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Lagerstätten


Lagerstätten des bakteriellen Schwefelkreislaufs (Schwefel, Kupferschiefer)

Schwefelkreislauf
Schwefelkreislauf

Geochemischer-biologischer Schwefelkreislauf

Brudersohn



Der Schwefelkreislauf

Mit Schwefelkreislauf (Schwefelzyklus, geochemischer Kreislauf des Schwefels), bezeichnet man das System der chemischen Umwandlungen von Schwefel und schwefelhaltigen Verbindungen in Lithosphäre, Hydrosphäre, Erdatmosphäre und Biosphäre sowie den Austausch dieser Stoffe zwischen diesen Geosphären.


Geochemischer-Biologischer Schwefel-Kreislauf

Schwefel kommt in den oberen Schichten der Erde und in Lebewesen vor. Die Erdkruste (feste und lockere Gesteine, die sogenannte Lithosphäre) enthält im Mittel etwa 0,5 g je kg, Gewässer (Hydrosphäre) im Mittel etwa 0,93 g je kg, Lebewesen (Biosphäre) etwa 0,5 bis 2 g je kg. Schwefel gelangt mit vulkanischen Gasen aus der Tiefe an die Erdoberfläche. Schwefel kommt in den genannten Bereichen (Litho-, Hydro- und Biosphäre) hauptsächlich vor als Sulfat (SO4), Schwefelwasserstoff (H2S) und elementarer Schwefel (S), in Biomasse kommt er in organischen Verbindungen vor (als Sulfhydrylgruppe –SH und in heterozyklischen Verbindungen). Die anorganischen Stoffe Sulfat, Schwefelwasserstoff und elementarer Schwefel sind weitgehend stabil und unterliegen nur in sehr geringem Maß abiotischen chemischen Umsetzungen. Lebewesen setzen jedoch in erheblichem Umfang Schwefel und Schwefelverbindungen im Zuge ihres Energie- und Baustoffwechsels chemisch-enzymatisch um. Dadurch unterliegt Schwefel einer ständigen biotischen Veränderung in einer Art Kreislauf, dem sogenannten Schwefelkreislauf, der global, geochemisch von erheblicher Bedeutung ist.


Der Schwefelkreislauf und seine lagerstättengenetischen Bedeutung

Der bakterielle Schwefelkreislauf
Der bakterielle Schwefelkreislauf

Schematische Darstellung des bakteriellen Schwefelkreislaufs und seine lagerstättengenetische Bedeutung;
nach Baumann, L., Tischendorfer, G., 1976;
Metallogenie-Minerogenie; veränderte, j...

L. Baumann

(Erklärung der nebenstehenden Zeichnung (nach BAUMANN, 1976)

In der Bodenzone (Sedimentschicht) erfolgt unter anaeroben (O-freien) Bedingungen durch:

  • desulfurierende Bakterien die Reduktion von Sulfationen zu S2-
  • Fäulnisbakterien die Freisetzung von Schwefel aus Eiweiß
  • Ammoniakbakterien nach Zersetzung organischer Substanz die Aufrechterhaltung eines alkalischen Milieus (pH > 7).

H2S löst sich im Wasser und steigt auf: In höheren Wasserschichten mit Sauerstoff (aerobe Zone) erfolgt die Oxidation von H2S zu SO42- und S durch aerobe Schwefelbakterien. Ca2+ wird durch SO42- gefällt, sinkt nach unten und wird von desulfurierenden Bakterien zu H2S reduziert.


Biotischer Schwefelkreislauf und seine Umsetzungen

1. Sulfat-Assimilation (PAPS)

Einige Bestandteile der Lebewesen enthalten Schwefel, nämlich organische Stoffe mit Sulfhydryl-Gruppen (-SH), wie zum Beispiel die Aminosäuren L-Methionin und L-Cystein, und Schwefel-haltige Heterocyclen, wie beispielsweise Biotin. Für ihren Aufbau wird der Schwefel aus Sulfat (SO42-) assimiliert. Dazu muss das Sulfat durch Bindung an Adenosintriphosphosulfat über Adenosinphosphosulfat zu 3′-Phosphoadenosin-5′-phosphosulfat (PAPS) aktiviert werden (Unterschied zu 6). Einige wenige Bakterien können elementaren Schwefel aus Schwefelquellen assimilieren.

2. Fäulnis (Desulfurylation)

Nach dem Absterben von Lebewesen wird der in ihnen enthaltene Schwefel im Zuge des Abbaus der Biomasse durch organismeneigene Enzyme und durch Mikroorganismen (beispielsweise Escherichia und Proteus) aus den organischen Stoffen als Schwefelwasserstoff (H2S) freigesetzt. Unter anoxischen Bedingungen, wie sie in schlecht durchlüfteten Böden oder in sauerstoffarmen Gewässern herrschen, reichert sich der so gebildete Schwefelwasserstoff an. Er ist für die meisten Lebewesen giftig.

3. Sulfid-Oxidation

Schwefelwasserstoff wird von bestimmten chemoautotrophen, aeroben, Sulfid-oxidierenden Bakterien (farblose Schwefelbakterien zum Beispiel der Gattungen Beggiatoa und Thiovulum) mit Sauerstoff (O2) zu elementarem Schwefel (S) oxidiert. Bei diesen Reaktionen wird Energie frei, die von den Bakterien zur Assimilation von Kohlenstoffdioxid genutzt wird.

Schwefelwasserstoff wird von bestimmten phototrophen (anaeroben) Bakterien (zum Beispiel der Gattungen Chromatium und Chlorobium) unter anoxischen Bedingungen in anoxygener Photosynthese als Reduktionsmittel zur Assimilation von Kohlenstoffdioxid (CO2) genutzt und dabei zu elementarem Schwefel oder Sulfat (Purpurbakterien) oxidiert.

4. Schwefel-Oxidation (Sulfurikation)

Schwefeloxidierende Bakterien oder Sulfurikanten sind autotrophe Bakterien, die Schwefelwasserstoff (H2S) und andere reduzierte Schwefelverbindungen, wie zum Beispiel Thiosulfat (S2O32-), zu elementarem Schwefel oder Sulfat oxidieren. Die meisten können auch elementaren Schwefel zu Sulfat oxidieren. Die nicht-phototrophen ("farblosen") schwefeloxidierenden Bakterien bilden einen Stoffwechseltyp, keine phylogenetische Einheit. Viele Gruppen sind deshalb nicht verwandt und in sehr verschiedenen Taxa zu finden.

Schwefeloxidierende Bakterien werden manchmal auch als Schwefelbakterien bezeichnet, diese Bezeichnung ist jedoch mehrdeutig, sie wird auf verschiedene Stoffwechseltypen von Bakterien angewendet. Zwei physiologische Gruppen von schwefeloxidierenden Bakterien werden unterschieden:


Photoautotrophe schwefeloxidierende Bakterien. Diese Bakterien besitzen Bacteriochlorophyll und nutzen Schwefelwasserstoff (H2S) oder andere reduzierte Schwefelverbindungen als Elektronenquelle (Reduktans) für eine anoxygene Photosynthese. Zu dieser Gruppe gehören die obligat anaeroben "Grünen Schwefelbakterien" (zum Beispiel die Gattung Chlorobium) und die ebenfalls obligat anaeroben "Schwefelpurpurbakterien" (zum Beispiel die Gattung Chromatium).

Nicht-phototrophe schwefeloxidierende Bakterien. Diese Bakterien decken ihren Energiebedarf durch die exergone Schwefeloxidation. Zu dieser Gruppe gehören zum Beispiel Acidithiobacillus thiooxidans (einzellig, aerob, acidophil), Beggiatoa (mehrzellig, fädig, aerob, nicht acidophil), viele endolithisch lebende Bakterien und auch die 1999 entdeckte Thiomargarita namibiensis, die "Schwefelperle von Namibia", das mit einem Durchmesser von bis zu einem dreiviertel Millimeter größte Bakterium, das bereits mit bloßem Auge sichtbar ist.

5. Sulfid-Oxidation zu Sulfat (Sulfurikation)
Schwefelwasserstoff wird durch bestimmte aerobe, Sulfid-oxidierende Bakterien (zum Beispiel der Gattungen Thiobacillus und Acidithiobacillus) und Archaeen (beispielsweise Sulfolobus) mit Sauerstoff (O2) zu Sulfat oxidiert. Bei dieser Reaktion wird Energie frei, die von den Mikroorganismen genutzt wird (Chemotrophie).
6. Desulfurikation
Bestimmte obligat anaerobe Bakterien (sogenannte Desulfurikanten, zum Beispiel die Gattungen Desulfovibrio und Desulfobacter) oxidieren zur Energiegewinnung unter anoxischen Bedingungen molekularen Wasserstoff (H2) oder organische Stoffe mit Sulfat, wobei dieses zu Schwefelwasserstoff (H2S) reduziert wird (Chemotrophie). Dazu muss das Sulfat durch Bindung an Adenosinmonophosphat zu Adenosinphosphosulfat (APS) aktiviert werden (Unterschied zu 1).
7. Schwefel-Reduktion
Bestimmte fakultativ oder obligat anaerobe Bakterien (zum Beispiel der Gattung Desulfuromonas) und Archaeen (beispielsweise die Gattung Pyrococcus) oxidieren unter anoxischen Bedingungen zur Energiegewinnung molekularen Wasserstoff (H2) oder organische Stoffe mit elementarem Schwefel, wobei dieser zu Schwefelwasserstoff (H2S) reduziert wird (Chemotrophie).
8. Schwermetallsulfidbildung
Schwefelwasserstoff bildet in abiotischen Reaktionen mit Schwermetallionen (insbesondere Eisen-(II)-ionen) Schwermetallsulfide, die praktisch wasserunlöslich sind. Diese Umsetzung schützt Lebewesen vor der Giftwirkung des Schwefelwasserstoffs.
9. Schwermetallsulfid-Auflösung
Schwermetallsulfide werden durch Eisen- und Sulfid-oxidierende Bakterien (zum Beispiel Acidithiobacillus ferrooxidans) und Archaeen (zum Beispiel Acidianus) oxidativ angegriffen und unter Oxidation des Sulfids mit Sauerstoff (O2) zu Sulfat aufgelöst, wobei die Schwermetalle als Ionen gelöst werden. Die Mikroorganismen gewinnen aus dieser Umsetzung Energie (Chemotrophie).
10. Vulkanismus
Schwefelwasserstoff gelangt mit vulkanischen Gasen aus dem Erdinneren an die Erdoberfläche und damit auch in den biotischen Schwefelkreislauf, in die Biosphäre. Auch Schwermetallsulfide können mit hydrothermalen Lösungen aus dem Erdinneren an die Erdoberfläche und damit ebenfalls in biotische Stoffkreisläufe gelangen.

Schwefel

Elementarer Schwefel kommt in fast allen aktiven vulkanischen Regionen der Welt vor, besonders am pazifischen Feuerring an und in Abertausenden von Vulkanen. Wesentlicher Abbau dieses vulkanischen Schwefels wird in Japan, Taiwan, Indonesien, Neuseeland und in Chile betrieben. Die weltgrößten Vorkommen elementaren Schwefels sind jedoch sedimentär und existieren in Salzdomen entlang des Golfs von Mexiko (Mexiko, Louisina, Texas) sowie in Evaporiten in Italien (Sizilien, Apenninen), Osteuropa (Polen) und Westasien (Turkmenistan).

Die wichtigsten Vorkommen liegen (in Zusammenhang mit Salzdomen) in Louisiana und Texas (USA), weiterhin in Sizilien. Desweiteren stellen Pyritvererzungen (Pyrit) aus den verschiedensten Sulfidlagerstätten (Sulfide) Schwefellagerstätten dar (Bsp. Riotinto in Spanien), untergeordnet kleine Vorkommen mit elementarem Schwefel aus vulkanischen Exhalationen, vor allem durch Oxidation von Schwefelwasserstoff (H2S) im Bereich von Kraterseen (Gewinnung in Japan, auf Java (Indonesien) und in den Anden). (GeoDZ)

Von Bedeutung ist auch Schwefel, welcher aus Erdöl, Erdgas und den Athabasca-Ölsanden gewonnen wird.

Schwefel ist häufig Bestandteil sedimentärer Gesteine. Er tritt u.a. in Evaporiten (Verdunstungs- oder Salzgesteinen) auf, wo er (Annahme) durch metasomatische Alterung von Sulfaten entsteht. Eine der Metasomatose gegenüberstehende alternative Annahme ist, dass die sehr großen Schwefelvorkommen in Louisana, Texas und teilweise auch im an den Golf von Mexiko angrenzenden Teil Mexikos, wo anstelle ausgedehnter Gipslagerstätten Kalkstein und Schwefel auftreten, durch das sulfatreduzierende Bakterium Desulfovibrio desulfuricans entstanden sind. Der Kohlenstoff des Kalksteins und der elementar eingeschlossene Schwefel sind biogenen Ursprungs, wofür auch die Anwesenheit von in Kalkstein abgelagertem Erdöl spricht.

Wirtschaftlich bedeutende Mengen Schwefel sind in fossilen Brennstoffen enthalten, im Erdgas (z.B. Alberta/Kanada, Lacq/Frankreich oder Norddeutschland) als H2S, in Erdöl und Kohle im Allgemeinen als organische Schwefelverbindungen. Besonders Erdgas enthält viel Schwefel in Form von Schwefelwasserstoff (H2S), welcher durch Abbau schwefelhaltiger organischer Materie entsteht.

Große Mengen natürlichen Schwefels werden durch direkte und durch postvulkanische Aktivitäten freigesetzt. Vulkankrater, Schlote, Fumarolen und Solfataren können oft so schwefelträchtig sein, dass sie, sofern dies technisch möglich und wirtschaftlich sinnvoll ist, abgebaut werden (s.a. > Japan, Indonesien). Sehr häufig kommt Schwefel als Bestandteil andesitischer und dacitischer Tuffe und Aschen vor. In solfatarischen Lagerstätten nahe der Oberfläche entsteht Schwefel über die Reaktion von Schwefelwasserstoff mit Sauerstoff. Einzelne Vorkommen können bis zu 50 m mächtig sein.


Lagerstätten

Die bedeutendsten Lagerstätten bildeten sich durch biochemische Reduktion von Sulfaten in sedimentären Gesteinen (bzw. Evaporiten, d.h. Salzgesteinen wie Gips, Anhydrit, Cölestin, Baryt), in welchen der Schwefel meist in anaeroben Sedimentschichten durch desulfurierende Bakterien (Reduktion von Sulfationen zu S2+) entstand.

Biochemisch gebildeter Schwefel kommt in mächtigen Lagerstätten, zum Beispiel in Sizilien, Polen, Irak, Iran, Louisiana, Texas und Mexiko vor. Weltweit konnte gediegener Schwefel bis 2011 an rund 1500 Fundorten nachgewiesen werden. Neben den bereits genannten Lagerstätten wurde Schwefel unter anderem noch in mehreren Regionen von Australien, Nord- und Südamerika, Asien und Europa gefunden. Schwefel fand sich in Mineralproben vom Meeresboden des Golfes von Mexiko, des Mittelatlantischen Rückens und des Ostpazifischen Rückens.

Reiner Schwefel ist relativ selten, Vulkanausbrüche setzen ihn jedoch in großen Mengen frei. Er findet sich in Vulkanschloten oder an anderen postvulkanischen Erscheinungen. Schwefel kommt in derber Form vor, das heißt, ohne mit bloßem Auge erkennbare Kristalle, insbesondere in Sedimenten oder Sedimentgesteinen.

Von sehr großer wirtschaftlicher Bedeutung sind die sogenannten "Schwefel-Salz-Dome" am Golf von Mexiko, welche aus Anhydrit (CaSO4) bestehen, die einen Mantel und eine Decke aus Kalkstein haben und in denen der Schwefel als Sekundärmineral in der Transitionszone zwischen dem Kalkstein und dem Anhydrit aus Schwefelwasserstoff oder aus metallischen Sulfiden in Lösung präzipitiert wurde. Die größten dieser Dome finden sich in der Küstenregion des Golfs von Mexiko in Lousiana und Texas sowie am mexikanischen Isthmus von Tehuantepec und werden mittels des Frasch-Verfahrens abgebaut.

Weltberühmt wegen ihrer sehr gut ausgebildeten großen Kristalle sind die sedimentären Schwefelvorkommen in Sizilien und in den Apenninen. Nicht selten wird als Entstehung vulkanisch angegeben, was wohl damit zusammenhängt, dass sich die sizilianischen Vorkommen in der Nähe des Vulkans Ätna befinden, welcher jedoch auf die Entstehung des Schwefels keinen Einfluss hatte.


Weltweit wichtige Lagerstätten


Italien

Karte Sizilien
Karte Sizilien

Vereinfachte Karte mit Darstellung der drei wichtigsten Schwefel-Lagerstätten in Sizilien

Klinoklas

Italien war seit römischer Zeit bis zum Ende des 19. Jh. der bedeutendste Schwefelproduzent der Welt und deckte in den 1890er Jahren mehr als 90 % des Weltbedarfs, wobei allein Sizilien ca. 75 % beitrug. Von der römischen Zeit, über das Mittelalter bis zum Beginn der industriellen Revolution wurde der sizilianische Schwefel wesentlich zur Herstellung von Schießpulver und zum Konservieren von Wein verwendet. Im 19. Jh. wurden zunehmend größere Mengen Schwefel für die Herstellung von Schwefelsäure benötigt. Gegen Ende des 19. Jh. gab es im Bergbaugebiet Caltanisseta etwa 730 aktive Schwefelgruben, die meisten davon im offenen Tagebau. An die 40.000 Menschen arbeiteten in den Gruben.

Die größten und trächtigsten Lagerstätten waren in Sizilien, sowie in den Apenninen in den Regionen Emilia-Romagna und Marche. Die wichtigsten sizilianischen Gruben und Aufbereitungsanlagen waren in den Provinzen Agrigento Racalmuto, Realmonte, Montedoro), Caltanissetta (Comitini, Bosco, Cozzodisi, Cattolica, Trabia-Trabonello, Trabonello-Giumentaro, Cianciana) und Enna (Floristella, Leonforte, Grottacalda). Weniger bedeutend waren Lagerstätten in den Provinzen Catania, Palermo (Lercara) und Trapani (Gibellina).

Die Schwefelvorkommen Italiens sind sedimentären Ursprungs und wurden, so eine der heutigen Annahmen, am Ende der Messinischen Salinitätskrise (des Messin, der letzten Stufe des Miozän) vor etwa 5,75 bis 5,96 Mio. Jahren gebildet, als das Mittelmeer teilweise oder vollständig ausgetrocknet war. Hierbei lagerten sich durch starke Absenkungen in den tiefsten Meeresbecken bis zu 3 km mächtige Evaporite (Verdunstungsgesteine) ab, welche jedoch während späterer Gebirgsbildungen in Italien (Apenninen) und Sizilien über den Meeresspiegel angehoben wurden. Der bedeutendste Teil der Beckenfüllung ist die Gips-Schwefel-Formation (gessoso-solfifera), welche sich fast kontinuierlich von der Toskana bis nach Zentralsizilien erstreckt.

Schwefel-Sizilien-Caltanissetta
Schwefel-Sizilien-Caltanissetta

Bergbau in Caltanissetta;
Ansichtskarte Ende 19. Jh

Archiv: Peter Seroka (Collector)
Caltanisseta
Caltanisseta

Schwefelgrube und Aufbereitungsanlage;
Ende 19. Jh.

Archiv: Peter Seroka (Collector)
Schwefelbergbau Sizilien-Grottacalda
Schwefelbergbau Sizilien-Grottacalda

Alte Ansicht eines Schwefelbergwerkes bei Grottacalga, Revier Enna, Sizilien; Ansicht um 1900

Archiv: Peter Seroka (Collector)

Apenninen

Ähnlich wie in Sizilien, betrieben bereits die Römer in den Apenninen im Gebiet der heutigen Regionen Emilia-Romagna (im Cesenate in der Provinz Forli-Cesena) und Marche (in der Provinz Pesar-Urbino) Bergbau auf Schwefel. Alte Begriffe wie Sulfaranaccia und Ortsnamen wie San Pietro in Sulferina künden vom Schwefel in dieser Zeit. Im 14. Jh. gab es in Europa eine gesteigerte Nachfrage nach Schwefel, um daraus Schießpulver herzustellen. Um diese Nachfrage zu befriedigen, wurden die ersten Schwefelgruben ausgehoben und Schießpulvermühlen direkt daneben errichtet. Die Bergbauaktivitäten erreichten einen ersten Höhepunkt im 15. bis 16. Jh. Da das Schwefelgeschäft lukrativ war, wurden durch päbstliche Bulle alle Gruben verstaatlicht. Am Ende des 18. Jh., d.h., mit der Morgendämmerung des Industriezeitalters, begann man Schwefelsäure zu erzeugen. In den Apenninen gab es Anfang des 19. Jh. 135 Schwefelgruben.

Die wohl bekannteste Lagerstätte ist die Miniera di Perticara bei Novafeltria in der Provinz Pesaro-Urbino, Region Marche, ca. 26 km westlich von San Marino. Hier wurde auf mehreren Kilometern von Tunneln auf unterschiedlichen Niveaus, bis zu einer Teufe von 740 m abgebaut. Die Hauptabbauphase war 1917, mitten im Ersten Weltkrieg, als große Mengen Schwefel für Schießpulver und Sprengstoffe benötigt wurden. Die damalige Bergbaugesellschaft Montecatini baute auf 9 Sohlen in mehr als 100 km Stollen ab. Die Grube schloss 1964, nachdem sie Jahrzehnte Italiens größte Schwefelgrube war und etwa 1.600 Menschen beschäftigte.

Schwefelbergbau bei Perticara, Italien
Schwefelbergbau bei Perticara, Italien

Cantiere Sulfureo Certino, bei Perticara, Marche, Italien; Anfang des 20. Jh.

Archiv: Peter Seroka (Collector)
Schwefelgrube Cabernardi-Italien
Schwefelgrube Cabernardi-Italien

Miniera Cabernardi, Ancona, Marche, Italien; Bild um 1890; Aus Bombicci, 1898

Archiv: Peter Seroka (Collector)
Perticara in Italien
Perticara in Italien

Ansicht der Stadt Perticara, Marche, Italien; Alte Ansicht

Archiv: Peter Seroka (Collector)
Schwefelbergbau Cesenate, Italien
Schwefelbergbau Cesenate, Italien

Beschickung der Schwefel-Schmelzöfen (Calcatori)in dere Cesenate, Marche, Italien. Bombicci 1898

Archiv: Peter Seroka (Collector)

Eine weitere sehr ergiebige Lagerstätte in der Region Marche war das Schwefelbecken zwischen Sassoferato und Pergola (Ancona), welches seit 1887 in der Miniera Cabernardi abgebaut wurde und in welchem gegen Ende des 19. Jh. hervorragende Kristalle und Stufen geborgen wurden. Die Grube Cabernardi, in welcher zuletzt zwischen 665 und 817 Menschen arbeiteten, sollte 1952 geschlossen werden, woraufhin 176 Bergleute gegen die Betreibergesellschaft Montecatini protestierten und sich 40 Tage lang auf der 13. Sohle der Grube einschlossen. Der Protest konnte die Schließung jedoch nicht verhindern, doch etwa 400 Bergleute wurden in andere Gruben des Unternehmens in der Toskana, Trient und Sizilien beschäftigt. Die endgültige Schließung erfolgte im Mai 1959.

Das zweitgrößte italienische Schwefelvorkommen war die Miniera di Formignano nahe Borello im Cesenate, Region Emilia-Romagna (nahe der Grenze zur Region Marche), welche seit 1556 abgebaut wurde. 1899 war die Produktion so groß, dass es 44 Gill-Schmelzöfen, 3 calceroni und einen doppione gab. 1962 existierten 21 Abbausohlen bis zu einer Teufe von 500 m, 3 km Ausdehnung und 9 Schächten. Die Grube schloss 1962.


Spanien

In Spanien sind eine ganze Reihe von Schwefelvorkommen bekannt, nicht wenige davon mit sehr ähnlichen bis identischen Bildungsszenarien wie die Vorkommen in Italien, welche durch die messinische Salinitätskrise entstanden. Zu den historischen Schwefel-Lagerstätten gehören La Serrata (Serrata de los Yesares) bei Lorca sowie Molina de Segura, Fortuna, Abanilla, Abarán, Moratalla, Albudeite, Campos del Rio Mula (Murcia), die berühmten Gruben von Hellin (Albacete, s.u.), Cervera del Rio Alhama (Rioja), Rio Tinto (Huelva), Loja und Benamaurel (Granada), Alfoz de Santa Gadea (Burgos), Planes, Petrel und Ibi (Alicante), Riodeva und Libros (Teruel) sowie Benahadux und Balsas de Gádor (Almeria)

Schwefel-Lagerstätte  Hellin
Schwefel-Lagerstätte Hellin

Ein ausgedehntes Haldengebiet zeugt vom jahrhundertelangen Abbau; Hellin, Spanien;

Collector
Bergbaurevier Hellin
Bergbaurevier Hellin

Relikte vergangener Bergbauaktivität ein vor sich hin dämmernder Förderturm in einer archaischen Landschaft; Im Hintergrund der Vulkankegel des Cerro Monagrillo

Collector
Schwefel-Lagerstätte Hellin
Schwefel-Lagerstätte Hellin

Eine Batterie von Schmelzöfen für die "Erste Fusion"; Ehemalige Bergbaugesellschaft Coto Menor de Hellin; Zeitgenössische Aufnahme Ende des 19. Jh

Archiv: Peter Seroka (Collector)
Schwefel - Hellin4
Schwefel - Hellin4

Schwefelrevier Hellin, Spanien

Collector
Schwefel - Lagerstätte Hellin
Schwefel - Lagerstätte Hellin

Vom Zerfall bedrohte Schwefelschmelzöfen

Collector
Schwefel-Lagerstätte Hellin - Schwefelzug
Schwefel-Lagerstätte Hellin - Schwefelzug

Der im Jahr 1904 eingeweihte Schwefelzug nach Hellin auf einer Brücke über den Rio Mundo. Zeitgenössische Aufnahme

Archiv: Peter Seroka (Collector)

Hellin - Alerebite (Schwefel) für den König

Hellin liegt in einem total abgeschiedenen, gottverlassenen wüstenartigem Mittelgebirge mit enormer Hitze im Sommer und überbordenden Flüssen im Winter. Der Ort ähnelt einer Geisterstadt mit den Zeugnissen des ehemaligen Bergmannslebens, d.h. mit in den Lehm-Tonfelsen geschnittenen und ausgehöhlten Wohnräumen und tief ausgefahrenen lehmigen Wegen. Die Landschaft ist geprägt von endlosen weißen Abraumhalden sowie Relikten der Vergangenheit wie rostigen Fördertürmen und verfallenden Schmelzöfen. Hellin war seit der ersten Konzession im Jahr 1562 der wichtigste Schwefel-Lieferant des Militärs. Die Gruben wurden 1589 von König Felipe II gekauft und waren fast 300 Jahre lang Besitz der spanischen Krone. In der Mitte des 19. Jh. lag der Schwefelabbau in den Händen der Artillerie. Mangels unterlassener Investitionen und besonders mangels geeigneter Transportwege wurden jedoch nicht mehr als 150 t jährlich gefördert.

Im Jahr 1865 war das Monopol der Schießpulverherstellung durch das Militär beendet. In kürzester Zeit begann man mit der Verlegung von Eisenbahnschienen bis in die Nähe von Hellin. Es folgten drei Schwefelbergbau- und Aufbereitungsbetriebe. 1870 kaufte der Engländer C. Ross Fell die Bergbaurechte und managte den Abbau durch die Hellin Sulphur Company, welche kurze Zeit danach durch die Coto Menor Sulphur Company ersetzt wurde. 1880 wurde die Minero Industrial del Coto de Hellin gegründet und 1901 in Azufrera del Coto de Hellin umgewandelt. Während des 1. Weltkrieges bis in die 1920er Jahre verfiel der Schwefelpreis. Es dominierte sizilianischer Schwefel, dessen Marktpreis um mehr als 500 % unter dem des spanischen Schwefels lag. Das Geschäft der Hellin-Gesellschaft war nicht mehr zu retten, etwa 1.000 Arbeiter wurden arbeitslos und die Produktion verfiel. Etwa zeitgleich wurden in den damals schon sehr großen Minen von Riotinto neue und kostengünstige Technologien zur Erzeugung von Schwefel aus Pyrit entwickelt, sodass Hellin nicht mehr konkurrenzfähig war und sich niemals wieder von diesem Rückgang erholte. Ab 1929 gab es große soziale Probleme, Streiks und Schließung der Gruben durch die Besitzer. Mit Einführung der obligatorischen Arbeitslosenversicherung im Jahr 1934 überstiegen die Herstellungskosten den Verkaufspreis. Der spanische Bürgerkrieg gab dem Schwefelbergbau den Todesstoß. Der Schwefelbergbau wurde endgültig im Jahr 1960 eingestellt.

Die Lagerstätte Hellin ist etwa 9 x 15 km (ca. 135 km2) groß. Sie wurde in 17 Gängen abgebaut. Der Schwefel entstand durch sulfatreduzierende Bakterien in einem marinen Umfeld mit geringer Tiefe, jedoch in direktem Verhältnis zu den vulkanischen Aktivitäten in diesem Gebiet, wobei die während der messinischen Salinitätskrise entstandenen Evaporite Gips und Anhydrit zu elementarem Schwefel reduziert wurden.


Polen

Polens Schwefelgeschichte begann bereits im 15. Jh. Das Land gehörte bis vor wenigen Jahren zu den größten Schwefel- und Schwefelsäureerzeugern der Welt. Etwa 87 % von Polens gesamter Schwefelproduktion kam aus den Bohrlöchern Jeziorko, Piaseczno, Grzybow und Osiek im Gebiet Tarnobrzeg in den Vorkarpaten (Podkarpackie), wo der Schwefel mittels eines modifizierten Frasch-Verfahrens gefördert wurde. Ca. 13 % des Schwefels kam aus dem offenen Tagebau Machow (Euoropas größtem Schwefeltagebau).

Schwefel Offener Tagebau
Schwefel Offener Tagebau

Offener Schwefel-Tagebau Machow, Tarnobrzeg, Polen.

Archiv: Peter Seroka (Collector)
Bagger im Schwefeltagebau
Bagger im Schwefeltagebau

Bagger im Schwefeltagebau, Lagerstätte Machow bei Tarnobrzeg, Polen

Archiv: Peter Seroka (Collector)

Sämtliche Lagerstätten im Bergbaurevier Tarnobrzeg wurden durch metasomatische Alterung schwefelhaltiger Kalksteine mit flüssigen Schwefeleinschlüssen gebildet, welche aus Gipsschmelzen entstanden. Der Schwefelanteil im Gestein lag zwischen 25 - 30 %. Große Teile der Lagerstätten bestehen aus Calcit und elementarem Schwefel. Gips, Baryt und Cölestin traten nur sporadisch auf. Die Schwefelförderung wurde aus wirtschaftlichen Gründen eingestellt. Die erste Grube, die aufgelassen wurde, war Piaseczno, gefolgt von der Grube Machow, welche 40 Jahre existierte und der größte Schwefeltagebau Europas war. Schließlich folgte als letzte Grube Jeziorko, deren Tore in den 1990er Jahren für immer schlossen.


Mexico

Schwefel tritt in vielen mexikanischen Lagerstätten paragenetisch mit anderen Mineralien auf. Die Vorkommen sind unterschiedlich und reichen von solfatarisch-vulkanisch über sedimentär (durch schwefelreduzierende Bakterien), in eisernen Hüte von Sulfidlagerstätten bis hin zu Salzdomen.

Mexiko gehört zu den Top-Ten-Ländern der Schwefelförderung. Zu den größten Lagerstätten gehören die gigantischen Salzdome des ca. 200 km breiten Isthmus von Tehuantepec (Oaxaca) mit Reserven von ca. 75 Mio. t. Das Vorkommen ist von der Menge her das zweitgrößte nach den gewaltigen Lagerstätten der Texas-Louisiana-Golfküste. Der Schwefel wird durch das Frasch-Verfahren gefördert.


USA

Die Schwefelvorkommen in Texas und Louisiana gehören zu den größten der Welt. Die Lagerstätten sind sogenannte Schwefel-Salzdome, deren Decken aus Anhydrit und einer mantelähnlichen Masse karbonatischer Gesteine besteht, welche die Flanken und die Oberfläche des Anhydrit bedecken. Der Schwefel findet sich als sekundäres Mineral in der Transitionszone zwischen dem Kalkgestein und dem Anhydrit und wurde wahrscheinlich aus Schwefelwasserstoff oder metallischen Sulkfiden in Lösung gebildet.

Die Lagerstätte Main Pass, die offshore vor der Küste von Louisiana im Golf von Mexiko liegt und welche 1988 entdeckt wurde, ist die größte der USA. Der Bergbaukomplex ist der ausgedehnteste seiner Art in der Welt, ausgelegt auf eine Produktion von 5.500 t pro Tag. Eine weitere riesige Schwefellagerstätte wurde 1995 mit der Culberson Mine in Westtexas erschlossen. Beide Bergbaubetriebe gehören zum Unternehmen Freeport Sulphur, dem größten Frasch-Schwefelproduzenten der Welt. Das Gesamtvolumen beider o.a. Lagerstätten wird auf 53 Mio. t geschätzt. Etwa 65 % der Freeport Sulphur-Produktion werden von IMC-Agrico gekauft, dem weltgrößten Käufer von elementarem Schwefel.


Schwefel-Lagerstätte  Cove Creek-Utah
Schwefel-Lagerstätte Cove Creek-Utah

Cove Creek Sulphur Mine um 1941, Beaver County, Utah, USA

USGS, W. T. Lee
Aktie der Texas Gulf Sulphur Company
Aktie der Texas Gulf Sulphur Company

Aktie über 100 Anteile, ca. 1970

Archiv: Peter Seroka (Collector)
Schwefel Lagerhalde in Texas
Schwefel Lagerhalde in Texas

Der durch das Frasch-Verfahren gewonnene Schwefel wird vor dem weiteren Transport in riesigen Blockhalden gelagert. Public Domain

USGS

Kupferschiefer

Kupferschiefer
Kupferschiefer

Dieser Anschliff aus der Mansfelder Kupferschiefer-Lagerstätte zeigt ein schichtgebundenes Kupfererzlineal, welches aus Bornit besteht. Größe der angeschliffenen Fläche ca. 25 x 80 mm.

Ion Tichy

Kupferschiefer ist ein ton- und kalkhaltiger, durch organische Substanz geschwärzter Schieferton, der in feiner Verteilung verschiedene sulfidische Cu-Minerale sowie (u.a.) Silber, Zink und Blei sowie Nickel, Kobalt, Molybdän, Palladium, Selen, Tellur, Gold und Uran enthält. Die Kupferkonzentrationen sind jedoch jedoch nur in wenigen Gebieten abbauwürdig. Manche Erze waren und sind auch auf Grund ihrer Stoffeigenschaften ohne wirtschaftliches Interesse.

Seinen Namen hat der Kupferschiefer von der Gewinnung von Kupfer (und anderen Metallen), die als Sulfide fein verteilt im Gestein vorhanden sind („Erzspeise“), seltener als dünne Bänder (sogen. Erzlineale) oder bohnenförmige Einschlüsse vorkommen. An einigen Verwerfungen finden sich sekundäre Anreicherungen von Erzmineralien („Rückenvererzung“).


Entstehung und Lagerstätten

Die Entstehung des Kupferschiefers begann vor etwa 260 Millionen Jahren in der Wuchiaping-Stufe des Oberen Perm (das auch Lopingium genannt wird), dem letzten Abschnitt des Erdaltertums (Paläozoikum), als von Norden das so genannte Zechsteinmeer (1) in das Gebiet des heutigen Mansfelder Landes vordrang. Das Zechsteinmeer wurde im Laufe der Zeit mehrfach vom Weltmeer abgetrennt. Bei den damals vorherrschenden Klimaverhältnissen kam es zur Eindampfung des Wassers, verbunden mit einer Ablagerung von tonigen und sandigen Sedimenten über den auf dem Meeresboden vorhandenen Faulschlamm.

Kupferschiefer bildete sich am Meeresboden aus Faulschlamm (Sapropel) bei Sauerstoffmangel. Solche Bedingungen können auftreten, wenn Wasserschichten wenig durchmischt werden, beispielsweise in erdgeschichtlichen Epochen mit ruhigem, ausgeglichenem Klima ohne große Temperaturdifferenzen. Der Sauerstoffmangel führte einerseits zum unvollständigen Zersetzen toter Organismen und deren Inkohlung im schlammigen Ton des Meeresbodens. Außerdem bewirkt Sauerstoffmangel die bakterielle Reduktion von Sulfat zu Schwefelwasserstoff (H2S) und damit das Ausfällen von im Meerwasser gelösten Schwermetallen und deren Einlagerung als Sulfide, zum Beispiel Pyrit (FeS2) und Chalcopyrit (FeCuS2). Der Kupferschiefer bildet sich aus den schichtigen, schiefrigen Tonlagen durch schwache Regionalmetamorphose bei geringem Druck über lange Zeiträume.

Der Kupferschiefer wurde unter anoxischen Bedingungen in einem geschichteten Meer abgelagert, unterhalb der Chemokline oder RDL (redox discontinuity layer) (PAUL, J., 2006). Kupferschiefer bildete sich nur im tieferen Teil des Meeresbeckens in ganz Europa, dessen Bodenwasser sauerstofffrei war. Dies erklärt den Schwefelgehalt (H2S) sowie die gute Erhaltung der darin erhaltenen Fossilien. Das Material wurde bei der Verfestigung nur leicht komprimiert, weshalb sich die einzelnen Schichten eines Kupferschieferblocks gut in dünne Scheiben teilen lassen. Als Herkunft der Metalle ist sowohl eine hydrothermale Genese als auch die Einschwemmung aus dem Abtragungsschutt des Variszischen Gebirges des Rotliegenden belegt. Der Kupferschiefer ist infolge seiner Feinkörnigkeit und seines Gehaltes an Tonmineralen ein weitgehend wasserundurchlässiges Gestein und stellte somit einen natürlichen Stauhorizont für aufsteigende metallreiche Tiefenwässer dar. Gleichzeitig bedingte der hohe Gehalt an organischer Substanz im Kupferschiefer ein lokal reduzierendes Milieu, wodurch die Fixierung von Wertmetallen, vor allem als Sulfide, stark begünstigt wurde.

Petrographisch ist Kupferschiefer ein sedimentäres und kein metamorphes Gestein, bzw. ein Gestein im Übergangsbereich vom Schieferton zum Tonschiefer und nur geringfügig metamorph geprägt. Der Kupferschiefer ist ein typischer Schwarzschiefer. Er ist die unterste stratigraphische Einheit der oberpermischen Zechstein-Gruppe, allgemein weniger als einen Meter mächtig, besteht vorwiegend aus schwarzen, laminierten Ton-, Mergel- und Kalksteinen und kommt fast im gesamten Zechstein-Becken zwischen England und Ostpolen vor. (PAUL, J., 2006). Petrographisch handelt es sich um feinkörnige, feinschichtige Tonmergel- und Mergelstein-Folgen, deren zumeist schwarze bis schwarzgraue Farbe durch hohe Anteile an bituminöser Substanz verursacht wird

Seine Spaltflächen sind die Sedimentschichtflächen. Man spricht nur deshalb auch in diesem Fall von Schiefer, weil Kupferschiefer die für Schiefer typische gute Spaltbarkeit aufweist.

Zechsteinmeer im Perm
Zechsteinmeer im Perm

Ausdehnung des Zechsteinmeeres;
vor ca. 250 Mio Jahren im Oberen Perm.

San Jose Drdoht at de wikipedia
Kupferschiefer
Kupferschiefer

Zechstein-Diskordanz und unterste Schichten des Zechsteins -untere Werra-Formation, tieferes Oberperm)-einschließlich des Kupferschiefers -bräunlich verwittert-, aufgeschlossen auf der oberen Sohle...

Gretarsson

Verbreitung und Fazies

Das Meer, in dem die Sedimente der Zechstein-Serie abgelagert wurden, wird als das Zechsteinmeer bezeichnet. Das Becken, in dem dieses Meer sich ausbreitete, heißt entsprechend Zechsteinbecken. Es reichte von Ostschottland und Nordostengland über die Niederlande und Dänemark, Deutschland und Polen bis nach Litauen. Der Meereseinbruch, die sogenannte Zechstein-Transgression, erfolgte von Norden durch einen Grabenbruch, der sich zwischen Norwegen und Nordostgrönland (seinerzeit unmittelbar benachbart, weil der Nordatlantik erst mehr als 150 Millionen Jahre später entstand) eingesenkt hatte. Der Kupferschiefer und dessen stratigraphische Äquivalente (z. B. der englische Marl Slate) sind über nahezu das gesamte Zechsteinbecken verbreitet. Sie liegen entweder auf der Varisziden-Molasse des Oberkarbons und des Unter- und Mittelperms (Rotliegend) oder direkt auf den gefalteten Gesteinen des Variszischen Gebirgsrumpfes. In letzterem Fall spricht man auch von der Zechstein-Diskordanz.

Die Ablagerungen des Zechsteins, und mit ihnen die des Kupferschiefers, sind nicht im gesamten Becken gleichartig ausgebildet. Es wird eine Beckenfazies (auch als Normalfazies bezeichnet, repräsentiert einen Beckenbereich mit relativ hoher Meerestiefe), eine Randfazies (mittlere Meerestiefe) und eine Schwellenfazies (relativ geringe Meerestiefe oder keine Meeresbedeckung) unterschieden.

In der Beckenfazies, die flächenmäßig den größten Anteil im Zechsteinbecken einnimmt, ist der Kupferschiefer in typischer Weise als feingeschichteter (laminierter) Schwarztonstein mit Karbonatanteilen von 10–40 %, einem Gehalt an organischem Kohlenstoff (Corg) von 0,5–13 % und mit Mächtigkeiten zwischen wenigen Zentimetern und wenigen Dezimetern ausgebildet. Die Feinschichtung repräsentiert eine Wechsellagerung dunkler, Corg-reicher lagen und hellerer karbonatreicherer Lagen. Die Meerestiefe, in denen die Beckenfazies des Kupferschiefers abgelagert wurde, betrug vermutlich mehr als 200 Meter.

In der Randfazies erreicht der Kupferschiefer größere Mächtigkeiten und Karbonatgehalte (z. B. 2 Meter bzw. 70 % im Niederrheinbecken). Die karbonatreichen hellen Lagen der Lamination können abschnittsweise mächtiger sein als die Corg-reichen dunklen lagen, was dem Gestein ein generell helleres Aussehen verleiht. Zudem können bis zu einige Zentimeter mächtige, hellgraue, tonig-siltige Sedimente eingeschaltet sein, die als distale Tempestite (Sturmablagerungen) gedeutet werden. Aufgrund des helleren Aussehens und des höheren Karbonatgehaltes wird der Kupferschiefer der Randfazies auch informell als „Kupfermergel“ bezeichnet.

Die Schwellenfazies beschränkt sich auf jene Beckenregionen, die vor Einbruch des Zechsteinmeeres keine Rotliegend-Ablagerung erfuhren. Dort hatte sich aufgrund der Wechsellagerung steilgestellter, unterschiedlich verwitterungs- und erosionsresistenter Gesteinsschichten ein z. T. kräftiges Paläorelief mit kleinräumigen Schwellen und Mulden ausgebildet. Entsprechend stark schwanken dort die Mächtigkeiten des Kupferschiefers: in den Mulden ist sie relativ hoch, und zu den Kleinschwellen hin nimmt sie ab. Teilweise keilt der Kupferschiefer an den Kleinschwellenrändern sogar komplett aus. Nicht selten sind dem Kupferschiefer in der Schwellenfazies zentimetermächtige grobkörnigere Sedimente (schillführende Kalksteine, Sandsteine, Konglomerate) eingeschaltet, die auf Rutschungen zurückgehen oder proximale Tempestite darstellen.


Entstehung

Der typische Kupferschiefer der Beckenfazies ist durch das Absinken von Tonpartikeln zu einem Sediment und die anschließende Verfestigung des Sedimentes entstanden. Seine charakteristische schwarze Färbung geht auf den relativ hohen Anteil an Corg und fein verteiltem Pyrit (Schwefelkies, FeS2) zurück. Corg- und Pyritanteil sind hoch, weil die Ablagerung unterhalb der sogenannten Redox-Sprungschicht erfolgte, d. h. das Meerwasser war geschichtet, mit einer sauerstoffreichen Schicht nahe der Meeresoberfläche und einer sauerstofffreien (anoxischen, euxinischen) Schicht darunter, und die Redox-Sprungschicht bildete die Grenzfläche zwischen beiden Wasserkörpern. Im anoxischen Tiefenwasser wurde organisches Material, das zusammen mit den Tonpartikeln den Meeresboden erreichte, von anaeroben Mikroorganismen mittels Desulfurikation (Reduktion von Sulfat zu Schwefelwasserstoff, H2S) zersetzt. Dadurch bleib zum einen viel Corg erhalten, zum anderen wurde das Tiefenwasser mit H2S angereichert, was zur Ausfällung von Pyrit führte. Die unvollständige Umsetzung der organischen Substanz im und am Meeresboden zur Ablagerungszeit des Kupferschiefers ist eine wichtige Ursache für die gute Erhaltung der darin enthaltenen Makrofossilien (der Großteil des Corg im Kupferschiefer stammt allerdings von abgestorbenen Algen). Das reduzierende Milieu ist zudem verantwortlich für die Entfärbung von Rotliegend-Sedimenten, die den Kupferschiefer unmittelbar unterlagern („Grauliegendes“).

Die Schichtung des Meerwassers bzw. die Entstehung einer sauerstofffreien Zone im freien Wasser hängt unmittelbar mit der Zechstein-Transgression zusammen. Die Ablagerung des Kupferschiefers fällt in jenen Zeitraum, in dem der Meeresspiegel im Zechsteinbecken am schnellsten anstieg (engl.: maximum flooding). Ein schnell ansteigender Meeresspiegel bedeutet schnelles landwärtiges Vordringen des Meeres und damit die rasche Überflutung ausgedehnter Festlandsbereiche mit nährstoffreichen Böden. So gelangten in kurzer Zeit große Mengen an Nährstoffen ins Meerwasser, was zu einer explosiven Vermehrung von Algen führte. Nach Absterben und Absinken der Algen zum Meeresboden wurde der dort vorhandene Sauerstoff relativ zügig infolge der Zersetzung des organischen Materials durch aerobe Mikroorganismen verbraucht. Die Redox-Sprungschicht, die normalerweise im Sediment liegt, stieg in den Wasserkörper auf und es stellten sich anoxische bzw. euxinische Bedingungen im Tiefenwasser ein, die langfristig für eine weitere Anreicherung organischer Substanz sorgten. Zudem ist der Eintrag von Sedimentpartikeln in ein Meer während einer Transgression generell gering. Auch dies begünstigte die Anreicherung von Corg und Pyrit am Meeresboden und damit die Bildung eines Schwarztonsteins an der Basis der Zechstein-Abfolge. Erst mit der Verlangsamung der Transgression und entsprechender Verringerung des Nährstoffeintrags konnte sich das Tiefenwasser wieder mit Sauerstoff anreichern und die Schwarztonsedimentation, deren Dauer auf 20.000 bis 60.000 Jahre geschätzt wird, endete.

Das karbonatische Mutterflöz (auch Grenzdolomit, Grenzkalk oder Productuskalk genannt), das den Kupferschiefer mancherorts in der Schwellenfazies unterlagert, ist vermutlich auch zeitgleich mit dem Kupferschiefer aber oberhalb der Redox-Sprungschicht abgelagert worden. Da mit dem Meeresspiegel auch die Redox-Sprungschicht anstieg, wurden Meeresbodenbereiche, die vormals oberhalb der Sprungschicht lagen, von euxinischem Tiefenwasser überschwemmt und auf dem Mutterflöz lagerte sich Schwarzton ab (→ Walther'sche Faziesregel).


Vererzungen und Herkunft der Metalle

Der überwiegende Teil der Kupferschieferablagerungen ist vom Metallgehalt vergleichbar mit anderen Schwarztonsteinen. Nur lokal treten höhere, zumindest historisch abbauwürdige Metallgehalte auf, die epigenetisch, d. h. durch nachträgliche Anreicherung, entstanden und nicht bereits während der Ablagerung. Namensgebend für den Kupferschiefer sind die Kupfererzminerale, die aber nicht immer den Hauptteil der Vererzungen ausmachen. Die Erze können fein im Gestein verteilt sein („Erzspeise“) oder als dünne Bänder (sogenannte „Erzlineale“) oder bohnenförmige Einschlüsse vorkommen (sogenannte „Hieken“).

Bei den abbauwürdigen Vererzungen werden zwei Typen unterschieden:

  • „Rote Fäule“: Diese ist gekennzeichnet durch mittlere Metallgehalte von etwa 3 %. Sie tritt nur in Randbereichen der ehemaligen Rotliegendbecken auf und zeigt eine Zonierung die, vereinfacht, drei aufeinanderfolgende Vergesellschaftungen umfasst. Im Kern die eigentliche Rote Fäule, eine an Metallen abgereicherte Oxidationszone mit Hämatit, verschiedenen Eisen-Oxidhydraten und Gips/Anhydrit. Jenseits der Oxidationsfront folgt eine Kupfer-Assoziation mit Chalkosin (Kupferglanz), Digenit (α-Kupferglanz), Covellin (Kupferindig) und Bornit (Buntkupferkies) als typische Mineralvergesellschaftung. Daran schließt nach außen eine Blei-Zink-Assoziation mit Galenit (Bleiglanz) und Sphalerit (Zinkblende) an. In der Regel reichen die Vererzungen auch in die unmittelbar unter- und überlagernden Gesteinseinheiten des obersten Rotliegend (sogenanntes Sanderz) und des Werra-Karbonats hinein. Die Entstehung dieser sulfidischen Vererzungen wird allgemein im Zusammenhang mit der Mobilisierung von Metallen in unterlagerenden Rotliegend-Sedimenten und -Vulkaniten oder dem Variszischen Grundgebirge durch aufgestiegene, oxidierende Salzlösungen gesehen. Erreichten die mit Metallen in Form von Metall-Chlorid-Komplexen angereicherten Lösungen das chemisch reduzierende Kupferschiefer-Niveau, verbanden sich die Metallionen mit dem Sulfidschwefel im Sediment und fielen als Erzminerale aus. Dabei wurde in den Bereichen, wo die oxidierenden Lösungen in das Kupferschiefer-Niveau eindrangen, das fein im Sediment verteilte Pyrit zu Hämatit, Eisen-Oxidhydraten und Gips, d. h. zur Roten Fäule, oxidiert. Die Temperatur der an der Bildung der Rote-Fäule-Lagerstätten beteiligten Lösungen wird auf ca. 120 °C geschätzt. Zeitlich fällt diese Vererzung vermutlich in die Trias. Rote Fäule ist charakteristisch für die Erzlagerstätten im Kupferschiefer u. a. der Lausitz und Niederschlesiens. In Niederschlesien erreicht der Kupfergehalt des Erzes bis zu 15 %.
  • „Rücken“: Hierbei handelt es sich um hydrothermale Gänge, die an Störungen gebunden sind. Ihre Entstehung geht auf die Tektonik im Zusammenhang mit der Fernwirkung der Alpenbildung zurück und fällt in die späte Kreide und das Tertiär. Man unterscheidet eine Kobalt-Nickel-Arsen-Barium-Vergesellschaftung (sogenannte Kobaltrücken) mit Skutterudit, Safflorit und Millerit als typische Erzminerale und eine Kupfer-Silber-Arsen-Vergesellschaftung mit Tennantit, Enargit, Löllingit und Arsenopyrit als typische Erzminerale. Die mittleren Metallgehalte liegen bei etwa 0,7 %.

Neben den bereits genannten Metallen Kupfer, Blei, Zink, Kobalt, Nickel, Arsen und Barium enthalten die Erze des Kupferschiefers teilweise beachtliche Mengen weiterer Metalle, die im Kristallgitter der Erzminerale diadoch eingebaut sind, d. h., ihre Atome nehmen zu einem geringen Teil die Position der normalerweise dort befindlichen, ähnlich großen Atome ein, ohne dass dies die Eigenschaften des entsprechenden Minerals beeinflusst. Es handelt sich dabei um Vanadium, Molybdän, Uran, Silber, Antimon, Wismut, Selen, sowie Cadmium, Thallium, Gold und Platinmetalle. In Niederschlesien liegt der Silbergehalt der Erze bei bis zu 80 g/t. Der Goldgehalt des Sanderzes liegt bei immerhin noch 2 g/t.

(Quelle: Der o.a. Text ist unter der Lizenz „Creative Commons Attribution/Share Alike“ verfügbar).


Kupferschiefer-Bergbau

Kupferschiefer-Bergbau
Kupferschiefer-Bergbau

Untertage Strebförderung im Kupferschiefer des Mansfelder Landes

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Das Kupferschiefer-Flöz ist in Mitteldeutschland weit verbreitet. Abbau gab es seit dem Mittelalter unter anderem im Mansfelder Land (Abbau bei Hettstedt, Mansfeld, Helbra, Eisleben, Niederröblingen, Sangerhausen bis 1990), am Süd- und Westharzrand (Neumansfeld nahe Seesen), im Richelsdorfer Gebirge (bei Sontra), an der mittleren Saale (Rothenburg) und bei Bieber im Spessart (dort aus gleich alten „Kupferletten“). In der brandenburgischen Niederlausitz (Spremberg, Graustein, Schleife) gibt es Bestrebungen, im zweiten Anlauf nach der DDR die Lagerstätten zu erschließen; bis zu einem eventuellen Abbau werden wohl noch einige Jahre verstreichen. Angrenzend an dieses Vorkommen wurden auch in Polen in den vergangenen Jahren Erkundungsbohrungen im Raum Weißwasser niedergebracht. (Pers. Mttlg. F. Sauer). Ein weiteres polnisches Vorkommen, welches bis in die 50er Jahre abgebaut wurde, befindet sich in Niederschlesien (Schächte Konrad und Lena) im Katzbachgebirge (Nowy Kosciol/Neukirch und Slotoria/Goldberg). Geologisch ähnliche Vorkommen in Niederschlesien sind Lagerstätten im Gebiet Sieroszowice - Lubin - Glogów, wo der Kupfererzabbau seit Jahren betrieben wird.


Kupferschiefer-Bergbau
Kupferschiefer-Bergbau

Krughütte bei Eisleben im Mansfelder Land vor 1900

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Der Kupferschieferabbau in Deutschland reicht zurück bis in das Jahr 1199. Der Legende nach fanden die Knappen Napian und Neuke auf dem "Kupferberg" bei Hettstedt im Harz eine Lagerstätte vor und begannen mit dem Bergbau. (Quelle: KSL)

80 Millionen Jahre zuvor hatten tektonische Bewegungen zur Heraushebung des Harzes geführt, so dass Kupferschieferschichten an die Oberfläche gedrückt wurden. In der Folgezeit entstanden in Ortschaften wie Hettstedt, Mansfeld und Eisleben hunderte kleinerer und größerer Halden, die heute das gesamte Landschaftsbild prägen. Volkswirtschaftlich lange Zeit wesentlich bedeutender waren die Erzvorkommen des Kupferschiefers, die teilweise bereits ab dem Mittelalter an den Mittelgebirgsrändern, dort wo der Kupferschiefer ausstreicht und leicht abgebaut werden konnte, ausgebeutet wurden. Mit Entwicklung des industriellen Bergbaus wurde es möglich, dem Kupferschiefer in immer größere Teufen zu folgen, bis man schließlich stellenweise in über 1000 Meter Teufe vorstieß.


Die bedeutendsten Abbaureviere des Kupferschiefers befanden sich

    • im Mansfelder Land (Abbau bei Hettstedt, Mansfeld, Helbra, Eisleben, Niederröblingen, Sangerhausen bis 1990),
    • an der mittleren Saale (Rothenburg),
    • am Süd- und Westharzrand (Ilfeld, Nordhausen, Morungen, Questenberg, Neuekrug nahe Seesen),
    • am gesamten Nordrand des Thüringer Waldes (Kamsdorf-Könitz, Ilmenau, Schmerbach, Glücksbrunn, Eisenach)
    • am Südrand des Kyffhäusergebirges
    • am Bottendorfer Höhenzug
    • im Richelsdorfer Gebirge (Richelsdorf und Bauhaus bei Sontra)
    • bei Bieber im Spessart
    • bei Frankenberg/Eder (dort Abbau der „Geismarer Kupferletten“)

Derzeit wird Kupferschiefer nur in Niederschlesien (Polen) gefördert. Mit geschätzten 680 Milliarden Tonnen Roherz bei einem mittleren Kupfergehalt von 2 % handelt es sich um eine der größten Kupferlagerstätten der Welt.

Der Abbau von Kupferschiefer zur Erzgewinnung ist in Deutschland seit 1990 eingestellt, da er nicht mehr wirtschaftlich war. Das Gestein enthält zwar im Vergleich zu anderen Kupfererzvorkommen relativ viel Kupfer (2–3 %), jedoch ist es durch den Untertage-Bergbau und aufgrund der relativ geringen Mächtigkeit der Lagerstätten (selten mehr als 1 Meter) verhältnismäßig kostenintensiv im Abbau. Angesichts steigender Weltmarktpreise in den vergangenen Jahren wird die Förderung von Kupferschiefer aber offenbar wieder lukrativ. Im Jahr 2007 wurde die KSL Kupferschiefer Lausitz GmbH gegründet, die 2009 eine erste Erkundungsbohrung im Kupferschieferrevier um Spremberg abteufte. Die Mächtigkeit der Vererzung beträgt dort bis zu 8 Meter und die Kupfervorräte werden auf etwa 1,5 Millionen Tonnen geschätzt. Seit 2012 läuft das Raumordnungsverfahren zur Errichtung eines Bergwerkes östlich von Spremberg. Der Bergbaubetrieb soll dann voraussichtlich ab ca. 2020 in Deutschland wieder aufgenommen werden.

(Anmerkung: (1) Der Begriff „Zechstein“ wird nur in Europa verwendet. Das Zechsteinmeer reichte dabei von Nordostengland über Belgien und Teile von Dänemark, Deutschland über Polen bis nach Litauen)


Kupferschiefer im Mansfelder Land

Die Kupferschieferreviere Mansfeld und Sangerhausen liegen im südöstlichen Harzvorland in Sachsen-Anhalt und wird hauptsächlich durch die Ortschaften Hettstedt, Mansfeld und Eisleben definiert. Das Sangerhäuser Revier wird im Norden, das Mansfelder Revier im Westen durch den Harz begrenzt.

Geologisch wird das Gebiet im Nordosten durch die Halle- Hettstedter-Gebirgsbrücke und im Südosten durch den Hornburger Sattel begrenzt. Das variskische Grundgebirge konzentriert sich im Zentrum der Mansfelder Mulde. Mit der Festlandüberflutung durch das Zechsteinmeer beginnt die Deckgebirgsentwicklung und anschließender Schollenheraushebung sowie Absenkung, so daß sich eine Vielzahl von Störungszonen bildeten. Geländedeformationen wurden ferner durch Subrosion (Salzauslaugung) der Stein- und Kalisalze verursacht.

Der Mansfelder Kupferschiefer ist ein schwarzer, bituminöser, ca. 30 bis 50cm mächtiger Mergelschiefer, der im Zechsteinmeer unter Sauerstoffabschluß als Schieferflöz gebildet wurde. Dieses Schieferflöz unterteilt sich nochmals in die Schichten "Feine Lette" und "Grobe Lette" sowie die darüberliegende Kammschale, Kopf, schwarze Berge und Dachklotz. Diese erzführenden Schichten waren seit dem 1200 Jahrhundert Ziel des Bergbaues, welche erstmalig am sogenannten “Kupferberg” in Hettstedt geschürft wurden. Als Folge der 800 Jahre andauernden bergbaulichen Tätigkeit entstanden um die Ortschaften Hettstedt, Mansfeld und Eisleben hunderte von kleineren und größeren Halden, die heute das gesamte Landschaftsbild prägen.

Mansfelder Kupferschieferbergbau
Mansfelder Kupferschieferbergbau

Hermannschächte bei Eisleben, Mansfelder Kupferschieferbergbau; Aus: Creptow: Bergbau, 1900; Copyright: Gemeinfrei

Archiv: Peter Seroka (Collector)
Kupferschieferbergbau
Kupferschieferbergbau

Bernard Koenen-Schacht II bei Nienstedt;
Nienstedt ist ein Ortsteil der Stadt Allstedt im Landkreis Mansfeld-Südharz in Sachsen-Anhalt

Mario Schmalfuß
Mansfelder Kupferschieferbergbau
Mansfelder Kupferschieferbergbau

Ottoschächte bei Eisleben, Mansfelder Kupferschieferbergbau; Aus: Creptow: Bergbau, 1900

Unbekannter Autor
Kupferschieferbergbau Mansfelder Land
Kupferschieferbergbau Mansfelder Land

Halde des Ernst Thälmann-Schachtes (ehem. Vitzthum-Schacht) bei Siersleben inmitten der Mansfelder Platte; Südharz, Sachsen-Anhalt.

Mario Schmalfuß

Der Bergbau auf Kupferschiefer begann um 1200 zunächst am ausstreichenden Flöz in Oberflächennähe im sogenannten Duckelbergbau. Der Abbau des Flözes war allerdings in Bezug auf Fläche und Teufe wegen des zufließenden Grundwassers begrenzt, und die Schächte mussten frühzeitig aufgegeben werden. Auf diese Weise wurde der gesamte oberflächennahe Bereich des Flözes über mehrere Jahrhunderte abgebaut. Ab dem 17. Jahrhundert begann der Vortrieb von teilweise sehr langen Stollen, um das Kupferschieferflöz auch in tieferen Bereichen abbauen zu können. Der 1809 angesetzte Schlüsselstollen ist der tiefste dieser Stollen, er brachte bei Helbra eine maximale Teufe von ca. 180 m ein und ist 32,3 km lang. Auf den Schlüsselstollen wurde später die gesamte Wasserhaltung in der Mansfelder Mulde ausgerichtet. Erst der Zusammenschluss zur Mansfeldschen Kupferschieferbauenden Gewerkschaft und die Nutzung der Dampfkraft führten zur Teufe von tieferen Schächten und zum flächigen Abbau des Flözes im Strebbau. Die Mitte des 19. Jahrhunderts geteuften Schächte befanden sich noch am Rande der Mansfelder Mulde und erschlossen nur Teufen bis ca. 200 m. Die bis ca. 1900 angelegten Schachtanlagen bestanden in der Regel aus mehreren, teilweise bis zu fünf Schächten, die jeweils unterschiedlichen Zwecken dienten und im Falle von Förderschächten auch an unterschiedliche Sohlen angeschlossen waren. Mit zunehmender Teufe des Abbaus verlagerten sich sowohl die Abbausohlen, wie auch die Förderschächte immer weiter mit dem Einfallen des Kupferschieferflözes in die Mansfelder Mulde hinein.

Die bis Ende der 1960er Jahre betriebenen Förderschächte Vitzthum (Ernst Thälmann), Paul (Otto Brosowski) und Wolf (Fortschritt I) lagen bereits im Zentrum der Mansfelder Mulde und hatten über zum Teil lange Querschläge Anschlüsse bis zur 11. Sohle. Die 12., 13. und 14. Sohle wurden nur über Flachen und mit einer Zahnradbahn erreicht. Die Förderung des Kupferschiefers in Teufen bis zu 995 Meter wurde selbst für DDR-Maßstäbe unrentabel, darüber hinaus setzte in diesen Teufen bereits eine Vertaubung des Schiefers ein. 1969 wurde mit der Einstellung der Förderung auf dem Otto-Brosowski-Schacht der Bergbau in der Mansfelder Mulde stillgelegt und diese ab 1970 geflutet.


Kupferschiefer in der Lausitz

Bereits seit Anfang des vergangenen Jahrhunderts ist bekannt, dass der im Mansfelder Land abgebaute Kupferschiefer auch in der brandenburgischen Lausitz verbreitet ist. Zu gezielten Erkundungsarbeiten kam es bereits zu DDR-Zeiten von 1954 bis 1980 , und zwar zwischen Spremberg und Weißwasser im Gebiet Südbrandenburg-Niederschlesien. An dessen Umrandung wurden teils bedeutende Kupferanreicherungen erbohrt.

Die Lagerstätte erstreckt sich über eine Fläche von 15 km in der Länge und 3 km in der Breite und hat eine Erz-Mächtigkeit von durchschnittlich 2,5 Meter. In einem Teufenbereich von 800 bis 1.300 Metern liegt das Kupferschieferflöz an der Basis der sogenannten Zechsteinformation, die sich im Erdzeitalter des Perms vor ca. 255 Millionen Jahren gebildet hat Das polymetallische Pb-, Zn-, Cu-Ag-Vorkommen wird auf ca. 100 Mio to Kupfererz mit etwa 1,5 Mio to Cu geschätzt. Die auftretenden Cu-Mineralien sind Chalkosin, Bornit und Chalkopyrit auftritt. Daneben enthält der Spremberger Kupferschiefer auch Ni, Co, Mo, Pd und Au


Kupferschiefer in Polen

Kupferschiefer
Kupferschiefer

Grube Rudna der KGHM, Kupferschiefer im Hangenden und Sanderz im Liegenden

dendrocopos

Der Zechstein in Polen ist seit 1875 bekannt und dem deutschen Zechstein relativ ähnlich Eine geologisch ähnliche Lagerstätte wie bei Spremberg in Brandenburg befindet sich etwa 100 km weiter östlich in der Nord- und Südsudetischen Mulde in Niederschlesien . In dem etwa 550 km² großen Lagerstättenrevier Sieroszowice - Lubin - Glogów wurden seit 1990 zahlreiche Gruben aufgelassen; jedoch betreibt die polnische Firma KGHM Polska Miedz S.A. weiterhin Abbau von Kupferschiefer. In der Zeit von 1964 bis 2010 wurden in der VR Polen (größter Kupferproduzent in Europa )1 000 000 000 Tonnen Kupferschiefer gefördert. (Quelle: http://www.tu-chemnitz.de/seniorenkolleg/gr4/kupfer.html).


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