Bushveld

Bushveld Complex

Paul Fugmann

Nach den uralten vulkano-sedimentären Gesteinen des BGB verließen wir das Lowfeld der Provinz Mpumalanga Richtung Nordwesten über das Great Escarpment hinauf in das hochgelegene Highfeld der Limpopo Provinz (Abb.4.0.1). Stratigrafisch ging es ebenfalls wieder aufwärts; wir passierten während der ca. 200 km langen Fahrt vor allem Sedimentegesteine der Transvaal Supergruppe. Auch die Temperaturen stiegen beträchtlich, von nassen 9°C in Swasiland auf heiß-trockene 34°C in der von Industrie geprägten Buschlandschaft um Burgersfort, ca. 20 km nordöstlich von Steelpoort. Das Ziel der folgenden zwei Exkursionstage bestand in der Untersuchung der magmatischen Gesteine des östlichen Teils des Bushveld Komplexes (BK), deren wirtschaftlicher Bedeutung, Gewinnung und Aufarbeitung.

Abb. 4.0.1: Fahrtroute von Bulembu in nördlichen Swaziland zur Gethlane Lodge südlich Burgersfort, unserer Unterkunft.
Picture: openstreetmap.org, 2016

Allgemeines

Paul Fugmann

Nördlich und westlich von Pretoria liegt der ca. 460 x 245 km² große Bushveld-Komplex. Auf Luftaufnahmen lässt sich eine von Mittelgebirgszügen umrahmte schüsselförmige Struktur erkennen, die weltweit größte magmatische Intrusion, eine Lagige Mafische Intrusion (Layered Mafic Intrusion) dar (Abb.4.1.1). Sie bildet die weltgrößte Lagerstätte für Chromit und die Platingruppenelemente (PGE) und beherbergt auch bedeutende Vorkommen von Vanadium, Zinn, Titan und Eisen (Kinnaird, 2007).

Vor 2.06 Ga intrudierten innerhalb (der geologisch kurzen Zeit) von 65000 Jahren lagenartig etwa 1 Mio. km³ ultramafisch-mafische Magmen in die Deckschichten des Kapvaal Kratons, die Sedimentgesteine der Transvaal Supergruppe. Auslöser war vermutlich ein Mantelplume, der die Basis der kontinentalen Lithosphäre erreichte und diese aufschmolz (Namur et al., 2015; Trumbull et al., 2015).

Die schüssel- bis halbgrabenförmige Geometrie des Körpers erreicht eine stratigrafische Mächtigkeit von 7 bis 9 km. Die magmatischen Einheiten fallen 10 - 25° nach innen ein. Sie bestehen aus Serien von Dunit, Pyroxenit, Harzburgit und Norit bis zu überlagernden anorthositischen und monzonitischen Differenziaten. Die Bereiche wirtschaftlichen Interesses finden sich in verhältnismäßig dünnen Lagen (mm bis einige m), besitzen aber eine immense laterale Kontinuität, z.T. über hunderte von km. Diese Reefs bestehen s. str. aus Orthopyroxenit (PGE), Chromitit (Cr) und Magnetit (Va) (Cawthorn and Walraven, 1998; Namur et al., 2015; Trumbull et al., 2014).

Trotz jahrzehntelanger Untersuchungen sind noch viele Aspekte der Entstehung und internen Prozesse des Bushveldkomplexes unverstanden. Zum Beispiel ist es unbekannt, ob die Intrusion durch große Dykesysteme oder durch andere Lagergänge ihren Nachschub erhielten. Ebenso diskutiert wird die Anzahl und Zusammensetzung der parentalen Magmen.

Abb. 4.1.1: Vereinfachte geologische Darstellung des Bushveld-Komplexes im Nordosten Südafrikas. Ein Größenvergleich mit Deutschland zeigt, dass dieser gut die Fläche Bayerns einnimmt. Im Bild oben rechts lässt sich der Bushveld-Komplex anhand der Orientierung der umgebenden Gebirgsumrahmung besonders gut erkennen.
Picture: Google earth, 2016, geol. Karte nach Trumbull et al., 2015, Reliefkarte: maps-for-free.com, 2016

Stratigraphie

Paul Fugmann

Abb. 4.1.3: Vereinfachte geologische Übersicht des Bushveldkomplexes und seiner Chromit- und PGE-Minen und Schmelzhütten entlang der Rustenberg Serie. Der Pilanesberg Komplex ist ein ca. 1.3 Ga alkaliner Intrusivkomplex und steht nicht in Verbindung mit dem Bushveldkomplex
Picture: Google Earth 2016; geol. Karte modifiziert nach Trumbull et al., 2015

Rooiberg Gruppe

LMI sind feste Bestandteile von großen magmatischen Provinzen (Large Igneous Provinces) und stehen i.d.R. mit starken effusivem Vulkanismus, z.B. kontinentalen Flutbasalten, in Verbindung. Typische Vertreter, wie z.B. einige Kilometer mächtige und hunderte Kilometer ausbreitende Lavaströme wie in Sibirien oder Indien finden sich nicht in der Umgebung des Bushveldkomplexes. Vielmehr finden sich als Dachsequenz Laven und Vulkanoklastika der Rooiberg Gruppe (RG). Deren Mächtigkeit erreicht bis zu 6 km und ist auf einer Fläche von ca. 50.000 km² erhalten. Modellrechnungen zeigen, dass die RG eine Fläche von 200.000 km² eingenommen haben könnte, doch fehlen eindeutige Belege, bedingt durch Erosion oder extensionaler Ausdünnung des Terrains. Ungewöhnlich ist der felsisch-effusive Charakter dieser Einheit; Basalte oder Andesite treten nur untergeordnet auf. Die silizischen Vulkanite der RG bilden weltweit eines der größten Vorkommen an silizischen Vulkanoklastika. Neuere Untersuchungen klassifizieren die RG als oberste Einheit der Transvaal Supergruppe, da sich u.a. auch Spuren von synsedimentären Vulkanismus, z.B. Pepertite (Magma - unverfestigtes Sediment - Interaktion) auffinden. Darüber hinaus gilt es als belegt, das die Effusiva der RG zeitgleich mit der Intrusion der Rustenberg Serie und der Rashoop Granophyr Suite erfolgte (Kinnaird, 2007; Lenhardt and Eriksson, 2012; Mathez et al., 2013).

Rashoop Granophyr Suite

Die Gesteine der Rashoop Granophyr Suite (RGS) treten oberhalb der Vulkanite der RG und unterhalb der Rustenberg Suite auf, erreichen aber keine hohen Volumina. Die nähere Erforschung dieser Gruppe wurde erst in den letzten 20 Jahren intensiviert. Die Zusammenhänge der zahlreichen granophyrischen Intrusionen und deren Umgebungsgesteine sind noch weitestgehend unverstanden. So sind die Gesteine texturell zwar sehr ähnlich, zeigen jedoch nach ihrer Gesteinschemie eine hohe Diversität in ihren Entstehungsmechanismen. Allgemein werden die Granophyre dahingehend interpretiert, dass sie komplett aufgeschmolzene Teile der Rooiberg Laven durch die Intrusion der Rustenberg-Magmen repräsentieren. Anschließend sind sie in die unaufgeschmolzenen Bereiche der RG intrudiert, in einiger Entfernung zum Kontakt der Rustenberg Layered Suite (Kinnaird, 2007; Namur et al., 2015).

Rustenberg Layered Suite

Die Magmatite der Rustenberg Layered Suite (RLS) stellen den Hauptteil des Buschveldkomplexes dar. Sie intrudierten in Form von schüsselförmigen Lagergängen (sills) im oberkrustalen Bereich in die Sedimente der Transvaal Supergruppe. Ihre maximale Mächtigkeit liegt bei ca. 8 km. Die Gesteine der GR und RGS sind der RLS aufgelagert. In ihr finden sich die mit Chromitit und PGE angereicherten Lagen.

Die RLS wird in fünf Sektoren (östlicher, nördlicher, westlicher, weit westlicher und südlicher Rand) aufgeteilt. An diesen Rändern reihen sich fast perlenkettenartig eng aneinander die Untertage- und Tagebaue, Schmelz- und Veredlungshütten vieler Firmen.

Die RLS wird anhand lithologischer und gesteinschemischer Unterschiede in sechs stratigrafische Abschnitte unterteilt (Abb. 4.1.4) (Kinnaird, 2007; Namur et al., 2015):

(1) Randbereich - Marginal Zone (MgZ)

(2) Unterer Bereich - Lower Zone (LZ)

(3) Kritischer Bereich - Critical Zone (CZ)

(4) Hauptbereich - Main Zone (MZ)

(5) Oberer Bereich - Upper Zone (ZU)

(6) Dachbereich - Roof Zone (RZ)

Abb. 4.1.5: Schematisches geologisches Profil entlang des BK. LZ - Lower Zone; CZ - Critical Zone; MZ - Main Zone; UZ - Upper Zone; WS - Witrivier Störung; KSS - Klein Sandsloot Störung; RS - Rooisloot Störung; YS - Ysterberg Störung.
Picture: Mod. nach Kruger, 2005 und Ivanhoe mines 2015 Prefeasibility Study

Marginal Zone

Die Gesteine der MZ bestehen mehrheitlich aus fein- bis mittelkörnigen Noriten. Diese sind meist schlecht aufgeschlossen, was genaue Aussagen zu ihren Nebengesteinsassoziationen erschwert. Aus Bohrkernen ist aber bekannt, dass sie stellenweise eine Mächtigkeit bis zu 800 m im Westen und ca. 400 m im Osten erreichen kann, teils aber auch komplett fehlt.

Unsere Exkursion führte uns zu einem kleinen Aufschluss von Kalk-Silikat Xenolithen innerhalb eines Norits neben einer nach Süden verlaufenden Verbindungsstraße zwischen der R37 und R555 (24°38'04.2''S 30°11'13.3''E), nördlich des Ortes Makgemeng.

Die kalziumreichen und silifizierten Xenolithe (Abb. 4.1.6), überwiegend Dolomite, repräsentieren Schelfkarbonate der Transvaal Supergruppe.

In den hellgrauen bis weißlichen Xenolithen ist teils noch Bänderung erkennbar; vereinzelt treten auch dunkelgrüne Lagen auf. Diese sind als kontaktmetamorphe Mineralneubildungen aus Diopsid, Monticellit und Akermanit zu interpretieren.

Abb. 4.1.6: Kalk-Silikat-Xenolithe der Marginal Zone. A: deformierte und silifizierte dolomitische Xenolithe aus der Transvaal Supergruppe (rot umrandet) zeigen teilweise noch Lamination. Der diffuse Bereich in der Bildmitte zeigt grün-anthrazit-farbene Reaktionssäume um stark deformierte oder teils angeschmolzene Kalk-Silikat-Xenolithe. B: Ausschnitt eines Reaktionssaums um einen Xenolith zeigt kontaktmetamorph gebildeten Akermanit (I) und Diopsid (II).
Image: C. Heubeck

Lower Zone

Die LZ der RLS ist am besten an den Westlichen und Östlichen Schenkeln aufgeschlossen, jeweils mit maximalen Mächtigkeiten von 700 m bzw. 1400 m. Unterteilt wird sie in drei Einheiten, bestehend aus einer zentralen harzburgitischen Lage zwischen einer unteren und oberen Einheit aus Pyroxeniten. Innerhalb der harzburgitischen Lage treten zyklische Abfolgen von Duniten, Harzburgiten und Pyroxeniten auf. Die Lagen variieren in ihrer Mächtigkeit von < 1 m bis einigen 10er m. Chromititvererzungen sind nicht bekannt (Kinnaird, 2007; Kruger, 2005).

Critical Zone

Der wohl bedeutendste Teil der RLS sind die Gesteine der CZ. In ihr befinden sich die Chromitit- und die mit PGE angereicherten Lagen, wie z.B. das Merensky Reef. Genaueres wird im folgenden Kapitel näher beschrieben. Die CZ erreicht eine maximale Mächtigkeit von 1800 m im östlichen Bereich und wird in eine untere (CZ_l) und obere (CZ_u) Subzone unterteilt. Die CZ_l besteht aus mächtigen, ultramafischen Abfolgen von orthopyroxenitischen Kumulaten.

Ein Aufschluss in Form eines Straßenanschnittes unmittelbar nördlich Tweefontein-Chromitite-Mine (S 24°53'7'' E 30°07'4.6'') zeigt einen eisenreichen, ultramafischen Pegmatoid-Gang dieser Einheit (Abb. 4.1.7). Dieser durchschlägt vertikal in Form von pipes die Nebengesteine aus Anorthosit und Leuconorit, mit teils scharfen, teils diffusen Kontakten. Der Gang besteht zu ca. 90 % aus Klinopyroxenen, die hauptsächlich als Oikokristen auftreten und dem Gestein eine fleckige (mottled) oder tupfige (spotted) Textur geben.

Abb. 4.1.7: Zwei vertikale Pyroxenit-pipes (braun) und mehrere kleinere Apophysen durchschlagen leuconoritische (weiße) Gesteine. Der Aufschluss ist in den Übergangsbereich der CZl und CZu einzuordnen. Unten links: Pyroxen-Oikokristen, umgeben von Anorthosit verleihen dem Gestein ein fleckige (spotted) Textur.
Image: C. Heubeck

Die CZ_u wird durch Abfolgen von Chromititen, Harzburgiten, Pyroxeniten, Noriten und Anorthositen geprägt. Bislang wurden anhand von teilweise oder komplett erhaltenen Serien von basalen, ultramafischen Kumulaten über Noriten bis Anorthositen in der CZ_l neun, in der CZ_u acht magmatische Zyklen identifiziert (Cawthorn and Ashwal, 2009; Cawthorn, 2013; Ivanhoe, 2015; Kinnaird, 2007; Namur et al., 2015).

Wir besuchten einen der berühmtesten Aufschlüsse der CZ am Dwars River National Monument. Dort sind die mit Anorthositen wechselgelagerten UG-1 Chromitite der CZ_u zu bewundern (Abb. 4.1.8).

Abb. 4.1.8: UG1 Chromitite der oberen kritischen Zone (CZu) in Wechsellagerung mit Anorthositen am Dwars River Monument. A - B: Chromititbänder verlaufen nahezu horizontal, teilen sich an manchen Stellen auf, gehen teilweise an anderer Stelle wieder ineinander oder verbinden sich mit einer anderen Chromititlage. Die laterale Kontinuität der UG1-Lagen reicht bis zu 200 km. C: Durch die Intrusion der Chromitite wurden kontaktnahe Teile der Anorthosite teils angeschmolzen und duktil verformt oder aberodiert; sie trieben im dichteren Chromititmagma auf.
Image: C. Heubeck

Main Zone

Die Hauptzone (MZ) repräsentiert mit einer maximalen Mächtigkeit von ca. 3000 m fast die Hälfte der RLS. Sie ist aus Abfolgen von Gabbronoriten mit wenigen anorthositischen und pyroxenitischen Lagen aufgebaut.

Der Kontakt zur CZ ist nicht eindeutig definiert. Als Übergangszone werden entweder der Knick der Sr-Isotopie im Bereich des Merensky Reefs oder der Topbereich des Bastard Reefs genommen (vgl. Abb. 4). Dort findet sich der Giant Mottled Anorthosite, ein poikilitischer Anorthosit mit großen Pyroxen-Oikokristen und fleckiger Textur (Kinnaird, 2007; Namur et al., 2015).

Upper Zone

Der oberste Teil (UZ) des BK besteht überwiegend aus gebänderten Gabbros und Anorthositen. Höher differenzierte Gesteine finden sich im obersten Bereich der UZ. Die Existenz eines Abkühlungsrandes zu den überliegenden, metamorphosierten Gesteinen der RG oder der RGS ist nicht bekannt.

Beeindruckend sind Lagen aus Magnetit mit Mächtigkeiten von 1 - 6 m, von denen 25 am östlichen Bereich des BK bekannt sind.

Ein schöner Aufschluss von diesen Magnetit-Lagen befindet sich an den Magnetite Heights entlang des Steelpoort River Valley (Abb. 9). Entlang eines Bachbettes sind hier, jeweils mit einigen m Mächtigkeit, Lage Nr. 4 - 6 aufgeschlossen. Lage 4 ist auch als "Main Magnetite Layer" bekannt. Innerhalb der Magnetit-Lagen befinden sich Bereiche mit eingeregelten Plagioklaskristallen.

Die titanreichen Magnetite sind wegen ihres hohen Vanadiumgehalts von großer wirtschaftlicher Bedeutung (Kinnaird, 2007; Namur et al., 2015, 2011).

Abb. 4.1.9: Magnetit-Lagen der oberen Zone (UZ) in Wechsellagerung mit Anorthositen. Bemerkenswert ist der Dichteunterschied zwischen den beiden Gesteinslagen (~ 5,2 g/cm³ Magnetit vs. ~2,8 g/cm³ Anorthosit). Dieser Kontrast zwischen zwei magmatischen Gesteinen ist der größte außerhalb der Kern-Mantelgrenze
Image: C. Heubeck

Bushveld Granitoide - Lebowa Granite Suite

Serien von granitoiden Intrusionen mit Mächtigkeiten von 1,5 - 3,5 km und einer Fläche von ca. 30000 km² "postdatieren" die Gesteine der RLS anhand von "feeder dykes" und mafischen Xenolithen (e.g. Kleeman and Twist, 1989). Mit Altern von 2061 bis 2054 Ma werden die Bushveld Granitoide, auch als Lebowa Granite Suite (LGS) oder Nebo Granite bekannt, als kontinuierliche Fortsetzung des Bushveld-Magmatismus verstanden (e.g. Walraven, 1997). Lithologisch handelt es sich überwiegend um Alkalifeldspat-Granite, die als A-Typ Granite kategorisiert werden. Die Genese solcher Gesteine ist nach wie vor umstritten; aktuelle Modelle erklären ihre Bildung entweder durch hohe Kristallisationsraten von krustal-kontaminierten Mantelschmelzen oder durch partielle Aufschmelzung krustaler Ausgangsgesteine (e.g. Hill et al., 1996).

Viele Granitoide besitzen eine abbauwürdige Zinnmineralisation sowie untergeordnet Vererzungen von Eisen, Fluor, Kupfer, REE, Gold und Molybdän.

Abb. 4.3.1: PGE des Bushveld Komplexes. A: Vergleich der jährlichen Produktion von PGE zwischen verschiedenen Staaten (Mudd, 2012; Zientek et al., 2014). B: Jährliche PGE-Produktion [kg] Südafrikas (Zientek, 2012).
Picture: Mudd, 2012; Zientek et al., 2014; Zientek, 2012

Vererzung

Paul Fugmann

Große Intrusionen wie der Bushveld-Komplex (BK) sind selten in der Erdgeschichte, beherbergen aber die bedeutendsten Vorkommen an PGE, Cr, Ni, Va, Cu, und Au. unter ihnen ist wiederum der Bushveld-Komplex eine Lagerstätte der Superlative, denn er liefert die weltweit höchsten Mengen an Ressourcen und Reserven von Platin, Palladium, Rhodium, Iridium, Osmium, Ruthenium, Vanadium und Chrom. Nahezu 70 % der weltweit geschätzten Reserven an Chromit stammen aus dem Bushveld-Komplex. Chromit und PGE sind an das Vorkommen von Chromitit- (z.B. UG2 Reef) und Sulfidgruppenmineralen (z.B. Merensky Reef) der RLS gebunden. Demnach gleicht die Umgebung um die RLS im Satellitenbild der eines Minenfeldes: Abbau- und Verarbeitungsunternehmen reihen sich dicht an dicht aneinander.

Die Berechnungen der Ressourcen an PGE liegen zwischen 63000 und 70000 t (Zientek et al., 2014). Abbildung 4.3.1 gibt einen Überblick in Zahlen über Produktionsraten und -Mengen an PGE. Zinn, Fluorit und Eisen werden zudem aus den Granitoiden der LGS gewonnen. Darunter ist die Vergenoeg Exogranitic Fe-F Pipe herauszuheben, da diese mit 178 Mt abbauwürdigen Fluorits (28,1 % CaF) und 195 Mt Eisenerz (42% Fe) das weltweit größte Einzelvorkommen an Fluorit darstellt (Hunt, 2006).

Samancor_Cr ermöglichte uns Zutritt zu einem aktiven Tagebau und einer Verarbeitungsanlage, dem Tweefontein Beneficiation Plant (TBP), wenige km südlich von Steelpoort (Abb. 4.3.2). Dabei begleiteten uns Geologinnen und Geologen der Firma, statteten uns sachgerecht mit Schutzkleidung aus und präsentierten mit Stolz und hochmotiviert ihr Arbeitsgebiet.

Abb. 4.3.2: Besuch des Samancor Chrome Betriebsgeländes. A: Nach einer ausgiebigen Sicherheitseinweisung präsentierte uns ein firmeneigener "Schlangenjäger" seinen heutigen Fang einer Puffotter, welche in der Buschlandschaft weit verbreitet sind. Die Schlangen werden fern der Abbaugelände wieder freigelassen. B und C: Besuch der Tweefontein Mine. Samancor-Geologen erläutern die Stratigrafie innerhalb der CZ und liefern Details zu den MG-Chromititen des Bushveld-Komplexes.
Image: C. Heubeck

Abb. 4.3.3: Ausgewertete Datensätze aus Bohrkernanalysen zeigen die Lithologie der RLS und PGE-Grad der reef-type deposits am westlichen Teil des BK
Picture: Waldeck et al., 2007

PGE - Platin-Gruppen-Elemente

Der BK liefert als einer der wenigen LMI sowohl reef- als auch contact-type deposits. Im Folgenden wird nur der reef type näher erläutert, zu der die Vererzung des Merensky- und UG2-Reefs zählen. Reefs bestehen aus schichtgebundenen Sulfiden, welche in großen Mengen und hoher Konzentration Fe-, Cu, Ni- und PGE-Minerale einbauen. Ein Beispiel des Vererzungsgrades ist in Abbildung 4.3.3 dargestellt.

Charakteristisch ist das Vorkommen der Sulfide als Kumulate in sich zyklisch wiederholenden Lagen (layers) innerhalb einer LMI. Die genetischen Prozesse, die zur Bildung solcher Schichten und Kumulate führen, werden seit Jahrzehnten intensiv erforscht und diskutiert. Ein einheitliches Modell, welches in der Lage ist, alle Besonderheiten zu berücksichtigen, gibt es allerdings bis heute nicht. Abb. 4.3.4 zeigt ein vereinfachtes Modell zur Bildung von solch zyklischen layers, berücksichtigt aber nicht die Entstehung der Reef-type deposits (Abb. 4.3.4 c, d), da einige magmatische Prozesse nicht berücksichtigt werden (z.B. Namur et al., 2015).

Diese Prozesse involvieren u.a.:

die partielle Aufschmelzung des Erdmantels
einen Magmaaufstieg durch geeignete "Kanäle" in die Erdkruste
fraktionierte Kristallisation
gravitative und lagenartige Absaigerung der Chromitite
eine Entwicklung der Unmischbarkeit von Sulfid- und Silikatschmelzen durch krustale Kontamination bzw. Interaktion
Aufstieg von sulfidangereichertem Magma in höhere krustale Niveaus
Konzentration der Sulfide und Anreicherung durch Interaktion mit neuen Magmen-Zyklen
Abkühlung und Kristallisation, was zur Bildung der Nickel-Kobalt-PGE-Kumulate führt (Haldar, 2016)

Abb. 4.3.4: Vereinfachtes Modell zur Darstellung von zyklischem Layering während fraktionierter Kristallisation (a, b) und zur Chromanreicherung innerhalb einer Schmelze (c, d).
Picture: Namur et al., 2015

a: Phasendiagramm Anorthit-Forsterit-Quarz. Am Punkt (A) kristallisiert aus dem Magma zuerst Forsterit. Beim Erreichen der peritektischen Linie von Forsterit-Enstatit kristallisiert zum ersten Mal Enstatit aus der Schmelze, welche dann an Enstatit übersättigt ist (B). Nach der Kristallisation von Enstatit ist das Magma wieder an Forsterit übersättigt, was zu dessen Kristallisation führt. Diese Zyklen können sich so lange wiederholen, bis die Schmelze nur noch entlang der peritektischen Line verläuft und beide Phasen zeitgleich (C) auskristallisieren.

b: Resultierende stratigrafische Sequenz nach Beschreibung von a (nach Namur et al., 2015).

c: Phasendiagramm Olivin-Quarz-Chromit. Primitives Magma mit der Zusammensetzung A verläuft entlang der kotektischen Linie Richtung B und kristallisiert Olivin (Dunit) und ca. 1,5 - 0,5 % Chromit aus. Eine weitere Differentiation von B zu C lässt auch Orthopyroxen präzipitieren. Da Cr vermehrt in Orthopyroxen eingebaut wird, verschiebt sich der Kristallisationspfad in das Feld hinein (schwarzer Pfeil). Interagiert oder kontaminiert sich das primitive Magma am Punkt A mit felsischen Krustenanteilen (F), so ergibt sich eine Magmenkomposition am Punkt M und somit eine Verschiebung der Kristallisation in das Chromit-Feld. Nun kristallisiert so lange Chromit aus, bis die Schmelze wieder die kotektische Linie Olivin-Chromit erreicht.

d: Magmenmischung von differenzierten Magma am Punkt B oder C mit primitiven Magma am Punkt A führt zur Entwicklung einer "hybriden" Schmelze, M1 oder M2, wo ebenfalls nur Chromit auskristallisiert, bis die Schmelze wieder die kotektische Linie Olivin-Chromit erreicht (Lee, 1996).

Der USGS-Bericht "PGE in Southern Africa - Mineral Inventory and an Assessment of Undiscovered Mineral Resources"External link (Zientek et al., 2014; Scientific Investigations Report 2010-5090-Q) stellt frei zugänglich komplette GIS-Datensätze, z.B. Shapefiles zur Geologie oder PGE-Verteilungen des BK zu Verfügung. Abbildung 4.3.5 zeigt eine Anwendung dieser Datensätze in Bezug auf den östlichen Teil des BK.

Abb. 4.3.5: Umgebungskarten des tubatse Beneficiation Plants. A: Geologische Karte der RLS mit Verlauf der Reefs (rote Linie). B: Werte für den Platin-gehalt [g/t] (Datensatz aus Scientific Investigations Report 2010-5090-Q).
Picture: Datensatz aus Scientific Investigations Report 2010-5090-Q

Aufbereitung

Paul Fugmann und Mathias Kovacs

Während unseres Aufenthaltes im östlichen Teil des BK besuchten wir neben Aufschlüssen die Auf- und Weiterverarbeitungsanlagen von Tubatse Ferrochrome, einem Subunternehmen des Konzerns Samancor_Cr. 1975 gegründet, ist Samancor_Cr mit jährlichen Produktionsmengen von 1 Mt der weltweit zweitgrößte Chromproduzent. Neben der Weiterverarbeitung zu rostfreien Edelstahl werden pro Jahr ca. 700 kt Chrom exportiert ("Samancor Chrome," 2017). Abbildung 4.4.1 zeigt zusammenfassend die Stopps der Exkursion und die Lage des Tubatse Beneficiation Plants.

Abb. 4.4.1: Geologische Übersichtskarte der Region um Steelpoort mit den Exkursionsstopps des Tages.
Picture: C. Heubeck

Chromitaufbereitung im Tweefontein Beneficiation Plant (TBP)

Das TBP von Samancor gewinnt Erz über- und untertage durch Sprengung. Abbildung 4.4.2 zeigt den allgemeinen Prozess der Chromitgewinnung, Abbildung 4.4.3 den schematischen Ablauf innerhalb des TSB. Ein befahrbarer Stollen für den Untertage-Abbau ist über ein Schienennetz mit der Anlage verbunden. Das geförderte Erz wird zunächst in Waggons geladen und in die Aufbereitungsanlage gefahren. Dort wird es auf ein grobmaschiges vibrierendes Sieb gekippt; dort findet eine erste Vorsortierung (screening) statt. Gesteinsstücke <80 mm fallen durch das Sieb auf ein Förderband; größere Gesteinsbrocken gelangen über ein anderes Förderband zu einem Backenbrecher. Dort werden die Gesteinsbrocken gebrochen (crushing) und dann zurückgeführt, bis sie eine Größe < 80 mm haben. Eine ständige Besprühung trennt die Feinfraktion ab.

Abb. 4.4.2: Schematische Darstellung des Gewinnungsprozesses von Chrom aus Chromititen der TBC.
Picture: C. Heubeck

Abb. 4.4.3: Schematische Darstellung der Ablaufprozesse innerhalb des TBC.
Picture: C. Heubeck

Brocken >15 mm gelangen in eine Trommel (drum), wo mit Ferrosilikon, einer Schwereflüssigkeit, eine Dichtetrennung stattfindet. Dichte Partikel werden weiterverarbeitet; leichte Partikel werden über Förderbänder zu den Abraumhalden (tailings) transportiert. Das wertvolle Ferrosilkon wird durch sorgfältiges Abspülen vom Erzkonzentrat zurückgewonnen. In einer weiteren Trommel werden die feuchten Gesteinsbrocken magnetisch getrennt. Magnetischer Chromit wird wieder gesiebt, nichtmagnetisches Gestein gelangt wiederum auf eine Halde. Brocken zwischen 80 und 15 mm werden auf Halden zu Schütthaufen gelagert.

Brocken <15 mm werden in einem Hydrozyklon (cyclone) mit Ferrosilikon und unter Druck gemischt, wo leichte Partikel abgetrennt werden. Schwere Partikel werden magnetisch separiert; nach einer weiteren Größentrennung wird die 1-15 mm-Fraktion zu Schütthaufen gelagert.

Partikel <1 mm werden in Suspension in ein Wasserbecken (hydrosizer) geschlämmt, wo eine ständige Strömung grobes und dichtes Material von kleineren und leichten Partikeln trennt. In anschließenden, mehrere Meter hohen Spiralen (spiral), in denen die Suspension hinunterströmt, werden leichte Körner an den Rand der Spirale gedrückt, wogegen schwerere sich an der Innenseite sammeln, wo sie abgetrennt werden. Das Endkonzentrat wird für den internen Verbrauch oder den Export auf Lagerhalden bereitgestellt.

Brocken >15 mm gelangen in eine Trommel (drum), wo mit Ferrosilikon, einer Schwereflüssigkeit, eine Dichtetrennung stattfindet. Dichte Partikel werden weiterverarbeitet; leichte Partikel werden über Förderbänder zu den Abraumhalden (tailings) transportiert. Das wertvolle Ferrosilkon wird durch sorgfältiges Abspülen vom Erzkonzentrat zurückgewonnen. In einer weiteren Trommel werden die feuchten Gesteinsbrocken magnetisch getrennt. Magnetischer Chromit wird wieder gesiebt, nichtmagnetisches Gestein gelangt wiederum auf eine Halde. Brocken zwischen 80 und 15 mm werden auf Halden zu Schütthaufen gelagert. Brocken <15 mm werden in einem Hydrozyklon (cyclone) mit Ferrosilikon und unter Druck gemischt, wo leichte Partikel abgetrennt werden. Schwere Partikel werden magnetisch separiert; nach einer weiteren Größentrennung wird die 1-15 mm-Fraktion zu Schütthaufen gelagert. Partikel <1 mm werden in Suspension in ein Wasserbecken (hydrosizer) geschlämmt, wo eine ständige Strömung grobes und dichtes Material von kleineren und leichten Partikeln trennt. In anschließenden, mehrere Meter hohen Spiralen (spiral), in denen die Suspension hinunterströmt, werden leichte Körner an den Rand der Spirale gedrückt, wogegen schwerere sich an der Innenseite sammeln, wo sie abgetrennt werden. Das Endkonzentrat wird für den internen Verbrauch oder den Export auf Lagerhalden bereitgestellt.
Image: C. Heubeck

Literatur

Cawthorn, R.G., 2013. The residual or roof zone of the Bushveld Complex. J. Petrol. 54, 1875-1900.

Cawthorn, R.G., Ashwal, L.D., 2009. Origin of anorthosite and magnetitite layers in the Bushveld Complex, constrained by major element compositions of plagioclase. J. Petrol. 50, 1607-1637.

Cawthorn, R.G., Walraven, F., 1998. Emplacement and Crystallization Time for the Bushveld Complex. J. Petrol. 39, 1669-1687.

Haldar, S.K., 2016. Platinum-Nickel-Chromium Deposits: Geology, Exploration and Reserve Base., 1st ed. Elsevier B.V.

Hill, M., Baker, F., Hunter, D., Knight, R., 1996. Geochemical characteristics and origin of the Lebowa Granite Suite, Bushveld Complex. Int. Geol. Rev. 38, 195-227.

Hunt, J.P., 2006. Geological Characteristics of Iron Oxide-Copper-Gold (IOCG) Type Mineralisation in the Western Bushveld Complex. University of the Witwatersrand.

Ivanhoe, 2015. Ivanhoe Mines files NI 43-101 prefeasibility study technical report on the Platreef PGE-nickel-copper project on the Northern Limb of South Africa's Bushveld Complex.

Kinnaird, J.A., 2007. The Bushveld Large Igneous Province. School of Geosciences, University of the Witwatersrand.

Kleeman, G.J., Twist, D., 1989. The compositionally-zoned sheet-like granite pluton of the Bushveld Complex: Evidenbearing on the nature of A-type magmatism. J. Petrol. 30, 1383-1414.

Kruger, F.J., 2005. Filling the Bushveld Complex magma chamber: lateral expansion, roof and floor interaction, magmatic unconformities and the formation of giant chromitite, PGE and Ti-V magnetitite deposits. Miner. Depos. 40, 451-472.

Lee, C.A., 1996. A Review of Mineralization in the Bushveld Complex and some other Layered Intrusions., in: Cawthorn, R.G. (Ed.), Layered Intrusions. Elsevier Scientific Publishing Company, Amsterdam, pp. 103-145.

Lenhardt, N., Eriksson, P.G., 2012. Volcanism of the Palaeoproterozoic Bushveld Large Igneous Province : The Rooiberg Group , Kaapvaal Craton , South Africa. Precambrian Res. 214-215, 82-94. doi:10.1016/j.precamres.2011.12.003

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