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3.2 Podiforme Chromitlagerstätten
in Ophiolithen
Der zweitwichtigste Lagerstättentyp für Chrom sind die soge-
nannten podiformen Chromitlagerstätten, die in Ophiolithen zu
finden sind, also in Stücken ozeanischer Lithosphäre (
7
Kasten
3.7
). Typisch sind linsenförmige (»podiforme«) Gesteinskörper,
die vor allem aus Chromit (
7
Kasten 3.8
) bestehen, zusammen mit
Olivin oder Serpentin und vereinzelt anderen Mineralen. Das
chromitreiche Gestein wird als Chromitit bezeichnet. Diese Lin-
sen sind fast immer von Dunit (einem Gestein, das zu mehr als
90 % aus Olivin besteht) umgeben. Sie befinden sich typischer-
weise im Mantelgestein knapp unterhalb der Moho (der Grenze
zwischen Mantel und Kruste). Es gibt auch einige innerhalb von
Duniten, die als Kristallkumulate der Gabbros interpretiert wer-
den und sich demnach oberhalb der Moho befinden.
Zwei unterschiedliche Gefüge sind für das Erz typisch. Das
sogenannte »Leopardenerz« (
.
Abb. 3.18
) besteht aus runden,
mehrere Millimeter großen Aggregaten von Chromitkristallen in
einer hellen Dunitmatrix (oder in Serpentinit). Im Gegensatz
dazu besteht das »Kokarden-« oder »Ringelerz« (
.
Abb. 1.8
) aus
hellen Dunitkugeln, die ringförmig aus einer dunklen Matrix aus
Chromit und Olivin umgeben sind. Manchmal gibt es auch Du-
nitschichten mit fein verteiltem Chromit.
Manche podiformen Chromitlagerstätten enthalten auch
Metalle der Platingruppenelemente (PGE). In der Regel sind vor
allem Osmium, Iridium und Ruthenium angereichert, vereinzelt
stattdessen Rhodium, Platin und Palladium. Diese Metalle kom-
men als natürliche Legierung, als Sulfide, Sulfosalze und andere
PGE-Minerale vor, und zwar in Form winziger Einschlüsse im
Chromit sowie als winzige Minerale in den Zwickeln zwischen
Mineralkörnern der Matrix.
Die meisten podiformen Chromitlagerstätten sind klein und
schon nach kurzem Abbau erschöpft. Dafür enthalten manche
Ophiolithe sehr viele dieser kleinen Vorkommen, die allerdings
leider nicht leicht aufzuspüren sind. Viele Vorkommen gibt es
in den unzähligen Ophiolithen der ehemaligen Tethys, des bei
der alpinen Gebirgsbildung verschwundenen Ozeanes: auf dem
Balkan, in der Türkei und Zypern und im Iran. Weitere Vorkom-
men gibt es auf den Philippinen, auf Neukaledonien, in Japan, auf
Kuba, in Pakistan, im Sudan, in Kanada, in den USA, in Nor-
wegen, auf den Shetland-Inseln, in Australien, Russland und
K a s a c h s t a n .
Ungewöhnlich große Vorkommen wie die Lagerstätte
»40 Jahre Kasachische Sowjetrepublik« gibt es im Südural im
Kepirsai-Ophiolith (Melcher et al. 1997, Distler et al. 2008).
Diese Lagerstätten machen Kasachstan mit etwa 15 % der Welt-
produktion immerhin zum zweitgrößten Chromproduzenten
nach Südafrika. Diese Vorkommen weisen zugleich auch hohe
Gehalte der Platingruppenelemente Iridium, Osmium und Ru-
thenium auf.
Mit einer ganzen Reihe von widersprüchlichen Modellen
wurde versucht, die Entstehung dieser Lagerstätten zu erklären.
Die meisten Forscher gehen heute davon aus, dass sie beim Auf-
stieg von Basalt oder ähnlichen Mantelschmelzen durch den obe-
ren Erdmantel entstehen.
Abb. 3.18
Chromit (»Leopardenerz«). Von Goleman (Türkei).
© F. Neukirchen / Mineralogische Sammlungen der TU Berlin.
Vereinfacht könnten wir uns vorstellen, dass in den Zu-
fuhrkanälen, in denen Basaltschmelze zu den Mittelozeanischen
Rücken aufsteigt, bereits Olivin und Chromit kristallisieren.
Diese sammeln sich in winzigen Magmakammern an, während
der größte Teil der Schmelze weiter aufsteigt. Später wird dieser
Teil des Mantels durch die Abkühlung der Lithosphäre Teil des
lithosphärischen Mantels.
So einfach ist es dann aber doch nicht. Zum einen müsste
überwiegend Olivin und nur wenig Chromit kristallisieren,
zum anderen kristallisiert in normaler Basaltschmelze eher ein
Chromspinell (mit höherem Al-Gehalt) als Chromit. Ent-
sprechend muss das einfache Modell modifiziert werden. Vor-
geschlagen wurde etwa, dass die Mischung unterschiedlicher
Magmen von Bedeutung sei (Ballhaus 1998). Viele Forscher
denken hingegen eher an eine Reaktion zwischen der aufsteigen-
den Schmelze und dem angrenzenden Gestein des Mantels (Harz-
burgit). Der Pyroxen des Mantels wird dabei von der Schmelze
aufgelöst, der Harzburgit entlang des Aufstiegsweges also in
Dunit (aus residualem Olivin) verwandelt (Prichard et al. 2008,
Caran et al. 2010). Gleichzeitig spielt wohl ein hoher Wassergehalt
in der Schmelze eine Rolle (Matveev & Ballhaus 2002, Büchl et al.
2004, Distler et al. 2008), was zwar für Basalte untypisch ist, aber
im Zusammenhang mit Supra-Subduktionszonen-Ophiolithen
(
7
Kasten 3.7
) nicht verwundert. Außerdem könnte die typische
Zusammensetzung der Chromite dafür sprechen, dass wir es
nicht mit normalem Basalt, sondern mit Boninit zu tun haben.
Dieses basaltähnliche Gestein ist typisch für junge Subduktions-
zonen, in denen noch heiße Lithosphäre versenkt wird (Caran et
al. 2010).
Diese Prozesse können offensichtlich auch zu einer Anrei-
cherung der Platingruppenelemente führen. Die Kristallisation
der PGE-Minerale wird dann möglicherweise indirekt durch die
Chromitkristallisation ausgelöst (Prichard et al. 2008). Mehr
über Chromit und den Zusammenhang mit PGE erfahren wir in
7
Abschn. 3.3.2
.
