Zwei Muldenkipper (je 240 Tonnen) in einem der 3 Pits von Copper Mountain Mining Corp. (TSX-Symbol: CUM; Markt-Kapitalisierung: $485 Mio.), die im Juli 2011 begann, aus seiner porphyrischen Kupfer-Gold-Lagerstätte wenige Kilometer entfernt von der Stadt Princeton im kanadischen British Columbia zu produzieren. Die 3 nebeneinander liegenden historischen Tagebaue werden nun zu einem einzigen Tagebau zusammengefügt, wodurch der etwa 7 km lange „Superpit“ entstehen wird. Das Unternehmen verfügt über einen Abnahme-Vertrag mit Mitsubishi Materials Corp., wobei Mitsubishi zugestimmt hat, den gesamten Konzentrat-Output zu LME-Preisen am Tag der Lieferung zu kaufen. Die geplanten Gewinnungsraten aus der Lagerstätte liegen bei etwa 89% Kupfer, 66% Gold, und 49% Silber, wobei keine Strafgebühren für ungewünschte Verunreinigungen bezahlt werden müssen. Die Mine wird über mindestens 17 Jahren Betriebszeit etwa 480 Tonnen/Tag verarbeiten, wobei das Konzentrat 28% Cu und eine Feuchtigkeit von 8% aufweist. Die Ressourcen werden derzeit mit 5 Mrd. Pfund Kupfer angegeben (jährliche Produktion rund 100 Mio. Pfund Kupfer). Die erste Konzentrat-Lieferung kam am 4. Oktober im japanischen Onahama an – insg. 11.200 Tonnen Konzentrat, das etwa 5,6 Mio. Pfund Kupfer, 40.600 Unzen Silber und 2.470 Unzen Gold enthielt (bei aktuellen LME-Marktpreisen hat diese Lieferung einen Gegenwert von etwa US$29 million).

 Panorama-Aufnahme der neu gebauten, hoch modernen Verarbeitungsanlage von Copper Mountain Mining Corp. nahe Princeton, B.C., Kanada (in etwa so hoch wie ein 10-stöckiges Gebäude und so lang wie fast 2 Fussball-Felder)

 

Magmatisch-hydrothermale Lagerstätten

Magmatisch-hydrothermale Erze entstehen nicht wie die meisten magmatischen Lagerstätten durch MAGMATISCHE SEGREGATION während der Kristallisation des Magmas, sondern durch den AUFSTIEG dank hydrothermaler Aktivität, wobei die Erze alsdann als Magmatit-Körper in der Erdkruste abgelagert werden. Die typischen Arten der magmatisch-hydrothermalen Lagerstätten sind zum einen porphyrische und zum anderen VMS- (Vulkanisch- Massive Sulfid-) Lagerstätten. Diese beiden sind die Hauptlieferanten vom weltweit geförderten Kupfer und Molybdän. Porphyrische Kupfer-Lagerstätten gewinnen darüberhinaus eine zunehmende Stellung bei der Förderung von Gold, wobei die VMSLagerstätten weltweit grosse Mengen an Zink und Blei liefern.

Die porphyrische Kupfer-Mine Bingham Canyon in Utah, USA

Porphyrische Lagerstätten sind die wichtigste Quelle für die Metalle Kupfer, Molybdän und Gold (mehr als die Hälfte des weltweit geförderten Kupfers stammt aus porphyrischen Lagerstätten-Systemen). Daneben werden auch ansehnliche Mengen an anderen Metallen in porphyrischen Lagerstätten abgebaut, wie z.B. Zinn, Silber, Blei und Zink. Grosse Porphyr-Gesteinsvorkommen gibt es z.B. im Thüringer Wald, in Sachsen, Odenwald und im Saalekreis. Daneben wurden in Nord-Deutschland gehäuft skandinavische Porphyre (als eiszeitliches Geschiebe) gesichtet. 

Ein Rhyolith mit zahlreichen grossen Kristall-Ausbildungen (weiss) innerhalb fein- bis grobkörniger Matrix; was indiziert, dass das Magma in der Tiefe zu einem relativ späten Zeitpunkt an die Eroberfläche gelang, da bereits nahezu vollständig auskristallisiert

Ein PORPHYR (d.h. ein Gestein mit porphyrischem Gefüge) entsteht, wenn das Magma in der Tiefe zunächst langsam erkaltet (dabei bilden sich grosse Kristalle, die in der Schmelze schwimmen) – und alsdann relativ schnell gen Erdoberfläche aufsteigt, und es ggf. auch zu einem Vulkanausbruch kommt, so dass das Magma oder Lava schneller erstarrt und sich nur noch kleine Kristalle bilden können; so dass es ingesamt zu einem Gefüge aus grossen (einzelnen) Kristallen kommt, die von einer feinkristallinen Grundmasse umgeben bzw. ummantel wurden. Je rascher die Abkühlung, insb. beim Vulkanausbruch, desto feinkörniger wird die Grundmasse, die auch als Matrix bezeichnet wird, während die makroskopisch (mit blossem Auge) gut erkennbaren Einzelkristalle mit dem Begriff Einsprenglinge umschrieben werden (meist haben sie eine Grösse zwischen ein paar wenigen mm bishin zu mehreren cm, und meist eine idiomorphe (d.h. vollständig ausgebildete) Kristallform. 

Allgemein wird zwischen quarzreichen und quarzarmen Porphyren unterschieden, wobei sich beim Erstgenannten Quarz-Kristalle als Einsprenglinge finden (daher auch der Name Quarz-Porphyr, wobei heute vielmehr die Bezeichnung Rhyolith verwendet wird). Aber auch quarzarme Porphyr-Typen können Quarz noch in der Matrix beinhalten (kann jedoch auch vollständig fehlen). Da die chemische Zusammensetzung somit erheblich schwanken kann, gibt es verschieden Gesteintypen-Bezeichnungen, wie v.a. Andesit, Dazit, Trachyt. 

Polierte Platte eines Quarz-Porphyrs bzw. eines quarzreichen Rhyoliths aus Thüringen

 

Generell werden porphyrische Lagerstätten in die folgenden Arten unterteilt: 

1. Kupfer Porphyr-Lagerstätten

2. Kupfer-Gold Porphyr-Lagerstätten

3. Kupfer-Molybdän Porphyr-Lagerstätten

4. Molybdän Porphyr-Lagerstätten 

Die porphyrische Kupfer-Mine Bingham Canyon in Utah, USA

 

Abbauwürdige porphyrische Lagerstätten haben eine enorme Grösse von einigen hundert Mio. Tonnen abzubauendes Erz – bei einer Durchschnitts-Mineralisierung, die so “niedriggradig” wie 0,2% bis >1% Kupfer, 0,005-0,03% Molybdän und/oder 0,4-2 g/t Gold sein kann. 

In Kanada stammt die gesamte Molybdän-Minenneuförderung und etwa die Hälfte der Kupfer-Förderung aus Porphyren, wie z.B. die Valley Copper Lagerstätte mit 690 Mio. t bei durchschnittlich 0,41% Kupfer; Island Copper mit 345 Mio. t @ 0,42% Kupfer und 0,017% Molybdän; Brenda mit 360 Mio. t @ 0,16% Kupfer und 0,039% Molybdän; Mount Polley mit 230 Mio. t @ 0,25% Kupfer und 0,34 g/t Gold. Da porphyrische Lagerstätten allgemein recht niedriggradig sind, muss der Abbau entsprechend kostengünstig sein, weswegen sie bevorzugt auch im Tagebau ausgebeutet werden (sofern es das Erosionslevel zulässt). 

Porphyrische Kupfer-Lagerstätten 

Geologen schätzen, dass bis 2.000 v. Chr. die Kupfer-Gehalte im Bergbau um die 15% betrugen. 3.500 Jahre später dürften die Gehalte nur noch bei 9% gelegen haben. Um 1800 beliefen sie sich bei 6-7%, mit welchen Gehalten der Bergbau bis Anfang des 20. Jahrhundert ebenfalls erfolgreich operieren konnte. 

Ende des 19. Jahrhunderts begann die Bingham Canyon Mine in Utah (USA) mit der (mengenmässig unbedeutenden) Förderung von Kupfer aus Gesteins-Gängen („veins“) mit Gehalten von etwa 6% Kupfer, woraufhin sie 1906 bei Reserven von >290 Mio. Tonnen und Mineralisierungen zwischen 0,75-2,5% Kupfer in einen grossflächigen Tagebau überging – und die Ära des niedriggradigen Kupfer-Abbaus einleutete. 

Bingham ist die erste porphyrische Kupfer-Mine der Welt, die im grossen Maßstab („bulk tonnage mining“) Kupfer rentabel aus niedriggradigem Erz produzierte – und noch heute ist sie eine der grössten Minenbetriebe der Welt (Betreiber: Kennecott und Rio Tinto). Der nun schon über 100 Jahre andauernde Abbau hat einen Tagebau („open pit“) geschaffen, der momentan etwa 1,2 km tief und 4 km langen ist, und eine Fläche von rund 8 Quadratkilometer bedeckt. Der Tagebau soll bis 2013 weitergeführt werden, woraufhin der Untertagebau („underground mining“) beginnen dürfte. Bingham ist auch heute noch eines der produktivsten Kupfer-Minen weltweit. Bis 2004 wurden über 17 Mio. t Kupfer, 23 Mio. Unzen Gold (715 t), 190 Mio. Unzen Silber (5.900 t) und 850 Mio. Pfund (386.000 t) Molybdän gefördert, wobei das Gold und Silber als Nebenprodukt anfällt. Der Wert der bisher geförderten Metalle übersteigt die der Minen von Comstock Lode, Klondike und die des Gold-Rushs in Kalifornien (lediglich die Chuquicamata Kupfer-Mine in Chile hat kumulativ mehr Kupfer gehoben als Bingham). Die angestiegenen Molybdän-Preise hatten 2005 zum Ergebnis, dass mehr Geld mit Molybdän als mit Kupfer verdient wurde. 2006 förderte Bingham Metalle, die zusammen einen Marktwert von US$1,8 Mrd. hatten. Die insgesamt 1.400 Angestellte organisieren mit 64 Muldenkipper, dass täglich 450.000 t Gestein aus der Lagerstätte bewegt wird (ein Muldenkipper kann pro Fahrt etwa 240 t transportieren; Anschaffungskosten: ca. US$3Mio.). Das vererzte Gestein wird zu Förderbändern gebracht, die es alsdann 8 km zur Verarbeitungsanlage transportieren. Ende des 20. Jahrhunderts wies die Lagerstätte noch Reserven i.H.v. 1,7 Mrd. t bei einer Durchschnittsmineralisierung von 0,71% Kupfer auf. 

Es war der Erfolg der Bingham Mine Anfang des letzten Jahrhunderts, der ähnliche porphyrische Kupfer-Projekte animierte, wie v.a. Globe-Miami (Arizona, USA), Eli (Nevada, USA), Santa Rita (New Mexico, USA) und Chuquicamata (Chile). Heute liefern porphyrische Kupfer- Minen etwa die Hälfte des jährlich neu geförderten Kupfers weltweit. Der Erfolg des Abbaus von niedriggradigem Kupfer ging jedoch einher mit dem technologischen Fortschritt in der metallurgischen Aufbereitung und selektiven Trennung der Kupfer-Sulfid-Minerale (sog. SCHAUM-FLOTATIONSVERFAHREN; „froth flotation“). 

Die porphyrische Kupfer-Mine Chuquicamata in Chile

Chuquicamata (auch Chuqui genannt) ist die grösste Kupfer- Lagerstätte der Welt (ca. 220 km nordöstlich von Antofagasta in Chile). Für viele Jahre war sie auch die Mine mit der grössten (jährlichen) Kupfer-Produktion, wurde jedoch Ende der 1990ern von der Minera Escondida in Chile abgelöst, die erst 1978 entdeckt wurde und ca. 1,5 Mio. t Kupfer (2007) produzierte, und Einnahmen >US$10 Mrd. generierte (ca. 10% des weltweiten Kupfer-Abbaus; 26% des Kupfer- Outputs von Chile). 

Die Reserven der Escondida Minen betragen noch knapp 35 Mio. t Kupfer. Nichtsdestotrotz bleibt Chuquicamata die mit Abstand produktivste Mine (insgesamt wurden bisher über 30 Mio. t Kupfer gewonnen – aus insgesamt 2,6 Mrd. t Erz bei einem Durchschnittsgehalt von 1,53% Kupfer). Trotz ihres bereits knapp 100 jährigen Betrieb besitzt Chuquicamata noch immer einer der grössten Kupfer-Reserven weltweit. Der Tagebau ist heute ca. 1 km tief – bei einer Länge von 5 km und einer Breite von 3 km. Die benachbarte Schmelzerei und elektrolytische Raffinerie zählen ebenfalls zu den grössten  Verarbeitungsanlagen der Welt. Bis 2014 sollen nun weitere 700 Mio. t Erz abgebaut werden – zu welchem Zeitpunkt der Tagebau eine Tiefe von ca. 1,1 km erreichenn soll. Geologische Daten besagen, dass unter dieser 1,1 km tiefen Tagebau-Sohle alsdann noch weitere 2,3 Mrd. t Erz mit durchschnittlich 0,81% Kupfer liegen (bis 1,8 km Tiefe). Es werden bereits jetzt schon Pläne entworfen, um 2020 mit dem Untertagebau zu beginnen, der alsdann 45 Mio. t Erz pro Jahr an die Erdoberfläche fördern soll – bis 2051. Anfangs wurden lediglich die hochgradigen Kupfer-Vererzungen in Gängen abgebaut, die einen Kupfer-Gehalt von 10-15% hatten.

Erst 1910 wurde von dem amerikanischen Ingenieur Bradley ein Verfahren entwickelt, um auch niedriggradige und oxidierte Kupfer-Erze wirtschaftlich abzubauen. Daraufhin engagierte er den angesehenen Anwalt namens Burrage, dessen Ingenieure zur Lagerstätte reisten, um sie zu untersuchen. Da die Ergebnisse positiv ausfielen, kaufte der Anwalt Abbau-Konzessionen, hatte jedoch nicht das nötige Kapital um diese zu einer Mine zu entwickeln, so dass er bei den Guggenheim-Brüdern anfragte. Diese schickten erneut ein Team nach Chile und schätzten die Reserven auf 690 Mio. t bei durchschnittlich 2,58% Kupfer. Guggenheim kaufte die Konzessionen vom Anwalt ab (US$25 Mio. in Aktien des von Guggenheim neu gegründeten Unternehmens Chilex). 

Die Produktion begann 1915 mit knapp 4.500 t im ersten Jahr , steigerte sich auf knapp 50.500 t im Jahr 1920, und knapp 136.000 t Kupfer 1929 (just bevor die Grosse Depression den USA begann und die Nachfrage abfiel). Bis 1951 wurde die oxidierte Deckschicht über dem eigentlichen Erzkörper abgebaut. Daraufhin wurden die sekundär gebildeten Kupfer-Sulfide in den darunterliegenden Schichten abgebaut (diese entstanden durch die Auslaugung der darüberliegenden Oxidationsschicht). 

Alter:

Der Hauptteil der porphyrischen Kupfer-Lagerstätten bildete sich in den letzten 75 Mio. Jahren, womit sie relativ junge Erz-Ablagerungen darstellen. An dem Diagramm kann zudem erkannt werden, dass sie maximal ein Alter von ein wenig mehr als 400 Mio. Jahre haben, und es wurden nur sehr wenige porphyrische Kupfer-Lagerstätten oder –Vorkommen entdeckt, die älter als 450 Mio. Jahre sind. Eines der jüngsten ist die Ok Tedi Lagerstätte in Papua Neuguinea, die ein Alter von ca. 1,2 Mio. Jahre haben soll. Und auch heute noch dürften sich porphyrische Kupfer-Lagerstätten irgendwo auf der Welt (unter aktiven Vulkangebieten) bilden. 

Grösse & Mineralisierungsgehalte:

Typischerweise sind porphyrische Kupfer-Lagerstätten „niedriggradig“, werden jedoch im grossen Maßstab bzw. auf gossen Flächen im Tagebau abgebaut, so dass Erze von mehreren 100 Mio. t verarbeitet werden, um daraus meist nur weniger als 1% Kupfer zu gewinnen. 1975 hatten die 103 abbauwürdigen Lagerstätten weltweit einen arithmethischen Durchschnitt von 550 Mio. t mit durchschnittlich 0,6% Kupfer. Die Tabelle beinhaltet die weltweit grössten (abbauwürdigen) porphyrischen Kupfer-Reserven über 500 Mio. t zum Ende des 20. Jahrhundert). Viele der grössten Lagerstätten liegen im Süd-Westen der USA sowie in Süd-Amerika – allen voran die >10 Mrd. T grosse Chuquicamata Mine mit durchschnitlich 0,56% Kupfer. Aufgrund ihrer enormen Grösse werden porphyrische Kupfer-Lagerstätten typischerweise im Tagebau abgebaut. In den USA gibt es jedoch auch kleinere Lagerstätten, die lediglich im Untertagebau ausgebeutet werden (im Gegensatz hierzu werden weitaus mehr porphyrische Molybdän-Lagerstätten mit Untergrund-Minenmethoden abgebaut). Ende des letzten Jahrhunderts kamen die kanadischen porphyrischen Kupfer-Lagerstätten auf durchschnittlich 150 Mio. t Erz bei einer Mineralisierung von 0,45% Kupfer. Hierbei hatten die Kalk-Alkali-Lagerstättentypenn(im Schnitt 206 Mio. t bei 0,39%) eine höhere Tonnage, bei gleichzeitig niedrigeren Gehalten, als die restlichen Alkali-Lagerstättentypen (im Schnitt 49 Mio. t bei 0,76% Kupfer). 

Wie an der Tabelle erkannt werden kann, spielen Nebenprodukte beim Abbau bei nicht allen porphyrischen Kupfer-Lagerstätten eine bedeutende Rolle. Die typischen Nebenprodukte sind Molybdän, Gold, und Silber, wobei auch oftmals verkaufbare (metallurgisch nicht mit Geld-“Strafen” seitens der Schmelzerei geahndet) und nicht unbedeutende Mengen an Rhenium, Zinn und Wolfram mitenthalten sind. Die Einnahmen aus diesen Nebenprodukten spielen bei dem Ergebnis der Wirtschaftlichkeitsprüfung im Rahmen einer Machbarkeitsstudie (“feasibilitynstudy“) für porphyrische Kupfer-Lagerstätten eine nicht unterzubewertende und oftmals ausschlaggebende Rolle. 

Im Allgemeinen haben porphyrische Kupfer-Lagerstätten in kontinentaler Erdkrusteneinen wesentlich höheren Gold-Gehalt, während sie im Bereich von Inselbögen einen signifikant höheren Molybdän-Gehalt aufweisen.

Die Ok Tedi Lagerstätte in Papua Neuguinea, die ihre Produktion 1984 bei Reserven i.H.v. von nur 350 Mio. t bei 0,7% Kupfer und 0,59 g/t Gold begann, hatte im obersten Teil der Lagerstätten eine Erz-Zone i.H.v. 34 Mio. t mit durchschnittlich 2,86 g/t Gold. In den ersten beiden Jahren wurden im Schnitt etwa 12.000 t Erz pro Tag verarbeitet – mit durchschnittlich 4,21 g/t Gold. Ohne diese anfängliche Einnahmequelle bzw. “Start-Up-Kapitalisierung” aus der Gold-Produktion wäre die darunterliegende Kupfer-Lagerstätte nicht abbauwürdig gewesen. Auf ähnlicher Weise förderte Bougainville Copper Ltd. 1982 aus ihrer Panguna Lagerstätte in Papua Neuguinea täglich etwa 130.000 t Erz und gewann in dem Jahr insgesamt 170.000 t Kupfer, 18 t Gold und 43 t Silber. Die Firma erzielte Verkaufserlöse i.H.v. US$276 Mio. , wobei Gold einen Anteil von 47% hatte. Die primären (hypogenen) Erzminerale sind nicht nur sog. Disseminationen (d.h. imprägnierte bzw. fein eingesprenkte Erzminerale im Porphyr-Gestein), sondern v.a. Spalten- bzw. mikroskopische Rissfüllungen und Quarz-Äderchen, die variable Mengen an Pyrit, Chalkopyrit, Bornit und ggf. Molybdänit enthalten. 

Porphyrische Kupfer-Lagerstätten werden vielerorts als “disseminiert” betitelt und beschrieben – nimmt man sich gewaltige Mengen des Erzes vor Augen, so erscheint die Verteilung des Erzes disseminiert (also Kupfer-Erze innerhalb Porphyr fein eingesprengt bzw. imprägniert); schaut man sich jedoch die Verteilung auf einem kleineren Maßstab genauer an, so kann unweigerlich erkannt werden, dass das Erzvorkommen und die sulfidischen Gang-Füllungen von Frakturen im Gestein kontrolliert werden. Die Geologen Beane und Titley schätzten, dass >90% der Sulfid-Minerale entweder innerhalb oder in unmittelbarer Nähe zu Frakturen vorkommen. Die Risse im Gestein können so klein und mengenmässig so ausgebreitet sein, dass sie teilweise nur unter der Lupe oder dem Mikroskop erkannt werden können. Diese vielen grosse und kleine Risse haben dafür gesorgt, dass die Gesteine während der Mineralisierung für Flüssigkeiten durchlässig waren. 

Die folgende Abbildung zeigt schematisch den typischen Aufbau und die Verteilung von Erz-Mineralen innerhalb Intrusionen, wobei beachtet werden sollte, dass je weiter man aus dem Kern bzw. dem Zentrum (rot bzw. rot-gelb gestreift) nach aussen geht, desto grösser werden die Riss-Ausfüllungen bzw. die Adern und Gänge (d.h. das rote Zentrum kommt vollständig disseminiert vor, während die Zonen danach zunehmend durch Gesteinsfraktur-Füllungen gekennzeichnet sind). 

Generell ist Pyrit das mengenmässig am meisten vorkommende Sulfid-Mineral in porphyrischen Kupfer-Lagerstätten. Magnetit hat zwar unbedeutende Mengen im rot-gelb-gestreiften Zentrum, ist jedoch reichlich im roten Kern vorhanden, sowie im Halo 1, der die Erz-Taschen ummantelt. Der Gehalt an Chalkosin kann ab den Erz-Taschen nach aussen hin zunehmen. Pyrrhotin und gediegenes Kupfer kommen gelegentlich in der gelben Aussenzone und in den Gängen danach vor (jedoch nur in geringen Mengen oder Spuren). 

Gelb-rot-gestreifte Zone bzw. Zentrum der Intrusion: schwach mineralisierte bis taube Zone mit geringen Gehalten an Chalkopyrit, Molybdänit und Bornit, sowie <2% Pyrit. 

Rote (vollständig disseminierte) Zone: hohe Magnetit-Anteile neben Pyrit und Chalkopyrit. 

Erz-Taschen (rot gepunktet; “ore shell”): nach aussen hin zuerst Anreicherung an Molybdänit, und dann Chalkopyrit, wobei die Pyrit- Gehalte kontinuierlich zunehmen. 

Halo 1 (orange; “pyrit shell”): viel Pyrit (10-15%) und Magnetit mit wenig Chalkopyrit (0,1-3%) und Molybdänit (in Spuren). 

Halo 2 (gelb; peripherische Zone): diese Aussenhülle enthält wenig Pyrit, kann jedoch innerhalb Frakturen Basis- und innerhalb Adern und Gängen Edelmetall-Mineralisierungen wie v.a. Gold und Silber enthalten. 

Sekundäre (supergene) Mineral-Anreicherungen stellen bei vielen porpyhrischen Kupfer-Lagerstätten nicht nur eine wertvolle Zone dar in Hinsicht auf eine rentable Ausbeute, sondern auch bei der Entdeckung bzw. Exploration derselbigen. Dieser überlagernde Mantel enthält Minerale wie Chalkosin, Djurleit und Digenit, wobei auch gediegenes Kupfer, Cuprit und Covellit in signifikanten Mengen vorkommen können. 

Die Entwicklung derartiger (sekundär angereicherten) Oxidations und Zementations-Zonen wird von heissen und trockenen Klimas bei gleichzeitigem Vorhandensein von Pyrit, sowie einem chemisch relativ feaktionsträgen Muttergestein, positiv beeinflusst. 

Die Form dieser sekundären Erz-Zone („supergene zone“) ist von der Oberflächen-Topographie, der Geometrie und Struktur, sowie Hydrologie des Intrusionskörpers abhängig und kann somit (als Ganzes und in Teilen) in Hinsicht auf Mächtigkeit stark variieren. Diese supergen-angereicherte Zone ist gewöhnlich von einer Limonit-, Hämatit oder Jarosit-haltigen Gesteinsschicht überdeckt, auf die bei der Exploration nach porphyrischen Kupfer-Lagerstätten ebenfalls als erstes geachtet wird bzw. werden sollte. 

Es gibt jedoch ein paar wenige nennenswerte Charakteristika, die in dieser Hinsicht hilfreich sein könnten: 

1. Pyroxene kommen in Kupfer-Porphyren entweder gar nicht oder nur sehr selten vor. 

2. Hornblende + Biotit kommen reichlich vor. 

3. Das Ausmaß der Gesteinsfrakturen und Risse kann wichtig sein, da mineralisierte Intrusive immer in stark zerklüfteten und fraktionierten Gesteinsschichten vorkommen. 

4. Brekziöse Zonen sind keine Seltenheit und können innerhalb der Intrusion selber oder im Nachbargestein vorkommen. Brekzien, die anscheinend aus hydrothermalen Aktivitäten entstanden sind, werden oftmals als “pebble dykes” bezeichnet. Diese haben gewöhnlich gerundete Bruchstücke, können jedoch auch eckige Einsturz- bzw. Karst-Brekzien sein. 

Alteration & Vererzung:

Die hydrothermalen Effekte bewirken nicht nur Umwandlungserscheinungen an Ort und Stelle des Erzkörpers, sondern gewöhnlich um ein Vielfaches auch in benachbarten Zonen. Die Umwandlung kann nicht nur einzelne Minerale, sondern auch Gesteine metamorph verändern. Das Ausmaß dieser Umwandlung lässt darauf schliessen, dass dies nur durch weitflächige Durchlässigkeit im Muttergestein erreichbar war, so dass es die Frakturen und Risse in den Gesteinsschichten sind, welche die Alteration fördern und leiten.

Bei der selektiven Umwandlung werden 1 oder 2 Minerale in andere Minerale umgewandelt – bei porphyrischen Kupfer-Lagerstätten sind dies oftmals Hornblende und/oder Amphibole, die zu (sekundärem) Biotit umgewandelt werden und in grossen Mengen im Muttergestein vorkommen können. Das Biotit kann schliesslich noch zudem in Chlorit umgewandelt werden. Bei der sog. pervasiven Alteration werden dagegen ganze Gesteinsarten zu anderen umgewandelt. 

Anfang der 1970er Jahre entwickelten Lowell und Guilbert ein Konzept für eine “typische” Porphyr-Lagerstätte. Das Ergebnis war das sog. LOWELL-GUILBERT-MODELL, das aufzeigte, dass porphyrische Kupfer-Lagerstätten charakteristische und wiedererkennbare bzw. regelmässige (hydrothermale) Alterationszonen rund um die Intrusion besitzen. Diese Umwandlungszonen sind entstanden, als überhitzte (aggressive) und mineralhaltige hydrothermale Lösungen das zerklüftete Gestein durchströmten und mit den ursprünglich existierenden Mineralen reagierten (und diese z.T. in andersartige Minerale umwandelte und/oder gänzlich neuartige Minerale entstanden liessen). 

Das Lowell-Guilbert Modell wird auch heute noch von den meisten Geologen dazu verwendet, um geochemische Anomalien zu interpretieren und für die Identifizierung von Bohrzielen zu unterstützen (somit liefern die Erkenntnisse und die Kenntnis dieser Zonierung wertvolle Hinweise für die Exploration, als auch zur weiteren Erkundung und Entwicklung derartiger Lagerstätten). 

Das Lowell-Guilbert Modell unterscheidet 4 hydrothermal veränderte Gesteinszonen: 

1.) Kali-Zone (“potassic zone”):
Das frische Magma im Zentrum der Intrusion ist meist von einer kalireichen Metasomatose-Zone namens „Kali-Zone“(“potassic zone”) umgeben. Die Kalium-Umwandlung ist das Resultat der Metasomatose, die von der Auslaugung von Calcium und Natrium begleitet sein kann (aus Gesteinen, die ursprünglich Aluminium-Silikat-Minerale beinhalteten). Die charakteristischen Minerale in dieser Zone sind Biotit, Orthoklas und Quarz. Begleitet werden diese typischerweise von akzessorischem Albit, Serizit, Anhydrit und Apatit, sowie von Chalkopyrit, Bornit und Pyrit. Das Pyrit kommt immer nur in geringen Mengen vor und ist antithetisch (widersinnig bzw. gegensätzlich) zum Bornit und Magnetit. Die Kali-Umwandlungszone kommt gewöhnlich innerhalb oder in der unmittelbaren Nähe des Intrusionszentrums vor, wobei auch das Nachbargestein “biotisiert” werden kann. Die primär gebildeten Felspat-Minerale Orthoklas und Plagioklas, sowie verschiedene basische Minerale werden durch sekundären Biotit und Orthoklas und/oder Chlorit verdrängt. Der innere Teil dieser Zone ist meistens arm an Erzmineralen oder auch taub. 

2.) Phyllic-Zone:
Diese wird auch als Quarz-Serizit-Zone bezeichnet und ist das Ergebnis der Auslaugung von Magnesium, Natrium und Calcium aus Aluminium-Silikat-Gesteinen. Kalium kann aus dem ursprünglich gesteinsbildenden Feldspat-Mineral eingeführt worden sein. Die Phyllic-Zone ist charakterisiert durch Quarz, Serizit und Pyrit, wobei die ersten beiden Minerale die ursprünglichen gesteinsbildenden Silikat-Minerale oftmals vollständig ersetzen, was zum Ergebnis hat, dass die ursprüngliche Gesteinsstruktur und –zusammensetzung vollständig zerstört bzw. verändert wird. Das Pyrit kann dank dem ursprünglich Vorhandensein von Eisen in basischen Mineralen wachsen bzw. kristallisieren. Der Pyrit-Gehalt kann bis zu 10% ansteigen, wobei Chalkopyrit zwar anwesend ist, jedoch nur selten 0,5% des Volumens übersteigt. Bishin zur nächsten Zone werden die Ton-Minerale zunehmend reichhaltiger (sog. Serizitisierung bzw. fortgeschrittene Argillitisierung). Da bei der Umwandlung von primären Feldspäten und Biotit nicht unbedeutende Mengen an Kieselsäure freigesetzt werden, entsteht auch entsprechend viel Quarz (sog. Silizifisierung). Die an Kupfer reichhaltigsten Bereiche befinden sich oftmals direkt innerhalb dieser sog. Pyrit-Hülle (im Übergangsbereich zur Kali-Zone). 

3.) Argillic-Zone:
Diese Zone der intermediären Argillitisierung zeichnet sich durch die Neubildung von Ton-Mineralen (v.a. Kaolinit) aus. Mittelmässige/moderate argillitische Umwandlung zeigen die Minerale Montmorillonit, Illit, Chlorit und gelegentlich auch Kaolinit. Fortgeschrittene argillitische Alteration führt zu Kaolinit mit Diaspor, Quarz oder amorpher Kieselsäure, Andalusit und gelegentlich auch Korund. Pyrit ist das Haupt-Sulfid, wobei auch Chalkopyrit und Bornit vorkommen können. Das Pyrit kommt jedoch mengenmässig weniger als in der Phyllic-Zone vor und tendiert, in kleinen Äderchen aufzutreten. Die Argillic-Zone ist nicht bei allen porphyrischen Kupfer-Lagerstätten ausgebildet und kann gänzlich fehlen. 

4.) Propylitic-Zone:
Diese oftmals recht weitflächige Zone am äussersten Rand ist immer präsent und zeichnet sich durch Chlorit, Epidot und Calcit aus (Zone der sog. Propylitisierung). Diese Zone, die allmählich in das Nebengestein übergeht, kann ein wertvoller Hinweis auf die Existenz einer porphyrischen Kupfer-Lagerstätte sein (auch wenn an der Erdoberfläche keine Kupfer-Mineralisation aufgeschlossen ist). Das Kalium, das durch die Chloritisierung von Biotit entsteht, kommt als (akzessorischer) Serizit vor. Weitere (akzessorische) Minerale sind: Apatit, Hämatit, Anhydrit und Ankerit. Plagioklase können auch unverändert vorkommen. Das Auftreten von Sulfid-Mineralen innerhalb dieser Zone variiert zwischen Null und geringen Mengen an Pyrit und gelegentlich wirtschaftlich signifikante Konzentrationen von Chalkopyrit. Die Vererzungen treten fein verteilt im Muttergestein auf – meist entlang von kleinsten Rissen (sog. Haarrisse) und auch grösseren Äderchen, Adern und Gängen. Somit ist es ein sog. IMPRÄGNATIONSERZ („disseminated ore“). 

Der Begriff Stockwerk („stockworks“) fällt dann, wenn ein grösseres und unregelmässiges Geflecht von Äderchen erkannt wird. Es können auch Zonen ausgemacht werden, in denen zerrüttete Gesteinsbruchstücke mit eckige und/oder abgerundeten Kanten auftreten (Brekzien-Zone). Die sulfidische Vererzungen (v.a. Chalkopyrit und Molybdänit) treten v.a. in derartigen Rissen, Spalten und Klüften als mineralisierte Äderchen, Adern oder Gänge auf. Kluft-Spalten werden ebenfalls häufig mit Sulfid-Mineralen gefüllt, oder aber von sulfidhaltigem Quarz. Die besonders hochgradigen Vererzungen treten bevorzugt an solchen Stellen auf, wo sich mehrere eigengständige Kluft- oder Gang-Scharen kreuzen. Die Muttergesteine der Vererzungen sind meist unregelmäßige bis annähernd zylindrische Intrusionen und Gänge. Am häufigsten sind es intermediäre bis saure Gesteine der Familie Granit (mit abnehmendem Gehalt an Kieselsäure sind es: Granit, Granodiorit, Tonalit, Quarz-Monzonit und Diorit; wobei daneben noch eine intermediäre Reihe von Diorit über Monzonit bishin zu Syenit existiert). Es wird angenommen, dass derartige Intrusionen stets von einem Vulkan überlagert waren. In der grösseren Tiefe gehen die porphyrischen Magmatite meist in grosse Plutonite mit gleichkörniger Zusammensetzung und derselben Zusammensetzung über.

Tektonische Rahmenbedingungen:

Die obige Weltkarte zeigt die grössten porphyrischen Lagerstätten (zum Ende des 20. Jhd.), und dass die meisten Lagerstätten mit konvergierenden bzw. zusammenlaufenden Plattengrenzen in Verbindung gebracht werden. Zudem fand an diesen Stellen andesitischer Vulkanismus statt. Fast alle porphyrischen Kupfer-Lagerstätten im Süd-Westen Amerikas bildeten sich vor etwa 50 Mio. Jahren. Die Lagerstätten der Kanadischen Cordillera, der Philippinen und viele in den Anden wurden ebenfalls zu dieser Zeit gebildet. Die Bingham Canyon Lagerstätte ist jedoch ein wenig früher entstanden (vor 37-41 Mio. Jahren), in etwa genau zur gleichen Zeit wie die El Salvador Lagerstätte in Chile. Die Anden (v.a. in Chile und Peru) beheimaten derartige Lagerstätten mit einem Alter zwischen 4,3-5,9 Mio. Jahren (diese tendieren dazu, in einem linear verlaufendem Gürtel vorzukommen, etwa 100 km von den heutigen Küstengrenzen und parallel zu den Plattengrenzen).  

Petrographie:

Die porphyrischen Kupfer-Lagerstätten sind an Tiefengesteine (Intrusionen) mit einem hohen bis intermediären Gehalt an Kieselsäure (SiO2) gebunden. Die Bezeichnung dieser Lagerstätten kann leicht irreführend sein, denn „porphyrisch“ bezieht sich auf das typisch porphyrische Gefüge der magmatischen Muttergesteine und nicht auf das Gefüge der Vererzung. Das Porphyr-Gestein zeichnet sich dabei durch grosse und gut ausgebildete Einzelkristalle in einer feinkörnigen bis glasigen Grundmasse aus. 

Die Intrusion, bei welcher die Mineralisierung am reichhaltigsten ist, ist gewöhnlich recht klein (1-2 km Durchmesser) und besitzt eine porphyritische Textur. Aufgrund des z.T. hohen Ausmaßes der Gesteins- und Mineralumwandlungsprozessen an den Porphyr-Intrusionen ist es meist sehr schwierig bis unmöglich, die Zusammensetzung des Ausgangsgesteins herauszufinden (generell sind sie jedoch vom Typ Kalk-Alkali). 

Die typischsten Erzträger-Gesteine sind Intrusionen der Reihe Granit (von Adamellit über Granodiorit bis zu Tonalit), wobei auch Diorite, Syenite und Quarz-Monazite das Wirts- bzw. Muttergestein sein können. Die Zusammensetzung bzw. Auswahl dieser Gesteine hängt im Wesentlichen davon ab, wo die Lagerstätten gebildet wurden (Granodiorit bis Quarz-Diorit in Inselbögen-Gegenden und Quarz-Monozit bis Granodiorit an Kontinentalbögen). 

Bemerkenswert ist, dass sämtliche porphyrischen Kupfer-Lagerstätten- Regionen dieser Welt auch Intrusionen beheimaten, die taub an Erz-Mineralisierung sein können – obwohl sie im Vergleich zu mineralisierten Nachbarn eine ähnliche bis gleiche Zusammensetzung geniessen. Auch heute noch ist mit den fortgeschrittenen geophysikalischen Explorationsmethoden nicht eindeutig feststellbar, ob ein Plutonit nun reichhaltig mineralisiert oder eher taub ist. 

Entstehung:

Porphyrische Kupfer-Lagerstätten sind das Resultat der Einlagerung (“emplacement”; d.h. Verdrängung bzw. Raumschaffung durch Intrusionen) von wässrigen Magmen in stark durchlässigen Gesteinsschichten in relativ niedrigen Tiefen der Erdkruste. Diese Intrusionen und ihre Flüssigkeitsphasen produzieren die Hitze und Energie, die nötig ist, um zum Teil die Frakturen selber und die flüssigen Konvesktionsströmungen zu produzieren. Die Flüssigkeiten setzen sich zum einen aus vadosen Fluiden und zum anderen aus magmatischen Flüssigkeiten zusammen. 

 

Das schematische Schaubild zeigt 2 Modelle von hydrothermalen Systemen für die Entstehung von porphyrischen Kupfer-Lagerstätten, wobei links orthomagmatische Prozesse und rechts konvektive Prozesse dargestellt sind. Es wird vermutet, dass ein Teil der glutflüssigen Stamm-Magma aus der Magma-Kammer bis auf 1 oder 2 km unter die Erdoberfläche aufsteigt und alsdann steckenbleibt. In diesen Tiefen wird die Kristallisation von wasserfreien Mineralen recht schnell erzwungen, so dass sich die verbleibenden Flüssigkeiten und Wässer (sowie andere flüchtige Bestandteile) zunehmend in der Restschmelze anreichern. Das bedeutet, dass die mineralisierende Phase des Muttergestein oftmals mit der jüngsten Intrusion zusammenhängt (da am stärksten differenziert bzw. angereichert). Da sich die Wässer zunehmend ansammeln erhöht sich gleichzeitig der Dampfdruck – bis er schliesslich den (umgebenden) lithostatischen (Gesteins-)Druck übersteigt und es zu einer schlagartigen Entgasung des Magmas kommt (mit entsprechender Volumen-Zunahme, so dass darüber- und nebengelegenes Gestein zerrüttet und zerklüftet wird).

Je näher die Erdoberfläche rückt, desto grösser ist auch die Volumen-Zunahme der Gas-Phase, was zum einen die Bildung der pipe- bzw. schlotartigen Brekzien erklärt, in denen die zirkulierenden Flüssigkeiten die Gesteinsbruchstücke und –fragmente zum Teil abrunden und eckige Kanten glätten. Nahe der Erdoberfläche kann dass Magma relativ schnell abkühlen und erstarren, so dass kleine und gleichkörnige Kristalle in der Grundmasse gebildet werden, wobei die früher gebildeten (grösseren) Einzelkristalle umschlossen werden (sog. porphyrisches Gefüge; namensgebend für derartige Kupfer-Lagerstätten). Die Untersuchung der Isotope in Gasen und Flüssigkeiten, die im Gestein eingeschlossen waren, hat ergeben, dass die Vermutung wahrscheinlich geworden ist, dass ein Grossteil der hydrothermalen Flüssigkeiten (inkl. Ihrer hohen Gehalte an Metallen und Schwefel) aus dem Stamm-Magma selbst stammen. Diese Lösungen verursachen insbesondere die Metasomatose der Kali-Zone.

Aufgrund des hohen Temperaturunterschieds zwischem der Intrusion und dem Nebengestein wird zudem auch vadoses und Kristall-Wasser aus dem Nebengestein erhitzt und gelöst, so dass es alsdann in die hydrothermale Flüssigkeit mitaufgenommen wird, was zur Bildung der äusseren Umwandlungszonen führt. In der Übergangszone zwischen derartig verschiedenen (hydrothermalen) Systemen herrschen nun derart starke Unterschiede in Hinsicht auf Temperatur, Lösungszusammensetzung, Salinität und pH-Wert, dass die Lösung/Ausscheidung der Kupfer- Sulfide bewirkt wird, die sich alsdann im Muttergestein ablagern. 

Die Panguna Mine (siehe Fotos oben) förderte 1972-1989 aus dem Tagebau hauptsächlich Kupfer und Gold, wobei der Abbau wegen Unruhen, Ausschreitungen und Bürgerkriegen auf der Insel beendet werden musste. Obwohl noch weitere Reserven, Infrastruktur, eine arbeitswillige Bevölkerung und eine einnahmehungrige Regierung (20% Staatsbeteiligung; 30% Bevölkerung; 50% Rio Tinto) vorhanden sind, kam es noch nicht zur Wiedereröffnung der Abbau-Arbeiten. Aufgrund der Still-Legung der Mine und dem einsetzenden Bürgerkriegs gingen die Staatseinnahmen um 20% zurück. Die Kosten der Wiederinbetriebnahme werden auf US$1,5 Mrd. geschätzt. Vor seiner Schliessung produzierte der Open-Pit (der zu diesem Zeitpunkt der grösste Tagebau der Welt war) jährlich etwa 180.000 t Kupfer und >400.000 Unzen Gold. Die Reserven werden mit 710 Mio. t Erz mit durchschnittlich 0,4% Kupfer und 0,47 g/t Gold (entspricht mehr als 10 Mio. Unzen Gold) angegeben, so dass der Abbau weitere 15 Jahre betrieben werden dürfte. 

Die porphyrische Kupfer-Mine Bingham County in Utah, USA

Pyrit: FeS2

Pyrit, auch als Schwefelkies, Katzen-oder Narrengold, Lebereisenerz und unter seiner chemischen Bezeichnung Eisen(II)-disulfid bekannt, ist ein sehr häufig vorkommendes Mineral aus der Mineralklasse der „Sulfide und Sulfosalze“. Es kristallisiert im kubischen Kristallsystem mit der chemischen Zusammensetzung FeS2 und entwickelt überwiegend idiomorphe Kristalle in der Form von Würfeln oder Pentagondodekaedern. Auch Oktaeder und Disdodekaeder sind verbreitet, sowie Kombinationen zwischen diesen Formen. Die Kristallflächen zeigen oft eine charakteristische Streifung und in frischem Zustand einen lebhaften Metallglanz. Wirtschaftlich wurde Pyrit zur Gewinnung von Schwefelsäure abgebaut, gelegentlich auch zur Eisen-Gewinnung. Der bei der Schwefelsäure-Gewinnung übrigbleibende Rückstand, das sogenannte Purpur-Erz (Fe2O3) oder auch Kiesabbrand, wird in Hochöfen zu Eisen verarbeitet. Des Weiteren findet Kiesabbrand auch als Poliermittel und Farben-Grundstoff Verwendung. Bei Kupfer-Anteilen über 0,5% wird auch Kupfer gewonnen. Die Gold-Gewinnung lohnt sich allerdings nur bei örtlicher Anreicherung. Im Jahr 1999 wurden in Europa nur noch ca. 3 Mio. Tonnen Pyrit zur Schwefelsäure-Gewinnung geröstet, der grössere Anteil Schwefelsäure wird inzwischen aus der Entschwefelung fossiler Brennstoffe und anderer Abgase erhalten. Pyrit stellt nach einer Studie der University of California, Berkeley ausserdem eine mögliche Alternative zum teuren Silizium bei der Herstellung von Solarzellen dar. Jedoch besteht hier noch erheblicher Forschungsbedarf. Ein markttauglicher Prototyp konnte daher bislang nicht erstellt werden. Text-Quelle: Wikipedia. Foto: 2.8 x 2.7 x 2.4 cm grosse Pyrit-Würfel; Fundort: Navajún, Rioja, Spanien; Quelle: Rob Lavinsky, iRocks.com – CC-BY-SA-3.0, www.mindat.org/photo-290488.html 

 

Chalkopyrit: CuFeS2

Chalkopyrit (Chalcopyrit, Buntkupfer, Kupferkies, Gelbkupfererz, Kupfereisenerz) ist ein sehr häufig anzutreffendes Mineral aus der Mineralklasse der „Sulfide und Sulfosalze“. Es kristallisiert im tetragonalen Kristallsystem mit der chemischen Zusammensetzung CuFeS2 und entwickelt meist tetraedrische Kristalle, aber auch massige oder traubige Aggregate in gold- bis messingähnlicher Farbe. Chalkopyrit hat einem Kupfer-Gehalt von bis zu 35%, eine Mohs‘sche Härte von 3,5 bis 4, eine Dichte von etwa 4,2 g/cm³ und wandelt sich ab 550°C in das kubisch kristallisierende ?-Chalkopyrit um. Das Mineral wird zuweilen wegen seines goldfarbenen Glanzes und seiner tetraederförmigen Zwillingsbildung (Durchdringungszwillinge zweier Sphenoeder; Sphenoid= keilförmige Kristallform) mit dem kubischen Pyrit verwechselt. Chalkopyrit ist aber von stärker gelblicher Farbe und läuft durch Verwitterung mit der Zeit buntfarbig an. Von Laien wird Chalkopyrit auch mit Gold verwechselt. Chalkopyrit ist eines der bedeutendsten Kupfer-Erze, nicht so sehr wegen seines Kupfer-Gehaltes (etwa 33 Gew.%), sondern wegen seiner weiten Verbreitung. Verschiedene Stoffe aus der Klasse der Chalkopyrite (2/C1.03), der auch Chalkopyrit selbst angehört, können als aktives Material in Solarzellen verwendet werden. Bisher (2009) dominieren hier Mischungen der Chalkopyrite aus Kupfer, Indium, Gallium, Selen und Schwefel, Cu(In,Ga)(Se,S)2. Häufig werden diese Solarzellen unabhängig von Ihrer genauen Zusammensetzung dem allgemeinen Oberbegriff CIS-Solarzelle zugeordnet. Chalkopyrit bildet massive Aggregate, oft aber auch gut ausgebildete Kristalle in hydrothermalen Gängen und in verschiedensten metamorphen und magmatischen Gesteinen, meist in Paragenese mit Bornit und Pyrit, aber auch mit vielen weiteren Kupfer- oder anderen Metall-Sulfiden wie unter anderem mit Sphalerit, Galenit und Tetraedrit sowie allgemein mit Baryt, Calcit, Dolomit und Quarz. Das Mineral geht durch Verwitterung in Brauneisenstein, Ziegelerz, Kupferpecherz und andere Kupfersalze wie Malachit, Azurit und Chalkanthit über. Text-Quelle: Wikipedia. Foto: goldfarbiger Chalkopyrit auf rötlichem Rhodochrosit, neben Stilbit und Sphalerit; Grösse: 9.3 x 6.6 x 2.5 cm; Fundort: Starnitsa Lagerstätte, Rhodope Gebirge, Smolyan Oblast, Bulgarien; Quelle: Rob Lavinsky, iRocks.com – CC-BY-SA-3.0, www.mindat.org/photo-242352.html 

Bornit: Cu5FeS4

Bornit (Tief-Bornit), auch Buntkupferkies, Kupfer-Lazur oder Kupferlasurerz genannt, ist ein häufig vorkommendes Mineral aus der Mineralklasse der „Sulfide und Sulfosalze“. Es kristallisiert im orthorhombischen Kristallsystem mit der chemischen Zusammensetzung Cu5FeS4 und entwickelt meist massige Aggregate, seltener Kristalle in Oktaeder- oder pseudokubischer Form in bronze- oder kupferner Farbe. Vor dem Lötrohr schmilzt Bornit zu einer grauen und magnetischen Kugel. In Salpetersäure und konzentrierter Salzsäure löst sich das Mineral auf, wobei Schwefel abgeschieden wird. In frischem Zustand kann Bornit mit Pyrrhotin und Nickelin verwechselt werden, bläulichgrün oder buntfarbig angelaufen auch dem Chalkopyrit oder Covellin. Bornit kann auf unterschiedliche Weise entstehen. Meist bildet er sich allerdings primär wie auch sekundär aus Chalkopyrit zusammen mit Magnetit, Hämatit oder Chalkosin in eisenarmen Kupfer-Lagerstätten durch pneumatolytische und hydrothermale Prozesse innerhalb von Pegmatiten oder Skarnen. Beispiele dieser Entstehungsformen sind unter anderem Butte (Montana), Tsumeb (Namibia), Musina (ehemals Messina, Süd-Afrika), Tamaya (Región de Coquimbo, Chile) sowie im Siegerland und Berggießhübel (Deutschland). Selten kann Bornit auch magmatisch oder sedimentär entstehen wie z.B. im Mansfelder Kupferschiefer und sehr selten auch als Ablagerung in der Zementationszone von Erz-Lagerstätten oder in alpinen Kluften. Bornit verwittert relativ leicht über die Zwischenstufen Chalkosin, Covellin und Idait zu Azurit und Malachit. Entsprechend tritt er in Paragenese mit den bisher genannten Mineralen, aber auch anderen Kupfer- und Eisen-Mineralen wie z.B. Pyrit sowie mit Calcit, verschiedenen Granaten, Quarz und Wollastonit. Bornit ist aufgrund seines hohen Kupfer-Gehalts von etwa 63 Gewichtsprozent und seines verbreiteten Vorkommens ein wichtiges Kupfer-Erz. Text-Quelle: Wikipedia. Foto:grünlich angelaufene Bornit-Kristalle aus der Dzhezkazgan Lagerstätte (Zhezkazgan Mine) bei Schesqasghan in Kasachstan; Sichtfeld 7 mm; Fundort: Dzhezkazgan Mine (Zhezkazgan Mine), Schesqasghan, Zhezqazghan Oblysy,nKasachstan; Quelle: Leon Hupperichs, www.mindat.org/photo-105006.html

Chalkosin: Cu2S 

Chalkosin, auch veraltet als Kupferglanz, Kupferglas oder Graukupfererz bekannt, ist ein häufig vorkommendes Mineral aus der Mineralklasse der Sulfide und Sulfosalze mit dem Stoffmengenverhältnis Metall : Schwefel,Selen,Tellur >1 : 1. Es kristallisiert im monoklinen Kristallsystem mit der chemischen Zusammensetzung Cu2S und entwickelt meist prismatische oder tafelförmige Kristalle, aber auch körnige bis massige Aggregate in schwarzer bis grauer Farbe. Es treten auch pseudohexagonale Kristalle auf. Chemisch gesehen ist Chalkosin ein Kupfersulfid, genauer ein Kupfer(I)-sulfid. Der Name Chalkosin leitet sich aus dem griechischen Wort Chalkos, einer Münzbezeichnung für eine Kupfermünze im antiken Griechenland. Chalkosin bildet sich hydrothermal und existiert in zwei verschiedenen, temperaturabhängigen Modifikationen, dem monoklinen Tief-Chalkosin (unterhalb von 103 °C) und dem hexagonalen Hoch-Chalkosin (über 103 °C). In Kupfererz-Lagerstätten kann sich Chalkosin durch Metamorphose oder Sedimentation in deren oxidationszonen bilden. Es wird meist von Bornit, Chalkopyrit, Covellin, Hämatit und Pyrit begleitet. Chalkosin war bis zur Erschöpfung der ergiebigsten Abbaugebiete in England und den USA ein wichtiger Rohstoff zur Gewinnung von Kupfer. Heute spielt Chalkosin neben anderen Kupfersulfiden wie Bornit und Covellin noch eine große Rolle als Erzmineral in schichtgebundenen Lagerstätten wie z.B. um Lubin in Niederschlesien, Polen. Foto: typisch gräulich-schwärzliche Chalkosin-Kristallisierung mit Metallglanz; Quelle: United States Geological Survey und Mineral Information Institute, USA. 

Pyrrhotin: Fe7S8 

Pyrrhotin, veraltet auch als Magnetkies bezeichnet, ist ein häufig vorkommendes Mineral aus der Mineralklasse der „Sulfide und Sulfosalze“. Es kristallisiert im monoklinen Kristallsystem mit der chemischen Zusammensetzung Fe7S8[1] und entwickelt meist tafelige, pyramidale oder prismatische Kristalle, aber auch massige Aggregate von bronzegelber Farbe, die aber an der Luft schnell braun anläuft. Pyrrhotin ist meist ferromagnetisch. Die hexagonale Struktur von Pyrrhotin ist nur oberhalb von 300 °C stabil. Es schmilzt zu einer schwarzen magnetischen Masse und ist in Salpetersäure und Salzsäure schwer löslich. Pyrrhotin bildet sich überwiegend, oft in Paragenese mit Pyrit und Pentlandit, aber auch mit Markasit, Chalkopyrit und anderen Sulfiden, liquidmagmatisch in basischen Gesteinen wie beispielsweise Pegmatit. Es kann sich aber auch in Gesteinen bilden, die durch Metasomatose verändert wurden, sei es aufgrund von hydrothermalen oder sedimentären Kräften. Weltweit konnte Pyrrhotin bisher (Stand: 2010) auf allen fünf Erdteilen an 5700 Fundorten nachgewiesen werden. Auch in einigen Mineralproben vom Mittelatlantischen Rücken und ostpazifischen Rücken sowie im Kometenstaub des Wild 2 wurde Pyrrhotin entdeckt. Pyrrhotin wird bei lokaler Anhäufung gelegentlich als Eisenerz verwendet, häufiger jedoch im Zusammenhang mit Pentlandit als Nickelerz. Darüber hinaus dient Pyrrhotin gelegentlich auch als Grundstoff zur Herstellung von Polierrot, einem altbekannten, noch immer geschätzten Mittel zur Feinpolitur von Metallen und Gläsern, sowie zur Herstellung von Eisenvitriol Verwendung. Foto: Pyrrhotin-Kristallisierung (mit Anlauffarben) aus dem Trep?a Tal, Kosovska Mitrovica, Kosovo; Grösse: 4.8 x 4.1 x 3.4 cm; Quelle: Rob Lavinsky, iRocks.com – CC-BY-SA-3.0, www.mindat.org/photo-195241.html

Molybdänit: MoS2

Molybdänit, veraltet auch als Molybdänglanz, Eutomglanz oder als Wasserblei [2] bezeichnet, ist ein häufig vorkommendes Mineral aus der Mineralklasse der Sulfide (und Sulfosalze). Es kristallisiert im hexagonalen Kristallsystem mit der chemischen Zusammensetzung MoS2 und entwickelt meist sechseckige, tafelige bis schuppige Kristalle, aber auch massige Aggregate von bleigrauer bis blauvioletter Farbe. Das seltene Element Rhenium kommt immer in geringer Konzentration (von ppm bis 1 bis 2 %) anstelle des Molybdäns vor. Zusätzlich finden sich häufig Beimengungen von Silber und Gold. Molybdänit ist dimorph mit Jordisit und polytyp zu Molybdänit-2H und Molybdänit-3R. Molybdänit wurde nicht nach seinem chemischen Bestandteil Molybdän benannt, sondern nach dem griechischen Wort ???? ???? [mólybdos] bzw. ???? ??? [mólibos] „Blei“, das schon im Mykenischen Griechisch als mo-ri-wo-do /moliu?dos/ überliefert ist. Molybdänit bildet sich entweder in magmatischen Gesteinen wie Aplit, Granit und Pegmatit oder durch hydrothermale Vorgänge in Ganglagerstätten und Porphyr. Begleitminerale sind unter anderem Anhydrit, Chalkopyrit, Fluorit, Pyrit, Quarz und Scheelit. Fundorte sind unter anderem Afghanistan; mehrere Regionen in Argentinien; viele Regionen in Australien; Brabant, Lüttich und Luxemburg in Belgien; Altenberg, Zinnwald, Ehrenfriedersdorf und Schlackenwalde (Erzgebirge) in Deutschland; Finnland; Traversella und Macchetto in Italien; mehrere Regionen in Norwegen; bei Nertschinsk (Region Transbaikalien) in Russland; Grönland; viele Regionen in Österreich; und viele Orte Nordamerika. Molybdänit ist das wichtigste Erz zur Gewinnung von Molybdän. Neben Graphit ist es das wichtigste Mineral zur Herstellung von mineralischen Schmiermitteln (Festschmierstoffen). Da es das einzige Mineral mit einer lohnenden Rheniumkonzentration ist, ist es auch die wichtigste Rheniumquelle. Foto: Molybdänit auf Quarz aus der Molly Hill Mine, Quebec, Kanada; Quelle: John Chapman. 

Magnetit: Fe3O4

Magnetit (auch Magneteisen, Magneteisenstein, Eisenoxiduloxid oder Eisen(II,III)-oxid) ist ein Mineral aus der Mineralklasse der Oxide und die stabilste Verbindung zwischen Eisen und Sauerstoff. Er kristallisiert im kubischen Kristallsystem mit der allgemeinen chemischen Zusammensetzung Fe3O4, die präziser als FeII(FeIII)2O4 formuliert werden kann. Magnetit entwickelt bei natürlicher Entstehung meist zentimetergroße, oktaederförmige Kristalle, aber auch körnige bis massige Aggregate von graubrauner bis schwarzer, metallisch glänzender Farbe. Aufgrund seines hohen Eisenanteils von bis zu 72,4 % und seines starken Magnetismus gehört Magnetit zu den wichtigsten Eisenerzen und Rohstoffen für die Elektroindustrie. Das Mineral kommt weltweit gesehen zwar eher selten vor, bildet aber bei lokaler Anhäufung große Erzlagerstätten. Magnetit ist von hoher Beständigkeit gegen Säuren und Laugen. Seine Mohshärte schwankt je nach Reinheit zwischen 5,5 und 6,5 und seine Dichte zwischen 5,1 und 5,2 g/cm³. Seine Strichfarbe ist schwarz. Magnetit wird auf natürliche Art durch Vulkanismus gebildet. Bei großer Hitze (um 600 °C) durchdringt flüssige Lava die benachbarten Gesteine. Findet eine Druckentlastung im Gestein statt, die ja zum Vulkanausbruch führt bzw. ihn begleitet, so bilden sich große Mengen an Gasen. Hier ist vor allem Wasserdampf zu nennen, der die Gesteine chemisch angreift. Sind dies (wie auf Fuerteventura) kreidezeitliche Kalke oder Dolomit, so wird deren Kohlenstoffdioxid ausgetrieben und es bilden sich basische Hydroxide. Wenn in der Lava zusätzlich noch Eisenverbindungen enthalten sind (wie es häufig der Fall ist, was man an der oftmals braunroten Farbe erkennen kann), so reagieren diese zu verschiedenen Eisenhydroxiden. Aus diesen wiederum kristallisiert beim Erkalten Magnetit Fe3O4 oder der verwandte (aber nicht magnetische) Hämatit Fe2O3 aus.[10] Man spricht hier von pneumatolytischer Mineralbildung (pneuma, griech. Gas; lyein, griech. lösen). Je nach Bildungsbedingungen tritt Magnetit in Paragenese mit anderen Mineralen auf, so unter anderem mit Chromit, Ilmenit, Ulvöspinell, Rutil und Apatiten in Eruptivgesteinen; mit Pyrrhotin, Pyrit, Chalkopyrit, Pentlandit, Sphalerit, Hämatit in hydrothermalen oder metamorphen Gesteinen und mit hämatit und Quarz in Sedimentgesteinen.  Magnetit kommt in massiver oder gekörnter Form und daneben auch als Kristalle vor, welche oft oktaedrisch geformt sind, besitzen also je acht dreieckige Begrenzungsflächen. Er ist ein durchaus häufiges Mineral, das allerdings selten den Hauptbestandteil eines Gesteins stellt. Man findet Magnetit in zahlreichen magmatischen Gesteinen wie Basalt, Diabas und Gabbro, in metamorphen Gesteinen und durch Verwitterungsprozesse aufgrund seiner Härte weitgehend intakt verbracht als Magnetitsand in Flusssedimenten. Aus diesen wird er zum Teil noch heute von Hand ausgewaschen. Magnetit kann in größeren Mengen an Sandstränden gefunden werden, wo er zu der typischen schwarzen Färbung des Sandes führt. Solche schwarzen Strände findet man z. B. in Kalifornien, an der Westküste von Neuseeland und an den Küsten von Fuerteventura und Island. Auch in Gesteinsproben des Mittelatlantischen Rückens und des ostpazifischen Rückens konnte Magnetit nachgewiesen werden. Magnetit ist mit 72 % Eisengehalt neben dem Hämatit (70 %) eines der wichtigsten Eisenerze. Magnetit dient als wichtiger Grundstoff zur Herstellung von Ferrofluid. Dabei werden im ersten Schritt Magnetit-Nanopartikel (Größenordnung ca. 10 nm) hergestellt, die dann in einer Trägerflüssigkeit kolloidal suspendiert werden. Um das Agglomerieren der Kristalle zu verhindern, werden den Nanopartikeln langkettige Tenside, wie z. B. Ölsäure zugefügt, die sich um die Magnetit-Partikel gruppieren und das erneute Sedimentieren verhindern. Die so erhaltene Flüssigkeit behält auf diese Art die Eigenschaft von Magnetit, auf Magnetfelder zu reagieren. Foto: Magnetit-Oktaeder (silber) auf Chalkopyrit (gold) aus Aggeneys, Nordkap, Südafrika; Probengrösse: 7 x 6 x 4 cm; Fundort: Aggeneys, Nordkap, Südafrika; Quelle: Rob Lavinsky, iRocks.com – CC-BY-SA-3.0, www.mindat.org/photo-251632.html

Hämatit: Fe2O3

Hämatit, auch Blutstein, Eisenglanz, Specularit, Iserin, Roteisenstein, Roteisenerz oder Rötel genannt, ist ein sehr häufig vorkommendes Mineral aus der Mineralklasse der Oxide (und Hydroxide) mit der Summenformel Fe2O3 und die häufigste natürlich auftretende Modifikation des Eisen(III)-oxids. Es kristallisiert im trigonalen Kristallsystem und entwickelt verschiedene Kristallformen, aber auch massige, traubige und radialstrahlige Aggregate von grauer, schwarzer oder rotbrauner Farbe. Hämatit ist antiferromagnetisch. Hämatit kommt sowohl in sedimentären Lagerstätten als auch als Gangmineral vor. Er ist für die Rotfärbung vieler Gesteine verantwortlich - ein bedeutendes Beispiel sind die gebänderten Eisenerzformationen aus dem Erdzeitalter des Archaikums. Begleitminerale sind neben Magnetit, Pyrit und Rutil noch Ilmenit, Goethit, Siderit und in Sedimenten Lepidokrokit. Rote Sedimente, die in trocken- warmem (ariden) Klima entstanden sind, enthalten ebenso Hämatit wie Bändereisenerz bzw. Itabirite. Gangförmige Hämatit-Lagerstätten entstanden durch Ausscheidung in Wasser gelöster freier EisenIII-Ionen auf offenen Spalten und Klüften in diesen Gesteinen. In ihnen finden sich die verschiedenen Ausbildungsformen des Hämatits: Rot-Eisenrahm, Rot-Eisenglimmer, Rot-Eisenglanz, Rot-Eisenocker, Roter Glaskopf, Blutstein, Rötel und viele mehr. Besonders reine  Hämatitvorkommen waren die schon im Mittelalter abgebauten Gänge von Suhl im Thüringer Wald. Die Gänge verlaufen im Latit und Rhyolith (Porphyrit und Porphyr) und weisen als Gangarten nur Quarz, Kalk-, Fluss- und Schwerspat auf, aber keine Phosphor- und Schwefelminerale. Die Erze konnten deswegen zur Gewinnung weichen Eisens für die Büchsenrohrschmiede verwendet werden. Seltener ist Hämatit in Karbonatgesteinen zu finden. Er bildet in einigen Fällen einen Zement, beispielsweise in wenigen Riffkalken der Lahn-Mulde. Mit Hämatit treten häufig auch andere Eisenerze wie Magnetit, Limonit oder Eisenspat auf. Das Ganggestein besteht hauptsächlich aus Calcit, Dolomit, Quarz oder Ton und die Verunreinigungen sind meist Pyrit und Apatit. Foto: Riff-Kalkstein der Lahn-Mulde bzw. Zementation mit Hämatit; Quelle/Urheber: „Lysippos“.