute Drainage, saisonal fluktuierender Grundwasserspiegel und lange Verwitterungsperioden (x x00 Ma) begünstigen die Lateritbildung. Bauxit-Lagerstätten bilden sich durch Wegtransport von Alkalien, Erdalkalien und Kieselsäure. Zurück bleiben die unlöslichsten Elemente Al, Ti und einige Spurenelemente wie Nb, Ga, Cr, Ni sowie Fe, welches durch Redoxreaktionen weiter umverteilt wird. Die Gesamtreaktion zur Bildung eines Gibbsit-Bauxits aus einem K-feldspatreichen Gestein ist eine Hydrolyse-Reaktion, d.h. ein Einbau von H + in zunehmend OH-reiche Mineralien (Illit, Kaolinit, schliesslich Gibbsit) durch Auslaugung von Alkalien und anderen Metallionen aus OH-freien Silikatmineralien wie Feldspat: KAlSi 3 O 8 + H + + H 2 O g K + aq + Al(OH) 3 + 3SiO 2 d.h. im wesentlichen H + - (Na, K) + Austauschreaktionen. Im Detail läuft die Bildung eines bauxitischen Lateritbodens über eine komplexe Serie von Zwischenschritten ab, die eine typische vertikale Zonierung von Bauxitlagern über silikatischen Gesteinen erzeugt. Über dem frischen Grundgestein (z.b. Granitoid, Gabbro, Gneis, Metapelit) eine Zone von Saprolith (vollständig verwittert aber ursprüngliche Textur erhalten), darüber eine «Mottled Zone» reich an Tonmineralien und Fe-Hydroxiden gefolgt von der eigentlichen Bauxitzone, oft in Form von Pisolithen. Die Trennung von Al und Fe(OH) 3 erfolgt im Bereich von wechselndem Grundwasserspiegel und damit wechselnden Redoxbedingungen. Im Grundwasser wird Fe reduziert und geht in Lösung. Der kapillare Aufstieg von Wasser bringt Fe 2+ in höhere Bereiche der Verwitterungszone, wo es beim Verdunsten wieder oxydiert wird und ausfällt. Die Bildung von Bauxiten ist demnach nur unter oxidierenden Atmosphärenbedingungen möglich, und praktisch sind alle wirtschaftlich bedeutenden Bauxitvorkommen mesozoischen bis tertiären Alters. Die Gesamtvorräte über den ganzen Ozean werden auf 400 Milliarden t Knollen + Krusten geschätzt.

29 RdE Uranlagerstätten Die Bildung von Uranlagerstätten setzt ebenfalls eine oxidierende Erdatmosphäre voraus, und daher sind die meisten bedeutenden Vorkommen proterozoischen bis subrezenten Alters. Das wichtigste Uranmineral ist Pechblende oder Uraninit mit der idealisierten Formel UO 2, worin U IV in vierwertiger Form vorliegt. U IV ist relativ unlöslich in wässrigen Fluiden (ausser bei sehr hohen Temperaturen, wo sich gewisse magmatische Erze wie Rössing in Namibia bildeten), hingegen ist es selbst bei Raumtemperatur als sechswertige U VI -Komplexe wie U VI O 2 Cl + (aq) sehr gut löslich. Die wichtigsten Uranlagerstätten sind daher an Gebiete gebunden, wo mehr oder weniger evaporitische (saline) und mit atmosphärischem Sauerstoff gesättigte Fluide feinverteiltes Uran z.b. aus verwitternden Graniten auslaugt. Diese infiltrieren dann in einen Aquifer in einem sedimentären Becken, meist durch oxidierte sehr reine Sandsteine. Hochgradige Erze bilden sich dort, wo diese oxidierenden Fluide auf ein lokales Reduktionsmittel treffen. In den sogenannten «Roll-Front» oder «Sandstone-Hosted U Deposits» ist dieses Reduktionsmittel in der Regel organisches Material wie Pflanzenreste (wichtigste Vorkommen in Colorado, USA), an denen sich Pechblende und andere U-Mineralien bei Bildungstemperaturen unter 80 C absetzt. Im zweiten, vor allem im Proterozoikum gebildeten Typ der «Unconformity-Related Uranium Deposits» dringen oxidierte meteorische Beckenfluide nach einer Erwärmung auf C in Störungen des unterliegenden Grundgebiges hinein, und fällen UO 2 durch Oxidation von metasedimentärem Graphit oder Fe 2+ -haltigen Silikatmineralien aus (Canada, Australien). Das kleine aber sehr hochkonzentrierte Vorkommen von Les Marécottes (VS) liegt am Kontakt des Aiguilles Rouges Massivs zu überliegenden permischen Sedimenten und ist eventuell ähnlichen Ursprungs. Anstiegs ist ungenau bekannt, doch liefern Beobachtungen an archaischen Erzlagerstätten einige der wichtigsten Hinweise: - Das Auftreten detritischer Sulfid- und Uraninitkörner in den Witwatersrand-Konglomeraten in Südafrika deutet auf einen O 2 - Partialdruck von ca bar in der Atmosphäre vor ca. 3 Ga. Die Witwatersrand-Konglomerate enthalten fossile Seifen, die gesamthaft die grösste Goldlagerstätte der Erde darstellen (> 50% bisherige Weltproduktion + Vorräte!), und aus denen Uraninit als Nebenprodukt gewonnen wird. - Die bis ca. 2.4 Ga (evtl. bis 1.5 Ga) sehr konstante Schwefelisotopen-Zusammensetzung archaischer VMS-Lagerstätten deutet darauf hin, dass zumindest in den Bodenschichten des frühen Ozeans vorwiegend reduzierter Schwefel (als Sulfid, H 2 S) vorlag, verglichen mit dem heute vorherrschenden Sulfat (SO 4 ). Mikroben mit S-abhängigem Metabolismus, deren Leben an diese Redox-Grenzzone gebunden war (z.b. an archaischen submarinen Hydrothermalquellen) werden heute als die ersten Formen des Lebens auf der Erde vermutet. - Die auf die Zeit von 2.6 Ga bis 1.8 Ga konzentrierten Banded Iron Formations sind unsere wichtigste Fe-Quelle. Die Bildung dieser chemischen Sedimente markiert den allmählichen Übergang von reduzierender zu oxidierender Atmosphäre. Die über Hunderte von km verfolgbaren Chert-Hämatit-Lagen wurden wahrscheinlich auf ausgedehnten Schelfplattformen abgelagert, wo reduziertes Tiefenwasser reich an Fe 2+ (wahrscheinlich mit einem Beitrag aus weit entfernten MORartigen Hydrothermen) durch den sich aufbauenden Sauerstoff aus der Atmosphäre zu unlöslichem Hämatit ± Magnetit oxidiert wurde. Abb. 2.17: Der Anreicherungsprozess in den Roll-Front U-Lagerstätten funktioniert wie eine chromatographische Kolonne, in der die Redox-Front sukzessive gegen rechts vordringt, während grosse Mengen von Fluid durch den Aquifer strömen. Die entscheidenden Reduktionsreaktionen werden dabei vermutlich durch Bakterien katalysiert (Robb, 2005) Präkambrische Atmosphäre, BIF s und Witwatersrand-Konglomerate Die Konzentration von freiem Sauerstoff in der Atmosphäre während des Erdaltertums war anfangs gering (zunächst nur aus Blitzentladungen und UV-Einstrahlung) und stieg erst als Folge pflanzlicher Photosynthese zu einer Hauptkomponente der heutigen Erdatmosphäre an. Die zeitliche Entwicklung dieses Gebänderte Eisenformationen (BIF) Gebänderte Eisenformationen sind auch bekannt als Itabirite (Brasilien, Hamersley Australien) oder Taconite (Kanada, Kola). Die wichtigsten Abbaugebiete sind die Superior Province (USA/Kanada), das Hamersley Basin in Westaustralien, die Ukraine und Russland, sowie Brasilien und Südafrika. BIF s bildeten sich global vor 2.4 bis 2.0 Mrd Jahren in einem Zeitraum des Uebergangs von einer reduzierten zur heutigen oxidierten Atmosphäre, als das gesamte Tiefenwasser oder wenigstens Teilbecken von Ozeanen noch Fe 2+ -reiches reduziertes Wasser enthielten, die Atmosphäre und das Oberflächenwasser aber sukzessive duch Algen-Photosynthese an O 2 angereichert wurden. Duch grossrämige Meereszirkulation strömte das Tiefenwasser in den seichten Schelfbereich, wo Fe III -Hydroxide und -Oxide durch Reaktion mit der zunehmend O 2 -reichen Atmosphäre ausgefällt wurde. Die Banded Iron Formations sind «Mangelsedimente», welche sich nur mit einem so hohen Anteil chemischer Si- und Fe-Ausfällung bilden konnten, u.a. auch weil im späten Archaikum ausgedehnte Karbonatfällung im Schelfbereich noch unterbunden war. Diese dominiert heute auf detritus-armen Schelfplattformen und «verdünnt» modernere Fereiche Mangelsedimente, wie etwa die Eisenoolithe im europäischen Dogger welche in Europa historisch bedeutsame Eisenerze lieferten (z.b. Herznach AG). Im Archaikum fehlten karbonatfällende Biota weitgehend, im Gegensatz zu dolomitfällenden Bakterien im Proterozoikum und calcitschalen-bildenden Ein- und Vielzellern im Phanerozoikum. BIF s selber sind zu SiO 2 -reich, um direkt als Fe-Erze abgebaut zu werden. Die Wirtschaftlichkeit von BIF-Lagerstätten ist kritisch bestimmt durch sekundäre Anreicherung, die evtl. bereits im Präkambrium stattfand und den Eisengehalt durch ein Art von lateritischer SiO 2 -Auslaugung auf über 50% erhöhte.

30 RdE 26 Witwatersrand (SA) Witwatersrandeine fossilen Seifen-Lagerstätte (placer) (?) Chemisch sowie mechanisch resistente Erzmineralien werden bei der Verwitterung freigesetzt. Wenn sie bei der Erosion in Flussläufe gelangen, können sie in Seifenlagerstätten konzentriert werden. Rezente Seifenlagerstätten finden sich in Flussläufen, oder in Küstensedimenten in der Umgebung von Flussmündungen; fossile Seifenlagerstätten in Sandsteinen und Konglomeraten. Wichtiger (sekundärer) Konzentrationsmechanismus für Gold (Schweiz: Rhein; Napf-Konglomerate), Kassiterit (SnO 2, Malaysia), Rutil, Ilmenit, Zirkon und Monazit. Witwatersrand bedeutendster Goldproduzent der Welt: heute ca t/jahr und einige 1000 t U/Jahr. Der Witwatersrand wurde 1886 entdeckt. Zuerst vermutete man, es handle sich um eine rezente Seife, ev. Küstenkonglomerat. In den 50-er Jahren wurde die Ausdehnung des sog. Witwatersrandbeckens erkannt: km 2 grosses intrakratonisches Becken innerhalb des Kaap Vaal Kratons, gefüllt mit klastischen Sedimenten und Vulkaniten mit einer Totalmächtigkeit von bis zu 15km. Darin entahlten sind etwa 100 Konglomerathorizonte mit einer Gesamtmächtigkeit von 650m. 15 Horizonte enthalten wirtschaftliche Au-Konzentratioen, besonders in der oberen Witwatersrand Gruppe = regressiv, Sechs grosse Deltas über einer eher transgresiven unteren Witwatersrand Gruppe. Die Grösse der Goldpartikel nimmt gegen das Beckeninnere ab, beste Goldführung in den mittleren Bereichen der Deltas. Konglomeratgerölle vor allem aus Gangquarz, kaum Tonschiefer etc. = sehr reifes Sediment. In der Matrix neben Gold folgende Schweremineralien: Pyrit, Chromit, Zirkon, Monazit, Granat, Uraninit, Sulfide, Platinoide, Kassiterit, Diamant. Deren Verteilung in der Sequenz wiederspiegelt zeitlich wechselnde Einzugsverhältnisse. Einzugsgebiet sowohl mit sauren (Kassiterit) als auch basischen Gesteinen (Chromit, Pt). Bekannte Greenstone Belts (Barberton Mountain Land) enthalten hydrothermale Goldlagerstätten und Pb-Isotope passen mit einer ähnlichen Herkunft des Goldes überein. Neuerdings wurden auch hydrothermale Au-Mineralisationen in den Graniten randlich des Witwatersrand-Beckens gefunden. Mehrere Erztypen: - Au in der Matrix von Konglomeraten. - Au in pyritreichen Sanden (ohne Gerölle, oder nur mit vereinzelten Geröllen: Erosionskanäle). - Au Anreicherungen diskordant in Sandlagen (Au durch metamorphe Fluide remobilisiert). - Au Anreicherungen in tonigen und besonders reich in kohligen Bändern, die als Algenmatten interpretiert wurden, aber mindestens lokal auch aus (re)mobilisiertem Kohlenstoff bestehen. Lange Zeit wurde die Lagerstätte als eine fossile Seife interpretiert, doch gab es immer Proponenten einer hydrothermalen Genese, denn das meiste Gold kommt nicht als klar detritische Partikel sondern auf Korngrenzen und in Mikrorissen vor. Die sogenannte «Modified Placer Theorie» wird heute von den meisten Leuten bevorzugt: Primär eine vor 3000 Mio. Jahren gebildeten Seifenlagerstätte, die unter hydrothermalen Bedingungen modifiziert wurde, wobei ein Teil des Goldes und des U remobilisiert wurde (während der grünschieferfaziellen Regionalmetamorphose und der anschliessenden Intrusion des Bushveld-Komplexes vor ca Mio. J. (Re/Os und U/Pb Isotopen-Untersuchungen an Gold, PbS, Pyrit und U-Mineralien). 2.9 Hydrothermale Erzbildung im kontinentalen Bereich: Sedimentbecken, Rifte, Plattenränder Das Prinzip der hydrothermalen Erzanreicherung Erzbildendes Hydrothermalsystem = Krustenbereich, in dem chemische Elemente durch Fluidtransport umverteilt und lokal zu Erzlagerstätten angereichert werden: Effiziente Erzbildung erfordert ein Zusammenspiel chemischer und physikalischer Prozesse auf verschiedenen Skalen: Grosses Volumen von Ausgangsgestein: Extraktion der Spurenmetalle Fluid-Quelle und geeignete chemische Bedingungen zur Auslaugung von Spurenelementen aus dem Ausgangsgestein Wegsamkeit für Fluidtransport Energiequelle, mechanisch und/oder thermisch, zum Fluid- Transport Mechanische Fokussierung der Fluide durch ein kleines Gesteinsvolumen Chemische Triebkraft zur Wiederausfällung der Metalle als Erzmineralien Abb. 2.18: Prinzip der hydrothermalen Erzanreicherung Die kritischen Faktoren zur Anreicherung bestimmter Elemente treffen nur lokal und zu ganz bestimmten Zeiten zusammen. Das erforderliche Zusammentreffen mehrerer Krustenprozesse bestimmt die Seltenheit extremer Elementanreicherungen und wirtschaftlicher Rohstoff-Lagerstätten. Rohstoff-Geologie und Mineralexploration ist daher eine Kombination von Strukturgeologie + Sedimentologie + Geophysik sowie der Geochemie Tektonik und hydrothermale Erzlagerstätten Die Erfordernisse von Wegsamkeit und Energie zur Aktivierung von Fluidprozessen erklären, warum besonders im kontinentalen Bereich bestimmte Typen hydrothermaler Vererzungen immer wieder an bestimmte, grosstektonische Strukturen und Ereignisse geknüpft sind. Hydrothermale Erzbildung auf allen Skalen ist assoziiert mit strukturellen Diskontinuitäten; Erzanreicherungen sind eng verknüpft mit Deformationsprozessen: Globale Plattenstrukturen (~1000km) beeinflussen Mineralprovinzen Kontinentweite Störungszonen beeinflussen Beckenbildung, Intrusionen Regionale bis lokale beeinflussen Fluid-Fokussierung Bruch & Scherzonen Brüche, Brekzien beeinflussen Ausfällung von Erzmineralien

31 RdE 27 Plattentektonisches Umfeld typischer Lagerstätten-Provinzen im Kontinentalbereich Konvergente Plattenränder (Ozean-Kontinent-Subduktion): Magmatisch-hydrothermale «Cu-Porphyre», Mo- und Sn-W- und Skarn-Lagerstätten, Kalkalkalischer Magmatismus. Alpinotype und archaische Orogenzonen (Kontinent-Kontinent- Kollision) Mesothermale Gold-Quarz-Adern verknüpft mit Regionalmetamorphose ± tiefem granitischem Magmatismus. «Back-arc» Extensionszonen in Randgebieten von Kontinenten Epithermale Au-Ag-(-Pb-Zn-Te...)-Adern und aktive Geothermalsysteme. Intrakontinentale Bruchzonen, Rifte und epikontinentale Becken Stratiforme und «Mississippi Valley-Type» Pb-Zn-(-F-Ba) - Lagerstätten; Sedimentär-diagenetische Cu-Erze. Anorogene magmatische Zentren: Hot Spots Intrakontinentale Sn- oder Cu-U-REE-Lagerstätten assoziiert mit Graniten. Grosse Lagerstätten im Kontinentalbereich oft entlang diffusen «Lineamenten», die auf Satelliten- und Luftaufnahmen oder geophysikalischen Karten klar erkennbar, aber geologisch z.t. schwer definierbar sind. Lineamente reflektieren wahrscheinlich die Tendenz der kontinentalen Lithospäre zur wiederholten tektonischer Reaktivierung grosser Bewegungsflächen. Empirisch wichtig für Exploration. Beispiel: Entdeckung der riesigen Cu-U-REE-Lagerstätte von Olympic Dam (Südaustralien) unter 200m Ueberdeckung durch jüngere Sedimente. Black magic but they say it worked (O Driscoll)? Ursprung von hydrothermalen Fluiden Als hydrothermale Erzlagerstätten werden Lagerstätten bezeichnet, deren Mineralinhalt aus warmen bis heissen, wässerigen Lösungen oder Fluiden ausgefällt wurde. Deren Wasser, als Hauptkomponente des Lösungsmittels für den hydrothermalen Metalltransport, kann unterschiedlicher Herkunft sein. Ursprung des Wassers ist neben Form, Elementinhalt und tektonischem Milieu ein wichtiges Kriterium zur genetischen Charaktierisierung von Erzvorkommen: Meteorisches Wasser: Grundwasser aus der Hydrosphäre Meerwasser Porenwasser: mit Sedimenten in die Tiefe verfrachtetes See- oder Meerwasser, oft durch Reaktion mit dem Gestein chemisch verändert Metamorphes Wasser: durch metamorphe Reaktionen freigesetzt (oft zusammen mit CO 2 ) Magmatisches Wasser: aus einer H 2 O-haltigen Silikatschmelze entmischt, als Folge von Dekompression und Kristallisation des Magmas Die Herkunft des Wassers wird meist indirekt, d.h. mit Hilfe der Sauerstoff- und Wasserstoff-Isotopensignatur von Silikaten, Karbonaten oder Quarz bestimmt, wobei die Temperatur der Gleichgewichtseinstellung der O,H-Isotopen zwischen Mineral und Fluid bekannt sein müssen. H-Isotopen lassen sich z. T. direkt an Füssigkeinseinschlüssen bestimmen. Die Dichte erzbildender Hydrothermalfluide variiert in weiten Grenzen, von ~1.2 g/cm 3 im Falle relativ kühler hochsaliner Laugen (z. B. Pb-Zn-Erze in sedimentären Becken) bis zu heissem Dampf oder fumarolischen Gasen geringer Dichte (< 0.01 g/cm 3. z. B. die Dampfphase in epithermalen Lagerstätten) Fluidchemie und Metall-Löslichkeit Die meisten Erzmineralien sind in reinem Wasser fast unlöslich. Die Löslichkeit von Sulfiden in einem reduzierten Fluid (ohne freien O 2, H 2 S >> SO 4 ) lässt sich durch folgende Reaktion beschreiben: MeS + 2H + n Me 2+ + H 2 S Zur Illustration: Theoretische Löslichkeit in reinem Wasser, falls [Me 2+] = [H 2 S] und ph ~ neutral: 25 C 100 C 200 C Fe (FeS) 290 µg/l 750 µg/l 1400 µg/l Zn (ZnS) 0.02 µg/l 0.38 µg/l 3.2 µg/l Pb (PbS) µg/l 0.02 µg/l 0.4 µg/l CuS und HgS sind noch bedeutend schlechter löslich. Frage: Wieviel Süsswasser bei 100 C wäre nötig, um durch einfache Abkühlung 10 Mt Bleiglanz in einer grossen sedimentär-exhalativen Erzlagerstätte anzusammeln? Schätze zum Vergleich das Porenvolumen des schweizerischen Molassebeckens. Anderer Vergleich: Gesamtfluss aller Flüsse zum Ozean ~ kg/jahr. Schlussfolgerung? Zum effizienten Transport in hydrothermalen Fluiden müssen Metalle durch Komplexierung in Lösung gehalten werden. Geologisch wichtige Liganden (Komplexbildner) sind Cl -, HS - und OH - (evtl. auch SO 4-2, CO 3-2, F -, Br -, HTe - und organische Liganden wie Acetat CH 3 COO -. Chlorid Cl - ist wegen seiner z. T. sehr hohen Konzentration (bis 10mol / kg H 2 O) besonders wichtig zur Komplexierung von Buntmetallen (Cu, Pb, Zn, Sn und Fe, z. B. CuCl aq, ZnCl 2 aq, FeCl +, PbCl +, PbCl 2 aq, PbCl 4 2- ). Komplexierung erhöht Löslichkeit um mehrere Grössenordnungen (Aktivität a i ~ Molalität m i = mol i /kg H 2 O): Cu + + Cl - n CuCl aq K =acucl aq / (acu +. acl - ) = (200 C) Zusätzlich sind meist weitere Bedingungen wie erhöhte Temperatur, tiefer ph oder geringe H 2 S-Konzentration nötig für effizienten Schwermetalltransport. Für den Hydrothermaltransport von Gold und Silber sind die extrem stabilen Bisulfidkomplexe wie z. B. Au(HS) 2- wichtig. Verantwortlich für Edelmetallanreicherung in epithermalen und mesothermalen Lagerstätten (oft ohne bedeutende Konzentration von Cu, Pb, Zn) durch S-reiche Fluide niedriger Salinität (z.b. metamorphe oder modifizierte meteorische Fluide). Je nach metalltransportierendem Komplex führten unterschiedliche geologische Prozesse zur Auflösung und Ausfällung von Erzmineralien in unterschiedlichen Lagerstättentypen.

32 RdE Ausfällung von Erzmineralien Ausfällung von Sulfiden Cl-komplexierter Metalle: aq ZnCl 2 + H 2 S n ZnS + 2Cl - + 2H + FeCl + + H 2 S n FeS + Cl - + 2H + K = acl -. (ah + ) 2 / (afecl +. ah 2 S) Ausfällung (=Verschiebung des Gleichgewichts gegen rechts) durch verschiedene geologische Prozesse möglich: - Zufuhr von H 2 S (z.b. Mischen einer Cl-reichen metallführenden Lösung mit einem H 2 S-führenden Fluid, oder Erhöhung der H 2 S-Konzentration durch Reduktion von Sulfat) - Verdünnen durch chloridfreie Lösungen (meteorisches H 2 O): Dekomplexierung - Temperaturabnahme: K=K(T) steigt mit fallender Temperatur - Zunahme des ph durch Neutralisierung saurer Lösungen, z.b. durch Reaktion mit Karbonat CaCO H + n Ca 2+ + CO 2 + H 2 O - Zunahme des ph beim Sieden ursprünglich CO 2- und/oder HCl-reicher Flüssigkeiten. Beim Sieden (Abtrennung einer Gasphase) treten «saure» Spezien wie HCl, CO 2 und auch H 2 S bevorzugt in die Gasphase über (verglichen mit den «Basen» Cl -, HCO 3- bzw. HS - ). Zum Beispiel für das besonders wichtige CO 2 (=H 2 CO 3 = Kohlensäure): - HCO 3 + H + aq n H 2 CO 3 n CO 2 # g + H 2 O Verschiebung dieses Gleichgewichts gegen rechts konsumiert H +, dies treibt die Sulfidfällungsreaktionen (oben) gegen rechts. Allerdings führt der Dampfverlust auch zu einer Konzentrationserhöhung von Cl - und einer Erniedrigung der Gesamt- Sulfidkonzentration: Effekte, die einer Sulfidausfällung entgegenwirken können. Ausfällung HS - -komplexierter Metalle: - Au(HS) H 2 n Au + H 2 S + HS - Ablauf dieser Reaktion nach rechts, d.h. Au-Ausfällung, ermöglicht durch folgende Prozesse: - H 2 S-Verlust des goldtransportierenden Fluids beim Sieden, z.b. in epithermalen Adern. - Erniedrigung der H 2 S und HS - Konzentration durch Reaktion des Au-S-reichen Fluids mit dem Eisen im Nebengestein (Oxide, Silikate), z. B. Pyritisierung von Magnetit: Fe 3 O H 2 S g 3FeS H 2 O + H 2 Nebegesteins-Sulfidation ist besonders verbreitet in mesothermalen Goldvererzungen, z.b. in archaischen Grünggesteinen, auch M. Rosa (s metamorphe Lagerstätten). - Verdünnen mit S-freiem Wasser (meteorisches Wasser). - Temperaturabnahme. - Oxidation: H 2 S + 2O 2 g H + + HSO 4-, z.b. durch Mischung des Hydrothermalfluids mit sauerstoffreichem Meerwasser in «Black Smokers» und VMS-Lagerstätten. Welche von diesen Möglichkeiten in einem bestimmten Vorkommen wirksam war, kann oft mit Hilfe von Untersuchungen an Flüssigkeitseinschlüssen festgestellt werden (z.b. Sieden führt zu gasreichen-salzarmen und gasarmen-salzreichen Einschlüssen), und mit Untersuchungen an stabilen Isotopen (Mischen zweier Lösungen mit unterschiedlichen Isotopensignaturen von Sauerstoff und Wasserstoff). Der Gesamteffekt konkurrierender Reaktionen in komplexen Fluid/Gesteinssystemen kann mit Multikomponenten-Reaktionsmodellen (sog. «mass transfer models») berechnet werden, falls experimentelle thermodynamische Daten verfügbar sind Pb, Zn und Cu-Lagerstätten in (epi-)kontinentalen Sedimentbecken In sedimentären Becken im kontinental- und Schelfbereich laufen erzbildende Prozesse ab, die zu einem Spektrum von Buntmetall-Lagerstättentypen führen können: Unsere wichtigste Quelle von Pb, Zn, Cd, Co und Ag (in PbS), zweitwichtigste Quelle von Cu (neben Cu-Porphyren). Dieses Spektrum reicht von sedimentär-exhalativer (syngenetischer) Erzbildung über syn-diagenetische Hydrothermalprozesse bis zu klar epigenetischen Vererzungen in vollständig verfestigten Sedimenten. Erzbildung erfolgt bei tiefen bis mässigen Temperaturen ( C), oft treten mehrere Erztypen im selben Becken auf, z. T. auch Erdöl/Gas. Fast immer sind Evaporite und saline Beckenwässer anwesend. Drei Haupttypen werden unterschieden: Sedimentär-diagenetische Cu-Lagerstätten Meist stratiforme, geringmächtige, aber lateral sehr ausgedehnte Horizonte, die leicht diskordant zur Sedimentschichtung verlaufen. Meist in schwarzen Schiefern nahe der Kontaktzone zu unterliegender «redbeds» (kontinentale, vollständig oxidierte Sandsteine aus Wüstenmilieu, zusammen mit Evaporiten). Cu- Anreicherung durch diagenetische Reaktion oxidierter Cu-haltiger aber H 2 S-freier saliner Fluide, welche erst durch die roten Sandsteine fliessen und dabei Cu auslaugen, und anschliessend bei Infiltration in die überliegenden schwarzen Sedimente reduziert werden und dabei das Kupfer als Sulfid wieder ausfällen. Hauptquelle von Co als Nebenprodukt der Cu-Gewinnung, besonders aus Zambia. In Ostdeuschland/Polen ist der permische Kupferschiefer eines der wichtigsten Erzvorkommen Europas; Bildung und Geologie ähnlich den spätproterozoischen zambischen Vorkommen. Seltener auch klar epigenetisch-transgressive Lagerstätten, z.b. Brekzienschlote an Störungsintersektionen. Stratiforme Pb-Zn-(-Ag)-Lagerstätten Stratiforme Lagerstätten treten in tonigen bis karbonatischen Sedimenten, typisch mit feiner kontinuierlicher Schichtung. Syngenetische bis früh-diagenetische Bildung durch Ausfluss hydrothermaler Laugen in eng lokalisierte Sedimentationströge, daher oft auch sedimentär-exhalativ genannt (sedex-type Pb- Zn deposits). Aehnlichkeiten zu VMS, doch ohne bedeutenden gleichzeitige Magmatismus in unmittelbarer Nähe. Tuffe, Gänge, Sills in der weiteren Umgebung sind möglicherweise Evidenz für erhöhten Wärmefluss, welcher zirkulierende Wässer bereits in geringen Tiefen aufheizt und damit befähigt, Metalle zu lösen und zu transportieren. Saline Fluide erhöhter Temperatur, ca C, zusammen mit Pb-Isotopen Hinweis darauf, dass Fluide entlang Störungen bis ins kristalline Basement hinab zirkulieren. Stratiforme Lagerstätten sind die bedeutendsten Pb (+Zn) und Ag-Lieferanten und gehören zu den extremsten «Schwermetallanomalien» der Erdkruste. Beispiele sind Sullivan (Kanada: Pb, Zn, Ag), Meggen (Pyrit, Zinkblende), Rammelsberg (Cu- Pb-Zn, Ag, Au), Navan-Silvermines (Irland), zahlreiche grosse Vorkommen in Australien (Mount Isa, Broken Hill: Pb-Zn-Ag), Broken Hill in S-Afrika.

33 RdE 29 Der Kupferschiefer von Deutschland und Polen Fast kontinuierliche Ausdehnung Cu-Pb-Zn-anomaler Tonschiefer über km 2, aber nur wenige dm, selten bis einige m mächtig. 5% der Fläche mit Zn-Gehalten >0.3%, 1% mit Cu-Gehalten >0.3%. In Polen Reserve von 1500 Mt Erz mit 1.5% Cu in m mächtiger Schichtabschnitten. Dünne Wechsellagerung von karbonatreichen und tonigen, mit Cu angereicherten Lagen. Die Sulfide sind sehr feinkörnig in der Matrix (Pyrit, Bornit Cu 5 FeS 4, Cu-Glanz Cu 2 S, Kupferkies, Covellin CuS, Idait Cu 5 FeS 6, neben PbS, ZnS). Stellenweise deutliche Angereicherung von V, Mo, U, Ag, As, Sb, Bi, Se, Cd, Tl, Au, Re, PGE, Hg. Typische Zonierung von Cu im Liegenden xu Pb, Zn im Hangen-den. Bildung im abgeschlossenen, oberpermischen Zechsteinbecken, einem Evaporitbecken im nördlichen Vorland des Variszischen Orogens (Evans, 1992?). Stratigraphie des Zechsteinbeckens: Buntsandstein (untere Trias) Zechstein Evaporite, Dolomite Kalk/Dolomit Kupferschiefer = bituminöser kalkig/dolomitischer Mergel (0.25 bis 8m), bei der ersten marinen Transgression unter reduzierenden Bedingungen abgelagert. Transgression z.t. mit Konglomerat über Rotliegendem, aber auch direkt auf oder variszisch gefaltetem Karbon und älterem Paläozoikum. Rotliegendes (Sandsteine, mittleres bis oberes Perm): <1000m klastische Sedimente, welche unter ariden Bedingungen abgelagert wurde; dazu Vulkanite. Sie füllen Depression, welche sich am Ende der variszischen Orogenese gebildet hatten. Die «Rote Fäule» ist eine typische und genetisch bedeutende hydrothermale Alteration: Bereiche des Kupferschiefers, der durch oxidierte Fluids an Schwermetallen verarmt wurde, und Indikator für gut mineralisierte Bereiche in angrenzenden, nicht oxydierten Bereichen des Kupferschiefers. Erhöhte Schwermetallgehalte lokal auch im angrenzenden Zechsteindolomit und im unmittelbar liegenden Sandstein, z.b. in der Umgebung der roten Fäule oder bei geringer Mächtigkeit oder Fehlen des Kupferschiefers. Cu-Anreicherung immer auf der reduzierten Seite einer Redox-Front, die grossräumig wie auch lokal die lithostratigraphischen Kontakte diskordant überprägt. Diese Diskordanz schliesst eine streng syngenetische Erzanreicherung aus. Dies wird auch bestätigt durch Mikrotexturen, bei denen Cu-Sulfide und Pyrit die Silikate, Karbonate und auch Hämatit verdrängen. Sulfide zementieren auch klastische Komponenten des Kupferschiefers und treten als Rissfüllungen auf. δ 34 S von Sulfiden deuten auf tieftemperierte, ev. bakteriogene Reduktion von Sulfatschwefel. Pb-Isotopenverhältnisse zeigen eine Herkunft des Pb aus proterozoisch kristallisiertem Material an (solches Abb. 2.19: Schematisches, extrem überhöhtes Profil durch die Redoxfront und Stratigraphie des Kupferschiefers findet sich als Detritus in den Palaezoischen Sedimenten). Flüssigkeits-Einschlüsse ergeben T H von ca. 120 C und hohe Salzgehalte (>20 Gew.% NaCl equiv.). Genetische Vorstellungen sind beeinflusst durch Beobachtungen an rezenten Sabkhas = saline Rand-Lagunen in einem partiell abgeschlossenen Meeresbecken wie dem Persischen Golf. Die Lagunen werden periodisch überflutet, wobei sich Algenmatten und Evaporite bilden. Die zusedimentierten Algenmatten bilden einen Horizont reduzierender feinkörniger Sedimente, die schon primär oder bei der ersten Diagenese an Pyrit und Schwermetallgehalte etwas angereichert werden (Cu+Pb+Zn ~100 ppm). Für wirtschaftliche Metallanreicherung wesentlich ist die Existenz eines Aquifers im Liegenden, entlang welchem warme saline Fluide aus den tieferen Teilen des Beckens (von rechts unten nach links oben in der Figur) aufsteigen. Durch Interaktion mit paläozoischen Schichten und dem Rotliegenden an Schwermetallen angereicherte Fluide treffen am Horizont des Kupferschiefers ein relativ undurchlässiges Gestein und gleichzeitig eine erste Reduktionsfront (Pyrit, org. Kohlenstoff, Methan). Bei der Oxidation des Kupferschiefers zur Roten Fäule nehmen die Fluide noch mehr Metalle auf, und fällen diese beim Uebergang zur reduzierten Fazies in konzentrierter Form wieder aus. Fällung von Cu- Sulfiden erfolgt durch Verbindung des Cu mit H 2 S, welches durch Reduktion von Sulfat mit festen oder mobilen Formen organischer Kohlewasserstoffe entsteht, z.b. Methan: -2-2 CH 4 + SO 4 g CO 3 + H 2 S + H 2 O Daneben ersetzen Cu-(Fe-)-Sulfide auch diagenetischen, bereits vorher durch biogene Sulfatreduktion gebilteten Pyrit. Die Zonierung der Metalle (Cu [ Pb, Zn) ist ein Abbild ihrer Löslichkeit in einem Gradienten fallenden Eh s (oxidiert [ reduziert). Postdiagenetisch bilden sich auch mineralisierte Klüfte mit Co-Ni-As-Ba und Cu-Ag- As-Mineralien, welche besonders in der Nähe von paläogeographischen Hochzonen auftreten. Diese hydrothermale Tätigkeit führte zu Kaolinisierung von Feldspäten. Im Fall der zambischen Vorkommen wurde vorgeschlagen, dass die oxidierten Fluide kühl waren (25-50 C) und aus höhergelegenen Gebieten gegen das Becken-Innere hinunterflossen. Frühere Ansichten für beide Provinzen postulierten eine syngenetisch-marine Metallanreicherung, wobei die Metalle aus dem Meerwasser während der Sedimentation ausgefällt würden. Die Gehalte an Cu im Meerwasser sind hinreichend hoch (0.1-20ppb, 2x10 9 km 3 Wasser enthalten ca. 20 Mt Cu), aber es müsste eine erhebliche Strömungsgeschwindigkeit (~1km/h) vorausgesetzt werden, um in 1 Mio. Jahren eine Lagerstätte zu bilden. Diese Geschwindigkeit ist kaum vereinbar mit der Beckengeometrie von vielen kleinen Buchten. Ausserdem widersprechen die noch wesentlich kleineren Pb-Gehalte des Meerwasser diesen syngenetischen Vorstellungen.

34 RdE Magmatisch-hydrothermale Lagerstätten Abb. 2.20: Beispiel Silvermines, Irland (Querschnitt, nicht überhöht): stratiforme, aber in ihrer Mächtigkeit von synsedimen-tären Brüchen beeinflusste Erzkörper: Tektonik bestimmt Geometrie von erzbildenden Sub-Becken (Evans, 1992). Mississippi-Valley-Typ (MVT) Zn-Pb-Lagerstätten Epigenetische, schichtgebundene Pb-Zn Lagerstätten in Plattformkarbonaten, seltener in Sandsteinen, sind weltweit verbreitet: Mississippi Valley Tennessee - Missouri - Arkansas (USA): intrakontinentale Becken Paläozoikum - Mesozoikum; Pine Point (Kanada); Trias der Süd- und Ostalpen (Frühstadium der Tethys-Oeffnung, z.b. Bleiberg); Sardinien; N-Afrika; Devonische Riffe des Canning Basin, W-Australien. Alter meist phanerozoisch. Lithostratigraphie stets ähnlich: Im Liegenden Altkristallin, darüber folgen Konglomerate und Sandsteine, dann marine Transgression mit Evaporitbildungen und Plattform- oder Riff- Karbonaten, welche Zinkblende, Bleiglanz und andere in Form von schichtgebundenen Massen und als Füllung von Lösungshohlräumen enthalten. Unter magmatisch-hydrothermalen Lagerstätten im weiteren Sinne versteht man zahlreiche Typen aderförmiger Vererzungen verschiedenener Metalle, welche mit dioritischen bis granitischen Gesteinen und deren vulkanischen Aequivalenten assoziiert sind. Oft werden zu dieser Klasse auch epithermale Au-Ag-Adern gezählt (z.b. Siebenbürgen), sowie Sb-Adern, Cu-Pb-Zn-Ag-Adern (Erzgebirge) und Adervererzungen von U und anderen Elementen, bei denen die Herkunft der Fluide variabel ist, bei denen aber magmatische Intrusionen als Energiequelle zur Aktivierung eines hydrothermalen Zirkulationsystems und zur Auflösung von Spurenelementen aus verschiedenen Gesteinen essentiell waren. Die Zuordnung magmatisch-hydrothermal im engeren Sinn ist nur dann gesichert, wenn das hydrothermale Fluid (Wasser, Metalle, Cl, S) mindestens partiell durch Abscheidung aus einem kristallisierenden Magma stammt. Dies ist oft schwierig zu beweisen, weil Wasser beispielsweise meteorischen Ursprungs, das in grösseren Tiefen aufgeheizt wurde und intensiv mit einem magmatischen Gestein reagiert hat, isotopisch und chemisch von einem strikt magmatisch-hydrothermalen Fluid kaum mehr zu unterscheiden ist. Bei porphyrischen Lagerstätten von Cu und Mo, sowie bei einigen Sn-Lagerstätten ist die magmatische Abstammung der Erzfluide unbestritten, und diese werden daher als Beispiel näher behandelt. Porphyrische Cu-(-Mo-Au)-Lagerstätten (porphyry copper deposits) decken mehr als 50% der Weltproduktion an Cu, mit Au als wichtigem Nebenprodukt. «Porphyry-Mo-deposits» sind die Hauptquelle für Molybdän und Rhenium. Kupferporphyre bilden sich hauptsächlich über aktiven Subduktionszonen, wo ozeanische Kruste unter einen Kontinentalrand absinkt: enge Assoziation mit kalkalkalischem Magmatismus. MVT MVT sind meist mineralogisch einfache Lagerstätten mit Bleiglanz, Zinkblende, Dolomit-Ankerit (± Baryt, Flusspat, Calcit, Quarz, Pyrit, Markasit und weiteren Sulfiden). Auf einer Lagerstätte oft scheinbar widersprüchliche Vererzungsbilder, die sowohl auf epigenetische (Adern, metasomatische Verdrängung des Nebengesteins) wie auch syngenetische Lagerstättenbildung schliessen lassen (gebänderte Erze, graded bedding, slumping, load casts, resedimentierte Erzfragmente). Die Lagerstätten sind teils an spezielle Faziesentwicklungen gebunden, teils an bestimmte Bruchstrukturen. Eine wesentliche Rolle spielt in jedem Fall die Permeabilität: Primäre Permabilität in Riffschuttbereichen, tektonisch bedingte Wegsamkeit in Störungszonen, Kollapsstrukturen infolge Verkarstung. Auch Fazieswechsel von oxydierend zu reduzierend kann eine Rolle spielen. Mineralisation teils kurz nach der Diagenese, teils klar epigenetisch und wesentlich später in der Beckenentwicklung. Flüssigkeitseinschlüsse zeigen, dass die Erzlösungen stets hochsalinar sind und dass die Erzbildung bei tiefen Temperaturen ~ C erfolgt. An der Entstehung der Lagerstätten sind Porenwässer/ Formationswässer beteiligt, die in absinkenden Sedimentationströgen in meherere km Tiefe gelangen, erwärmt werden, mit Silikaten reagieren und gegen den Trogrand wieder hochsteigen, wo sie mit frischem meteorischen Wasser zusammentreffen, was Ausfällungsreaktionen hervorruft. Vorstellbar ist ein ähnlicher Prozess auch im Vorland von Orogenesen bei Ueberschiebungen auf Vorlandsedimente. Für Lagerstätten im Bereich von Riftbildungen wird die Beteiligung von Meerwasser postuliert, das längs tiefgreifenden Störungszonen absteigt, im Kontakt mit Evaporiten weiter Salze aufnimmt, erwärmt wird (riftbgeleitender Magmatismus) und mit Silikaten (Feldspäten) reagiert und längs Störungszonen wieder hochsteigt, wo es im Kontakt mit frischem Meerwasser zu Lagerstättenbildungen kommt. Abb. 2.21: Beispiel einer klar epigenetischen, an Störungen und stratigraphische (Riff-)-Horizonte gebundenen MVT-Vererzung: Schnitt durch die Blendevale-Lagerstätte, Westaustralien.

35 RdE 31 Zwei globale Gürtel spätmesozoischen bis tertiären Alters enthalten die meisten Cu-Porphyrprovinzen in bestimmten, wohl durch Grosstektonik bestimmten Raum- und Zeitabschnitten (z. B. Einfallwinkel der Benioffzone? Charakter der subduzierten Lithosphäre?): Tethys-Sutur: Karpathen-Griechenland, Iran-Pakistan-Usbekistan, Indonesien Zirkumpazifik: Chile, Mexico-SW-USA, British Columbia, Philippinen, Solomonen-Neuguinea. Einige ältere Beispiele finden sich in weniger klarer geotektonischer Stellung Porphyrische Cu-Lagerstätten assoziiert mit späten, oberflächennahen, porphyrischen Intrusionen innerhalb von Intrusivkomplexen mit Dioriten, Monzoniten, Quarzmonzoniten und Granodioriten. Mo-Porphyre eher mit saureren Graniten. Wirtsgesteine der Vererzung sind die Intrusivstöcke selber sowie intrudierte Vulkanite, Schiefer, Gneise, Sedimente in unmittelbarem Kontakt zum Stock. Wo karbonatischen Nebengesteinen vorhanden sind bilden sich auch Skarn-Vererzungen. Erzkörper mit Kupferkies ± Bornit ± Kupferglanz ± Molybdänit umgeben meist schalenartig den Intrusivstock, weiter aussen umgeben von Pyrit-Kupferkies-Zone und distalen Adern mit Pb-Zn-Erzen. Stockwerkartige Erzkörper grosser Tonnage (X00 Mt) aber relativ geringen Metallgehalts (<2%, öfter 0.8% Cu). Erzmineralien sind disseminiert im veränderten Nebengestein, in Haarrissen und in einem dichten Netzwerk von mmmächtigen Äderchen mit Quarz ± Kalifeldspat. Durchgreifend intensive hydrothermale Alteration der Silikatgesteine durch magmatische Fluide ± Zumischung meteorischer Wässer. Typisch für porphyrische Cu-Lagerstätten sind zoniert angeordnete oder sich teilweise überlagernde Alterations-Halos. Von innen nach aussen, bzw. von früh/heiss/magmatisch bis spät/ kühler/meteorisch: Kali-Zone (potassic alteration) mit sekundärem Biotit und K-Feldspat ± Anhydrit = Zone der primären Cu-Vererzung. Serizitische Zone (phyllic alteration): Quarz, Serizit ± Chlorit ± Sulfide± Andalusit. Zone der Tonmineralbildung (argillic alteration) mit Kaolinit ± Pyrophyllit ± Alunit Pyrophyllit: Al 2 (OH) 2 Si 4 O 10, Diaspor: AlOOH Alunit: KAl 3 (OH) 6 (SO 4 ) 2 Propylitisierung: Distale Nebengesteinsveränderung: Plag albitisiert, Biotit chloritisiert, Neubildung von Ca-Mineralien: Epidot, Calcit, Anhydrit ± Pyrit dominiert Abb. 2.22: Schematische Querschnitt durch eine subvulkanische porphyrischen Erzlagerstätte (schwarz = schalenförmiger Erzkörper). Die Alterationszonen wiederspiegeln ein hydrothermales Zirkulationssystem im Interaktionsbereich magmatischer und meteorischer Fluide (Evans 1992). Isotopengeochemische Untersuchungen haben gezeigt, dass magmatisches Wasser bei der Bildung von sekundärem K-Feldspat und Biotit wesentlich beteiligt ist und dass auch die Kupfererze aus einem magmatischen Fluid ausgeschieden wurden. Meteorisches Wasser kann an der Bildung dieses Lagerstättentyps beteiligt sein, besonders bei der serizitischen und tonigen Alteration und als Kühlmittel (Erzkörper am Kontakt mit maximalem T-Gradient). Wasser meteorischen Ursprungs meist in bezug auf chemische Zusammensetzung und Isotopensignatur durch Reaktionen mit Silikatgesteinen verändert. Die Zonen überlagern sich oft, beim Abkühlen greifen tiefer-temperierten Alterationen mit H 2 O-reichen Schichtsilikaten auf bereits früher, bei höheren Temperaturen metasomatisierte Gesteine (bes. K-Alteration) über. Physikalische und chemische Prozesse in porphyrischen Lagerstätten Die H 2 O-Gehalte Si-reicher Magmen betragen normalerweise 2-10%. Das Wasser liegt als OH - vor, welches Sauerstoffbrücken ersetzt. Viskosität und Liquidustemperatur nehmen mit zunehmendem Wassergehalt ab. Die Löslichkeit von H O steigt 2 mit zunehmendem Druck und fällt mit zunehmender T. Magmatische Fluid-Entmischung und Bildung des Adernetzwerks. Magmen granitischer Zusammensetzung und geringen Wassergehalts <1% H 2 O kristallisieren über ein weites Temperaturintervall von > 1200 bis 650 C. Wassersättigung wird erst gegen Ende der Kristallisation erreicht, und es wird dann eine fluide Phase aus dem Magma separiert. Neben H 2 O gehen vor allem HCl, H 2 S, SO 2, CO in die fluide Phase über. 2 Abbildung 2.23 zeigt Schnitte durch einen Stock über einer erstarrenden Grandodiorit-Intrusion, zu zwei Zeitpunkten während der Bildung einer porphyrischen Cu-Lagerstätte. Innerhalb der 1000 C Isotherme ist das Magma noch ~80% geschmolzen, ca. 20% sind langsam in der Tiefe auskristallisierte Einsprenglinge. Eine im Kontakt mit dem Nebengestein bereits erstarrte Randzone bildet einen Panzer, der als Barriere für Fluide wirkt, sowohl von aussen als auch nach innen. Bei weiterer Kristallisation im Innern der Intrusion scheidet sich eine fluide Phase aus. Da die Bildung des magmatisch-hydrothermalen Fluids mit einer Volumenzunahme verbunden ist, steigt der Druck an. Wird die Elastizitätsgrenze des Panzers überschritten, sprengt das Fluid das Dach auf und trennt sich vom Magma ab. Die mit dem Aufsprengen verbundenen Druckentlastung führt dazu, dass das H 2 O-gesättigte Magma weiter Wasser verliert. Dies bewirkt seinerseits eine beschleunigte Kristallisation des Magmas und somit weitere Fluidausscheidung. Die Folge dieser sich gegenseitig beschleunigenden Prozesse führt zu einer feinkörnig-

36 RdE 32 Abb. 2.23: Schematische Darstellung gleichzeitiger Kristallisation einer subvulkanischen Intrusion der Entmischung magmatisch-hydrothermaler Fluide und der durch hydraulische Gesteinsaufsprengung gebildeten Erzadern: Bildung einer porphyrischen Kupferlagerstätte (Burnham, 1979, in Barnes, Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits). abgeschreckten Silikat-Matrix mit porphyrischen Einsprenglingen, fast gleichzeitig mit intensiver hydraulischer Durchaderung des Gesteins und durchgreifender Fluid/Gesteinsreaktion (K- Alteration + Cu-Ausfällung). Neben H 2 O treten HCl, H 2 S und CO 2 bevorzugt in die magmatische Fluidphase ein. Manche Schwermetalle des Magmas, z. B. Cu, werden in der fluiden Phase angereichert, wenn genügend Chlorid zur Komplexbildung vorhanden ist. Schwermetalle verhalten sich im Magma nicht unbedingt inkompatibel: Pb ersetzt K, Zn geht in Plagioklas, Cu geht in FeS, falls vorhanden (f O 2 abhängig) und zum Teil auch in die Ca-Mg-Silikate (Cpx, Hbl). Solange keine fluide Phase vorhanden ist verhalten sich viele Schwermetalle unter der Voraussetzung kompatibel, dass sie in die momentan kristallisierenden Phasen eintreten können. Z.B. ist Blei während der Kristallisation von Kfsp. kompatibel, weniger wenn nur Plag kristallisiert und inkompatibel wenn keine Mineralien mit K als Hauptelement kristallisieren. Die stets inkompatiblen Elemente reichern sich in der Fluidphase nur dann an, wenn sie bevorzugt mit Anionen Komplexe bilden, sonst verbleiben sie im Restmagma (Abb. 2.23). Fluidentwicklung bei fallender Temperatur. Die bei magmatischen Temperaturen entmischten Fluids sind je nach Zusammensetzung einphasig oder (besonders falls grössere Mengen CO 2 vorhanden sind) auch 2-phasig: ein salzreiches, gas-armes Fluid und ein gasreiches, salzarmes koexistieren. Leichtflüchtige Schwermetallkomplexe werden sich im gasreichen Fluid konzentrieren (z.b. Au-S-Komplexe?), während andere im salzreichen konzentriert werden (Cl-komplexierte Uebergangsmetalle). Damit kann bereits in einem Anfangsstadium der Fluidentwicklung eine Trennung von Schwermetallen auftreten, z.b. Pb und Zn in der Cl-reichen Lauge, während Au und Cu bevorzugt in die niedrigsaline Dampfphase fraktionieren. Die Fluidphase wird normalerweise mit dem Gestein reagieren: welche Reaktionen dabei ablaufen hängt wesentlich von den NaCl -, KCl - und HCl-Gehalten und deren Verhältnissen ab. Das Fluid nimmt Na, K und Ca auf, aber auch Metalle, die als Spurenelemente in den Silikaten eingebaut waren und bei tieferen Temperature wieder als Sulfide ausgefällt werden können. Die daraus resultierende Alteration des Gesteins hängt von T und der Zusammensetzung des Fluids ab, insbesondere vom ph, ak + und ana +. Je nach K/Na Verhältnis ist Kalifeldspat oder Albit stabil. Mit sinkender Temperatur wird das Stabilitätsfeld von Serizit erreicht. Zwei wichtige Reaktionen HCl-KCl-reicher Fluids bei fallender Temperatur: KCl + NaAlSi 3 O 8 g NaCl + KAl Si 3 O 8 (potassic alteration) Albit K-Feldspat HCl + KalSi 3 O 8 g KAl 3 Si 3 O 10 (OH) SiO 2 + KCl (phyllic alteration) K-Feldspat Muskowit/Serizit Quarz Wenn die fluide Phase mit Karbonaten reagiert, kommt es zur Kristallisation von Kalksilikaten wie Wollastonit, Diopsid, Ca-reichem Granat, Hornblende, Vesuvian, Skapolith = Skarn- Paragenesen. Skarne sind oft reich an Erzmineralien und bilden dann die sog. Skarnlagerstätten, in denen Cu, Pb, Zn, Fe (Hämatit, Magnetit), z.t. auch Au und W (Scheelit, Wolframit) angereichert sind. Schwefel der fluiden Phase. S als HS - im Magma. S bevorzugt die fluide Phase. Die S-Gehalte der fluiden Phase werden 0.2m bis 2.0 m geschätzt. Bei ihrer Bildung geschieht der Übertritt entweder in Form von: (OH) - + m (HS)- g H S + m 2 fl O-2 oder m (HS) - + m 5(OH)- g SO + m 2, fl 3O-2 + 3H m 2fl Um f HS - im Magma zu erhalten gehen Sulfidschmelzen, resp. Sulfide in Lösung. Ferner lösen HCl - haltige Fluids FeS auf: FeS + 2HCl fl n FeCl + H S 2, fl 2 fl Damit gehen auch andere Schwermetalle, welche in FeS enthalten waren, in die Fluidphase. S wird so dem Magma entzogen, und Elemente wie Cu werden inkompatibel im Magma. Im Magma kann diffusiver Verlust von H 2 zu einer Erhöhung von

37 RdE 33 f O 2 führen, was eine Erhöhung von f SO 2 /f H 2 S zur Folge hat und auch eine Erhöhung des S-Gehaltes im Fluid. Beim Abkühlen des Fluids wird SO 2 instabil (Disproportionierung): 4SO 2 + 4H 2 O g H 2 S + 3H 2 SO 4 Die dabei entsthehende Schwefelsäure ist verantwortlich für die saure Nebengesteinsalteration (Glimmer, Tonmineralien, Pyrophyllit). Da das Fluid durch Alteration von Ca-Silikaten (Hbl, Cpx, Anorthit) Ca 2+ aufnimmt, wird häufig Anhydrit (CaSO 4 ) ausgefällt. Schwermetallchloride werden mit fallender Temperatur weniger stabil und Metallsulfide werden durch Kombination mit H 2 S ausgefällt, meist in der Reihenfolge Cu g Fe g Pb,Zn. Metallsulfid-Fällungsreaktionen setzen H + bzw. HCl frei (s. 9.5), was weitere Alterationsreaktionen wie Serizitisierung (phyllic alteration, Reaktion oben) begünstigt. Andere magmatisch-assoziierte hydrothermale Lagerstätten Neben Cu-und Mo-Porphyren sind Sn-W-Adervererzungen als wichtige primäre Quelle von Sn zumindest in einigen Fällen strikt magmatisch-hydrothermalen Ursprungs. Die Fluide stammen in diesem Fall aus hochfraktionierten Graniten, doch kann auch nach vollständiger Erstarrung der Granite eine Auslaugung von Metallen durch meteorisches Wasser (± Beimengung von magmatischem Restfluid) zur Bildung von Sn-W-Adern und Verdrängungslagerstätten führen. Beispiele in Cornwall, Bolivien, Malaysia, Australien kontinentalseitig in Orogenzonen. In Nigeria oder über der Bushveld-Intrusion anorogene Granite aus Krustenaufschmelzung. Epithermale Adern mit Au, Ag und anderen Schwermetallen treten im vulkanischen bis subvulkanischen Milieu auf und entsprechen weitgehend den vulkanischen Geothermalfeldern, die beispielsweise in der Taupo-Vulkanzone (Neuseeland), in Kamchatka oder auf den Philippinen heute aktiv sind und für geothermische Energiegewinnung verwendet werden (s. besonders Vorlesung T. Seward - Hydrothermale Systeme). Wärme- und Metalltransport in diesen Systemen erfolgt vorwiegend durch magmatisch beheizte Konvektion von Wässern meteorischen Urspungs. Kleinere Beiträge eigentlicher magmatischer Fluide evlt. wichtig als Quelle von H 2 S und/oder Erzmetallen. Man unterteilt die epithermalen Edelmetallvererzungen in zwei Unterklassen: (a) Quarz-Adular-Typ oder «low-sulfidation epithermal deposits» sind durch ph-neutrale Wässer von dominant meteorischem Ursprung charakterisiert. Fluide sind reduziert (H 2 S > SO 2 + SO 4 ) und stehen weitgehend im Gleichgewicht mit den alterierten magmatischen Gesteinen, durch welche sie zirkulieren. Alteration Serizit + Feldspäte ± Chlorit ± Karbonate ± Zeolithe. Au-Ag-Ausfällung in lokal sehr hohen Konzentrationen ( bonanzas ) erfolgt durch Phasenseparation (Sieden) bei einem bestimmten Druckniveau. Gut untersuchtes «fossiles» Beispiel = Creede, USA; wichtige Kenntnisse vor allem aus den aktiven Systemen in Neuseeland. (b) Alunit-Kaolinit-Typ oder «high-sulfidation epithermal deposits» bilden sich in mindestens einigen Beispielen (Lepanto, Philippinen) direkt über Cu-Porphyren, durch aufsteigende magmatische Gase. Diese magmatischen Fluide geringer Dichte sind angereichert mit sauren Komponenten (HCl, H 2 SO 4 ) sowie H 2 S, welches bei Kontakt mit atmosphärischen Sauerstoff ebenfalls zu Schwefelsäure oxidiert wird. Die Lösungen werden dadurch sehr sauer (ph ~1) und laugen im Extremfall alle Elemente ausser Al und Si aus den magmatischen Nebegesteinen. Dabei entstehen typische Alterationsparagenesen mit Kaolinit, Alunit, «vuggy silica» = poröses Gestein aus Quarz + Chalcedon. Au und Ag angereichert zusammen mit Pyrit und besonders typisch Enargit (Cu 3 AsS 4 ). Beispiele El Indio, Chile; Rodalquilar, Spanien; Lepanto, Philippinen. Abb. 2.24: Schematischer Schnitt durch gleichzeitig entstandene, nur ca 1.4 Ma alte porphyrische (FSE) und high-sulfidation epithermale (Lepanto) Lagerstätten in den Philippinen (Arribas et al., Geology, 1995). Zahlen = K/Ar-Alters-bestimmungen an hydrothermalen Alterations-Mineralien.

38 RdE Hydrothermale Lagerstätten metamorphen Ursprungs Bei der Regionalmetamorphose in kontinentalen Orogenzonen, besonders in Akkretionskeilen, führen Entwässerunsgreaktionen zur Entwicklung metamorpher Fluide. Diese haben die Tendenz, unter der lithosphärischen Ueberlast gegen oben zu fliessen. In Bereichen tieferer Temperaturen werden die Fluide gebraucht zur Bildung von wasserhaltigen, retrograden Mineralphasen. Wenn genügende Mengen metamorphen Fluids in Scherzonen fokussiert werden und dort geeigneten physikalisch-chemischen Veränderungen unterworfen werden, kann es zur Bildung metamorphogener Lagerstätten kommen (engl. «metamorphic deposits», im Gegensatz zu «metamorphosed» = metamorph überprägt). Zum Nachweis, dass eine Lagerstätte während einer Metamorphose entstanden ist, sind neben strukturellen Untersuchungen vor allem geochronologische und isotopengeochemische Untersuchungen an O und H notwendig. Die bedeutendsten Lagerstätten metamorphen Ursprungs sind die mesothermalen Ader- und Scherzonenvererzungen von Gold, die vor allem in archaischen Grüngesteinsgürteln (Kanada, Australien) und in paläozoischen und jüngeren Orogenzonen auftreten (Tauern, M. Rosa-Decke; wichtiger: Mother Lode, Californien; Bendigo, Australien). Sie zeichnen sich durch einen relativ hohen Anteil seltener halbmetallischer Elementen (As, Sb, Bi u.a.m.) aus, dagegen geringe Gehalte an Buntmetallen (Pb, Zn und Cu). Beispiel Mte. Rosa-Gebiet (Gondo - Brusson) Die Adern treten vor allem in Aufwölbungen (Faltenscheitel der Mte Rosa Decke) im Monte Rosa Kristallin und in dazwischengeschalteten, mesozoischen Grüngesteinen auf (Vanzone Antiform). Die einzige bedeutende Lagerstätte von Brusson im Val d Ayas (AB in Karte) liegt in einem tektonischen Fenster, das durch eine kuppelförmige Aufwölbung der Monte-Rosa-Decke (MR) gebildet wird. Die Adern bestehen zur Hauptsache aus Quarz mit etwas Pyrit und Arsenkies, wenig FeS, Kupferkies, ZnS, PbS und gediegenem Au. Gangarten neben Quarz sind Karbonat, Muskowit-Serizit, Chlorit, K-Feldspat, Turmalin, Rutil. Die Sulfidführung ist mit Gold korreliert und sehr absetzig; oft fehlen Erzmineralien über grössere Strecken. Fluide sind CO 2 -reich (3-phasig). Isotopenstudien zeigen eine komplexe Fluid- und Komponentenherkunft, vermutlich aus der alpinen Metamorphose von Bündnerschiefern und Ophiolithen und ohne Einfluss von Oberflächenwässern (Pettke et al., 2000). Abb. 2.25: Beispiel von sulfidführenden metamorphogenen Gold-Quarz-Adern, detailliert untersucht von L. Diamond, E. Curti und Th. Pettke (Eur J. Min. 2000).