Die Lagerstätte Tellnes, Norwegen

Die Titanlagerstätte Tellnes, Südnorwegen
Henny Hamann
Abstract. Bei der Titanlagerstätte Tellnes in der Rogaland-Anorthosit-Provinz
handelt es sich um die zweitgrößte Ilmenit-Vererzung in der Welt. Die neoproterozoische Norit-Intrusion (920Ma) befindet sich in dem anorthositischen ÅnaSira-Massiv (930Ma). Aufgrund unterschiedlicher Mineralisationsfolgen von Plagioklas / Ilmenit und Orthopyroxen / Olivin kann die Lagerstätte in vier verschiedene Zonen eingeteilt werden, wobei es sich bei der Unteren Hauptzone um die
am stärksten angereicherte handelt. In der Lagerstätte befinden sich noch etwa
57Mt TiO2, was 12% der gesamten Titanvorkommen der Welt bedeutet.
Einleitung
Die Titanlagerstätte Tellnes liegt in der rund 120km südlich von Stavanger im
Süden Norwegens gelegenen Provinz Rogaland, nahe der SW-norwegischen Küs2
te. Sie liegt damit in der Rogaland-Anorthosit-Provinz im 200km großen ÅnaSira-Massiv (Evans, 1992).
In diesem Gebiet gibt es bereits seit dem ausgehenden 18. Jahrhundert aktiven Bergbau zur Förderung von Erz für die Eisengewinnung. Jedoch erst knappe
hundert Jahre später zwischen 1861 und 1881 kam es durch die Egersund Mining
Company zu einer Blütezeit des Bergbaus, in welcher rund 20.000 t Erz von bis zu
60 Bergleuten gefördert wurden (Duchesne, 1999). Auch wenn der größte Teil
des Bergbaus auf den Abbau von Eisen-Titan-Lagerstätten ausgerichtet war, wurden auch Nebenprodukte wie Nickel, Kupfer, Molybdän und Wolfram gefördert.
Nach einem 20-jährigen Bruch in der Eisen-Titan-Erkundung wurde 1902 die Gesellschaft Titania A/S gegründet, welche erneut den Bergbau in der Region aufle-
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ben ließ und 1954 die Lagerstätte in Tellnes durch aeromagnetische Aufnahmen
entdeckte. Seit 1960 befindet sich die Mine in Betrieb und wird auch heute noch
von der gleichen Gesellschaft betrieben. Von über 100 bekannten Minen und
Prospektionen im gesamten Rogaland-Distrikt ist sie die einzige heute noch aktive (Charlier et al. 2007).
Der Tagebau in Tellnes ist heute bis auf eine Tiefe von rund 150m abgebaut.
Ziel der Mine ist jedoch der Abbau bis an die 400m-Grenze. Je tiefer der Tagebau
allerdings vordringt, desto gefährlicher wird der Abbau, da die enorm steilen
Hangwinkel eine immer weiter zunehmende Gefahr darstellen. Dazu wird auch
heute schon die Mine über GPS-Monitoring überwacht (Malz, 2008).
Regionale Geologie der Rogaland-Anorthosit-Provinz
Die Rogaland-Anorthosit-Provinz befindet sich am südwestlichen Ende des
präkambrischen sveconorwegischen Orogengürtels und wird im Osten begrenzt
durch die Kaledonidenfront. In Abbildung 1 ist die Region mit ihren Großstrukturen zu sehen.
Im Proterozoikum vor etwa 1.6 Ga entstand in dieser Gegend ein Komplex von
gebänderten granitischen Gneisen durch die Deformation und Metamorphose
von Sedimenten mit Granitintrusionen. Nach weiteren Granitintrusionen wie der
des Feda-Augengneis bis 1.4 Ga, folgten bei 1.2 Ga die granitischen Intrusionen
der Metascharnockite von Glopprudi, Botnevatnet und Hidderskog im Norden
und Nordosten der Provinz.
Etwa gleichzeitig mit zwei Phasen isoklinaler Faltung, begann die sveconorwegische Deformation, welche Metamorphosegrade der oberen Amphibolit- bis
Granulitfazies erreichte. Im Zuge der Deformation kam es erneut zu isoklinaler
Faltung und weiteren Granitintrusionen. Sowohl der Homme-Granit (~998Ma),
als auch der Holum-Granit (~980Ma) entstanden in dieser Zeit.
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Im Neoproterozoikum bei 930 ± 3 Ma intrudierten mehrere große AnorthositKörper innerhalb kurzer Zeit. Es entwickelten sich die Lagerstätten der Layered
Intrusion von Bjerkreim-Skondal und bei 920 Ma der Ilmenit-Norit Körper in Tellnes (Charlier et al. 2007). In mehreren Phasen intrudierende jotunitische Magmen führten anschließend zur Bildung kleiner Intrusivkörper und zur Entstehung
diverser Dykes.
Abb.1 Vereinfachte geologische Karte der Rogaland Anorthosit Provinz. – Abkürzungen: Kleine noritische Intrusionen: Hg = Hogstad; Lø = Løyning; K = Koldal; Bs = Bøstølen; Bf = Blåfell. Jotunitische Dykes: Vt = Vettaland; Vb = Varberg; Vs = Vaersland; L = Lomland T = Tellnes Dyke (Ilmenite-Lagerstätte
in Schwarz). S = Storgangen; PV-L = Puntervolllien Zone. (Viele kleine Seen ausgelassen; viele kleine
jotunitische Dykes und der basaltische Egersund Gang-Schwarm sind nicht eingezeichnet) nach Duchesne 2001.
Der monzonitische Hunnedal Gang-Schwarm (~850 Ma) und der basaltische
Egersund Gang-Schwarm (~616 Ma) entstammen jedoch späteren Bildungen, die
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in Zusammenhang stehen mit der Öffnung des Iapetus-Ozean (Charlier et al.
2006).
Im oberen Silur bei etwa 35 Ma kam es zu einer metamorphen Überprägung
bis zur Grünschieferfazies der Gesteine im äußersten Westen der Provinz durch
die Kaledonische Orogenese.
Die proterozoischen Gesteine unterlagen später nur noch der Hebung und
Erosion und im Quartär wiederholten Vergletscherungen.
Petrologie der Anorthosite
In der Rogaland-Anorthosit-Provinz gibt es die drei großen Anorthosit-Massive
Egersund-Ogna, Håland-Helleren und Åna-Sira, welche insgesamt eine Gebiets2
größe von etwa 580km umfassen und damit kleiner sind als die in Saint-Jean in
Quebec / Kanada. Sie sind aber die größten in Westeuropa und sogar die am
meisten befahrenen der Welt.
In den Anorthosit-Massiven der Rogaland-Provinz sind über 70 bekannte Lagerstätten unterschiedlicher wirtschaftlicher Bedeutung zu finden (Duchesne,
1999). 23 davon sind allein im Åna-Sira-Massiv zu finden. Die wichtigsten Lagerstätten des Ana-Sira-Massives:
•
Tellnes, die zweitbedeutendste Ilmenit-Lagerstätte in kristallinem Gestein
nach der Lake Tio-Lagerstätte / Allard Lake District / Quebec
•
Die Storangen-Lagerstätte, welche jedoch bereits 1964 geschlossen wurde
•
Die Blåfjell-Mine, welche im Zeitraum zwischen 1863 bis 1876 ungefähr
90.000t Erz produzierte
•
Und die Bjerkreim-Skondal-Lagerstätte, welche die größte Layered Intrusion in Westeuropa ist.
Mit ihrem proterozoischen Alter sind sie die jüngsten Anorthosit-Massive der
Welt. Ungewöhnlich an den Anorthositen der Rogaland-Massive ist jedoch, dass
äquivalente Vulkanite in dem Gebiet vollkommen fehlen. Es kommen lediglich
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folgende Plutonite vor: grobkörniger Anorthosit, Leukonorit und die Übergansformen beider Gesteine. Im Folgenden soll nur auf den hauptsächlichen Anorthosit eingegangen werden, da dieser am weitesten verbreitet ist in dem Gebiet
(Malz, 2008).
Die Anorthosite weisen über große Gebiete einen monomineralischen Charakter auf mit mehr als 90% Plagioklas, der zudem auch Labradoreszenz zeigen kann.
Neben Plagioklasen sind in kleinen Mengen Klinopyroxen, Apatit, Biotit, Magnetit
und komplexe Fe-Ni-(Co)-Cu-Sulfide enthalten (Wilmart et al. 1989).
Die Produktion dieser großen Mengen an Plagioklas basiert nach der Theorie
von Ashwal (1993) auf extremer Fraktionierung des Magmas. Mantelgetriebene
mafische Schmelzen mit relativ hohem Magnesium-reichen Olivin ± PyroxenGehalt steigen auf an die Kruste-Mantel-Grenze, kristallisieren dort aus und sinken aufgrund der Masse wieder ab. Es kommt zur Bildung ultramafischer Gesteine an der Basis der Kruste. Das restliche Magma wird durch die Kristallisation ultramafischer Anteile an Aluminium und Eisen bzw. Mangan angereichert. Bei
genügender Anreicherung beginnt die Kristallisation des Plagioklas, welcher auf
der Magma aufschwimmt und am Dach der Magmenkammer anorthositische Gesteine bildet. Der Plagioklas-reiche Kristallbrei ist in der tiefen Kruste garvitativ
unstabil aufgrund der geringeren Dichte und steigt darum als ein Pluton auf.
Durch das ineinander fließen mehrerer solcher Plutone bilden sich große Anorthosit-Massive, wie in der Rogaland-Provinz. Hier stiegen die anorthositischen
Plutone bis auf eine Höhe von ~20km auf. Die Hitze des kristallisierenden Magmas verursacht dabei ein partielles Aufschmelzen der tiefen kontinentalen Kruste, wodurch es zur Entstehung scharnockitischer Magmen kommt, welche ebenfalls als Plutone aufsteigen. Die mafischen Rückstände bleiben in der Tiefe zurück
oder sinken sogar wieder ab in den Mantel.
Die Anorthosite der Rogaland-Provinz zeigen ein weiteres Phänomen: In fünf
eng begrenzten Zonen mit Nordost-Südwest-Streichen ist die Alteration der
Anorthosite zu sogenannten „Weißen Anorthositen“ zu finden. Die weiträumigs-
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te Ausbildung ist die von Hellvik bis annähernd nach Bjerkreim über eine Länge
von etwa 14 km und eine Breite von etwa 600 m. Bei den Alterationsprodukten
handelt es sich um folgende Minerale:
•
Alteration von Plagioklas zu Klinozoisit, welcher dem Anorthosit eine
weißliche Farbe verleiht.
•
Alteration mafischer Minerale, vor allem dem Orthopyroxen, zu Epidot,
welcher grünliche Flecken und Adern in den Anorthositen hervorruft.
•
Entstehung von Kaolinit Al2[Si2O5](OH)4 durch die Reaktion von Plagioklas
mit Wasser.
•
Entstehung von Ca- und Na-Silikaten und Hydroxiden, die weggelöst werden und deren Kaolinit-reiche Reste auf Störungen und Unstetigkeitsflächen, in denen warmes Wasser zirkulieren kann, angereichert werden.
Das Alter dieser Verwitterungserscheinungen ist noch nicht bestimmt, es
gibt jedoch zwei mögliche Entstehungsmodelle: Es könnte sich um das Ergebnis hydrothermaler Aktivität während der Kaledonischen Orogenese
handeln oder um eine oberflächennahe Alteration während des tropischklimatischen Tertiär.
Da der weiße Anorthosit durch alterierte basaltische Gänge des Egersund Systems abgeschnitten wird, kann das Alter der letzten Verwitterungsphasen auf das
Präkambrium eingegrenzt werden. Rezente Bewegungen von Mobilisaten entlang dieser Zonen, zeigen erneute Alterationsprozesse an.
Geologie und Mineralogie der Lagerstätte
Mit einem Ausstrich von etwa 2700m Länge, welcher eine sichelförmig gebogene Form zeigt und an der zentraler Stelle bis zu 400m Breite, gehört die Lagerstätte zu den größten und bedeutendsten Lagerstätten der Welt. Morphologie
und Geografie der Lagerstätte sind in Abbildung 2 dargestellt.
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Wie in Abbildung 3 zu sehen ist, zeigt die Lagerstätte im 3D-Blockbild eine
Trogform, die nach Südosten abtaucht. Die Schenkel des Troges sind nach Nodosten mit 45-50° geneigt, während die nach Südwesten beinah vertikal nach Nordosten einfallen (Malz, 2008).
Bei der Lagerstätte in Tellnes handelt es sich um eine primäre IlmenitLagerstätte, welche assoziiert ist mit dem Anorthosit-Massiv von Åna-Sira als liquidmagmatische Lagerstätte. Auslaufend in den 5 bis 10m breiten Tellnes-Gang,
setzt sich die Lagerstätte nach Nordwesten rund 4km in einen jotunitischen bis
scharnockitischen Gang fort, nach Südosten sogar um weitere 10km, bis er durch
einige Basaltgänge des Egersund Gang-Schwarmes abgeschnitten wird (Duchesne, 1999). Das Alter des Ganges wurde auf 930 ± 5 Ma bestimmt, womit der Gang
in Zusammenhang stehen muss mit der Intrusion der Anorthosit-Massive. Die Deformation des Ganges mit dem Erzkörper untermauert dies, da der Erzkörper erst
rund 10 Ma später intrudierte.
Abb.2 Karte der Tellnes-Lagerstätte; nach Charlier et al. 2007.
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In der Karte ist ebenfalls eine Nordwest-Südost streichende Störung, die am Südostrand des Tagebaus zu sehen ist und dort die Mächtigkeit stark verringert hat
(Malz, 2008).
Abb.3 Darstellung der Lagerstätte von Tellnes im 3D-Block; nach Charlier, 2006.
Der neoproterozoisch intrudierte Norit ist reich an Ilmenit mit einem durchschnittlichen Gehalt von bis zu 18% TiO2. Es handelt sich um einen homogenen,
massiven, gleichkörnigen Norit. Die Körner zeigen mittlere Größen zwischen 0,5
bis 2mm. In einigen Bereichen der Lagerstätte zeigen sich Schichtungen (Charlier
et al. 2006). Die Hauptminerale der Lagerstätte sind Plagioklas, Ilmenit und
Orthopyroxen. Der Plagioklas schwankt dabei im engen Bereich zwischen An45-42
und der Orthopyroxen zwischen En77-75. Beim Olivin handelt es sich um Fo80.
Da der Norit der Lagerstätte anorthositische Xenolithe beinhaltet, intrusive
Brekkzien zeigt und das Muttergestein mit Nebengängen durchzieht ist erkennbar, dass der Norit als jüngeres Gestein in den Anorthosit intrudiert sein muss.
Die Bildung einer beckenförmigen Magmenkammer wird bewirkt durch das gravitative Absenken des dichten Ilmenitreichen Gesteins nach dem Auskristallisieren
in die anorthositische Gesteinsmasse geringerer Dichte. Damit zeigt die Lagerstätte einen synklinalen Querschnitt.
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Die beiden neben einander liegenden Anorthosit-Massive Åna-Sira und
Håland-Helleren zeigen deutliche Gemeinsamkeiten. Eine denkbare Ursache dafür ist die möglicher Weise vorhandene Verbindung beider Massive in der Tiefe
zu einem großen Körper. Wie es zu einer solchen Bildung kommen kann, ist im
Abschnitt Petrologie und Geologie der Anorthosite beschrieben. Oberirdisch sind
die beiden Massive durch den jotunitähnlichen Eia-Rekefjord-Gang und das
Skondal-Norit-Gebiet getrennt, welches zur Bjerkreim-Skondal-Intrusion gehört.
Der Erzkörper besteht aus mehreren Zonen unterschiedlicher Variationen der
erzbildenden Minerale in Abhängigkeit von der Geochemie des umgebenden Gesteins. Unterteilt wird der Körper in die Obere und Untere Hauptzone und in die
Obere und Untere Randzone (Charlier et al. 2007). Die Ursache dieser unterschiedlichen Assoziationen ist noch nicht restlos geklärt, es existieren aber zwei
mögliche Modelle: Es könnte sich um die in-situ Kristallisation des Magmas von
den inneren Hauptzonen nach außen zu den Randzonen handeln oder um die Injektion eines Kristallbreies aus einer benachbarten Magmenkammer, welcher
noch Schmelze in Zwickeln enthält. Dieser Kristallbrei müsste dann an der Basis
mit dichten Fe-Ti-Mineralen angereichert sein und am Top mit den weniger dichten Plagioklasen (Malz, 2008).
So ist in den beiden Hauptzonen das Mg:(Mg+Fe) – Verhältnis im Ilmenit, bzw. in
den Eisen-Magnesium-Silikaten sehr hoch, während zu den Randzonen hin das
Verhältnis stetig abnimmt (Kullerud, 2001).
Bei der dünneren Randzone handelt es sich um den 15-20m dicken Kontakt
zum Muttergestein. Die Untere Randzone zeigt eine Abnahme im Ilmenitgehalt,
während gleichzeitig Plagioklas, Orthopyroxen und Klinopyroxen zunehmen. In
der Oberen Randzone ist ein hoher Plagioklas- und Eisen-Magnesium-SilikatAnteil zu finden, wobei der Ilmenit-Anteil sehr gering ist.
Die Untere Hauptzone ist die am stärksten angereicherte Ilmenit-Zone mit
90% Plagioklas und Ilmenit mit wenig Orthopyroxen. In dieser Zone fehlt der Oli-
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vin vollständig. Die Obere Hauptzone hingegen zeigt einen hohen Gehalt an Eisen-Magnesium-Silikaten und Ilmenite, aber nur einen geringen Anteil Plagioklas.
Die Herkunft des zur Entstehung der Lagerstätte benötigten Titan-reichen
Magmas ist bisher jedoch unbekannt. Keine der Mineralzusammensetzungen der
Rogaland-Provinz würde geochemisch zu einem solchen Magma passen.
In der Lagerstätte sind neben dem wichtigsten Titan-Mineral Ilmenit FeTiO3
auch Magnetit Fe3O4 und Titanomagnetit Fe3O4 + FeTiO3 enthalten. Das wirtschaftlich bedeutendsten Mineral Ilmenit führt bis zu 12% Hämatit (Fe2O3) in
Entmischungslamellen.
Bei einer jährlichen Produktion von 2,76 Mt Erz im Tagebau können daraus
800.000t Ilmenitkonzentrat gewonnen werden, was einem Anteil von 7% an der
weltweiten Titan-Produktion entspricht (Charlier et al. 2007). Beinah die gesamte
Produktion wird exportiert, wobei die Farbindustrie der Hauptabnehmer ist. Die
häufigste Verwendung von Titan ist die als Pigmente für Farben und Lacke oder
als matallischer Rohstoff für die Eisen- und Stahlveredlung.
Die Lagerstätte bietet Reserven von rund 57Mt TiO2, was 14% der Weltreserven an Ilmenit bedeutet und 12% an den gesamten Titanmineralen (Ilmenite und
Rutil) (Charlier et al. 2006). Weitere Beiprodukte der Lagerstätte sind Konzentrate von Magnetit und Nickel-Kupfer-Sulphiden.
Referenzen
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