Porphyrische Lagerstätten in Griechenland

Zusammenfassung
Doreen Mikitiuk
Porphyrische Lagerstätten in Griechenland
Doreen Mikitiuk
0 Zusammenfassung
Griechenland besitzt mit seiner Lage an einer aktiven konvergenten Plattengrenze eine komplexe
Geologie. Jedoch kommen ausschließlich in drei geologischen Einheiten des nordostgriechischen
Raumes die porpyrischen Lagerstätten, auch „porphyry“ bezeichnet, vor. Da diese hauptsächlich
Kupfer, Gold oder Molybdän enthalten, sind sie für die Wirtschaft von Bedeutung. Die Vorkommen
in Griechenland sind mit ihrem Erzgehalt und Vorrat allerdings nicht mit den weltweit bedeutenden,
wie beispielsweise in Chile, zu vergleichen. Vor allem durch die Entwicklung der Tage- und
Untertagebaubautechnik sind diese kleineren Lagerstätten dennoch von heutiger wirtschaftlicher
Relevanz. Das auf der Halbinsel Chalkidiki gelegene Skouries ist ein Beispiel dafür. Hellas Gold
S.A. (Greece) plant den beginnenden Abbau an diesem Ort für das Jahr 2008.
1 Grundlagen der Lagerstätte
Merkmale und Entstehung
Porphyrische Lagerstätten sind meist feinverteilte bis stockwerkförmige hydrothermale inkrustale
Imprägnationsvererzungen. Sie treten in der Regel an intermediären bis sauren Intrusionen auf, wie
Granodioriten, Graniten, Tonaliten, Dioriten und Quarzmonzoniten.
Nachdem Aufstieg des sauren Magmas in eine Tiefe von etwa 0,5 bis 2 km, beginnt von außen die
gleichkörnige Kristallisation von wasserfreien Mineralen. Das Restmagma besteht daher vor allem
aus volatilen Phasen und inkompatiblen Elementen, welche nicht für den Einbau in Silikate
geeignet waren. Der Volatildruck erhöht sich bei weiterer Auskristallisation im Randbereich des
Intrusivkörpers. Wenn dieser Dampfdruck den Überlagerungsdruck überschreitet, erfolgt das
retrograde Sieden, bei welchem sich ein kochendes Fluid vom Magma separiert. Falls zusätzlich
noch die Zugfestigkeit des umgebenden Gesteins überstiegen wird, kommt es zu einer intensiven
Ausdehnung und Brekziierung. Durch diese Zerklüftung und auch Permeabilität des tektonisch
beanspruchten Gesteins kommt es zu einer weitreichenden Ausbreitung der hydrothermalen Fluide
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Grundlagen der Lagerstätte
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in feinsten Rissen und Brüchen. Diese Zerrüttung endet erst in der Chloritisierungszone, während
sie im Zentrum nur gering ausgeprägt ist. Die porpyrischen Lagerstätten sind demnach mit einem
Oberflächenanschnitt von etwa 1,5 x 2 km sehr ausgedehnt, besitzen jedoch nur einen niedrigen bis
mittleren Erzgehalt. Der äußere Rand der Intrusion ist meist aus gleichkörnigem Gestein aufgebaut,
während der Zentralteil ein porphyrisches Gefüge aufweist. Dieses Zentrum des intrudierten
Körpers gibt der Lagerstätte ihren Namen.
Zu finden sind „porphyry“-Lagerstätten an aktiven, konvergenten Kontinentalrändern und
Subduktionszonen, wie beispielsweise kontinentalen und postkollisionalen Bögen sowie
ozeanischen Inselbögen.
Vorzufindende Erzminerale sind vor allem Chalkopyrit, Molybdänit und Pyrit.
Von wirtschaftlicher Bedeutung sind hauptsächlich die Elemente Kupfer, Molybdän und Gold,
ferner Wolfram und Zinn.
Aufbau
Die „porphyry“-Lagerstätte kann nach dem Lowell-Guilbert-Modell in vier konzentrisch
angeordnete Alterationszonen eingeteilt werden. Jede dieser Zonen wird durch verschiedene
hydrothermale Wässer beeinflusst und bildet somit jeweils typische Mineralvorkommen aus.
Die folgenden Abbildungen (Fig. 1 und 2) zeigen den Aufbau des Lagerstättenkörpers.
Fig. 1 Schema der konzentrischen
Fig. 2 Modell der Alterationszonen
Mineralisationszonen. (Nach Lowell und
(Nach Lowell und Guilbert 1970)
Guilbert 1970)
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Grundlagen der Lagerstätte
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Den innersten Kern bildet die Kalimetasomatosezone, welche auch „potassic alteration zone“
genannt wird. Wie man dem Namen bereits entnehmen kann, bildet sich hier sekundärer
Kalifeldspat, meist Orthoklas. Des Weiteren findet man sekundären Biotit oder die Paragenese von
Orthoklas und Chlorit (Evans 1992). Teilweise kann auch Serizit, Anhydrit und Magnetit auftreten.
Die sekundären verdrängen die vorhandenen primär gebildeten Minerale wie Orthoklas, Plagioklas
und Mafite. Diese Zone zeichnet sich häufig durch einen niedrigen Gehalt an Erzen aus, welche fein
verteilt und in Mikroäderchen vorliegen. Außerdem existiert häufig ein sehr erzarmer Kern, in
welchem Serizit und Chlorit dominieren. Die hydrothermalen Fluide dieser ersten Alteration
stammen hauptsächlich aus dem Restmagma und werden oft als juvenile Wässer bezeichnet.
Nach außen schließt sich daran die Serizitisierungszone an, welche im Intrusivkörper selbst oder im
Nebengestein entwickelt sein kann. In dieser tritt vor allem die Paragenese Quarz-Serizit-Pyrit auf.
Außerdem enthält sie oft auch Chlorit, Illit und Rutil, seltener Karbonate und Anhydrit. Im inneren
Teil herrscht Serizit vor, welcher mit zunehmender Entfernung vom Zentrum der Intrusion
abnimmt. Tonminerale werden dagegen in gleicher Richtung immer häufiger (Pirajno 1992). Beim
Prozess der Serizitisierung entsteht weiterhin viel sekundärer Quarz, es kommt zur Silifizierung. Sie
besitzt mit etwa 10% im Vergleich zu den anderen Zonen den höchsten Gehalt an Pyrit und mit 0,33% einen hohen an Chalkopyrit. Diese Vererzung zeigt zum größten Teil ein Vorkommen in
Äderchen. Jedoch findet man gleichfalls eine für diesen Lagerstättentyp charakteristische
disseminierte Verteilung.
Die „phyllic alteration zone“, wie sie gleichfalls bezeichnet wird, geht an der äußeren Grenze in die
Argillitische Zone über. Diese „argillitic zone“ zeichnet sich durch die Neubildung von
Tonmineralen aus. Dabei entsteht Kaolinit nahe dem Erzkörper und Montmorillonit weiter entfernt
von diesem (Evans 1993). Weiterhin findet man Quarz und Chlorit vor. Allerdings ist dieses Gebiet
nicht immer deutlich wahrnehm- und abgrenzbar. Die beiden zuletzt genannten Zonen sind neben
dem Einfluß von juvenilen Wässern vermutlich ebenso von meteorischen Fluiden geprägt. Dazu
gehören vor allem das Grundwasser und die Niederschläge.
Die Propyllitisierungszone bildet die äußerste Umgrenzung des Alterationskörpers. Sie weist eine
Vielzahl von Mineralen auf und kann weit ausgedehnt sein. Demnach findet man Chlorit, Epidot,
Karbonate, Adular und Albit. Im Randbereich kann eine Mineralisation von Chalkopyrit, Galenit,
Sphalerit, Gold und Silber in kleinen Gängen beziehungsweise Adern vorliegen.
Der weitere Verlauf dieser vier Zonen in tiefere Regionen ist noch unsicher. Vermutet wird jedoch
eine Ausdünnung der einzelnen Bereiche, die Zunahme der Quarz-Kalifeldspat-Serizit-Paragenese
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Grundlagen der Lagerstätte
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und die Imprägnation des primären Biotits durch den Chlorit (Evans 1992).
Für die Wirtschaft ist das Gebiet an der Grenze der Kalimetasomatose- zur Serizitisierungszone am
bedeutendsten, weil in diesem Bereich der höchste Gehalt an Erzmineralen zu finden ist. Demnach
beträgt der Gehalt an Chalkopyrit 1-3 %, Molybdänit 0,03 % und Pyrit 1 %. Dieser
Vererzungsbereich kann innerhalb, teilweise oder vollständig außerhalb des Stocks vorliegen.
2 Regionale Geologie
Griechenland
Geprägt ist die regionale Geologie Griechenlands durch die relativen Plattenbewegungen zwischen
Gondwana, welches rezent zum Teil durch die Afrikanische Platte repräsentiert wird und Laurasia
beziehungsweise dem heutigen Eurasien.
Bis zum Silur/ Devon war das heutige Griechenland fast vollständig von der Paläotethys überdeckt
und weitgehend unkonsolidiert. Die kaledonische oder cadomische Orogenese könnten schon die
ersten Massive, wie beispielsweise das Pelagonische Massiv in dieser Region bewirkt haben. Durch
die variskische Orogenese im Devon/ Karbon, welche durch die Kollision zwischen Gondwana und
Laurasia hervorgegangen ist, wurden die Gesteine jedoch vermutlich stärker beeinflusst. Die
weitere Entwicklung ist unsicher und es existieren ab dem Karbon/ Perm verschiedene Modelle zur
paläographischen Situation des griechischen Gebietes. Nach der Theorie von Stampfli (2000)
trennte sich an der Perm-Trias-Grenze im Bereich des Gondwana-Randes von Pangäa ein Block,
welcher als Kimmeriden bezeichnet wird, ab. Dieser bewegt sich durch die Subduktion der
Paläotethys am Südrand von Eurasia nordwärts. Südlich der Kimmeriden entsteht durch die
Extension ein neuer Ozean, die Neotethys. Zwei weitere kleine Ozeane öffnen sich zwischen den
Mikroplatten. Dabei handelt es sich um den Pindos-Ozean zwischen der Apulischen und der
Pelagonischen, sowie um den Vardar-Ozean zwischen der Apulischen Mikroplatte und den
Rhodopen. Der Rhodopen-Block gehörte nach Stampfli (2000) nicht zu den Kimmeriden. Er
ordnete diesen, im Gegenteil zu Sengör et al. (1984), der eurasischen Platte zu. Diese und zwei
weitere Theorien wurden von verschiedenen Verfassern rekonstruiert und dargestellt (Fig.3).
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Regionale Geologie
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Fig. 3 Verschiedene paläographische Rekonstruktionen von Teilen Griechenlands während des
Perm (modifiziert von Robertson et al. 1996 und Stampfli 2000)
Die Paläotethys schloss sich im Jura bis zur Kreide, während die Schließung der Neotethys ab der
Kreidezeit bis zum Miozän stückweise erfolgte. Im Zeitraum zwischen dem späten Oligozän und
dem frühem Pliozän wurden dabei der Vardar- und der Pindos-Ozean bei der Kollision der
Plattenfragmente geschlossen. Folglich kam es zu einer starken kontinentalen Krustenverdickung,
welche wiederum zu einem orogenen Kollaps führte und die Extension einleitete. Während des
Oligozäns heizte sich nach Jacobshagen (1986)der nördliche griechische Teil statisch auf und es
fand ein lebhafter Vulkanismus statt. Die Intrusiva dieses Gebietes weisen mesozoische bis
spättertiäre Alter auf. Die porphyrischen Lagerstätten sind meist an oligozäne Plutone gebunden.
Vom Tertiär bis zur Gegenwart änderte sich die tektonische Situation, die Plattenkonvergenz
verlagerte sich nach Marchev et al. (2005) nach Süden und in der Ägäis kam es zur Back-ArcExtension.
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Regionale Geologie
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Rhodopen
Der größte Teil des Gebirgszuges liegt in Bulgarien, von dort aus reicht dieser mit annähernd
ostwestlicher Streichrichtung bis in das nordöstliche Griechenland hinein. Der Block der Rhodopen
besitzt ein präalpidisch konsolidiertes metamorphes Basement, die genaue Zeitzuordnung ist jedoch
unsicher. Verschiedene Studien ermittelten ein variskisches Alter (Peytcheva und von Quadt 1995;
Ovtcharova et al. 2003). Dieses Basement besteht nach Marchev et al (2005) aus Ortho- und
Paragneisen, Mamor, Amphiboliten und wie Liati und Seidel (1996), sowie Mposkos und Krohe
(2000) beschreiben teilweise aus amphibolisierten Eklogiten. Die Kompressionsphase mit
Krustenverdickung in der mittleren Kreide bis zum frühen Tertiär zeigt sich in diesem Gebiet durch
eine stark ausgeprägte Regionalmetamorphose, meist Amphibolitfazies und zahlreichen
kalkalkalischen Plutonen. Die vermutlich daraus entstandenen Metasedimente zeichnen sich durch
Gneise, Glimmerschiefer, Schiefergneise, Marmor und Amphibolite aus (Jacobshagen, 1986) und
nehmen in Richtung der Südrhodopen zu. Ebenfalls sind die Rhodopen im südlichen Abschnitt zur
Ägäis hin zunehmend durch neogene Becken gekennzeichnet, welche vermutlich durch die
Extension nach diesem orogenen Kollaps entstanden sind. Weitere extensive Merkmale sind
metamorphe Kernkomplexe, damit verbundene Domstrukturen sowie meist flache Abschiebungen.
Innerhalb des griechischen Anteils der Rhodopen sind drei Einheiten mit jeweils typischen
Merkmalen zu unterscheiden. Die südliche ist geprägt durch Granit-Massive und die mittlere durch
steile Lagerungsverhältnisse, sowie die Störungszone des Nestos. Die nördliche Baueinheit ist
dagegen durch ausgedehnte flache An- und Synklinalen gekennzeichnet, wobei oft als Kern der
Antiklinalen Granitplutone vorherrschen (Jacobshagen, 1986).
Zirkum-Rhodope-Gürtel
Der Bogen des Zirkum-Rhodope-Gürtels zieht sich von Jugoslawien und Serbien über Makedonien,
den mittleren Bereich der Halbinsel Chalkidiki und die Insel Samothraki in den griechischen Teil
von Thrakien. Entstanden ist dieser nach Pe-Piper und Piper (2002) aus dem Ozeanarm zwischen
dem kontinentalen Rhodope-Block und dem Sakarya-Block der nordwestlichen Türkei. Während
diese Einheit im Süden durch die heutige Seitenverschiebung der Nordanatolischen Störung
begrenzt ist, wird sie dagegen sowohl im Osten als auch im Westen durch eine Aufschiebung
typisiert. Dabei überlagern die Gesteine des Gürtels zum Einen das Kristallin des SerboMazedonischen Massivs und zum Anderen das Štip-Axios-Massiv der Vardarzone. Im Osten
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Regionale Geologie
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wurden die Gneise des unterlagernden Massivs in Grünschiefer beziehungsweise Phyllonite
retrograd metamorphisiert (Jacobshagen, 1986). Hangend dazu lagern vermutlich jungpaläozoische
und mesozoische Metasedimente, wie beispielsweise Serizit-Quarzite, Meta-Arkosen und rote
Sandsteine. Des Weiteren findet man vulkanische Meta-Pyroklastite, sowie geschieferte dunkelrote
Rhyolithe in den Einheiten des Perm bis Trias vor. Darüber hinaus zeichnet sich der ZirkumRhodope-Gürtel durch eine Karbonatserie, Ophiolith-Komplexe, basische und ultrabasische
Intrusionen, weitere vulkanische Gesteinen und Metasedimente mit einer meist schwachen
Metamorphose aus.
Serbo-Mazedonisches Massiv
Das Massiv liegt zwischen dem Zirkum-Rhodope-Gürtel und den Rhodopen, welche an der steil
ostvergenten Strimon-Störung vom Serbo-Mazedonischen Block auf- und überschoben werden. Das
Kristallin weist nur eine geringe Breite auf und erstreckt sich im Gegensatz dazu mit einem
südsüdwestlichen Streichen von Jugoslawien über Serbien bis nach Griechenland. Ebenso wie der
Block der Rhodopen besitzt das Serbo-Mazedonische Massiv einen präalpidischen Sockel, für
welchen die genaue Altersbestimmung gleichermaßen unsicher ist. Aleksić et al. (1986) ordnet die
Gesteine dem Paläozoikum und teilweise dem Präkambrium zu, jedoch existieren noch weitere
Interpretationen. Unterteilen kann man das Kristallinmassiv in zwei tektonische Serien, die
Kerdilion- und die Vertiskos-Sequenz. Eine mesozoische Überprägung während der Bildung der
Vardar-Zone führte im Westen und im zentralen Bereich des Massivs zu einer höheren
Grünschieferfazies (Jacobshagen,1986).Allein im Südosten liegen Sedimente des Mesozoikums,
wie beispielsweise die Karbonat-Folgen des Trias und Phyllite des Jura, vor. Intrusionen
granitischer, granodioritischer, dioritischer und monzonitischer Zusammensetzung treten dagegen
relativ häufig auf. Diese sind jedoch nach ihrem Alter zu unterscheiden. Ein Teil besitzt eine
auffallende Schieferung, welche auf die mesozoische Metamorphose hinweist und ist damit der
mesozoischen bis frühtertiären Intrusivphase zuzuordnen. Andere zeigen keine solche Schieferung
und gehören demnach einer jüngeren Alterseinstufung an. Allerdings sind diese jüngeren Stöcke
oligozänen Alters (Jacobshagen, 1986) häufig hydrothermal alteriert und können somit den
relevanten porphyrischen Lagerstättentyp mit einer Kupfer-Molybdän-Vererzung tragen.
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Verbreitung
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3 Verbreitung
Griechenland liegt an einer aktiven konvergenten Plattengrenze, welche sich zeitweise durch
Subduktion, Kollision und dem damit verbundenen post-kollisionalem Magmatismus auszeichnete.
Es besitzt somit eines der Merkmale der „porphyry“-Lagerstättenbildung.
Der Großteil des Landes ist geologisch den alpidisch entstandenen Helleniden zuzuordnen. Jedoch
sind ausschließlich im Hinterland dieses Orogens, das bedeutet im Norden beziehungsweise
Nordosten Griechenlands, porphyrische Lagerstätten zu finden. Sie gehören folglich den im
vorhergehenden Kapitel beschriebenen drei geologischen Einheiten des Serbo-Mazedonischen
Massivs, der Rhodopen und des Zirkum-Rhodope-Gürtels an. Zumal diese Einheiten sich nicht nur
auf Griechenland beschränken, sind auf der folgenden Karte (Fig.4) ebenfalls die typischen
Standorte dieses Lagerstättentyps der angrenzenden Länder Bulgarien und Mazedonien zu sehen.
Fig. 4 Lage der porphyrischen Lagerstätten in Griechenland und Bulgarien (bearbeitet auf
Grundlage der Karte von Melfos et al. 2002)
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Bedeutende Lagerstätten
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3 Bedeutende Lagerstätten
Überblick
Einige der im letzten Kapitel markierten porphyrischen Lagerstätten werden in der folgenden
Tabelle anhand ihrer Tonnage und ihrem Gehalt an Kupfer und Gold aufgestellt. Die Daten gehen
aus Studien verschiedener Autoren, sowie unterschiedlichen Jahren hervor und können daher
eventuell nicht in Relation zueinander stehen.
Tabelle 1
Tonnage und Metallgehalt verschiedener Lagerstätten in Griechenland und Bulgarien
(nach Kroll et al. (2001); Melfos et al. (2002); Strashimirov et al. (2002); Moritz et al. (2004))
Lagerstätte
Vorrat in Mt
Cu in %
Au in g/t
Mo in g/t
Geologische
Zone/
Bergbaugebiet
Skouries
206
0,54
0,8
-
Serbo-Mazedonisches Massiv/
Kassandra Distrikt
Maronia
-
0,55
1
760
Zirkum-RhodopeGürtel/ Komotinti
Distrikt
Elatsite
354
0,44
0,2
-
Panagyurishte
Distrikt
Medet
163
0,32
-
80
Srednogorie Zone/
Panagyurishte
Distrikt
Tzar Assen
6,6
0,47
-
-
Srednogorie Zone/
Panagyurishte
Distrikt
Assarel
354
0,36
-
-
Srednogorie Zone/
Panagyurishte
Distrikt
Vlaykov Vruh
9.8
0.46
-
-
Srednogorie Zone/
Panagyurishte
Distrikt
Griechenland
Bulgarien
Wirtschaftlichkeit
Die „porphyry“ Lagerstätten in Griechenland und Bulgarien besitzen ein Potential für einen
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Bedeutende Lagerstätten
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wirtschaftlich relevanten Abbau. Jedoch sind die Tonnagen und Gehalte nicht mit den führenden
Abbaugebieten wie Chuquicamata mit einem Vorrat von 17100 Mt und El Teniente mit 11800 Mt in
Chile zu vergleichen. Der weltweite Durchschnitt an Kupfer beträgt 0,5 %, an Molybdän 100-500
g/t und an Gold 0,1-0,5 g/t (U.S. Geological Survey Open-File Report 02-268 (2002)). Vor allem
Skouries und Maronia liegen mit ihren Kupfergehalten in diesem Bereich und könnten in der
Hinsicht genutzt werden. Maronia hat des Weiteren einen sehr hohen Gehalt an Molybdän und
besitzt damit eine zusätzliche Abbaumöglichkeit. Zu beachten sind allerdings immer die Strukturen
und der Aufbau der Lagerstätte. Wenn sich die Vorräte nur schwierig gewinnen lassen, ist ein hoher
Gehalt nur von geringer Relevanz für die Wirtschaft. Sie werden erst interessant, wenn die
weltweiten Reserven stark abgenommen haben.
4 Skouries
Lage
Skouries ist eine der porphyrischen Lagerstätten in Griechenland und wird als Beispiel in diesem
Kapitel näher vorgestellt. Es befindet sich im Nordosten des Landes südöstlich von Thessaloniki auf
der Halbinsel Chalkidiki und infolgedessen westlich des orphanischen Golfes. Des Weiteren gehört
es damit dem Kassandra Bergbaugebiet an, welches wiederum in der Serbo-Mazedonischen
metallogenetischen Provinz liegt und einen Teil der geologischen Einheit des Serbo-Mazedonischen
Massivs darstellt.
Serbo-Mazedonisches Massiv
Wie bereits im Abschnitt 2.4 erwähnt, besteht dieses Kristallinmassiv aus der Kerdilion- und der
Vertiskosfolge (Fig. 5). Die zuerst genannte ist die liegende Serie, sie besteht hauptsächlich aus
Biotit-, Biotit-Plagioklas- und Hornblende-Biotitgneisen (Kockel et al.,1977). Eingeschlossen darin
sind unregelmäßige Linsen aus Amphibolit und Marmor, welcher außerdem die drei hangenden
Horizonte bildet. Diese charakteristischen Schichten enthalten ebenfalls Einschaltungen von
Amphiboliten und Hornblendegneisen (Jacobshagen,1986). Kroll (2001) stuft die Metamorphose
dieser Formation als obere Amphibolitfazies ein und stellt wie auch Jacobshagen (1986)
Teilbereiche fest, welche auf eine anatektische Beeinflussung hindeuten. Der Hauptteil des
Massives wird jedoch durch die Muskovitglimmer der Vertiskos-Serie aufgebaut. Diese wird durch
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Skouries
Doreen Mikitiuk
die Stratoni-Varvara Störung zur Kerdilion-Formation im Nordnordosten abgetrennt. Häufig sind
wiederum Amphibolit- und auch Quarzlinsen vorzufinden. Der Metamorphosegrad umfasst die
untere Amphibolitfazies und ist teilweise durch eine retrograde Grünschiefermetamorphose, wie
bereits im Absatz 2.3 erwähnt wurde, überprägt. Die Ursache dafür ist eine zweite jurassische bis
kretazische Orogenese, welche vor allem die Vertiskos-Folge beeinflusste. Diese erfasste zum Teil
die Amphibolit-Fazies des ersten orogenen Prozesses vorpermischer Zeit (Kroll,2001) und
gestaltete demnach die Einordnung der Gesteine des Massivs komplizierter. Leichter zu erkennen
sind aus diesem Grund die nicht von Gebirgsbildungsprozessen beeinflussten Intrusionen des
Tertiärs. Die Intrusionen sind plutonischen bis subvulkanischen Charakters und treten in den
genannten tektonischen Einheiten des alpidischen Hinterlandes auf. Die porphyrischen Stöcke,
welche ebenfalls während des frühen Oligozäns intrudierten, stellen somit nur einen Teil des
ausgeprägten Magmatismus dieses Zeitraumes dar. Es kommen häufig mehrere in einem Gebiet vor,
welche andesitische bis dioritische Zusammensetzung zeigen.
Fig. 5 Die skizzierte Karte zeigt die Geologie des nordöstlichen Teils der Halbinsel Chalkidiki,
sowie die Lage der Lagerstätte von Skouries (modifiziert nach Frei 1995)
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Skouries
Doreen Mikitiuk
Aufbau
Skouries gehört zum Kassandra Bergbaugebiet und bildet mit weiteren Intrusionen dieser Region
eine Nordost-Südwest streichende Kette. Der Stock liegt in den feinkörnigen Gneisen der stark
gefalteten Vertiskos-Formation (Fig. 5), wie die meisten in diesem Distrikt. Er erstreckt sich in eine
Tiefe von 800 Metern und streicht an der Oberfläche schlotartig oval aus. Die oberflächliche NordSüd-Ausdehnung beträgt demnach 180m und die Ost-West-Länge 250m. Die Art der so genannten
„main intrusion“ (TVX company) ist dagegen sehr umstritten. Verschiedene Autoren stufen diese
als Syenit, Trachyt oder Granit ein. Nach genauen petrologischen Analysen von Kroll et al.
(2001/2002) kann sie als Monzonit deklariert werden. Die Schwierigkeit liegt vermutlich in den
unterschiedlichen intrusiven Phasen, welche sich gegenseitig durchdrungen und abgeschnitten
haben. Dementsprechend werden vier porphyrische Intrusionen, wie in folgender Abbildung (Fig.6)
zu sehen ist, nach ihren petrographischen Eigenschaften unterschieden (Tobey et al.,1998b).
Fig. 6 Geologischer Querschnitt der vier Intrusionsphasen von Skouries; die gestrichelte Linie
grenzt dabei einen Kupfer-Gehalt größer als 0,25 % ab (Tobey et al. 1998)
Der „pink porphyry“, wie er in den Bohraufnahmen der TVX company benannt wird, ist in einer
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Skouries
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frühen Intrusionsphase entstanden. In der Abbildung ist dies dadurch zu erkennen, dass er von einer
späteren Phase durchschlagen wird. Die Besonderheiten des „pink monzonite porphyry“, wie er
ebenfalls deklariert wird, zeichnen sich durch die grobkörnigen, porphyrischen Texturen und den
bis zu 60 prozentigen Volumenanteil an Phänokristallen aus. Darunter Kalifeldspat, Plagioklase,
Amphibole und akzessorisch auftretend Apatit. Die Matrix ist feinkörnig und besteht primär aus
Feldspäten. Dabei sind Plagioklase teilweise durch eine schwache potassische Alteration betroffen
und damit in sekundären Orthoklas umgewandelt. Auch Amphibole wurden dadurch partiell von
hydrothermalem Biotit ersetzt. Die Mineralisation ist nur in geringem Maß in Form von QuarzChalkopyrit-Pyrit oder -Molybdänit als Gangtrümer des B-Types vorzufinden. Jedoch ist dies die
einzige Zone, in welcher Molybdän aufzufinden ist.
Der mittelkörnige „main porphyry“ gehört ebenfalls zur frühphasigen Intrusion, da er vom „intramineral" und „barren porphyry“ durchschlagen wird. Nach Kroll (2001) wird er mit einem Alter
von 19 Ma datiert und enthält 60 Vol.% Phänokristalle mit den Arten die gleichermaßen im „pink
porphyry“ auftreten. Darüber hinaus kommen Titanitphänokristalle in einer jedoch vergleichbar
feinkörnigen, Feldspat vorherrschenden Matrix vor. Beeinflusst von einer starken potassischen
Alteration sind zwei markante Merkmale zu untergliedern. Einige Bereiche sind durch Gangtrümer
und Zonen von sekundärem Orthoklas gekennzeichnet. Andere werden durch eine typische BiotitMagnetit-Paragenese in Form einer durchdringenden Dissemination, eines Phänokristallersatzes
von Hornblende oder gelegentlich als schmale, quarzhaltige A-Typ Gangtrümer dominiert.
Weiterhin ist der hohe Mineralisierungsgrad oftmals durch Stockwerkausbildung beispielsweise von
Quarz, Chalkopyrit und Bornit auffallend. Seltener wird der hydrothermal entstandene Magnetit
von Chalkopyrit verdrängt.
Der „intra-mineral porphyry“ ist im Vergleich zu den beiden zuvor erläuterten Intrusionen in einem
späteren Stadium entstanden. Im Gegensatz zu diesen besitzt das mittel- bis grobkörnige Gestein
nur einen Anteil von 45 bis 60 Vol% an Phänokristallen in einer allerdings gleichen feinkörnigen
Grundmasse. Die Typen der Kristalle entsprechen dabei denen des „main porphyry“. Die Alteration
ist wiederum starker potassischer Art und wird von sekundärem Biotit und Magnetit repräsentiert.
Diese treten häufig in Akkumulationen, welche die Textur durchdringen und zerstören, und
Disseminationen auf. Zum Teil werden auch Magnetit, sowie mafische Phänokristalle wieder durch
Chalkopyrit ersetzt.
Die letzte Einteilung der Monzonite betrifft den mittel- bis grobkörnigen „barren porphyry“,
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Skouries
Doreen Mikitiuk
welcher der spätesten Phase der Intrusion angehört. Er verfügt über eine porphyrische Textur, eine
hauptsächlich aus Feldspäten bestehende feinkörnige Matrix und einen 45 bis 55 prozentigen
Volumenanteil an Mikrophänokristallen. Diese Kristalle können Kalifeldspäte, Plagioklase,
Amphibole, Apatit und Titanit darstellen. Die großen Titanite werden dabei als Träger des erhöhten
Thoriumgehalts angesehen, welcher die Besonderheit der Lagerstätte von Skouries ausprägt. Die
potassische Alteration ist im „barren porphyry“ nur von geringer Bedeutung. Demgegenüber ist die
phyllische Alteration dafür von Relevanz. Typisch für diese Alterationsart ist, wie im Kapitel eins
beschrieben, die Ausbildung von Serizit, Chlorit, Pyrit und Karbonaten als Ersatz von Plagioklasen
und mafischen Mineralen. Der „porphyry“ ist ansonsten auffallend erzfrei und enthält nur in
wenigen speziellen Fällen Gold und Kupfer. Hingegen findet man in diesem und auch im „main
monzonite porphyry“ vielmals Xenolithe.
Allgemeine Alteration und Erzmineralisation
Aus dem vorhergehenden Abschnitt ist zu entnehmen, dass die potassische Alteration die
dominierende ist. Sie bildet mit ihrem hohen Magnetitgehalt den Alterationskern und umfasst damit
nahezu den gesamten Porphyrstock. Die schwache Propylitisierungszone umgibt diesen Kern und
beeinflusst demnach bereits ausschließlich das Nebengestein der Vertiskos-Formation. Im Gegenteil
dazu kommt die phyllische Alteration lediglich als Ganghof und die argillitische gebunden an
Störungszonen vor (Magri et al.,1998).
Neben dem hohen Gehalt an Gold, vor allem in der potassischen Zone, tritt Molybdän nur in sehr
geringen Mengen auf. Zu den Haupterzminerale zählen Chalkopyrit, Pyrit und Magnetit. Sie
kommen als Trümer, Stockwerke oder disseminiert vor, wobei Magnetit oftmals von Bornit oder
Chalkopyrit verdrängt wird. Weitere Erzminerale wie Galenit, Digenit, Tetrahedrit und Molybdänit
sind seltener vorzufinden.
Projekt
Skouries ist ein Projekt der Hellas Gold S.A. (Greece), welche eine Tochtergesellschaft der
European Goldfields Limited ist. Die Exploration der Lagerstätte und die Planung des Abbaus ist
bereits abgeschlossen. Bis 200m Tiefe soll die Gewinnung über einen Tagebau erfolgen, ab diesen
Punkt bis zu 1000 Metern Tiefe über einen Untertagebau und den Blockbruchbau. Die Abbildung
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Skouries
Doreen Mikitiuk
(Fig. 7) zeigt diesen geplanten Abbauprozess. Im Juli 2007 hat das griechische Ministerium für
Entwicklung seine Zustimmung für das Projekt geäußert. Zur Zeit vollendet Hellas Gold S.A. seine
vollständige Umweltstudie und es wird erwartet, dass sie diese im ersten Quartal des Jahres 2008
dem Ministerium vorlegen.
Fig. 7 3D Darstellung der Lagerstätte von Skouries
5 Literatur
Arikas, K. (1981) Subvulkanisch-hydrothermale Mo-Cu-Zn-Pb-Vererzungen, S.E. Rhodopen,
Nordgriechenland: Petrographie und Geochemie. Tschermarks Mineralogische und
Petrographische Mitteilungen 28:189-205
Economou-Eliopoulos, M., Eliopoulos, D.G. (2000) Palladium, platinum and gold concentration in
porphyry copper systems of Greece and their genetic significance. Ore Geology Reviews 16:
59-70
Evans, A.M. (1992) Erzlagerstättenkunde. Ferdinand Enke Verlag , Stuttgart
Evans, A.M. (1993) Ore Geology and Industrial Minerals. An Introduction. Blackwell Science,
3.Auflage
Jacobshagen V., Dürr, S.,Kockel, F., Makris, J., Meyer, W., Röwer, P., Schröder, B., Seidel, E.,
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Literatur
Doreen Mikitiuk
Wachendorf, H. (1986) Geologie von Griechenland. Beiträge zur regionalen Geologie der
Erde. Gebrüder Borntraeger, Berlin-Stuttgart
Kroll, T. (2001) Petrographic-geochemical studies on monzonite intrusions hosting the Skouries
porphyry Cu-Au deposit: barren versus mineralized. Diplomarbeit
Kroll, T., Müller, D., Seifert, T., Herzig, P.M., Schneider, A. (2002) Petrology and geochemistry of
the shoshonite-hosted Skouries porphyry Cu-Au deposit, Chalkidiki, Greece. Mineralium
Deposita 37:137-144
Kroll, T., Seifert, T., Schneider, A. (2002) New petrographic-geochemical, Srisotope and K-Ar
studies on monzonite intrusions hosting the Skouries porphyry Cu-Au deposit, Chalkidiki,
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