ArchivLagerst-GBA_15_0001-0152.pdf - Zobodat

BAND15

Gedruckt mit Unterstützungdes Fonds zur Förderungder wissenschaftlichen Forschung

ISSN 0253 - 097XISBN 3-912-300312-86-9

ZHENG Minghua, LIU JianmingOskar SCHULZ, Franz VAVTAR

..SCHICHTGEBUNOENE GOLOLAGERSTATTENIN KAMBRISCHEN UNO TRIASSISCHEN GESTEINENIN NW-SICHUAN (CHINA)Mit 183 Abbildungen und 35 Tabellen

WIEN 1993

Vormals Archiv für Lagerstättenforschung in den Ostalpen, begründet von O. M. FriedrichEigentümer, Herausgeber und Verleger: Geologische Bundesanstalt, 1030 Wien Rasumofskygasse 23

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Alle Rechte für In- und Ausland vorbehalten.Medieninhaber, Herausgeber und Verleger: Geologische Bundesanstalt, A-1031 Wien, Rasumofskygasse 23.

Für die Redaktion verantwortlich: Dr. Albert Daurer.Layout: Dr. Albert Daurer.

Verlagsort: Wien.Herstellungsort: Horn, N.Ö.

Ziel des "Archivs für Lagerstättenforschung der Geologischen Bundesanstalt" ist die Verbreitung wissenschaftlicher Ergebnisse.Satz: Geologische Bundesanstalt, nach Konvertierung der auf Datenträger gelieferten Texte.

Druck: Ferdinand Berger & Söhne Ges. m. b. H., 3580 Horn


ZHENGMinghua, Llu Jianming (Chengdu)SCHULZOskar, VAVTAR Franz (Innsbruck)

Schichtgebundene Goldlagerstätten in kambrischen und triassischen Gesteinenin NW-Sichuan (China)

ISSN 0253-097XArch. f. Lagerst.forsch. Geo!. B.-A. ISBN 3-912-300312-86-9 Band 15

Inhalt

S.1-152 Wien, Mai 1993

Zusammenfassung 5Abstract . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 5Resume 6Chinesische Zusammenfassung. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 7Russische Zusammenfassung. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 8

1. Problemstellung 102. Einleitung 103. Produktion mineralischer Rohstoffe in der V.R. China 104. Geographische Lage der Arbeitsgebiete 115. Regionalgeologischer Rahmen 12

5.1. Großtektonische Entwicklung in Südwestchina 125.2. DasAba-Massiv sowie seine peripheren Strukturzonen 135.3. Regionalgeologische Rahmenbedingungen der Au-höffigen Gebiete 14

6. Goldlagerstätten in mittel-ober-triassischen Gesteinen des Ostgebietes 156.1. Geologischer Überblick 156.2. Lithostratigraphie der Mittel- und Obertrias 176.3. Au-Gehalte und -Verteilung in triassischen sowie mittel- und jungpaläozoischen Sedimentgesteinen 196.4. Fazies, Milieu und Entwicklungsraum mittel-ober-triassischer Sedimentgesteine 20

6.4.1. Sedimentgefüge 206.4.2. Haupt- und Spurenelemente 21

6.5. Au-Lagerstätte Dongbeizhai 246.5.1. Geologisch-tektonischer Überblick 246.5.2. PetrographiederNebengesteine 29

6.5.2.1. Kohle i.w.S., einschließlich grafitische Substanzen 326.5.3. Das tektonische (s-, B-, Kluft-) Gefüge 366.5.4. Die Erzkörper 38

6.5.4.1. Aufschlußbefund 386.5.4.2. Mikroskopische Befunde 40

6.5.4.2.1. Mineralbestand der Erzkörper 426.5.4.2.2. Mikrogefüge 53

6.5.4.3. Geochemische Daten einiger Erzminerale 586.5.5. Praktische Erkenntnisse für den Bergbau 58

6.6. Au-Lagerstätte Qiaoqiaoshang 596.6.1. Geologisch-tektonischer Überblick 596.6.2. Petrographie der Nebengesteine 596.6.3. Das tektonische (s-, B-, Kluft-) Gefüge 626.6.4. Die Erzkörper 63


6.6.4.2.1. Mikrogefüge 646.6.4.2.2. Mineralbestand der Erzkörper 65

6.6.4.3. Geochemische Daten einiger Erzminerale 706.6.5. Praktische Erkenntnisse für den Bergbau 70

6.7. Au-LagerstätteZheboshan 716.7.1. Geologisch-tektonischer Überblick 716.7.2. PetrographiederNebengesteine 726.7.3. Das tektonische (s-, B-, Kluft-) Gefüge 736.7.4. Die Erzkörper 74

6.7.4.1. Aufschlußbefund 746.7.4.2. Mikroskopische Befunde 746.7.4.3. Geochemische Daten einiger Erzminerale 79

6.7.5. Praktische Erkenntnisse für den Bergbau 796.8. Au-Lagerstätte Manaoke 79

6.8.1. Geologisch-tektonischer Überblick 796.8.2. Petrographie der Nebengesteine 81

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6. 8.3. Die Erzkörper 816.8.3.1. Aufschlußbefund 816.8.3.2. Mikroskopische Befunde 836.8.3.3. Geochemische Daten einiger Erzminerale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 86

6. 8.4. Praktische Erkenntnisse für den Bergbau 866. 9. Weitere Goldvorkommen in triassischen Sedimenten 86

6. 9.1. Au-Vorkommen Tuanjie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 876.10. Geochemie der Erze und Nebengesteine triassischer Lagerstätten 89

6.10.1. Haupt- und Spurenelemente. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 896.10.1.1. SEE-Verteilung.............................................................................. 90

6.10.2. Isotopenuntersuchungen 976.10.2.1. Schwefel isotope (034S) 976.10.2.2. C-, 0- und H-Isotope (013C,0180,00) 986.10.2.3. Pb-Isotope 100

6.10.3. Flüssigkeitseinschlüsse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1036.11. Diskussion der Genese von Au-Lagerstätten in Triasgesteinen 104

7. Au-Lagerstätten in kambrischen Kieselschiefern des Nordgebietes 1077.1. GeologischerRahmen 1077.2. Lithostratigraphie, Petrographie 1097.3. Haupt- und Spurenelemente kambrischer Kieselgesteine 1127.4. Au-Lagerstätten Laerma (Provinz Gansu) und Qiongmo (Provinz Sichuan) 120

7.4.1. Geologisch-tektonischer Überblick 1207.4.2. PetrographiederNebengesteine 1207.4.3. Das tektonische (s-, B-, Kluft-) Gefüge 1237.4.4. Die Erzkörper 124


7.4.4.2.1. Mineralbestand der Erzköper und geochemische Daten 1247.4.4.2.2. Mikrogefüge 133

7.4.5. Praktische Erkenntnisse für den Bergbau 1377.5. Au-Vorkommen Yaxiang : 1377.6. AnderekambrischeAu-Vorkommen 1387.7. Geochemische Untersuchungen des Erzes 139

7.7.1. Haupt- und Spurenelemente 1397.7.1.1. SEE-Verteilung 140

7.7.2. Isotopenuntersuchungen 1407.7.2.1. S-lsotope(034S) 1407.7.2.2. 0-, H-lsotope(0180, 00) 1457.7.2.3. Pb-Isotope 145

7.7.3. Flüssigkeitseinschlüsse 1457.8. Diskussion der Genese von Au-Lagerstätten in kambrischen Gesteinen 146

8. Schlußbetrachtung 148Dank 149Literatur 150

Anschriften der Verfasser:Prof. ZHENGMinghua, Dr. lIu Jianming, Department for Mineral Resources, Chengdu College of Geology, RC-61 0059 Chengdu,P.R. China; Univ.-Prof. Dr. Oskar SCHULZ, Univ.-Doz. Dr. Franz VAVTAR,Institut für Mineralogie und Petrographie, UniversitätInnsbruck, Abt. Geochemie und Lagerstättenlehre, Innrain 52, A-6020 Innsbruck.

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Schichtgebundene Goldlagerstättenin kambrischen und triassischen Sedimenten

in NW-Sichuan (China)

Zusammenfa'ssungSchichtgebundene Goldanreicherungen spielen unter den zahlreichen, im vergangenen Jahrzehnt in der 3.500-4.000 m-Hochre-

gion von NW-Sichuan entdeckten und derzeit in Aufschließung befindlichen Lagerstätten eine wichtige Rolle.Viele davon liegen in einer mittel-ober-triassischen, als Turbidite gedeuteten feinklastischen, anchimetamorphen Abfolge von

kalkigen, tonigen und kieseligen Quarzpsammiten bis Grauwacken, Mergel- und Tonschiefern. Es sind schichtige, quasischichtige,linsen- oder lagergangförmige Erzkörper. Regional sind tuffitische Zwischenschichten als Anzeichen eines submarinen Vulkanismusnachgewiesen.Die Erzkörper sind besonders quarzreich, bis zu mehreren Metern mächtig und unterscheiden sich in ihrer stratigraphischen Lage

sowie z.T. unterschiedlichen Mineralparagenesen. Die Gesamtparagenese umfaßt Pyrit, Markasit, Arsenkies, Realgar, Antimonit undSpuren von Kupferkies, Tetraedrit, Zinkblende, Bleiglanz, ged. Arsen, Magnetkies, Bournonit, Stibioenargit, Pb-Sb-Sulfosalze,Scheelit und vor allem das z.T. kräftig angereicherte, aber fast nur submikroskopisch enthaltene Gold. In einer der Lagerstätten sindals Besonderheit Platinmetalle bekannt geworden. Begleiter sind vor allem Quarz, daneben Calcit und Dolomit. Das Erzgefüge zeigtteilweise laminare Wechsellagerung von Erz- und Begleitmineralen mit Nebengesteinsanteilen, sehr häufig aber auch belteroporeKristallisation in einem Fugennetz einer tektonischen Deformationsbrekzie, in Mylonitzonen und lokalen Klüften, aber gebunden anden Schichtverband.Über die Genese sind wir verschiedener Auffassung. Die chinesischen Forscher rechnen mit einer diffusen, synsedimentären

Voranreicherung von Metallen in einer mächtigen Sedimentabfolge, stellen aber die lagerstättenbildende Erzanreicherung vorzüglichin Lagergängen epigenetisch in die Unterkreidezeit. Zusammenhänge mit synorogenen magmatischen Intrusionen werden vermutetin der Form, daß dadurch weiträumige thermische Mobilisationen durch zirkulierende meteorische und Formationswässer in Gangkamen und in der Folge eine Erzplatznahme in tektonisch verursachten, vor allem in schichtparallelen Kluftsystemen und Störungszo-nen stattfand.Die österreich ischen Mitarbeiter hingegen sehen in den Erzlagern auf Grund von stratiformen Erzrelikten eine hydrothermal-sedi-

mentäre Erzanreicherung, welche diagenetische und metamorphe Veränderungen, wie lokale Entmischungen, Mobilisationen undschichtgebundene Stoffumlagerungen erlitten hat. Auf diese Weise werden die syn- bis postdeformativen Erzkristallisate erklärt.Andere neu entdeckte Au-Lagerstätten im Hochgebirgs-Grenzgebiet Sichuan/Gansu sind schichtgebunden in schwach metamor-

phen Fein-Quarziten, Sericit- und Grafitschiefern des Kambriums enthalten. Die Erzparagenese besteht aus Pyrit, Markasit, Antimo-nit; daneben treten Tiemannit, Tennantit, Vaesit, Bravoit sowie in Spuren Zinkblende, Bleiglanz, Magnetkies, Enargit, Gersdorffit,Clausthalit, Aurostibit, Realgar, Auripigment, Zinnober, Schreyerit und das wirtschaftlich ausschlaggebende Gold auf. Bemerkens-wert ist auch hier in einer Lagerstätte der außergewöhnliche Gehalt an Pt-Metallen. Begleiter sind vor allem Quarz und Baryt.Auch in diesem Falle sind die genetischen Auffassungen unterschiedlich. Die chinesische Gruppe deutet auch diese Lagerstätten,

analog denen in der Trias, als zunächst nur diffuse Voranreicherung von Metallen in der durch Si02 -Exhalationen entstandenenQuarzitabfolge. Die Lagerstättenbildung aber wird erst durch die vom unterkretazischen Andesit-Dacit-Magmatismus ausgelöstenthermischen Mobilisationen, mit Transport hydatogener metalihaitiger Lösungen wegsamkeitsbedingt entlang von Störungszonenbis hin in die Erzlagergänge angenommen. Demnach sind die schichtgebundenen Au-Lagerstätten sowohl in den triassischen alsauch in den kambrischen Gesteinen einem zeitlich einheitlichen epigenetischen Vererzungsvorgang zuzuordnen.Von dieser Modellvorstellung distanzieren sich die österreichischen Forscher. Sie sehen in der Erzführung in kambrischen Quarzi-

ten ein Musterbeispiel für extrusiv-hydrothermale, synsedimentäre Metallanreicherung in stratiformen Erzlagern innerhalb der Quar-zite und gemeinsame tektonische Verformungen von Erzkörpern und Nebengestein, mit metamorph ausgelösten Umkristallisationenund lokalen Stoffumsätzen.

Stratabound Gold Depositsin Cambrian and Triassic Rocks

in NW Sichuan (China)

AbstractStratabound gold enrichments play an important part among the numerous deposits which were discovered in NW Sichuan in

altitudes between 3,500 and 4,000 m during the last decade and which are being developed presently.Many of these lie in a Middle-Upper Triassic fine-clastic, anchimetamorphic sequence of calcareous, argillaceous and siliceous

quartz-psammites to graywackes, marly and clayey shales, which are interpreted as turbidites. They are bedded, quasi-bedded, lens-or sill-like ore bodies. Tuffitic interlayers as indications of submarine volcanism have been found regionally.The ore bodies are particularly quartz-rich, they have a thickness of up to several metres and differ from one another in their

stratigraphic positions as well as partly different mineral parageneses. The overall paragenesis comprises pyrite, markasite, arseno-pyrite, realgar, antimonite, and traces of chalcopyrite, tetrahedrite, sphalerite, galena, native arsenic, pyrrhotite, bournonite, stibio-enargite, Pb-Sb-sulfosalts, scheelite, and above all gold, which is sometimes strongly enriched but contained almost exclusively inthe submicroscopic domain. As an unusual feature platineous metals have become known in one of the deposits. Associated mineralsare above all quartz, as well as calcite and dolomite. The ore fabric shows partly laminar alternate bedding of ore and associatedminerals with wall rock portions, very frequently, however, also belteroporic crystallisation in a joint network of a tectonic deforma-tion breccia, in fractured zones and local joints but bound to the bedded system.Regarding the genesis we hold different opinions. The Chinese scientists reckon with a diffuse, synsedimentary pre-enrichment of

metals in a thick sedimentary sequence, but they date the depOSit-forming ore enrichment, mainly in sills, epigenetically in the Lower

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Cretaceous. They suspect connections with synorogeneous magmatic intrusions in a way that these set off extensive thermal mobili-sations through circulating meteoric and formation waters; and as a consequence an ore emplacement took place in tectonicallycaused, above all concordant, joint systems and fault zones.Due to stratiform ore relics, the Austrian team, on the other hand, considers the ore beds to be a hydrothermal-sedimentary ore

enrichment which underwent diagenetic and metamorphic changes, such as local exsolutions and stratabound mobilisations, therebyexplaining the syn- to postdeformative ore crystallisates.Other newly discovered Au-deposits in the high-mountain border areabetween Sichuan and Gansu are contained stratabound in weakly metamorphic fine-quartzites and sericite and graphite shales of theCambrian. The ore paragenesis consists of pyrite, markasite, antimonite; in addition we can find tiemannite, tennantite, vaesite,bravoite, as well as traces of sphalerite, galena, pyrrhotite, enargite, gersdorffite, clausthalite, aurostibite, realgar, orpiment, cinna-bar, schreyerite, and the economically important gold. Here too, the extraordinary content of Pt-metals is remarkable in one deposit.Associated minerals are above all quartz and baryte.Here too, the scientists differ in their opinions regarding the genesis. The Chinese group also interprets these deposits, like those in

the Triassic, as an initially only diffuse pre-enrichment of metals in the quartzite sequence, which was caused by Si02 -exhalations.The deposits are supposed to have been formed only through thermal mobilisations, which were set off by the Lower Cretaceousandesite-dacite-magmatism, with the transport of hydatogenic metalliferous solutions belteroporically along fault zones as far asinto the ore sills. Therefore the startabound Au-deposits both in the Triassic and in the Cambrian rocks are to be assigned to the sameepigenetic mineralisation process.The Austrian scientists do not agree with this model.They consider the ore bodies in Cambrian quartzites a classic example of an

extrusive-hydrothermal, synsedimentary metal enrichment in stratiform ore beds within the quartzites and joint tectonic deforma-tions of ore bodies and wall rock with recrystallisations and local solution mobilisations set off metamorphically.

Gisements auriferes lies aux stratesdans les roches du Cambrien et Trias

en NW Sichuan (Chine)

ResumeDes concentrations auriferes Iiees aux strates jouent und röle tres important parmi les nombreuses manifestations metalliques

situees au NW Sichuan, a des altitudes entre 3500 et 4000 m, qui ont ete decouvertes pendant la derniere decennie et actuellement setrouvent en phase de developpement.Plusieurs gisements so nt heberges dans des series d'age triasique moyen a superieur, clastiques fines, anchimetamorphiques,

constituees de quartz-psammites et grauwackes calcaires, argileuses et siliceuses, shales marneux et argileux interpretes commeturbidites. Les corps mineralises sont stratifies, peneconcordants, ou en forme de lentilles ou sills. Des intercalations de tuffitesindiquent un volcanisme sous-marin d'extension regionale.Les concentrations auriferes so nt particulierement enrichies en quartz, se developpant sur des epaisseurs de plusieurs metres.

Leur position stratigraphique est variable aussi bien que leur paragenese, qui globale ment comprend pyrite, marcasite, mispickel,realgar, stibine et traces de chalcopyrite, cuivre gris, blende, galene, arsenic natif, pyrrhotite, bournonite, stibioenargite, sulfosels dePb-Sb, scheelite et surtout or. L'or est parfois tres enrichi mais exclusivement sous forme submicroscopique. Dans un des gisementson a aussi detecte des PGM. Les gangues sont quartz, calcite et dolomite. La mineralisation montre en partie une texture rhythmique,en alternance avec des lits d'encaissant; tres souvent, par contre, on observe une cristallisation «belteropore» dans un reseau dejoints d'une breche tectonique de deformation, dans des zones de fracturation et dans des fissures locales, toujours en lien etroit avecIe minerai stratiforme.En ce qui concerne la genese les opinions sont differentes. Les chercheurs chinois vont ala faveur d'une preconcentration metalli-

que synsedimentaire dans I'epaisse sequence stratigraphique, avec un enrichissement epigenetique surtout «sill-like» date au Creta-ce inferieur. lis envisagent une connection avec des intrusions magmatiques synorogeniques ayant engendre des mobilisationsthermales extensives par la circulation d'eaux meteoriques et connees. La mise en place de la mineralisation se serait faite dans unsysteme tectonique, surtout concordant, de joints et failles.La presence de reliques de mineralisation stratiforme, par contre, suggere a l'equipe de chercheurs autrichiens une concentration

metallique de type hydrothermal-sedimentaire affectee par des transformations diagenetiques et metamorphiques, materialisees pardes exsudats localises et des mobilisations liees aux strates, ce qui expliquerait la cristallisation syn- a postcinematique de lamineralisation.D'autres decouvertes de gisements d'or, encore lies aux strates, dans la haute region montagneuse bordiere entre Sichuan et Gansu

se situent au sein de quartzites et shales a sericite-graphite du Cambrien. La paragenese comprend pyrite, marcasite et stibineaccompagnees par tiemannite, tennantite, vaesite, bravoite. Observables sont aussi des traces de blende, galene, pyrrhotite, enargi-te, gersdorffite, clausthalite, aurostibite, realgar, orpiment, cinabre, schreyerite, et or en quantites economiques. lci aussi, dans undes gisements on a reconnu des platino'ides extremement frequents. Mineraux de gangue so nt essentiellement quartz et barytine.Les interpretations genetiques se partagent. Le groupe chinois considere ces depöts etant a I'origine des protoconcentrations

metallifiHes diffuses dans les quartzites, produites par des exhalaisons de silice. La concentration economique se serait encore unefois realisee par I'intervention de solutions hydatogenes tectoniquement contrölees et mises en mouvement par I'action thermique dumagmatisme andesitique-dacitique du Cretace inferieur. Par consequent, les gisements du Trias et du Cambrien seraient assignes aumeme processus metallogenique.Les chercheurs autrichiens ne concordent pas avec ce modele. lis considerent les mineralisations dans les quartzites cambriennes

un exemple classique de concentration de type extrusif-hydrothermal, synsedimentaire, affectee avec I'encaissant par les memesphenomimes de recristallisation et mobilisation metamorphique.

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1. Problemstellung

Durch die im vergangenen Jahrzehnt in Südchina durch-geführten chinesischen Forschungsaktivitäten mit geo-chemischer Prospektion auf Gold wurde aus einer großenAnzahl von Anomalien eine Reihe von Goldvorkommengefunden. Einige davon können auf Grund erfolgreicherExploration mit entsprechenden Edelmetallgehalten alsLagerstätten bezeichnet werden.In Fortsetzung der chinesischen Untersuchungen soll-

ten im Rahmen eines chinesisch-österreich ischen Lager-stättenprojektes und eines umfangreichen chinesischenForschungsvorhabens lithostratigraphische, tektonische,

petrographische, mineralogische, gefügekundliche undgeochemische Untersuchungen zu Erkenntnissen überForm, Lage, Größe, Gefüge und Inhalt der Lagerstät-tenkörper im Hochgebirge von NW-Sichuan führen,und Vorstellungen über ihre Genese, vor allem Her-kunft der Edelmetalle, Anreicherungsursachen und überUmkristallisation und Mobilisation des Erzes entwickeltwerden. Schließlich sollten auch anwendungsorientier-te Aussagen für weitere Aufschließungen und den fallwei-sen Probeabbau, bzw. für weitere Prospektion gemachtwerden.

2. Einleitung

Seit Ende der 70er Jahre bis Ende der 80er Jahre wur-den in China, vor allem Südchina, große Anstrengungenzur Suche und Erforschung von Goldvorkommen unter-nommen und hiebei allein in Südchina, zu schon bekann-ten Lokalitäten, an die 1.000 neue Au-Vorkommen ent-deckt.

Angeregt durch diese Prospektionserfolge, erging vomGeologischen Ministerium in Peking an Prof. ZHENGmitseiner Arbeitsgruppe am College of Geology, Departe-ment of Mineral Resources in Chengdu, der Projektauftragzur Erforschung von schichtgebundenen Au-Vorkommenin Südchina. Bereits von 1984 bis 1988 war es der For-schergruppe gelungen, im Rahmen der Studien über dieGold-Metallogenie eine Klassifizierung der Vorkommenund eine Einteilung in verschiedene Goldprovinzen zu er-stellen. Auch konnten weitere prädestinierte Gebiete fürdie Au-Prospektion vorgeschlagen werden. Die wissen-schaftlichen und praktischen Erfolge der Arbeitsgruppewurden vom Geologischen Ministerium ausgezeichnet,insbesondere die Studien über die Lagerstätte Dongbei-zhai erhielten auch von der Provinz Sichuan eine Aus-zeichnung.

Auf dieser Basis wurden von chinesischer Seite interna-tionale wissenschaftliche Kontakte gesucht und aufGrund der erfolgreichen Entdeckungs- und Vorarbeitenvom chinesischen Wissenschaftsfonds befürwortet. DerKontakt gelang mit Österreich.

Durch den einleitenden Staatsbesuch des österreich i-schen Bundespräsidenten Dr. Rudolf KIRCHSCHLÄGERvom10. bis 19. September 1985 in der Volksrepublik China kames in der Folgezeit zur Aufnahme auch wissenschaftlicherBeziehungen zwischen den bei den Staaten, die im Jahre1988 mit einem Abkommen zwischen dem chinesischenWissenschaftsfonds NSFC und dem österreichischenFonds zur Förderung der wissenschaftlichen ForschungFWF gefestigt wurden. Mit 1.1.1990 wurde das Projekt"Goldforschung in Sichuan, Volksrepublik China" nach

einem internationalen Begutachtungsverfahren für zweiJahre genehmigt.Die internationale Zusammenarbeit bestand im Rah-

men beidseitiger Arbeitsaufenthalte mit Erfahrungsaus-tausch im Gelände und Labor. Somit wurden die Gelände-arbeiten in China ergänzt durch die Laboruntersuchungenim Institut für Mineralrohstoffvorräte im College für Geolo-gie Chengdu und im Institut für Mineralogie und Petrogra-phie der Universität Innsbruck. So verbrachte AssistentDr. lIu drei mehrmonatige Forschungsaufenthalte inInnsbruck, Prof. SCHULZund Doz. VAVTARnahmen im Som-mer 1991 an den Geländearbeiten in Sichuan teil und Prof.ZHENGbesuchte zur Vorbereitung des chinesisch-öster-reich ischen Projektabschlusses, besonders im Hinblickauf diese Publikation, im Herbst 1991 die UniversitätInnsbruck.Für die kritische genetische Bewertung der chinesi-

schen Lagerstätten erwies sich die gemeinsame Befah-rung einer Reihe von schichtgebundenen nicht-metamor-phen und metamorphen Erzlagerstätten in den Ostalpen(Zinkblende-Bleiglanz in Bleiberg-Kreuth, Siderit Steiri-scher Erzberg, Magnesit Breitenau, Scheelit Felbertal,Gold Zell a. Ziller) und der transversalen Au-LagerstätteGastein-Rauris als besonders anregend, weil für dieseösterreichischen Lagerstätten weitgehende Klarheit überdie Genese gegeben ist.Die hier dargelegten, im wesentlichen auf die chinesi-

schen Entdeckungen und bergmännischen Aufschließun-gen aufgebauten, gemeinsam erarbeiteten praxisorien-tierten wissenschaftlichen Grundlagen, werden noch imRahmen eines zeitlich länger ausgedehnten Projektes desNSFC-China durch die Forschergruppe Prof. ZHENGweiterausgebaut. Eine durch Mag. Gu Xuexiang (Chengdu) ander Universität Innsbruck begonnene Dissertation steht infachlichem, aber nicht in unmittelbarem Zusammenhangmit der Projektforschung. Sie zielt besonders auf sedi-mentpetrologische Gesichtspunkte dieser Lagerstätten-bildungen.

3. Produktion mineralischer Rohstoffe in der V.R. China

China verdient als Produzent von Mineralrohstoffennach der Weltstatistik wegen seiner jahrzehntelangen füh-renden Rolle besondere Beachtung (DORSTEWITZet aI.,1976, WEBER& PLESCHIUTSCHNIG,1992). Die absolute Spit-zenposition hält China bei der Gewinnung von Mineralroh-

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stoffen mit Wolfram, Antimon, Magnesit, Baryt, Fluorit,Grafit, steht aber auch mit der Förderung von Quecksil-ber-, Zinn-, Seltene Erden-, Gips- und Anhydrit-, Salz-und Talk-Mineralen an vorderer Stelle. Wichtigste Berg-bauprovinzen sind in N-China Liaoning, Hebei, Heilong-


jiang, Jilin, Shanxi, im Osten des Landes Zhejiang, Anhui,Shandong, in Zentralchina Henan und im Süden Hunan,Yunnan, Guizhou, Guangdong, Sichuan, Hubei. Auch derSteinkohlenbergbau ist seit langem eine Domäne Chinas.Die Spitzenposition in der Steinkohlenförderung ist durchdie Lagerstätten hauptsächlich im zentralen China(Shanxi, Ningxia, Henan), in S-China (Guizhou, Sichuan)und im Norden (Hebei, Liaoning, Jilin) gewährleistet. Neu-erdings ist das "Land der Mitte" auch als Erdöl-Förder-land, obwohl schon vor 2000 Jahren entdeckt, seit 1991stark in Erscheinung getreten.

In der Statistik goldgewinnender Länder lag die V.R.China im Jahr 1990 mit 101.500 kg Au-Förderung = 4,95 %Anteil an der Weltproduktion hinter Rep. Südafrika, ehe-malige UdSSR, USA, Australien und Kanada an 6. Stelle.Die wichtigsten Goldproduktionsprovinzen (nach WYLLIE,

1992) sind Shandong, Henan, Heilongjiang, Hebei, Shan-xi, Gansu, Sichuan, Xinjiang, Guizhou, Jilin, Liaoning, Bei-jing und Shaanxi. In Südchina sind derzeit rund 2.000Goldvorkommen und Lagerstätten dokumentiert. Darun-ter sind schichtgebundene Paragenesengruppen sehrstark vertreten.

In einer der räumlich größten Provinzen Chinas, Si-chuan, die vom Tiefland bis in die 7.500 m-Hochgebirgs-region reicht, gibt es Gewinnungsstätten vor allem vonFe-Ti-V, Cu, P; Steinsalz; Erdgas. Die Steinsalzgewinnungist bereits seit historischen Zeiten im Gang. Auch das Sei-fengold in NW-Sichuan wird schon seit einigen hundertJahren genützt. In allerletzter Zeit wurden in diesem Groß-raum der Provinz eine Reihe von schichtgebundenen Au-Lagerstätten neu entdeckt. Sie sind zum Großteil Gegen-stand unserer Studie.

4. Geographische Lage der Arbeitsgebiete

Die im Rahmen dieser Projektstudie erwähnten Regio-nen mit Goldlagerstätten in triadischen Sedimentgestei-nen liegen ca. 240-320 km Luftlinie NNW der Provinz-hauptstadt Chengdu, jene in kambrischen Gesteinen rund420 km entfernt bzw. reichen vom Ortsbereich Songpanbis 200 km Luftlinie über das Gebiet der Provinz Sichuanhinaus in die Provinz Gansu.

Der Großraum ist in geographischen Übersichtskartengekennzeichnet durch das Einschwenken der Gebirgszü-

MAP OF CHINA

ge und Täler aus der N-S- in die NW-Richtung. Das zwi-schen 102° und 104°20' östlicher Länge und 32°10' bis34°30' nördlicher Breite gelegene Gebiet liegt am NE-Rand des Tibet-Qinghai-Plateaus. Topographisch umfaßtes eine Hochebene, umrahmt von Hochgebirgszügen, wieetwa das E-W verlaufende Dieshan-Gebirge im Nordenund das NNW-SSE streichende Min Shan-Gebirge imOsten. Dieses Hochland wird überwiegend von Tibeta-nern bewohnt.

Abb.1.Übersichtsskizze von China, mit den wichtigsten Städten, Flüssen, der Provinz Sichuan und den zwei Arbeitsgebieten.Vereinfacht nach der "Map of China",

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5. Regionalgeologischer Rahmen

Abb.2.Im weiteren Rahmen des Ding-hai-Xizang-Hochplateaus tretenGebirgszüge landschaftlich inErscheinung, wie hier ein triassi-sches Kalk-Dolomit-Massiv, weI-ches sich über dem Karbon-Perm-Sockel mit über 5.000 mhohen Gebirgsketten erhebt.

Die untersuchten Lager-stätten liegen zwischenrund 3.000 und 4.200 mü.d.M .. Sie sind über Ge-ländewege, Saumwegeund Fußsteige erreichbar.Infrastruktur fehlt derzeitdurchwegs. Allgemein ste-hen die geowissenschaftli-chen Forschungen hier erstam Anfang.

5.1. Großtektonische Entwicklungin Südwestchina

Das große China wird von den chinesischen Geowissen-schaftern seit langem durch die W-E bis WNW-ESE ver-laufende Kunlun-Qingling-Faltungszone einer ehemaligenGeosynklinale als Grenzlinie in Nord- und Südchina un-terteilt, und eine sich etwa NNE-SSW erstreckende Groß-störungszone (nördlich von Holanshan über Longmen-shan bis Henduanshan im Süden) als Grenzlinie zwischenOst- und Westchina angesehen.

In Ostchina treten alte Plattformen auf, die durch zonarangeordnete paläozoische und mesozoische Geosynkli-nalen von innen nach außen umgeben sind. Westchina isthauptsächlich von Faltungssystemen früherer Geosynkli-nalen verschiedenen Alters geprägt, zwischen denen esmehrfach alte Massive als alte Mikrokontinente festzu-stellen gibt.

Südwestchina liegt etwa an der Suturzone zwischen derIndischen Platte (Teil des ehemaligen Gondwana-Konti-nents) und dem euroasiatischen Kontinent. Die Konver-genz und Kollision der beiden Kontinente zumindest seitdem Mesozoikum hatte eine Anschoppung, Verdickungund Erhöhung der Kruste in diesen Regionen zur Folge.Dadurch ist das Hochland von Pamir-das "Dach der Welt"- und das Qinghai-Xizang-Plateau zustande gekommen.Unser Arbeitsgebiet liegt am NE-Rand des Qinghai-Xi-zang-Plateaus (Xizang = Tibet) und demnach nahe demKreuzungsbereich der Nord-Süd- bzw. Ost-West-Auftei-lung, aber doch im SW-Sektor Chinas (Abb. 3).

Seit dem Jungpaläozoikum lagen der Eurasia-Kontinentim Norden und Gondwana im Süden jenseits der Paläote-thys, die sich zum Großteil im heutigen Südwestchina be-fand. Durch mehrmalige Ausdehnungen und Konvergen-zen entstand eine Reihe sehr komplizierter Tethyszonen,die zur Zeit viel diskutiert werden. Am Nordrand der Paläo-tethys gab es ein geosynklinales Sedimentbecken in der

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Triaszeit, das in China als Bayanxar-indosinische Geosyn-klinale oder als Songpan-Ganzi-Becken bezeichnet wird.Unser Arbeitsgebiet liegt im NE-Teil dieser Geosynklinale.Die Geosynklinale, etwa in der Form eines auf der Spitzestehenden Dreieckes, grenzt im Norden an die genannteWNW-ESE orientierte Kunlun-Qingling-Faltungszone mitder sich etwa WNW-ESE erstreckenden Maxin-LüeYang-Großstörungszone als Begrenzung. Die Ostgrenzezur Yangtze-Plattform bildet die NNE-verlaufende schongenannte Longmenshan-Großstörungszone und im Süd-westen bildet die NW-streichende Yushu-Jingshajiang-Großstörungszone die Grenze zu anderen Strukturzonender Tethys (Abb. 4). Sie war zur Perm- Trias-Zeit eine derHauptsuturen, welche die Gondwana-Platte im Süden vonder Laurasia-Platte im Norden getrennt hat. Die Gondwa-na-Platte wurde entlang dieser Zone nach Nordosten sub-duziert (HUANG Jiqing & CHEN Bingwei, 1987; HAO Zhiwen& Yu Rulong 1983; SENGÖRet aI., 1988). Das geosynklinaleSongpan-Ganzi-Sedimentbecken wurde auf der Basis derdünnen Sial-Kruste des kontinentalen Laurasia-Südran-des entwickelt. In der Permzeit wurden hauptsächlich kar-bonatische Flachwassersedimente mit etwas feinkörni-gen Klastiten in dem Becken abgelagert. Im Jungperm hatsich ein wichtiges Taphrogenese-Ereignis am Westranddes Yangtze-Kratons ereignet, wodurch das Songpan-Ganzi-Becken zu einem sehr wichtigen Teil der triassi-schen Nord-Paläotethys wurde. In der Trias entstandensehr mächtige Flyschablagerungen, mit Mächtigkeitenüber 10.000 m. Im NE-Teil dieses Beckens wurden vorwie-gend Psammite und Tone abwechselnd in die Miogeosyn-klinale sedimentiert, häufig auch mit tuffogenen Ein-schaltungen. Aber im SW- Teil des Beckens, nahe derYushu-Jingshajiang-Geosutur, sind die Gesteine als eu-geosynklinale Abfolgen gekennzeichnet. Außer mächtigenterrigenen Klastiten gibt es dort noch viele basische bisintermediäre Vulkanite, vulkanogene Sedimente sowieRad iolarien- Kieselgestei neo


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Abb.3.Großtektonische Übersicht Chinas (vereinfacht nach ZHANG et aI., 1984) mit Subduktionszonen, Großstörungszonen (ML = Maxin-Lüeyang,LM = Longmenshan, YJ = Yushu-Jingshajiang), präkambrischen Kratonen und Mikrokontinenten (alte Massive, schräg gestreift strichliert).

Zum Ende der Trias- bis Anfang der Jurazeit ist in Chinaeine wichtige tektonische Phase nachgewiesen. Sie wirdIndosinian bezeichnet und entspricht, mit rund 195 Mio. J.datiert, ungefähr der altkimmerischen Phase in Europa.Das Ereignis führte zur starken Faltung aller Gesteine imSongpan-Ganzi Becken, mit Anlage vieler Bruchstruktu-ren und schwacher Metamorphose. Seitdem ist diesesGebiet über den Meeresspiegel herausgehoben und nurlokal in Vorlandbecken und Zwischengebirgssenkendurch terrestrische Molassesedimente bedeckt worden.Lokal sind auch terrestrische, saure bis intermediäre vul-kanogene Sedimente sowie granitoide Magmenintrusio-nen zu beobachten. Jüngere tektonische Ereignisse imJura, in der Kreide, im Tertiär und ebenfalls im Quartär wa-ren von großer Wirkung auf dieses Gebiet, so daß heuteein sehr komliziertes tektonisches Gefüge zu klären ist.

5.2. Das Aba-Massivsowie seine peripheren Strukturzonen

Seit Jahrzehnten wird diskutiert, ob im Mittel- bis Ost-Teil des Songpan-Ganzi-Faltengebirges ein altes, kompe-tentes Massiv unterhalb der jungen geosynklinalen Sedi-mentgesteine vorhanden wäre (Guo Yonglin, 1963; WANGHongzhen, 1985; WANG Hongzhen et aI., 1990; ZHANG etaI., 1984; SENGÖRet aI., 1988; RAO Rongbiao, 1991). We-gen der mächtigen Bedeckung phanerozoischer Sedi-mentgesteine wurden von verschiedenen Autoren unter-

schiedliche Namen dafür gegeben, wie Ruergai-Massiv,Ruergai-Paläokontinent, Song pan-Massiv, Songpan-Pa-läokontinent, Aba-Massiv, Mikrokontinent usw., und auchunterschiedliche Grenzen gesehen. Vor allem die südlicheGrenze dieses Massivs ist unbekannt.

Nach dem neuesten Stand der geologischen Forschungin Kombination mit Beobachtungen der ArbeitsgruppeZHENGsind wir der Meinung, daß dieses Massiv doch vor-handen ist und eine wichtige Rolle in der phanerozoischengeologischen Entwicklung und Erzbildung dieser Regiongespielt hat, wie es im folgenden Text diskutiert wird.

- Verglichen mit seinen peripheren Zonen weist das Inne-re des Massivs die Eigenschaften einer stabilen Einheitauf, z.B. flachländische Topographie, weniger Bruch-strukturen, schwache magmatische Aktivität, schwa-che Deformation und Faltung, schwache Metamorpho-se, geringe sedimentäre Mächtigkeit mit mehrerenKalkeinschaltungen eines Flachwassermilieus, usw .. Esmuß hiezu allerdings berücksichtigt werden, daß essich um ein aufschlußärmeres Hochlandgebiet han-delt.

- In den peripheren Nachbargebieten treten hohe Gebirgeauf und sind große regionale tektonische Linien nach-weisbar, welche entweder das Massiv rings umgrenzen,oder an den Massivrändern abgeschnitten sind.Präkambrische Gesteine treten nur an den Massivrän-dern oder in den peripheren Zonen zu Tage. Paläozo-ische Sedimentgesteine sind in den peripheren Zonenvollständig, und zwar mit großen Mächtigkeiten ent-

13


5.3. RegiohalgeologischeRahmenbedingungen

der Au-höffigen Gebiete

durch starke Deformationen wie Faltungen und Bruchsy-steme, magmatische Ereignisse und Metamorphose ge-kennzeichnet. Es sei vorweggenommen die Beobachtung,wonach in diesen Regionen Westchinas zahlreiche Erzla-gerstätten, darunter auch Au-Lagerstätten, bekannt sind.

Alle bisher im großräumigen Arbeitsgebiet entdecktenAu-Lagerstätten liegen an der Nord- bzw. Ostübergangs-zone zwischen dem Aba-Massiv und seinen peripherenRegionen. Es handelt sich jeweils um tektonisch modifi-zierte Grenzzonen zwischen paläozoischen und triadi-schen Einheiten. Im stabilen Massivinneren sind noch kei-ne Au-Lagerstätten gefunden worden. Auf Grund der un-terschiedlichen regionalgeologischen Bildungsbedingun-

36

100km

1041 2Abb.4.Tektonische Skizze des Aba-Massivs und seiner Nach-barregionen (schematisiert nach der Geologischen Kar-te des Qinghai-Xizang-Plateaus 1 : 1,500.000; 1980)mit Störungsflächen (starke Linien) und Schichtenver-lauf (schwache Linien).Das sogenannte "Aba-Massiv" ist punktiert hervorge-hoben.

wickelt. Dagegen sind sie im Massivinne-ren meistens nicht, oder angeblich (unge-nügende Aufschlüsse) nur mit sehr gerin-gen Mächtigkeiten vorhanden. Das allesweist auf eine Anhebung eines alten Mas-sivs hin.

- Da in den jung proterozoischen bis karbo-nischen Konglomeraten der unmittelbarumgebenden Zonen alte Granitkompo-nenten mit unter- bis mitteIproterozoi-schen U-Pb-Altern enthalten sind, diewahrscheinlich von dem Massiv her trans-portiert wurden, ist anzunehmen, daß dasMassivein früh- bis mittelproterozoischesoder noch älteres Granit-Basement be-sitzt. Die neuesten elektromagnetischenUntersuchungsergebnisse in diesem Ge-biet stützen diese Annahme (YANGSen-nan et aI., 1991).Das Massiv zeigt in der Tiefe eine flache,ausgedehnte positive magnetischeAnomalie. Dagegen zeigen die peripherenZonen negative magnetische Anomalien.Nach den neuesten geophysikalischenDaten besteht das Massiv aus einer ty-pisch dreischalig aufgebauten Kontinen-talkruste mit mehreren km-ZehnernMächtigkeit; von oben nach unten: einesedimentäre Decke (12-13 km); eineSial-Schale (16-20 km mächtig); eine Si-ma-Schale (18-23 km) (LI Xiaozhuang etaI., 1989; HUANGJiqing, 1991). Dies wider-legt Meinungen, wonach die geosynklina-len Sedimentgesteine unmittelbar aufeiner ozeanischen Kruste abgelagert wor-den seien.Es wurde festgestellt, daß die im Inneren des Massivs

lokal aufgeschlossenen paläozoischen Sedimentgesteinedieselbe Fauna und Flora wie in der Yangtze-Plattform ent-halten (HUANGJiqing & CHENBingwei, 1987; WANGHong-zhen et aI., 1990; YIN Hongfu & YANGFengqin, 1991).

Diese Feststellung führt zur Annahme, daß das Aba-Massiv durch Taphrogenese von der Yangtze-Plattform,von wo seine Herkunft zu erklären ist, abgetrennt wurde.

Zusammengefaßt hat das Aba-Massiv etwa dieForm eines auf der Spitze stehenden Dreieckes und ist vonzahlreichen Bruchzonen umgrenzt. Es liegt verwaltungs-mäßig überwiegend innerhalb des autonomenAba- Tibetan-Bezirkes, wobei sich die Stadt Aba etwa inder Mitte dieses Massivs befindet. Deshalb wird es in dervorliegenden Arbeit Aba-Massiv genannt. Dieses undmehrere andere Massive, z B. Tarimo-Massiv, Chaida-mo-Massiv, Kuangtang-Massiv, Zhongzha-Massiv sowieLhasa-Massiv u.a., setzen das eigenartige großtektoni-sche Gefüge Westchinas zusammen; nämlich abwech-selnd alte Massive und jüngere Faltungssysteme ehemali-ger Geosynklinalen. Die Außenzonen der Massive sind

14


gen für die erzführenden Sedimente und Erzmineralpara-genesen sowie des unterschiedlichen Alters der goldfüh-renden Gesteine läßt sich das Arbeitsgebiet in zwei von-

einander völlig getrennte Regionen unterteilen, nämlich inein Ostgebiet mit erzführenden Triasgesteinen und einNordgebiet mit erzführendem Kambrium (Abb. 1,3).

6. Goldlagerstätten in mittel-ober-triassischen Gesteinendes Ostgebietes

In mittel- (m) bis ober- (0) triassischen Schichten wurdein den vergangenen Jahren eine große Anzahl vonschichtgebundenen, "micro-disseminated" Au-Lager-stätten entdeckt. Daher sind diese Gesteinsabfolgen vonbesonderer Bedeutung für die Gold-Erzbildung und ste-hen zunächst im Mittelpunkt des Interesses.

6.1. Geologischer Überblick

An der Ostgrenzzone des Aba-Massivs liegt das "Ost-gebiet" in der Ecke zwischen dem Maxin-Lüeyang- unddem Longmenshan-Faltungs- und Störungssystem(Abb. 3, 4). Das Longmenshan-System gehört zu denwichtigsten tektonischen Grenzlinien in China. Dement-sprechend wurde es von verschiedenen Forschern unter-sucht, und dementsprechend vielfältig sind die Bezeich-nungen, wie Transform-Störung der Plattentektonik (YuRulong et aI., 1985; XIAOXuchang et aI., 1984; GAOYanlin,1990), "thrusts and Cimmeridge sutures" (SENGÖRet aI.,1988), Überschiebungszone (ZHAOYounian et aI., 1985),Faltungszone am Plattform rand (RENJishun et aI., 1985;YANG Senn an & YIAN Weiran, 1985), Orogen-Zone (LuoZhili, 1991), usw .. Nach Liu Hefu et al. (1990) stelltdas Longmenshan-Großstörungssystem eine Überschie-bungsbahn von ca. 100-160 km Transportweite dar undbestand ursprünglich aus einer Schar sehr alter Frakturen,denen entlang im Oberperm eine Taphrogenese am West-rand des Yangtze-Kratons und in der Obertrias eine Plat-tensubduktion stattgefunden haben soll. Geophysikali-sche Daten aus der Tiefe sprechen dafür, daß der Krusten-aufbau und die Krustendicke beidseits der Longmen-shan-Zone deutlich verschieden sind (Luo Zhili, 1991;YANGSennan et aI., 1991; CUI Zuozhuo 1991) und daß in-nerhalb der Störungszone die stoffliche Zusammenset-zung mit ungewöhnlich vielen Pyrolitanteilen (wahrschein-lich aus dem Mantel) deutlich von den beiderseitigen Ge-steinsbeständen zu unterscheiden ist (Li Li & JINGuoyuan,1991). Das dürfte auf eine ehemalige Krustendehnung unddadurch verursachtes Empordringen von Manteldiapirenentlang des Longmenshan-Lineamentes hinweisen. Anden oberflächlich nach Nordwesten geneigten Überschie-bungsflächen sind die relativ jungen triassischen, pla-stisch verformbaren geosynklinalen Sedimentgesteinenach Osten überschoben. Aber in der Tiefe zeigen dieseÜberschiebungsflächen ein gegenteiliges SE-Einfallen,was möglicherweise darauf hinweist, daß in der Tiefe alte,starre Gesteinsblöcke der Yangtze-Plattform in die jun-gen, relativ weichen Zonen des Songpan-Ganzi-Geosyn-klinal-Faltungssystems hineingeschoben wurden (CUIZuozhuo, 1991). Das wird als Auswirkung der kontinuierli-chen N-Drift der Indischen Platte seit dem Mesozoikumangesehen. Damit im Zusammenhang dürften auch diegroßräumigen Schichtenverschwenkungen im MitteIbe-reich der Longmenshan-Zone stehen, wo die mächtigen

Schichtkomplexe der triassischen Geosynklinale samtden paläozoischen Serien des Untergrundes aus derNNE-SSW-Streichrichtung kontinuierlich auf E-W- undnoch weiter auf WNW-ESE-Streichen rotiert erscheinen(Abb. 4). Der paläozoische Untergrund taucht nach Ein-schwenkung auf das großräumig dominierende NW-SE-Streichen mit Achsenabstieg nach NW unter, wodurch dietriadischen Gesteine weiträumig die Oberfläche einneh-men.

Alle im Ostgebiet auftretenden Sedimentabfolgen sindin Tab. 1 zur Übersicht gebracht. Vormesozoische Gestei-ne sind nur am Ost- und Südrand des Ostgebietes zu se-hen. Es handelt sich um gut entwickelte paläozoische Ab-folgen inklusiv von lokalen präsinischen Metavulkaniten.Die mehrere tausend Meter mächtige kambrische bis per-mische Abfolge, vorwiegend Psammite und Tongesteine,erweist sich vermutlich als eine Folgeerscheinung nacheiner kaledonischen Taphrogenese am Westrand desYangtze-Kratons. Die sehr weit verbreiteten basischenVulkanite aus dem Oberperm mit bis zu 2.000 m Mächtig-keit und einer Mächtigkeitsabnahme von Osten nachWesten, lassen sich dem sog. nicht-orogenen, bimodalenRiftmagmatismus zuordnen. Dieser Magmatismus dürftedurch eine Riftbildung im jüngeren Perm ausgelöst wor-den sein, wodurch das triassische Songpan-Ganzi-Sedi-mentbecken angelegt wurde (Luo Yaonan, 1985; 1985; YuRulong et aI., 1985; WANGHongzhen, 1985; Liu Hefu et aI.,1990; YIN Hongfu & YANGFengqin, 1991). Das Aba-Massivwurde durch diese bei den Taphrogenesen vom Yangtze-Kraton endgültig abgetrennt.

Das Ostgebiet ist hauptsächlich von den bis zu10.000 m Mächtigkeit angehäuften, überwiegend mitteI-bis obertriassischen, miogeosynklinalen grob- bis feinkla-stischen Sedimenten bedeckt (Abb. 5). Diese Abfolge mitgradiert grob- bis feingeschichteten Lagen wird nach denUntersuchungen am Chengdu College of Geology für einelang anhaltende Turbidit-Sedimentation gehalten. Sie um-faßt abwechselnd Psammite vom Typ Grauwacke bis Ar-kose sowie Siltstein bis Tonschiefer. In diesen Sedimentensind zwar überwiegend terrigene Komponenten enthalten,aber immerhin in manchen Regionen auch tuffogene Ein-schaltungen. Der vulkanische Stoffanteil nimmt südwärtszu. Das läßt sich mit dem zeitgleichen Vulkanismus süd-westlich des Aba-Massivs in Zusammenhang bringen.Häufig sind Gleitungs-, Faltungs- und Zerbrechungs-Strukturen in den Ablagerungen zu beobachten, mögli-cherweise ausgelöst durch submarine tektonische Aktivi-täten. Viele durch Entwässerung entstandene Strukturenin der turbiditischen Sand- Ton-Abfolge lassen vermuten,daß durch rasche Akkumulation von wasserreichen Sedi-menten und nachfolgende Kompaktion eine große Mengevon Formationswässern am Ozean boden ausgeströmtsein dürfte.

Im diskutierten Ostgebiet sind drei Scharen von Stö-rungsflächen auffallend, die eine weitere Aufteilung inmehrere tektonische Blöcke erlauben, in deren Nahbe-

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Tabelle 1.Ges!einsabtDlgen des Os!gebie!es (zusammengetaß! nach Xu Xian e! aI., 1982; RADRDngbiaD e! aI., 1987; LI XiaDzhuang e! aI., 1989).

Quartär: Böden, Torf, Sand, Geröll, Sinter, lokal auch Goldseifen .•••••••••••••••••••••••••••••••••• Diskordanz••••••••••••••••••••••••••••••••••

Tertiär: Konglomerat, Sandstein, Siltsstein, Tonstein, z.T. Braunkohle .•••••••••••••••••••••••••••••••••• Diskordanz••••••••••••••••••• ***************

.l.u.ti1i. ca. 900 m mächtig, subaerische intermediär-saure Vulkanite; auch Kohlen.**********************************Diskordanz**********.***********************

Trias: alles sehr schwach metamorphMittel- bis Obertrias:

Yajiang-Gruppe: T2_3y,200 - 3700 m, massige feinkörnige Grauwacke mit Tonschiefern undSiltsteinen, häufig tuffhaltig.Loukongsongduo-Gruppe: T2-31' 860 - 4750 m, grau-grauschwarze feinkörnige Grauwacke, to-niger Siltstein und Sericitschiefer, lokal tuffhaltig.Xinduqiao-Gruppe: T2-3x, 350 - 4500 m, grauschwarze C-haltige Sericitschiefer mit kalkigenund tuffhaltigen Areniten, lokal Hornsteine, häufig Pyrit-haltig und mit Sideritknollen.Zhuwo-Gruppe: T2-3zh' 360 - 1700 m, abwechselnd schwarzgraue feinkörnige tuffhaltigeGrauwacke sowie siltiger C-Schiefer, lokal Steinsalz-Lagen im Liegendteil.Zagunao-Gruppe: T2-3z ' 190 - 690 m, massige Grauwacke, feinkörnige kalkige Arenite, häufigtuffhaltig und mit Tonschieferneinschaltungen.Zagashan-Gruppe: T2-3zg' 360 - 1310 m, kalkige Arenite, Tonschiefer, Kalkstein, Mergel, lokalbasische Vulkanite und Fe-Mn-Erzlager.

Untertrias:Bocigou-Gruppe: Tlb' 0 - 240 m, abwechselnd Kalkstein, Siltstein, Schiefer, tuffhaltig.

-------------------------------------Schichtlücke-----------------------------------------~ alles sehr schwach metamorphOberperm: 50 - 400 m, submariner massiger Basalt mit Tuffit, tuffogene Brekzien, lokal Kalkstein.

-------------------------------------Schichtlücke---~-------------------------------------Unterperm: 50 - 640m, schwarzgrauer brekziöser Kalkstein, kalkiger Dolomit und phyllitischer Schie-

fer.-------------------------------------Schichtlücke-----------------------------------------

Karbon: 100 - 450 m, Kalkstein, dolomitischer Kalkstein, bioklastischer Kalkstein, Mergel mit Phyllit.Sehr schwach metamorph.

Devon: 1000 - 2400 m,C-Schiefer, Meta-Arenit und Phyllit mit Kalkstein sowie Quarzit. Sehr schwachmetamorph.

Silw:.:. ca. 2840 m, Chlorit- und Sericitphyllit, oft C-haltig, mit Kalkstein und Arenit. Schwach meta-morph.

-------------------------------------Schichtlücke-----------------------------------------Ordovizium: 1230 - 1320 m, C-haltiger oder kalkiger Phyllit und kieseliger Kalkstein mit Mergel.

Schwach metamorph.-------------------------------------Schichtlücke- ----------------------------------------

Kambrium: 380 m, Kieselgestein z. T. mit Phosphorit, C-Phyllit und Arenit mit Kalkstein. Schwachmetamorph.-------------------------------------Schichtlücke-----------------------------------------

Sinian: bis 2520 m, massiger Dolomit, Tonschiefer, Phyllit, Meta-Arenit mit Fe-Oxiden. Schwach meta-morph .••*.*.****************************Diskordanz***** •••••••••••••••• *••*********.

Prä-Sinian: 1940 - 3690 m, intermediär-saure Meta-Vulkanite (Quarz-Keratophyre und Tuffit) und basi-sche Meta-Vulkanite (Spilit, Keratophyr sowie ihre Pyroklastite). Mesozonal metamorph.

reich nach chinesischer Darstellung jeweils Au-Vorkom-men zu finden sind (Abb. 5): Die NW-SE-streichendeHeye-Störungszone im Norden, als ein Teil des großräu-mig geprägten NW-SE-streichenden Maxin-Lüeyang-Faltungs- und Störungssystems, in deren Nähe (ca.30 km) die Au-Lagerstätte Manaoke liegt, die W-E-verlau-fende Xueshan-Störungszone im Osten, in deren Nahbe-reich die Au-Lagerstätte Qiaoqiaoshang aufgeschlossenwird und die NNE-SSW-streichende Minjiang-Störungs-

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zone im Westen, welche die flächigen Erzkörper der Au-Lagerstätte Dongbeizhai abschneidet.Jede Störungszone besteht aus etwa parallel verlaufen-

den Scherkluftscharen, die in das jeweilige Faltungssy-stem als "Längsklüfte" (hOl) symmetrologisch zuordenbarsind. Diese drei Systeme treffen in einem etwa 100 x 60 kmumfassenden Gebiet zusammen.Alle triassischen und prätriassischen Gesteine (Abb. 6,

Tab. 1) sind sehr schwach, schwach, bzw. mittelmäßig


Die oft gebrauchte Ausdrucks-weise "m-o-Trias" u.ä. beruht aufder Unsicherheit der genauerenstratigraphischen Zuordnung. Eskann sich also nur um eine lithostra-tigraphische Einteilung mit dement-sprechenden Beobachtungsfehlernhandeln. Wie aus dem schemati-sierten Säulen profil (Abb. 6) ersicht-lich ist, sind folgende drei Gruppenwegen der entdeckten Goldführungzu beachten. Die Zuordnung dergoldhältigen Horizonte ist nicht pa-läontologisch belegt. Sie wird zurZeit nur auf Grund gesteinsmäßiger

6.2. lithostratigraphieder Mittel- und Obertrias

metamorph. Der am häufigsten vor-kommende Mineralbestand triassi-scher Tonsteine umfaßt lllit, Sericit,Chlorit, Kaolinit, Calcit und Quarz.In der phanerozoischen Zeit sind fol-gende magmatischen Ereignissebekannt: Im Oberperm submarinebasisch-vulkanische Aktivität; m-o-triassische submarine, interme-diäre bis saure vulkanische Aktivitätin Form von tuffogenen Sediment-gesteinen; jurassische, kretazischebis tertiäre granitische bis grano-dioritische, hauptsächlich kleine ln-trusiva und damit im Zusammen-hang stehende terrestrische inter-mediäre bis saure vulkanische Ge-steine.Im Ostgebiet sind in den vergan-

genen 10 Jahren über 20 Au-Lager-stätten bzw. -Vorkommen entdecktworden. Sie befinden sich alle inm-o-triassischen turbiditischenSand-Mergel- Ton-Abfolgen. DieErzkörper zeigen im Überblick mei-stens Lagerposition und erweisensich im Detail als stratiform, lager-gangartig oder an ein Rupturennetzschichtgebunden in triassischenNebengesteinen. Die unmittelbarerzführenden triassischen Sedi-mentgesteine sind sehr häufig grau-schwarze grafitische, sericitischeund quarzitische Schiefer und Phyl-lite.

Abb,5,Geologische Skizze des "Ostgebietes" ,1 (Q) = Quartär, 2 (T2-3) = Mittel- bis Ober-trias,3 (T1) = Untertrias, 4 (P) = Perm,S (C) =Karbon, 6 (D) = Devon, 7 (S) = Silur, 8 = Ver-werfung, 9 = Schichtgrenze, 10 (r) = Intru-sion, I = große Goldlagerstätten, II = kleineGoldlagerstätten, III = Goldvorkommen,

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damit auch die KorngröBe und die Schichtdicke derSandsteinlagen. Dementsprechend nimmt der feinklasti-sche Tonanteil zu. Die Erzkörper der Lagerstätte Qiao-qiaoshang und Manaoke sind nach Erfahrung der chinesi-schen Kollegen dieser Gruppe zuzuordnen.

Xinduqiao-Gruppe (T2-3 x)Im unteren Teil der Abfolge existieren grauschwarze bis

schwarze, meist kohlenstoffhaltige Ton- und Sericitschie-fer und Phyllite. Pyrit-Framboide, Pyritkriställchen und in-kohlter Phytodetritus sind in diesen Schwarzschiefern be-sonders häufige Komponenten. Auf den Schichtflächender Schiefer sind Kriechspuren zu sehen. Als Zwischen-schichten sind Grauwacken und Qz-F-Psammite entwik-

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Dongbeizhai

QliJoqiaoMang. undManaok.

Serienvergleiche vorge-nommen. Die stratigraphi-sche Reihung erfolgt vomÄlteren zum Jüngeren.

Zagunao-Gruppe (T2-3Z)Es handelt sich haupt- ZhWJoshMt

sächlich um graue bistiefgraue, mittel- unddickbankige, klein körnigeQuarzpsammite, vor allemQuarz(Qz)- Feldspat(F)-Psammite, Grauwackenund Arkosen mit Einschal-tungen von schwarzenTonschiefern, Phylliten so-wie Kalklutiten und -areni-ten. Die metamorphe Be-einflussung ist sehr gering,sodaB man auch von Meta-Grauwacken usw. spre-chen kann. Schräg- undKreuzschichtung, Rippel-marken und gradierteSchichtung im groBen undim kleinen sind häufigeGefügemerkmale. Konti-nentaler Pflanzenhäckseltritt mit marinen Fossilien,wie z.B. in den Turbiditenumgelagerten Crinoiden,zusammen auf. Bewe-gungsspuren von bentoni-schen Lebewesen auf denSchichtflächen von Schie-fern sind ab und zu erhal-ten. Rhythmite in denSand- Ton-Schieferabfol-gen dieser Turbidite sindhäufig, ebenso gradierte Schichtung. Nach bisherigerAuffassung sollte die Erzführung von Zheboshan in dieseAbteilung einzureihen sein.

Zhuwo-Gruppe (T2-3 Zh)Der Gesteinsbestand der Turbidite umfaBt graue, mittei-

bis dickbankige, klein körnige Qz-F-Psammite, Grau-wacken, schwarzgraue C-haltige Siltschiefer und Seri-cit- Tonschiefer, oft in feinschichtigem und rhythmischemWechsel. Der Sandsteinanteil nimmt von unten nach obenab. " Bouma-Zyklen" (BOUMA,1962) mit unterschiedlichenEntwicklungsgraden sind häufig zu erkennen. Regionalbetrachtet nimmt der Sandsteinanteil in dieser Gruppevon NW nach SE zur Mitte des Sedimentbeckens ab und

Abb.6.Vereinfachtes lithostratigraphi-sches Säulen profil des Ostgebie-tes mit den Positionen der wichti-gen Goldlagerstätten.1 = Steinkohlenflöz, 2 = Psammitmit Geröllen, 3 = Psammit, 4 =Siltstein, 5 = Schieferton, 6 =Phyllit, 7 = Kalkstein, 8 = psammi-tisch-siltiger Kalkstein, 9 = Mer-gel, 10= Dolomit, 11 = Quarzit, 12= Basalt, 13 = saurer-intermediä-rer Tuffit und Vulkanit, 14 = Dis-kordanz, 15 = Schichtlücke, 16 =Konkordanz.

18


F 15 50 L F 23

Qm

47 13 LtAbb.7.Grauwacken-Klassifikationim Q-F-L- und im Qm-F-Lt-Dreiecksdiagramm(nachGUXuexiang,unveröffentlicht) unddie zugehörigenHerkunftsbe-reiche(nachDICKENSON& SUCZEK,1979).Q=Quarz,F= Feldspat,L = Gesteinsfragmente,Qm=Qua[z-Einzelkörner,Lt =GesteinsfragmenteeinschließlichQuarzit.I = Kontinentalsockel,11 = InterkontinentalerKraton, 12 =,l.Jbergangskontinent,13 =Grundgebirgsheraushebung.II = MagmatischerBogen,111 =gegliederterBogen,112 = Ubergangsbogen,113 = nicht gegliederterBogen.III =wiederneuaktiviertesOrogen,1111 =Gesteinsfragmente,1112 =Zwischenbereich,1113 =Quarz.6, = Datenvon Ruoergai,• = Datenvon Hongyuan,0 = Datenvon Dongbeizhai,0 = DatenvonQiaoqiaoshang,• = DatenvonAba.

Tabelle 2.Statistische Au-Parameter paläozoischer und triassischer Sedimentgesteine im Ostgebiet (nach LIXiaozhuanget aI., 1989).Analytik: hauptsächlichAAS.n = Probenzahl,x = Ourchschnitt,U= Untergrund,s = Standardabweichung,V= Varationskoeffizient.

Stratigraphische Einheit ! n j X{Ppb)j U(ppb)j s !V{%)9.:~~d~~~;:::~9:~:~9:6:g~9.~g~~9.:~G:~:~pp.~Ig:~:$.L:::::::::~:;:~C::::::::::::::::T::g:~:~?L:::?:~Am-o-triass. Xinduqiao-Gruppe !40 8i 106. oi 13.4: 51 6. Oi 487m'~'o~'irja'ss:"'ihuwö~G'r'üppe" , 1'1..64Y' 'ä:.si 'S 4T '1.'5'..41' '2'2'2!D:~9.~:ir.l~~~;::%.~g~D.~9.~G.r~pp:~::::::::::::::::]::::::::~r::::::::::::L:gi::::::::::::L::~I::::::::9::.:?]:::::::::g:9.u-triass. Zagashan-Gruppe j 1T 3. OJ 2. 4j 2.1 j 69Ü"~'PeriTl'''''''' ' , , 1' i'öT" S':'3i s sT ' ~f..'91" "i8:~~~~~~~~~:6:::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::h~::H::::::5~:~:~F:::::::::r~F:~:f~F:~:~:~(fävo.ne ..W.ä ö.aii ~'Grü e r sT" 1''9.:'i 'f2 '2T" ..2.S '9r ..'1'3.j

kelt, lokal kommen linsenför-mige Mergellagen sowie Horn-steine und Siderit-Knollen vor.Diese Sedimentgruppe ist inihrer Verbreitung sehr kon-stant. Der obere Teil dieser Ab-folge ist von grauschwarzemSchiefer mit Einschaltungenvon grauen, mittel- bis dünn-bankigen Sandsteinen gebil-det. Lokal sind auch basischeVulkanite als submarine Ergüs-se und Tuffite zwischenge-schaltet. Diese Xinduqiao-Ab-folge ist wegen der Einschal-tungen lagerförmiger Erzkör-per der Lagerstätte Dongbeiz-hai von besonderem Interesse.

Die Zuordnung der Erzkörper zu diesen, nach lithostra-tigraphischen Kennzeichen erstellten Gruppen ist aller-dings von gewisser Unsicherheit behaftet und deshalbauch nicht einstimmig anerkannt (Abb. 6). Über die Kom-ponentenzusammensetzung der Grauwacken gibt dieDreiecksdarstellung Abb. 7 Auskunft.

6.3. Au-Gehalte und -Verteilungin triassischen

sowie mittel- und jungpaläozoischenSedimentgesteinen

In den vergangenen Jahren wurden insgesamt 1700 Ge-steinsproben triassischer und mittel- bis jungpaläozoi-scher Sedimentgesteine im Arbeitsgebiet Sichuan vonverschiedenen Forschergruppen, hauptsächlich aus der"Chinesischen Geowissenschaftlichen Universität Wu-han" (Provinz Hubei) und einigen geologischen Schurf-

teams der Provinz Sichuan aufgesammelt und auf ihrenAu-Gehalt analysiert. In Tab. 2 sind statistische Parameteraus diesen Untersuchungen angegeben. Daten aus paläo-zoischen Serien werden zum Vergleich mit den Triasgestei-nen herangezogen.

Nach der Tab. 2 weisen die Sedimente der m-o-triassi-schen Xinduqiao-Gruppe und der devonischen Weg-oang-Gruppe (C-reiche Kiesel- und Tongesteine) diehöchsten Au-Gehalte in den Untersuchungsgebieten auf.Karbonatgesteine, z.B. aus dem Karbon sowie triassischeSandsteine sind meistens Au-arm. Das Verhältnis zwi-schen dem CLARKE-Wert für Gold (= 4 ppb, TAYLOR, 1964)und dem Au-Durchschnittsgehalt der analysierten Sedi-mentgesteine wurde als erster Anreicherungskoeffizient(K, ) für Gold im Arbeitsgebiet definiert. Die Au-Anreiche-rungskoeffizienten der verschiedenen stratigraphischenEinheiten betragen der Reihe nach: Xinduqiao-Gruppe (K,= 3,34) > Devon (3,05) > U.-Perm (1,49) > U.-Karbon(1,01) > Zhuwo-Gruppe (0,85) > Zagashan-Gruppe (0,84)> M.-G.-Karbon (0,56) > Zagunao-Gruppe (0,48). Das

19


Verhältnis zwischen dem Au-Durchschnittsgehalt (CLAR-KE-Zifter) und Au-Background im Arbeitsgebiet wurde alszweiter Au-Anreicherungskoeftizient (K2) definiert. Die K2-Werte verschiedener stratigraphischer Einheiten habenfolgende Reihung: Xinduqiao-Gruppe (K2 = 7,93) > M.-a.-Karbon (4,63) > U.-Karbon (2,37) > Zhuwo-Gruppe(2,04) > Devon (1,61) > Zagashan-Gruppe (1,24) > U.-Perm (1,05) > Zagunao-Gruppe (0,6).Diese Statistik mit 1700 Proben nimmt allerdings nur

Bezug auf neun Gesamtkomplexe aus Trias und Paläozoi-kum und es sind noch keine Einzelheiten über eigentlicheAnreicherungszonen berücksichtigt. Demnach handelt essich im großen gesehen keineswegs um eine homogeneAu-Verteilung in diesen Sedimenten, sondern um eine vonder stratigraphischen Zugehörigkeit abhängige Goldver-teilung. Besonders auftallend ist der höhere Au-Gehalt inSedimenten der Xinduqiao-Gruppe, hingegen ein Au-De-fizit in der Zagunao-Gruppe. Abgesehen von der sichtba-ren schichtförmigen, lagerstätten bildenden Au-Anreiche-rung liegen aber noch keine Ergebnisse über homogeneoder inhomogene Verteilung innerhalb der Sedimentgrup-pen vor.Entsprechend dem rezenten Verwitterungskreislauf

wurden im Einzugsbereich der alluvialen Bach- undStromsedimente auch sekundäre Au-Anomalien gefun-den.

6.4. Fazies, Milieu und Entwicklungsraummittel-aber-triassischer SedimentgesteineÜber die Fazies der m-o-triassischen Sedimente im NW

der Provinz Sichuan gibt es verschiedene Meinungen, wieneritische oder lagunäre Flachseefazies u.a. Nach Unter-suchungen der Arbeitsgruppe ZHENGist der hunderte kmumfassende Bereich dieser feinklastischen Sedimentge-steine als typische Turbiditsedimentation zu deuten. Tur-bidite, als genetische Bezeichnung für, aus Suspensionvon Trübströmen mechanisch, mit typischer vertikalerKornsortierung abgelagerte detritische Komponenten,können an submarinen Böschungen ausgelöst werdenund der in Transport versetzte Sedimentbestand kannnach auch sehr weiter Verfrachtung zur Resedimentationgelangen. Gradierte resedimentäre Abfolgen sind hier invielen Groß- und Kleinzyklen entwickelt und für diese m-o-triassischen Sedimente typisch. Es sei aber auch be-merkt, daß die in sehr verschiedener Größenordnung vor-liegenden Sequenzen bis in den cm-mm-Kleinbereich undnoch darunter, mit entsprechend feinstklastischem Detri-tus zu finden und diesfalls natürlich, so wie Schräg- undKreuzschichtungen durch lokale Strömungen entstandensind.

6.4.1. SedimentgefügeTurbiditische SedimenteIn den Anlagerungsgefügen der viele Kilometer mächti-

gen Abfolgen ist oft polarer Bau durch zyklische Wechsel-folgen zu erkennen. Auf Grund der Variabilität des psam-mitischen, siltigen und pelitischen Detritus in gesetzmäßi-gem Ineinandergreifen beim Sedimentaufbau, lassen sichzumindest drei Sedimentkorntypen unterscheiden:- Sandige Hauptkomponente: Diese Einheit ist häufig be-liefert mit Grob- und Mittelsand und weist oft gradierteSchichtung auf. Sie enthält auch etwas resedimentierteTongeröllchen in jedem Sandzyklus unten und etwasSilt oben. Auf den Anlagerungsflächen verdeutlichen

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Belastungsmarken, gestaltlich eingeregelte Glimmer-blättchen und blättchenförmiger Pflanzen häcksel diejeweiligen parallelen oder auch schräg geschichtetenBauzonen.

- Siltige Hauptkomponente: Mit einer Schichtdicke meistunter 20 cm tritt dieser Sedimenttyp im Rahmen einesGroßzyklus vor allem in den distalen Teilen von Abfolgenauf. Im jeweiligen Oberteil einer Siltsteinfolge ist ent-sprechend der Gradierung häufig eine Zunahme derTonkomponente festzustellen. An Nebengemengteilenfällt auch hier Phytodetritus sowie ab und zu Schalen-detritus von marinen Fossilien auf. Schräg-, Kreuz-schichtung und Rippel verdeutlichen auch in dieserfeinklastischen Sedimentvariante häufig Anlagerungaus einem laminar bewegten Medium.Pelitisch-tonige Hauptkomponente: In Form von Meta-Mergel, Kalkschiefern und -phylliten liegt das pelitischeSediment in proximalen Teilen häufig unvermittelt aufder obengenannten sandigen Variante. Darüberschließt sich gewöhnlich, durch eine Erosionsflächegetrennt, die nächste Sandfolge an. Die Schichtdickedes Pelits ist sehr verschieden.Je nach der Bankdicke der Zyklen und der Mächtigkeit

der einzelnen klastischen Sedimentarten kann man vieleRhythmustypen unterscheiden: z.B. 1 - 10 - 20 - 30 cm,und einen sehr groben Rhythmustyp >30 cm. RegionaleUnterschiede sind in der Form auftallend, daß im Nordwe-sten des Arbeitsgebietes überwiegend der sehr grobeRhythmit- Typ vorkommt, im Mittel- und Ostteil hingegenein grober und ein sehr grober, im Südteil aber ein feinerund mittlerer Typ.Jeder Typ läßt sich als Bouma-Zyklus beschreiben

(BOUMA, 1962, S. 48). In den zentralen Turbiditen sindhauptsächlich die Sedimentteilabschnitte AE und A(B)CD(E) (nach STANLEY,1963, Fig. 2) zu sehen. Die randli-chen Turbidite umfassen vorwiegend die Sedimentteilbe-reiche BD und BCD. Der Teil A weist gradierte Schichtungauf, wobei hauptsächlich mittel- bis grobkörnige Quarz-Gesteinstrümmer-Grauwacke mit tonigen Geröllen im je-weils Liegenden, sowie Belastungs-Eindrücke, Driftmar-ken und Rinnenausfüllungen im Hangenden zu sehensind. Die Gradierung umfaßt eine positive (normale), ne-gative (inverse) und invers-normale Sequenz. Die positiveSequenz weist auf eine allmähliche Abnahme der Bewe-gungsstärke der Suspensionsströme hin, die negative Se-quenz aber auf eine sehr hohe Konzentration der Turbidit-ströme.Im B-Teil mit Parallelschichtung in Sandsteinen sind ge-

staltlich in s eingeregelte blättrige Minerale wie Glimmer,Pflanzenhäcksel sowie sedimentäre Lineationen häufig zusehen. Teil B geht in Teil A über. Teil C mit eigenartigen Rip-pelschichtungen und ansteigenden Rippelschrägschich-tungen besteht aus Silt. Teil 0 mit horizontal laminiertemSilt zeigt einen allmählichen Übergang zum Teil E, derhauptsächlich aus mergeligen Schiefern aufgebaut ist. ImVergleich zu den proximalen Turbiditen sind bei den dista-len Turbiditen die Korngrößen kleiner, die Bankdicken ge-ringer, sowie Kreuzschichtungen, Belastungseindrücke,Rillenmarken und Strömungsriefen noch häufiger zu se-hen.

Weitere SedimentgefügeAußer den besprochenen polaren und geopetalen Gefü-

gen durch klassierte Schichtung, Schräg- und Kreuz-schichtung, Rippelmarken, Erosionsflächen mit darübereinsetzender, durch geänderte Detrituslieferung auftallen-de neue Sedimentation, Belastungs-, Sohl- und Kolk-marken, bieten diese Sedimente auch eine Reihe von syn-


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ScAbb. 10.Th-Sc-Zr/1 O-Unterscheidungsdiagramm (Erklärung wie Abb. 8).

Vorgänge zur Triaszeit hin. Möglicherweise handelt essich um einen kontinentalen Inselbogen, einen aktivenKontinentalrand oder auch um eine Übergangszonezwischen beiden.

- Grauwacken und Arkosen im Arbeitsgebiet haben einenhohen Gehalt an L1L-Elementen wie Rb, Sr, K, Th, U,Zr, Hf, Sc, REE und hohe Verhältnisse von Rb/Sr,KITh, Zr/Hf, Th/Sc, K/U, Th/U u.a. (Tab. 5). Das sprä-che für einen kontinentalen Inselbogen oder einenaktiven Kontinentalrand, aber gegen einen ozeanischenInselbogen und gegen einen passiven Kontinental-rand.

- Sowohl Grauwacken als auch Schiefer zeigen eine hohepositive Korrelation von LalTh (r = 0,90 bzw. 0,93). Dasspricht dafür, daß dieser Gesteinsdetritus aus einemkontinentalen Inselbogen oder einem aktiven Kontinen-talrand herzuleiten ist. Dieses Ergebnis deckt den obi-gen Befund.

Co Zr/l0Abb.9.Th-Co-Zr/1 O-Unterscheidungsdiagramm (Erklärung wie Abb. 8).

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6.4.2. Haupt- und Spurenelemente

Geochemische Untersuchungen der Spurenelemente inden Sedimentgesteinen können Informationen über dasHerkunftsgebiet, die einstige petrographische Stellungder Komponenten und das nunmehrige Ablagerungsmi-lieu geben.

BHATIA(1983) hat Grauwacken aus verschiedenen geo-tektonischen Bildungsabläufen mittels geochemischerParameter der Spurenelemente voneinander unterschie-den. Mit denselben Parametern wurden die Turbidite in un-serem Arbeitsgebiet verglichen (Tab. 3,4, 5 und Abb. 8,9,10, 11):- Die Spurenelementparameter der Turbidite im Arbeits-

gebiet variieren in großen Spannen. Sie weisen auf kom-plex zusammengesetzte Gesteinsareale, einen hetero-genen Mineralbestand und auf instabile geotektonische

La

Th ScAbb.8.La-Th-Sc-Verteilungsdiagramm verschiedener geotektonischer Her-kunftsgebiete (nach BHATIA & CROOK,1986).A = ozeanischer Inselbogen, B = kontinentaler Inselbogen, C = aktiverKontinentalrand vom Anden-Typ, 0 = passiver Kontinentalrand. Die dar-gestellten Punkte beziehen sich auf triassische Grauwacken verschiede-ner Lokalitäten des Ostgebietes.

diagenetischen Verformungen z.B. infolge subaquatischerGleitungen mit Verfaltung weicher und Zerbrechen starrerZwischenlagen. Allerdings sind solche Merkmale in tekto-nisch stark beanspruchten Schichtpaketen durch Schie-ferung oder Transversalschieferung teilweise oder voll-kommen überprägt und als syndiagenetische Teilbewe-gungen nicht verläßlich identifizierbar.

Betreffend sedimentologische Fragen über unserem-o-triassischen Sedimente greifen wir vorausblickendauf das Ergebnis der in Ausarbeitung befindlichen Disser-tation von Gu Xuexiang (1993) zurück. Demnach wird aufGrund von Großzyklen und gradierter Schichtung an dergenetischen Beurteilung der Abfolgen als Turbidite nichtzu zweifeln sein. Die Ansicht ist durch Korngrößenanaly-sen von Gu Xuexiang (1988) gestützt.

Über die Tiefe des Sedimentationsbeckens bestehen,wie eingangs erwähnt, prinzipielle Meinungsunterschiedeunter den Fachleuten in China. Nach den Vermutungen derArbeitsgruppe ZHENG/GU sollte man aber an größere(> 1 km) Wassertiefen denken.

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Die Schiefer zeigen, bezugnehmend auf einen höheren Ge-halt an vulkanischem Material, eine Beziehung zu einemkontinentalen Inselbogen.Die SEE der Turbidite entsprechen gleichfalls der Herkunft

aus einem kontinentalen Inselbogen oder auch aktiven Konti-nentalrand vom Anden- Typ.Mit solchen Vorstellungen und Vermutungen über die Ge-

staltung des Sedimentationsraumes und seines Vorlandeswollen wir nun einige der in diesem Gebiet entdeckten Goldla-gerstätten mit Einzelheiten erörtern und versuchen, sie ineinen genetischen Rahmen zu stellen.

6.5. Au-Lagerstätte Dongbeizhai

Die Dongbeizhai-Lagerstätte in Nord-Sichuan liegt als auf-fallende schichtige Goldanreicherung im sogenannten Ost-gebiet (Abb. 12). Dongbeizhai zählt zu einer der größten Au-Lagerstätten, die in den letzten Jahren in dem zu SW-Chinagerechneten Bereich neu entdeckt wurde. Die Lokalität liegtrund 260 km Luftlinie NNW von Chengdu, bzw. 16 km NNWvon Songpan.

6.5.1. Geologisch-tektonischer Überblick

Die Lagerstätte liegt in jener Zone, in der bei großräumigerBetrachtung zwei große Faltungs- und Störungssysteme or-thogonal aufeinander treffen (Abb. 5). Im Osten besteht ein inder Hauptformungsebene rund 100 km ausgedehntes Fal-tungssystem, dessen Faltenachsen nach WNW bis W einfal-len. In den tektonischen Mulden von etwa 20 km Ausmaßensind vom Devon, Karbon, Perm bis in die untere, mittlere undobere Trias reichende Abfolgen erhalten. Das Faltensystemerscheint besonders von einem achsenparallelen Störungs-system (hOl-Lage, Längsklüfte) modifiziert. Die W-E verlau-fende Xueshan-Stärungszone ist eine davon. Das Großfalten-und Störungssystem wird am Minjiang-Störungssystem, wei-ches NNE-SSW bis N-S streicht, regelrecht abgeschert undvon W her steil überschoben. Da in der weiteren Westfortset-zung außerhalb der Minjiang-Großstörungszone wieder dasweiträumig bekannte WNW-ESE-Streichen der paläozoi-schen bis triadischen Schichtkomplexe vorherrscht, dürftedas regionalgeologisch außergewöhnliche N-S- bis NNE-SSW-Streichen im Minjiang-Störungsbereich durch eine hierwirksame W-E-Einengung erzwungen worden sein. Sie stehtwahrscheinlich im Zusammenhang mit der großräumigen tan-gentialen SW-NE-Bewegungstendenz, welche durch vermut-liche Inhomogenitäten des Untergrundes in Form von Hinder-nissen einen Stau und als Auswirkung enorme Schichtver-schwenkungen in südlichen Teilbereichen verursacht hat(Abb. 4). In der ursächlichen Anlage der Minjiang-Großstö-rungszone scheint eine Flexur und nachfolgende Scherungmit dem Relativsinn der Zergleitung "Östliches nach N, West-liches nach S", also als "Linksverwurf" wirksam gewesen zusein. Bei den in der Minjiang-Störungszone verschupptenKarbon- bis Triassedimenten (Abb. 5) scheint es sich um dievon E her nach W in die Tiefe verlaufenden Serien zu handeln,die dann am Minjiang-Kluftsystem nach oben verworfen er-scheinen.In dem derzeit zwischen 2.800 und 3.760 m ü.d.M. in Auf-

schluß befindlichen Grubenfeld treten generell dunkelgrauebis schwarze, grafitische Schiefer ("Schwarzschiefer"), Phyl-lite, tonige und mergelige Sandsteine der m-o-triassischenXinduqiao-Abfolge (T2-3X) sowie karbonisch-perm ische Kar-bonatgesteine auf (Abb. 13, 14, 15). Die Quasiya-Verwerfung,


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Tabelle 5.Spurenelemente (in ppm bzw. %) triassischer Sedimente im Ostgebiet als Kennwerte für geotektonischeEntwicklungsstadien (Analytik: NAA, Chengdu College of Geology).• = Aussagekräftige Konzentrationen und Parameter. Großtektonische Entwicklungsstadien: A = ozeani-scher Inselbogen, B = kontinentaler Inselbogen, C = aktiver Kontinentalrand vom Andentyp, 0 = passiverKontinentalrand (nach BHATIA & CROOK,1986).

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die zur NNE-SSW- bis N-S-streichenden Minjiang-Störungszone gehört,trennt die triassischen Ge-steine von den karbonisch-permischen Gesteinen, dieam unterschiedlich steil W-fallenden Verwerfer von Wnach E auf die jüngerentriassischen Schichtenhochgeschoben wurden.Durch dieses bemerkens-werte tektonische Ereignisist die Triasserie in ihrerMächtigkeit um unbe-stimmte Ausmaße reduziertworden. Gerade dieserstratigraphische, jedochtektonisch gestörte Grenz-abschnitt enthält aber dieErzkörper.Es sei an dieser Stelle

nochmals an die zwangs-läufig verwendete Bezeich-nung m-o-(mittel-ober-)triassische Sedimente er-innert, welche die stratigra-phische Unsicherheit zu er-kennen gibt. Die Au-Erzkör-per sind nämlich im unmit-telbaren oder grenznahenBereich der "Unterscholle"("Liegendscholle") der Qua-siya-Verwerfung zu finden .Es handelt sich beim erz-führenden Gestein inner-halb der Trias um das strati-graphisch Jüngere.Das Grubenfeld liegt bei

großräumiger Übersicht amOstrand einer etwa 1a kmbreiten tektonischenSchuppenzone, in welcher

Abb. 11.Chond rit-normiertesSEE-Diagramm

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Abb.12.Einer der schichtgebundenenErzkörper in der GoldlagerstätteDong-beizhai.FeinlagenbaudurchWechsellagerungvonRealgar(weißgrau)undpyrit-reichem, kohlig-grafitischemSericit-Quarzit-Schiefer.AufschlußunterTage:Ulmbild.

trotzdem zusammenhängende Abfolgen von Karbon,Perm und Trias erhalten sind (Abb. 5, 13).

6.5.2. Petrographie der Nebengesteine

In der Lagerstätte bieten sich Anteile einerseits des steilaufgeschobenen Karbon-Perm-Komplexes, andererseitsder Mittel-Obertrias-Abfolge, insbesondere des eigent-lich erzführenden Hangendabschnittes an. Die lithostrati-graphische Einteilung beruht auf den zur Zeit noch wenigdetaillierten paläontologischen Aussagen.

Die jung pal äozoischen Sed i m ente des Gruben-feldes bestehen makroskopisch gesehen aus grauem undweißgrauem, dichtem, also sehr feinkörnigem, aber auchfeingeschichtetem K a I k s t ein, in welchem gewöhnlichParallel- und Schrägschichtung mit frühdiagenetischenFaltungszonen und Erosionsdiskordanzen in Erscheinungtreten. Mitunter verstärken dunkelgraue, tonige und Py-ritmikrolithe-führende, linsenförmige Zwischenschichtendie freisichtig wahrnehmbare Schichtung. Der Mineralbe-stand umfaßt hauptsächlich K a I k lu tit, währendQua r z in Form von Quarzitfeinlagen (mit Pflastergefügeund teilweise verzahnten Konturen, häufiger Korngröße0,03-0,7 mm) und Se r i c i t nur Nebengemengteile dar-stellen. Authigene Kristallisate von zwillingslamelliertem

Calcit, Rhomboederchen-Dolomit und Quarzit in subpa-rallelen und s-diskordanten Haarrissen vervollständigenden einfachen Mineralbestand, in dem lokal auch Pyrit inForm diffus verteilter Mikrolithe oder gehäuft in s-paralle-ler Anordnung zu finden ist. Aber dieses jungpaläozoi-sche, offenbar nur sehr schwach metamorphe Karbonat-gestein steht mit der Erzführung in keinem ursächlichenZusammenhang.Hingegen gilt diesbezüglich die ganze Aufmerksamkeit

dem m-o-triassischen Sedimentpaket als Erz-trägergestein. Das fast durchwegs polymikt-feinde-tritische, deutlich geschichtete, oft bis zur Verschieferungoder Phyllonitisierung durchbewegte Gestein enthält alsallothigenes Komponentenangebot überwiegend Quarz,Quarzit, Sericitquarzit, Kalk, hellen Glimmer, besondersviel Sericit in grob- bis feinschichtigem Wechsel, oft auchmit Schrägschichtung (Abb. 17, 18, 19). Bei der Kalkkom-ponente handelt es sich um Lutit und Spatit, seltener istDolomit vertreten. Eine kennzeichnende Rolle spielt diehäufige Beteiligung von C-Verbindungen. Sie liegen inForm von inkohltem Phytodetritus vor und erweisen sichzum Teil als körnige oder linsenförmige Stein kohlen desInkohlungsgrades Fett- bis Magerkohle mit Rr (Öl, 546 nm)= 1,64-2,79 % (Rr-Mittelwert = 1,94 %), zum anderen Teilaber interessanterweise um feine Blättchen und Aggrega-te von Meta-Anthrazit bis Semigrafit, mit Rmax4,45-6,04 % (Mittelwert Rmax = 5,05 %). Dieses Problemder Kohlekomponenten beschäftigt uns vor allem des-halb, weil sich nicht nur hier in Dongbeizhai, sondern auchandernorts der Phytodetritus der m-o- Triassedimente inzwei verschiedenen Inkohlungsstadien zu erkennen gibt.Die genauere Beschreibung und Erklärung hiezu gebenwir im anschließenden Teil 6.5.2.1.Ergänzend zum allothigenen Kornbestand sei noch auf

akzessorische Schwerminerale, z.B. Turmalin, Apatit,Zirkon, Titanit und Rutil aufmerksam gemacht, die amhäufigsten zu erkennen sind.Als authigener Mineralbestand sind P y r i t und Mar-

k a sit, beide in Form von ca. j.Lm-großen, idiomorphenKriställchen sowie Kleinaggregaten bis Idioblasten, aberauch als relikte Pyritframboide, zu erwähnen. Spuren haftkann man Ku p fer k i e s als Einschluß in Pyrit identifizie-ren. Aber ganz wesentlich ist C a I c it, häufig als zemen-tierende Matrix, und gelegentlich Dolo mit zu nennen. Indiesem Rahmen kann man als typisch sekundär syn- bzw.postdiagenetische Sammelkristallisate als schichtkon-kordante Entmischungen und fugenverheilenden Calcit,Quarz bzw. Quarzit, Pyrit und Markasit erkennen. Li-monitminerale wie Samtblende und Lepidokrokit, teils alsPseudomorphosen, teils noch in Verwachsung mit Pyrit,kennzeichnen Verwitterungsbereiche.Aus der Beteiligung dieser Komponenten, und je nach

der homogenen oder inhomogenen Anordnung im Gefü-geaufbau ergeben sich folgende Gesteinstypen, dieselbstverständlich durch Übergänge miteinander verbun-den sein können: Mergeliger Kalkstein, Mergelkalk,Kalkmergel, Mergel, Tonmergel, Mergeliger Ton; bzw.durch den Gehalt von detritischem Quarz: quarzsandiger"Mergel i.w.S.", sericitisch-quarzsandiger Tonschiefer, to-niger und mergeliger Quarz-Sericit-Sandstein undQuarz-Glimmer-Sandstein, tonigerQuarzsandstein, kalki-ger Sericit-Quarz-Sandstein. Mit der Beteiligung von de-tritischen Feldspäten nähert sich die Zusammensetzungder von Arkosen. Im übrigen ist der Sammelbegriff"Grauwacke" doch für viele der beteiligten Sedimente zu-treffend.

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Abb.13.Geologische Grundrißübersicht der Au-Lagerstätte Dongbeizhai (nach LI Xiaozhuang et aI., 1989).

30


Berücksichtigt man auch noch die häufigenAkzessorien Pyrit, Kohle, Grafit, die oft Neben-gemengteile, ja lokal auch Hauptgemengteiledarstellen, so werden Wortzusätze wie grafi-tisch, kohlig, pyrithältig, -reich u.a. die Variabili-tät des Gesteins einigermaßen erahnen lassen.

Selbstverständlich spielen opake Komponen-ten wie vor allem Pyrit, Markasit, Kohle und Gra-fit in der Gesteinsfärbung und ihre Verteilung imGestein für die makroskopische Gefügebewer-tung eine maßgebliche Rolle.

Schließlich könnten auch Gefügeeigenschaf-ten in der Terminologie Berücksichtigung fin-den, was im Anblick von manchmal deutlich ge-prägten Schieferungsflächen (s) und sogarphyllonitischer Durchbewegung berechtigtwäre: Mergelschiefer, Tonschiefer, Sericit-schiefer, kohliger Schiefer, Grafitschiefer, u.ä ..Die tektonische Beanspruchung des Gesteinsscheint vor allem im Nahbereich der spitzwinke-lig bis parallel zur Schichtung verlaufendenHauptstörungszone (Quasiya-Verwerfung) aus-geprägt zu sein, was an B-Lineation (B-Fälte-lungsachsen) auf s-Flächen und Harnischstrie-mung a (.L b) auf s nachweisbar ist.

Dieses vom Mikro- bis Aufschlußbereich aus-geprägte Schichtungsgefüge mit sedimentolo-gischen Details des primären Sedimentations-ablaufes, wie wechselndes allothigenes Mate-rialangebot, Parallel-, Schräg-, Kreuzschich-tung, Erosionsflächen, gradierte Feinschich-tung, syndiagenetische Verformungen, ist vorder petrographisch-gefügekundlichen Bewer-tung der Erzkörper unbedingt zur Kenntnis zunehmen.

Diese Gesteine im unmittelbaren Nahbereichder Erzkörper zeigen wesentliche Merkmale ih-rer primären Anlagerung und Weiterentwicklungdurch Kristallisationen und tektonische Durch-bewegung bis zum gegenwärtigen Zustand. Sodürfen die mechanischen Einflüsse auf das Mi-krogefüge nicht übersehen werden; und die auf-fallenden tektonischen Entmischungen im Mi-kro- und Makrofugennetz: wenn jüngere Mine-ralgenerationen von Calcit und Quarz als Verhei-lung von Rupturen und Rupturennetzen jn die-sen Sedimentgesteinen aufscheinen, wennschichtparallele "reinigende" Neubildungenvon Calcit bzw. Quarz als Abbildungskristallisa-tion der Schichtung vorliegen, so kann es sichnur um eine chemische Mobilisation aus dem

Abb.14.Geologische Grubenskizze eines Schurfstollens auf3.424m ü.d.M. (vereinfachtnachdenVorlagendesGeolo-gischenSchurfteamsvon NW-Sichuan,1987; unveröffent-licht).1 = Oberkarbon,2 = mittel-obertriassische Xinduqiao-Ab-folge, 3 = feingebändertermergeliger Kalkstein,4 = kata-klastischer,feingebändertermergeligerKalkstein,5 = Seri-citphyllonit, 6 = Sericitphyllit, 7 = phyllitischer Sericit-schiefer,8 = Psammit,9 = Numerierungder Erzkörper,10=Au-reicherErzkörper,11 = Au-armerErzkörper,12 = Lage-rungsform der Gesteine,13 = Grenzedes Sericitphyllonitsmit starker Realgar-Pyrit-Erzführung, 15 = Quasiya-Ver-werfung, 16=Verlaufvon Klüften.

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31


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Abb.15.SchematisiertesProfil durch die LagerstätteDongbeizhaiunter Mitver-wertungvon Bohrbefunden(nachDarstellungdesGeologischenSchurf-teamsvonNW-Sichuan).1 = Oberkarbon,2 = Unterperm,3 = mittel-obertriassischeXinduqiao-Abfolge mit schichtgebundenenErzkörpern,4 = mittel-obertriassischeZhuwo-Abfolge,5 = stratigraphischeGrenze,6 = Grenzeder Erzminera-lisation, 7 = Quasiya-Verwerfungmit Relativbewegung,8 = Au-reicheErzkörper,9 =Au-armerErzkörper,10= Bohrung.

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Gestein selbst handeln, die mit belteroporer Kristallisa-tion geendet hat (Abb. 19).Als Besonderheit muß noch das lokale Vorkommen von,

wie von chinesischer Seite vermerkt wird, z.T. alteriertenDiabasgängen im Bereich der Quasiya-Verwerfung er-gänzt werden. Altersbestimmungen weisen auf Ende Triasbis Unterjura (Tab. 21).

6.5.2.1. Kohle i.w.S.,einschließlich grafitische Substanzen

Eine Besonderheit des Sedimentes stellt das im Gesteinfarbgebende Pigment "Kohle i.w.S." dar. Der Phytodetri-tus ist in allen hier vorkommenden Sedimentgesteinenenthalten, am meisten in den Psammiten, und ist für denCorg-Gehalt der chemischen Analysen verursachend. Dieauflichtmikroskopische Diagnose bringt die Erkenntnis,daß grundsätzlich zweierlei Typen von inkohlten Pflanzen-partikeln vorliegen, die sich gestaltlich und nach den opti-schen Parametern unterscheiden. Es handelt sich einer-seits um eher isometrische, angerundete bzw. eckigeKörnchen (wenige J.Lmbis max. 0,3 mm groß) oder um fei-ne (0,04 mm) Lagen bzw. Linsen einer höher inkohltenSteinkohle, andererseits um heterometrische, zum Teilgestauchte, nach dem optischen Eindruck grafitähnlicheTäfelchen und blättrige Aggregate. Nach den mikrosko-pisch-optischen Daten ist eine rangmäßige Einstufungbeider Phytodetritusarten möglich.Isometrisch-körnige, angerundete Komponenten und

grauweiß reflektierende Linsen und Lagen sind nach derkohlenpetrographischen Nomenklatur als Collinite, alsoMacerale der Vitrinitgruppe, zu bezeichnen. Sie bestehenaus homogener, strukturloser, gelifizierter Substanz, de-ren Reflexionsvermögen mit dem Inkohlungsgrad weitge-hend korrelierbar ist und somit als wichtigster physikali-scher Inkohlungsparameter gilt. Serienmessungen an die-sen Partikeln nach den Vorschriften der InternationalenKommission für Kohlenpetrologie (1963, 1971) ergebenbei 546 nm Wellenlänge und Ölimmersion Rr von 1,64 %gestreut bis 2,79 %, bzw. einen Rr-Mittelwert von 1,94 %.Dies spricht nach der deutschen Einteilung für einen Rangvon Fett- bis Magerkohle (Abb. 20-23).

Unter dem pflanzlichenDetritus befinden sich au-ßer collinitischen Vitrinit-komponenten verbreitetauch Macerale der Inerti-nitgruppe (Abb. 22, 23). IhrRr liegt in der Spanne3,25-5,42 %. Allerdingssind die Inertinitwerte zurBestimmung des Inkoh-lungsgrades nicht aussa-gekräftig. Auf Grund ge-

Abb.16.Blick vom Stollenmundloch in3.424 m Höhe entlang des demStreichen der Schichten und desQuasiya-Verwerfersnach S ver-laufendenTales. Im Hintergrundder naheSongpangelegeneGold-berg(S-Abhang),andessenN-Fu-ße nach Seifen gold geschürftwird. Im Bilde die chinesisch-österreichischeForschergruppe.


Abb.17.Polymikter Psammit (Grauwacke) mit detritischenKomponenten von Quarz, Quarzit, Sericitquarzit,Sericit, Biotit, Muskovit in Calcit-Ton-Matrix.s-Lage diagonal (links oben-rechts unten).Dünnschliff, Nicols x.Bildausschnitt 3,3 x 2,2 mm.

Abb. 18.Sericitschiefer mit Feinlage aus Sericitquarzit mitPyrit.Quarz: weiß, Sericit: verschieden grau, Pyrit:schwarz.Inhomogenes Parallelgefüge durch unterschiedli-ches Mineralangebot, homogenes Parallelgefügedurch gestaltliche Einregelung formanisotroperTeilchen in die s-Fläche. Schichtung = Schiefe-rung.Dünnschliff,1 Nicol.Bildausschnitt 3,3 x 2,2 mm.

Abb. 19.Quarzitischer Tonschiefer mit alternierenden Fein-schichten von "Ton": schwarzgrau und Quarzit:weiß und verschieden grau.Orthogonal zu s verlaufende Zerrfugen mit Calcitverheilt. Diese Zerrfugen haben den inhomogenenLagenbau der Feinschichtung nicht durchgehendunterbrochen.Dünnschliff, Nicols +.Bildausschnitt 3,3 x 2,2 mm.

33


34

Abb.20.Inkohlter Phytodetritus im fein klastischen, quarzi-tisch-tonigen Nebengestein der Au-LagerstätteDongbeizhai.Der ruptureil deformierte Kohlepartikel (vom RangFett- bis Magerkohle) zeigt feinlaminierten Mace-ralaufbau durch Vitrinit (V, grau) und Inertinit (z.T.Inertodetrinit) (I, gr~uweiß).Polierter Anschliff, Olimmersion, 1 Nicol.Bildausschnitt 0,3 x 0,2 mm.

Abb.21.Deformierte Fusinit-Komponente als Teilbestanddes triadischen Phytodetritus im triassischen quar-zitischen Nebengestein der Lagerstätte Dongbei-zhai.Polierter Anschliff, Ölimmersion, 1 Nicol.Bildausschnitt 0,24 x 0,17 mm.

Abb.22.Heterometrischer, lagenförmiger Pflanzenhäcksel(Inkohlungsstadium "Fettkohle") bestehend ausVitrinit (weißgrau), wenig Inertodetrinit (grauweiß,Pfeil), mit viel Pyriteinschlüssen (weiß), umgebenvon quarzitischer Matrix (grau-sChwarzgrau).Im Quarzit Mikrolithe von Pyrit (weiß) und massen-haft Rutil (grauweiß).Polierter Anschliff, Olimmersion, 1 Nicol.Bildausschnitt 0,3 x 0,2 mm.


Abb.23.Dieser in Ouarzit (0) eingebettete Kohlepartikel(Rang: "Eßkohle") mit Feinlagenbau besteht ausanisotropem Vitrinit (unterschiedlich grau) undeinem Inertiniteinsc.~luß (I, grauweiß).Polierter Anschliff, Olimmersion, Nicols x.Bildausschnitt 0,3 x 0,2 mm.

Abb.24.Neben triassischem Phytodetritus, der zu Fett- bisMagerkohle karbonifiziert vorliegt, sind im fein-klastischen, sericitisch-quarzitischen Nebenge-stein der Lagerstätte auch vortriassisch inkohlteSemigrafit-Blättchen als Detritus enthalten.V = Vitrinit (grau), kataklastisch, prädeformativeKarbonifizierung. SG = Semigrafit (grauweiß), prä-triassisch karbonifiziert und posttriassisch de-formiert. Der RV-Unterschied der altersmäßig sehrverschiedenen Kohlepartikel kommt deutlich zurGeltung. Feinstkörnige helle Pigmente: meistRutil.Polierter Anschliff, Ölimmersion, 1 Nicol.Bildausschnitt 0,24 x 0,17 mm.

Abb.25.Im sericitisch-quarzitischen Begleitgestein der La-gerstätte Dongbeizhai sind als Organodetritus ne-ben Steinkohlepartikeln (V = 3 kleine Vitrinit-Ma-cerale, grau) auch zahlreiche vortriassische Semi-grafit-Blättchen (SG, grauweiß) enthalten.Durch die hohe Reflektanz sind subtile Details derDeformation in der Ouarzitmatrix erkennbar.Polierter Anschliff, Ölimmersion, 1 Nicol.Bildausschnitt 0,3 x 0,2 mm.

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staltlicher Kennzeichen lassen sich verschiedene Inertinit-macerale unterscheiden. Bei den gelblichweiß reflektie-renden, eckigen Bruchstücken, isoliert oder eingebettet incollinitische Vitrinitlagen, mit Korngrößen <30 mm han-delt es sich um Inertodetrinit, Körner >30 mm sind alsMacrinite zu interpretieren. An den typischen, meist nurfragmentarisch erhaltenen Bogenstrukturen ist die Her-kunft eines Teiles der inertodetrinitischen Komponentenaus Fusinit abzuleiten. Andere wiederum sind auf Grundihrer ovalen Kornform als Sekretionssklerotinite zu deu-ten, die mitunter von schwächer reflektierenden und daherdunkleren, oxidierten Säumen umkrustet sind.

Macerale der Liptinitgruppe wurden nicht gefunden,was freilich auch damit zusammenhängt, daß die R-Wertedieser H-reichen Pflanzenreste mit dem dritten Inkoh-lungssprung an der Grenze Gas- zu Fettkohlestadium de-nen der Vitrinite angeglichen werden, wodurch eine Unter-scheidung von diesen ab dem Fettkohlenstadium schwie-rig und vor allem in Bruchstücken nicht mehr möglich ist.

Es steht außer Zweifel, daß das Pflanzenmaterial zu-sammen mit dem anorganischen Mineral- und Gesteins-detritus in das Sediment gelangt ist, und darin währendder Diagenese seine Inkohlung stattfand. Der Fusinitdetri-tus allerdings hatte, sei es als Pyro- oder Degradofusinit,bereits bei seiner mechanischen Anlagerung einen höhe-ren C-Gehalt und damit ein höheres Reflexionsvermögenmitgebracht. Die Vitrinitreflexion als empfindlicher Inkoh-lungsparameter zeigt eine bereits über die Diagenese desSedimentes hinausgehende Beeinflussung durch begin-nende, sehr schwache Metamorphose (Anchizone). Nachder Kohlenwasserstoff-Chemie entspräche diese etwader "Trockengas- bis Methanzone" bzw. der Metagenese.

Für eine weitere genetische Beurteilung der postdiage-netischen Entwicklung des Sedimentes könnte man eineungefähre Berechnung der Inkohlungstemperatur nachder Formel von BARKER& PAWLEVICZ(1986) durchführen.Eine Vitrinitreflexion von Rr = 1,64-2,79 % (Rr -Mittelwert= 1,94 %) ergibt demnach Inkohlungstemperaturen von217°-285°C (238°C). Nach KRUMMet al. (1988) läßt jedocheine Vitrinitreflexion von Rrnax= 1,8-3,0 % (abgeleitet ausRr = 1,64-2,79 %) nach Forschungen in den NördlichenKalkalpen und bezug nehmend auf die IIlit-Kristaliinität aufTemperaturen zwischen ca. 110°C und 150°C schließen.

Im Gegensatz zu diesen Feststellungen über körnigeKohlekomponenten stehen hochreflektierende, sehr feineBlättchen bzw. kleine, verfilzte Aggregate davon, welchedurch deutliche Bireflexion und Anisotropieeffekte ge-kennzeichnet sind (Abb. 24, 25). Entsprechend ihrer Formerscheinen diese Partikel mitunter eingeklemmt zwischendetritischen Sandkörnern und sogar grotesk verkrümmt.Manchmal ist eine relative Häufung dieser Teilchen bis zunahezu suturartiger Verbreitung zu finden, welche sicht-lich die Sedimentbauzone markiert und als Farbpigmentbei .freisichtiger Betrachtung des Gesteins als dunklerStreifen zur Auswirkung kommt. Auf Grund der Re-flexionswerte mit Rrnax = 4,45-6,04 % (Mittelwert Rrnax =5,05 %) sind diese kohligen, grafitähnlichen Gebilde alsMeta-Anthrazit bis Semigrafit nach der deutschen Klassi-fizierung zu bezeichnen.

Das überraschende Ergebnis zweier, deutlich verschie-den inkohlter, pflanzlicher Partikel im Verbande detriti-scher Sedimentgesteine, kann genetisch nur dahinge-hend interpretiert werden, daß zur Anlagerung in denTriassedimenten zwei verschieden veränderte pflanzlicheSubstanzen vorlagen. Im einen Fall pflanzliche Teile, diemit Ausnahme von Fusinit-Maceralen noch keine C-Anrei-

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cherung durch Inkohlung aufwiesen; die Kleinheit und Ge-stalt der Kohlekörnchen spricht für starke Zerstörungenund weiteren Transport durch Wasser oder Wind bis zumSedimentationsbecken. Im anderen Fall kann es sich beiden stark inkohlten Meta-Anthrazit- bis Semigrafitblätt-chen nur um Komponenten handeln, die bereits vor derSedimentation diesen hohen Inkohlungsgrad aufgewie-sen hatten.

Eine nachträgliche, weitere Inkohlung, zusammen mitdem triadischen Pflanzendetritus, kann bei den nachtria-dischen Inkohlungstemperaturen nicht erwartet werden.Die erdgeschichtliche Entwicklung der Meta-Anthrazit-und Semigrafitblättchen muß dementsprechend längerzurückliegen und daher bis heute komplizierter sein.

6.5.3. Das tektonische (s-, B-, Kluft-) Gefüge

Im Zuge der Befahrung des Schurfbergbaues über undunter Tage war es möglich, einige Meßserien von tektoni-schen Daten durchzuführen. Wir stellen diese hier statis-tisch dar und versuchen dann, unsere Ergebnisse in denRahmen der tektonischen Übersichtskarte von Dongbei-zhai zu stellen.

Eine Meßserie stammt aus dem 3.424 m hoch gelege-nen, von N nach S vorgetriebenen Schurfstollen mit E-Querschlägen (Abb. 14). Die von der Hauptstrecke nach Egeführten Querungen durchörtern zunächst so wie dieStollengrundstrecke die karbonische Kalksteinserie biszum Erreichen des N-S-Verwerfers (Quasiya-Störungs-zone) und verlaufen von da ab in der m-o-triassischenSchieferserie. Das hangendste von mehreren Erzlagernmit wenigen Metern Mächtigkeit im hier jüngsten erhalte-nen stratigraphischen Abschnitt der Trias ist vom Verwer-fer mittelbar oder unmittelbar abgeschert und um unbe-stimmte Ausmaße reduziert.

Die Lagerungsverhältnisse sind für zwei, etwa 70 m von-einander entfernte Querschläge gemeinsam dargestellt.Die Aufmerksamkeit gilt zunächst den Daten aus der Triasim Diagramm Abb. 26, weil dieses Gestein möglicherwei-se von einem einfacheren tektonischen Schicksal betrof-fen wurde.

Abb.26.50 Schichtflächen (s) aus der triassischen Sedimentabfolge in zwei E-W-Querschlägen des Schurfstollens der Lagerstätte Dongbeizhai in3.424 m Höhe in Großkreisdarstellung mit Lotpunkten.B-Fältelungsachsen (große volle Punkte) sowie ß-Achsen (Ringe) alsMaß für die Tautozonalität von s-Flächenscharen. Scherflächenlagen(dicke strichlierte Großkreise) am Quasiya-Hauptverwurf.Lagenkugeldarstellung.: Lambertsche flächentreue Azimutalprojektion(Schmidtsches Netz), Aquatorprojektion, untere Halbkugel.


Die Schicht-(=Schieferungs-)Flächen streuen allgemeinmit NNE-SSW-Streichen (N-S- bis NE-SW-Streichen) beisteilem Einfallen nach beiden Seiten, bevorzugt aber nachW. Einige im Aufschluß lokal geprägte Falten ergeben kon-struktiv z.B. ß = 194° 4° S, = 202° 30° SSW, = 217° 13° SW, =195° 15° SSW, = 324° 54° NW, = 333° 2]0 N, = 35]0 34° N.Vergleichsweise liefern einige auf s geprägte B-Lineatio-nen als Kleinfältelungsachsen gewisse Anhaltspunkteüber die mechanische Beanspruchung von Kleinberei-chen. Demnach und in der Zusammenschau der Triasge-steine markieren die s-Flächenscharen mit ihrem steilenPendeln von WNW-Fallen und ESE-Fallen eine NNE-SSW-ß-Achse, deren Einschieben man mit beträchtlicherStreuung sehen kann: mit flachen Einfallsrichtungen nachbei den Seiten, aber mit einer Bevorzugung der s-Schnitt-punkte bei etwa 30° Neigung im SSW der Lagenkugel.Die s-Statistik im jungpaläozoischen Schichtanteil des

Grubenbereiches zeigt im Diagramm Abb. 27 ein doch et-was anders aussehendes Lagebild, nämlich eine starkeLagedivergenz der s-Flächen, was in sehr verschiedenen,man könnte meinen verwirrenden Streich richtungen zurGeltung kommt. Doch besteht eine auffällige Tautozonali-tät der Flächen zu mittelsteil W- und NW-einschiebendenß-Achsen. Einzel-ß in Teilabschnitten sind konstruktiv aufdem Schmidtschen Netz mit ß = 221 ° 45° SW, = 297° 45°NW und = 321 ° 35° NW zu ermitteln, während das statisti-sche Gesamtbild von zwei Querschlägen ß = um 317°50°-60° NW, 293° 70° NW und 22]0 65° SW streuendzeigt.

N

sAbb.27.28 s-Flächenals Großkreisemit Lotpunktenund6 Kluftscharen(strich-lierteGroßkreise)ausdemOberkarbon-Komplexim NahbereichwestlichderQuasiya-VerwerfungunterTage.ß-Achsen(Ringe)undHarnischrillungaufdenScherklüften(mittelgroßePunkte,Z.T. mit Relativsinnder Bewegung).

In der Zusammenschau der Daten aus der Grube fallenfolgende Grundzüge der tektonischen Formung auf:- Die dominierende Prägung von NNE-SSW-Streichrich-tungen mit steilachsiger Verbiegung derselben.

- Im Rahmen dieser s-Flächenstreuung aber eine statisti-sche Bevorzugung von mit 30° Neigung nach SSW(202°) einschiebenden ß-Häufungen, woraus die für denNahbereich der Quasiya-Störung maßgebliche Falten-achse B zu erkennen ist.In diesem Zusammenhang erscheint ein Vergleich mit

tektonischen Daten aus einer Grundrißdarstellung desBergbaugebietes (vereinfachte Wiedergabe Abb. 13)wichtig zu sein. Die Lagenkugeldarstellung der s-Flächenvon Permschichten einer Synklinale mit km-Ausmaß imsüdlichen Grubenfeld macht eine 40° nach SSW (201 0) ein-fallende Achse deutlich (Abb. 28), die auch in der getrennt

E

Abb.28.20 s-FlächenalsGroßkreisemit Lotpunktenundß-Häufungenvon Perm-schichten einer Synklinalemit km-Ausmaßim südlichen Lagerstätten-feld vonDongbeizhai. ..NachderGeologischenUbersichtskarte(Abb. 13).

dargestellten Situation der Karbonschichten im sei benSüdgebiet zur Geltung kommt (Abb. 29).

N

Abb.29.41 s-Flächenals Großkreisemit Lotpunktenundß-Häufungenvon Kar-bonschichtenderSynklinale(wie DiagrammAbb. 28).

Der im Lagerstättenareal des Quasiya-Systems ver-formte Triaskomplex auf der Ostseite des Hauptverwurfes,der auch die schichtgebundene Vererzung enthält, ist mitseiner gestreut und verschieden steil nach Wund NW fal-lenden s-Flächenschar ungefähr in derselben Prägung zusehen, allerdings mit der Tendenz zu NNW-fallenden ß-Achsen (Abb. 30).

E

Abb.30.20 s-Flächenals Großkreisemit Lotpunktenundeinerß-AchseausdemerzführendenTriaskomplexauf derOstseitedesQuasiya-Verwerfers.VerschiedeneLagendesVerwerfersdurchstarkestrichlierte Großkreisehervorgehoben.DatennachderGeologischenÜbersichtskarteAbb. 13.

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entwickelt, so daß für solche ß-Achsen eine Bewertungals B-Faltenachsen sichergestellt ist.

Aus der tektonischen Gefügeübersicht der Grundrißkar-te von chinesischen Kollegen (vereinfacht in Abb. 13) undunseren lokalen Messungen wollen die österrreichischenMitarbeiter folgende Auffassung beitragen: Im Großraumder NW(WNW)-SE(ESE)-achsialen, beherrschenden Tek-tonik stellt das Minjiang-Störungssystem eine außerge-wöhnliche, über 110 km lange, aber nur bis zu 10 km breiteStörungszone dar, an welcher eine W-E- bis WNW-ESE-Einengung mit der Aufschiebung bzw. Überschiebung"Westliches über Östliches" unmittelbar wirksam wurde.Diese Einengungs- und Störungszone aber scheint dieAuswirkung einer vom Basement erzwungenen unglei-chen tektonischen NNE-SSW-Einengung im großräumi-gen Gebirgsbau abzufangen, wobei sich in der Minjiang-Zone aus einer linksseitigen tangentialen Lateralverschie-bung eine an sie räumlich gebundene schräg- bis steil-achsige Zergleitung der Gesteinszonen entwickelte. ImBereich dieser Zone vermochten die tektonischen Kräftedie Schichtflächen der paläozoischen samt den triadi-schen Abfolgen in ihre charakteristische Lage (NNE-SSW)umzuschwenken. Dies verlief westlich der Störungszoneoffenbar kontinuierlich, östlich davon aber großenteils un-vermittelt durch Abscherung. Zum Verständnis der tekto-nischen Formung in der Minjiang-Zone sind nicht nur dieklufttektonischen Ereignisse, sondern auch die faltendenVerformungen zu beachten. Sie implizieren die Vorstellungvon jüngsten b-achsialen Verfaltungen mit NNE(N)-SSW(S)-Achsen, wodurch im Längsverlauf der Zonesämtliche paläozoischen und triassischen Sedimentabfol-gen teils in stratigraphischer Reihung, teils verschupptexistent sind. Die klufttektonischen Dislokationen sinddem tektonischen Formungssystem der Minjiang-Zonesymmetrologisch zuordenbar: nach der von chinesischerSeite zur Verfügung gestellten Kartierungskarte (verein-facht in Abb. 5 und 13) sind in den letzten tektonischenPhasen hauptsächlich hOI-Scherklüfte als Auf- und Ab-schiebungen bzw. Überschiebungen wirksam gewesen,sowie kleinräumigere ungleichscharige hkO-Verwerfer mithorizontaler Verwurfstendenz.

Nach Meinung der österreichischen Mitarbeiter sollteauch diskutiert werden, ob nicht das weiträumig gesehennach W abtauchende Xueshan-Faltensystem in der Tiefean der Minjiang-Zone synklinal gefaltet und an einer Flexurhochtransportiert wurde. Das würde auch die inverse La-gerung der von E nach W stratigraphisch geordnet zutagetretenden paläozoischen und triadischen Gesteine erklä-ren.

Bezüglich der bergbaulichen Situation in der Lagerstät-te ergibt sich die wichtige Aussage, daß die bis jetzt er-bohrten und aufgeschlossenen Erzlager von allen falten-den und zerscherenden Verformungen betroffen wurden.Sie sind als Körper daher zweifelsfrei prätektonisch ange-legt worden. Das bezieht sich aber nicht unbedingt aufden heutigen Mineralbestand und das derzeitige Gefügedes Erzes.

Als Analogon sind die tektonischen Verhältnisse etwa3 km östlich der Oasiya-Verwerfung zu erwähnen. Wir ha-ben dort Daten aus einem Kalkschiefer-Aufschluß mitTriasgesteinen gemessen und zeigen die stark gefaltetens-Lagen in der Lagenkugeldarstellung (Diagramm Abb.32). In diesem Faltenknäuel kommt deutlich die Tautozo-nalität der Schichtflächen zu einer mit 55° Neigung nachENE (6JO) einschiebenden Achse zur Geltung, derenStreichrichtung für dieses Xueshan-System charakteris-tisch ist.

Abb.32.17 s-Flächen als Großkreise mit Lotpunkten, ß- und B-Achsen aus einemTriasaufschluß etwa 3 km östlich der Quasiya-Verwerfung.

Abb.31.26 s-Flächen als Großkreise mit Lotpunkten und ß-Achsen aus Karbon-,Perm- und Triasgesteinen im N-Abschnitt des Lagerstättenfeldes west-lich der Quasiya-Störung. ..Daten nach der geologischen Ubersichtskarte (Abb. 13).

Im Nordabschnitt des auf 6 km Länge bekannten Lager-stättenfeldes ist zwar im störungsnahen Abschnitt derKarbongesteine eine Angleichung der s-Lagen an das er-wähnte NNE-SSW-Achsensystem geprägt, aber unterEinbeziehung des bis 1,5 km entfernten Gebietes fällt eineUmschwenkung der Achsen auf NE-SW bzw. ENE-WSWauf (Abb. 31). Dieses angedeutete Abschwenken der flä-chigen und achsialen Formelemente aus dem Minjiang-Quasiya-System und die Angleichung an das Maxin-Lüe-yang-System vollzieht sich offenbar schon wenige Kilo-meter westlich der Ouasiya-Störung.

N

Hinsichtlich der Scherklüfte im Bergbaugebiet bringenwir einige Flächenlagen der lagerstättenmäßig wirksamenOuasiya-Störung und einiger damit gleichschariger Ver-werfer zur Darstellung (Abb. 26). Es zeigt sich, daß diesein hOl-Lage zur steil SW-fallenden ß-Achse stehen undsich infolge aufgeprägter rechtwinkelig zu b verlaufenderHarnischstriemung auch genetisch als solche erkennbarmachen. Zu eben diesem ß sind auch Zerrkluftscharen

6.5.4. Die Erzkörper6.5.4.1. Aufschlußbefund

Das bis jetzt auf einer Grundrißfläche von 6 km (N-S) x0,1 bis 0,3 km (E-W) und mit einer Höhendifferenz von ca.600 m durch Bohrungen, Schurfgräben und Stollenaus-fahrungen erschlossene Lagerstättengebiet enthält in der

38


N-S-streichenden, möglicherweise obertriassischenGrauwacken-, quarzsandigen Kalkmergel- Tonschiefer-Abfolge fünf Metallanreicherungszonen mit zusammen 13schichtparallelen bzw. quasischicht- und störungsparal-lelen sowie linsenförmigen Erzkörpern. Die Haupterzzoneliegt in einem nördlichen Teilbereich, ist 1000-1600 mlang, 260-600 m tief und 1,3-5 m mächtig. Die Metallan-reicherung besteht aus der Erzmineralparagenese Py r it,Markasit, Arsenkies, Realgar, Antimonit undGold.Im südlichen Teilbereich des Lagerstättenfeldes beträgt

die streichende Länge der Lagererzkörper 240-1000 m,die Tiefe 140-395 m, die Mächtigkeit 1-5 m.Die Erzkörper sind allgemein infolge der intensiven Rot-

bis Orangefarbe der stark vertretenen Realgaraggregatesowie auch durch das Fe-Bisulfid makroskopisch gutwahrnehmbar, was freilich in den Schwarz-weiß-Bildern(Abb. 12, 33) der Grubenaufschlüsse nicht zur Geltungkommt.Allenfalls deuten aber diese Erzkörper schon im Auf-

schluß durch ihre Lagerposition im Sedimentverband,durch ihr laminares Gefüge im unbeschädigten und auchim verformten Zustand mit allen Feinheiten stetig-falten-der und unstetig-ruptureller Umformungen gemeinsammit dem Erzträgergestein, ganz wesentliche Teilbewegun-gen von Anlagerung und Umgestaltung an. Wenn auch dieAbgrenzung der Erzlager im Aufschluß bei fehlendemRealgar unscharf und in der Praxis problematisch ist,

Abb.33.Feinschichtiger Lagenbau in Realgar-Erz im C-reichen Sericit-Quarzit-Schiefer von Dongbeizhai mit steiler Lagerung.Grubenaufschluß, Ulm im Schurfstollen in 3.424 m Höhe.

so kann doch generell im N-Feld weitgehend der Quasi-Parallelismus von Erzlager und Störungszone, im S-Feldaber ein gewisser Abstand von Erzlager und Störung be-merkt werden.Die derzeit besten Aufschlüsse der Erzkörper sind im

Grubenbau des Schurfbergbaues zu sehen. Im Falle deroffenbar häufig starken Beteiligung von Realgar in der Pa-ragenese fallen Lage und Begrenzung des Erzes durch diefeuerig orange bis rote Farbe hervorragend auf; andereErzminerale hingegen viel weniger. Der deutliche erste Ein-druck eines Erzlagers mit Parallelismus oder zumindestQuasi-Parallelismus im Schichtverband des schieferig-phyllitischen Triasgesteins (Abb. 12, 33) wird bei gen aue-rer Beobachtung infolge eines feinschichtigen Lagenbau-es Realgar/Schwarzschiefer/Quarzit und der offensicht-lich gemeinsamen faltenden und rupturellen Verformungnoch erhärtet. Infolge der schon makroskopisch auffallen-den Kristallinität des Haupterzbildners Realgar,kann aller-dings noch keine genetische Aussage gewagt werden,und es wird die Bewertung des Mikrogefüges entschei-dend sein.Bisherige Aussagen von Seiten des Bergbaues über

Form und Ausdehnung einiger größerer Erzkörper im Gru-benbau lauten wie folgt:- Erzkörper I: Orientierung: 11°,49° W. Streichende Länge320 m, Mächtigkeit 1-2 m, nachgewiesene vertikaleTeufe 80 m; großlinsenförmig; 49 m östlich der Haupt-störung verlaufend.

- Erzköper II: Orientierung: allgemein N-S-Streichen,W-Einfallen oben flacher, nach unten zu steiler. Strei-chende Länge 1.200 m, Mächtigkeit durchschnittlich3,9 m, nachgewiesene vertikale Teufe 420 m; quasi-schichtförmig, deformiert.

- Erzköper III: Orientierung: 354° bis 5°, oberflächennah50°, in der Tiefe bis 86° W-einfallend; lagerförmig unmit-telbar an der Hauptstörung verlaufend. StreichendeLänge 450 m, Mächtigkeit durchschnittlich 2,4 m, nach-gewiesene vertikale Teufe 400 m; großlinsenförmig.

- Erzkörper IV: Orientierung: allgemein 30°, 12°-75° W-Fallen. Streichende Länge 240 m, Mächtigkeit 2,65 bis5,65 m, nachgewiesene Teufe 300 m; großlinsenförmig.Erzkörper V: Orientierung: 358° bis 3°, 30° bis 60° W-einfallend. Streichende Länge 800 m, Mächtigkeit 0,84bis 5,43 m, nachgewiesene Teufe 266 m; großlinsen-förmig.Besondere Bedeutung kommt aber noch weiter dem

Aufschlußbefund zu, wonach mechanisch-abgescherteund vom Erzlager weggedriftete Schollen im tauben Ne-bengestein separiert eingebettet sind (Abb. 34). Solchetektonische Zergleitungen, vor allem in hOl-Lagen desGefüges, erkären somit auch lokale schwache Diskordan-zen zwischen Teilen des Erzlagers und des Nebenge-steins, die zum Quasi-Parallelismus führen; Befundeübrigens, die sich auch im erzfreien Nebengestein erge-ben. Dieses Zergleiten in den Hauptschieferungsflächenund in hOl-Flächen des Erzgefüges ist also nicht auf dasErzlager beschränkt.Nicht unerwähnt kann ein Befund nach LI Xiaozhuang et

al. (1989) und ZHENGMinghua(1989) bleiben, wonach inder Quasiya-Verwerferzone in Verbindung mit dem alte-rierten Diabas schwache Goldvererzung gefunden wurde.Von chinesischen Wissenschaftern wurden entlang

einer Meßlinie Gesteine vom Bereich des Quasiya-Verwer-fers quer zum Schichtverband 60 m weit entnommen undauf Au, As und C analysiert. In Abb. 35 kommt mit den kor-relierbaren Au- und As-Werten eine relative Anreicherungin drei goldhöffigen Schichten bzw. Erzlagern zur Geltung.

39


Abb.34.Von einem schichtgebundenen Erzkörper tektonisch abgescherter Teil-bereich mit Realgar-Erz.Die im C-reichen Sericit-Quarzit-Schiefer separierte kleine Erzschollezeigt Biegegleitfaltung und Zerbrechung.Grubenaufschluß, Firste im Schurfstollen des Bergbaues Dongbeizhai.

Aber auch ein gewisser Zusammenhang zwischen Au, Asund Corg kommt zum Ausdruck.

6.5.4.2. Mikroskopische Befunde

Die Bewertung der Handstückanschliffe unter verschie-dener Vergrößerung bestärkt den Verdacht eines weitge-hend gemeinsamen Entwicklungsablaufes von Begleitge-stein und Erzlager (Abb. 36, 37, 38). Das derzeit vorliegen-de Gestein und Erz zeigt die Merkmale eines Tektonitge-füges, sodaß dessen Mineralbestand und Gefüge nichtsoder nicht mehr viel mit dem primären Stadium gemein-sam haben muß. Es zeigt sich aber im Befund des dm-Größenbereiches, daß nicht nur vererzte Deformations-brekzien und Mylonite, sondern am häufigsten ein nach szerglittenes Gefüge vorliegt, in welchem alternierendRealgar, pyritreicher Quarzit sowie Sericit-Quarzit-Schie-fer und psammitische Feinschichten den Lagenbau ge-stalten. Es treten auch die tektonischen Entmischungenähnlichen Aggregate im verschieferten und phyllonitisier-ten Erzkörper (Abb. 37, 38) und die über weite Erzanteiledominierend zementierende Rolle des Realgars in Ruptu-rennetzen (Abb. 39,40) in Erscheinung.Somit ist es wichtig, die sichtlich komplexe Entwicklung

des Erzgefüges zu analysieren und schrittweise nach wo-möglich mehreren relikten Vorgängerstadien zu suchen.Zum Beispiel lassen feinlaminierte Pyritanreicherungenmit strenger Wahrung ihrer Lage im inhomogenen Parallel-gefüge der Gesteins- und Erzabfolge ihre Bedeutung alsRelikte von ursächlichen Sedimentgefügen erkennen.

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Abb.35.Räumliche Beziehung der Au-, As- und Corg -Gehalte quer zum ca. N-S-streichenden triassischen Schichtverband und zum Hauptverwurf an derN-S-streichenden Quasiya-Störung (F1).Abstand in m.

40


Abb. 36. ...Die teils präzise, teils statistisch lagenförmige Anordnung der Realgar-Aggregate (grau) entspricht dem Feinlagenbau des sericitisch-quarziti-schen Triassedimentes (grauschwarz).Dongbeizhai. Erz-Großanschliff. Maßstab: mm-Papier.

Abb.37. ..Linsenförmige Entmischungen von Realgar (grau) in der feinlagigenRealgar-Sericitschiefer-Abfolge (grauschwarz) mit Quarzdetritus ineinem schichtgebundenen Erzkörper von Dongbeizhai.Großanschliff. Maßstab: mm-Papier.

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Abb.39. •Mit Realgar vererzte tektonische Deformationsbrekzie. Feingeschichte-ter Triaskalkstein (weißgrau, s horizontal) ist belteropor nach dem tekto-nisch verursachten, s-diskordanten Zerrfugennetz mit Realgar (grau)verheilt.Großanschliff, Maßstab: mm-Papier.

Abb. 38. ...Gemeinsame faltende Verformung des Lagenbau-es, bestehend aus Realgar (grau), sandigem Mer-gel (schwarzgrau) und kohlig-grafitischem Tonse-diment (schwarz).Faltenknie rechts unten. Realgar in relikten Feinla-gen und entmischten, sammelkristallisierten Ne-stern. Detritische Quarzkörner: grauweiß.Dongbeizhai. Großanschliff, Maßstab: mm~Papier.

41


Abb.40.Kalksteinlage im Nebengestein der Lagerstätte Dongbeizhai. s-diskor-dante, syntektonische, statistisch ausgerichtete feine Spalten mit Real-gar vererzt. Kalkstein weißgrau, s im Kalkstein durch Ton und Pyritschwarz, Realgar grau.Großanschliff, Maßstab: mm-Papier.

6.5.4.2.1. Mineralbestand der ErzkörperNeben dem normalen, im Erzkörper mitenthaltenen

Gesteinsanteil, z.B. Tonschiefer, Sericit-Quarzitschiefer,"Grafitschiefer", fällt vor allem der Quarzreichtum auf(Abb. 41-45). Authigen treten auf: häufig Pyrit, Realgar,Markasit, Arsenkies, Antimonit, ged. Arsen, und die La-gerartminerale, also Begleiter, Quarz, Calcit; untergeord-net Magnetkies, Fahlerz (As-haltiger Tetraedrit), Zink-blende, Kupferkies; selten ged. Gold.Diese als authigen bezeichneten, aus Lösung kristalli-

sierten Erz,- und Begleitminerale werden im einzelnen kurzbeschrieben. Von chinesischen Forschern liegen sehr de-taillierte Beobachtungen über Korngrößen und gegensei-tige Verdrängungen vor, die zu einer mitunter umfangrei-chen Unterscheidung von Mineralgenerationen geführthaben Es ist uns allerdings bewußt, daß verschiedeneKorngefüge eines Minerals nicht Altersunterschiede be-deuten müssen. Wir wollen daher eine Überdeutung ver-meiden und ohne vorgefaßte genetische Meinung dieseEinteilung nicht mit Einzelheiten übernehmen. Wir nützenaber sichere Gefügemerkmale dann, wenn sich darausvon Fall zu Fall eine genetische Beurteilung der Kristallisa-tion erzielen läßt.PYr i t erscheint in mehreren Gefügevarianten, die von

chinesischen Forschern in genetischer Reihenfolge fürGenerationen I-V gehalten werden(ZHENGMinghua, 1989). Zweifellos als äl-teste Generation und damit auch als syn-sedimentäres Produkt Lw.S. kann manPyritframboide beurteilen. Sie geltenauch als Indikator für biochemische Pro-zesse in reduzierendem Milieu. Außer ty-pischen Kügelchen, zusammengesetztaus< 1-2 jJ..mkleinen Mikrolithen, sindauch in der Feinschichtung ausgerichte-te Kleinkolonien zu sehen (Abb. 46). Wei-

Abb.41.Feinlagenbau im Erzkörper von Dongbeizhai.Sericitquarzit (SO), Arsenkies (A), Pyrit (P), Seri-citschiefer (S). In Mikrozerrfugen Ouarz (0).Schichtung diagonal.Dünnschliff, Nicols x.Bildausschnitt 3,3 x 2,2 mm.

42

Abb.42.Mergeliges Tongestein mit Sericitschiefer (linkeuntere Bildhälfte) und Calcit-Ouarzit-Deforma-tionsbrekzie (rechts oben).Schichtparallele Schieferung (diagonal) durchTon-Pyrit-Suturen (schwarz) erkennbar.Dünnschliff, Nicols +.Bildausschnitt 3,3 x 2,2 mm.


ters kann man isolierte Mikrolithe von höchstens 1 f.LmGröße dieser ursprünglichen Generation zuordnen.Pyrit-Globulite mit Aggregaten etwas größerer Kriställ-

chen kann man schon als Produkte einer ersten Sammel-kristallisation beurteilen. Deutlich größere idiomorphe

Abb.44.Realgar-zementierter Haarriß ist durch laminares Zergleiten nach denSchieferungsflächen (im Bild horizontal) S-förmig zerschert.Schieferung (s) durch dünne Sericitlagen (schwarzgrau) markiert.Quarzit (grau) im Stadium einer tektonischen Deformationsbrekzie;Realgar (grauweiß); Pyrit (weiß).Polierter Anschliff, 1 Nicol. Ausschnitt 1,8 x 1,2 mm.

Abb.43.Feinlaminierte Anreicherung von Pyrit-Idioblasten(weiß, unten) und Arsenkies-Kriställchen und-Aggregaten (weiß, oben).Polierter Anschliff, 1 Nicol.Bildausschnitt 3,7 x 2,6 mm.

Kriställchen und hypidiomorphkörnigeAggregate, die auch Markasit enthaltenkönnen, werden als jüngere Generationsyn- und postdiagenetischer Stadiengesehen. Sie treten nicht nur in den Erz-körpern, sondern auch, so wie alle diese"Generationen", im Nebengestein auf. ImRahmen der Kornvergröberung fällt häu-fig Zonarbau durch Mikrolithenein-schlüsse beim stationär unterbrochenenWeiterwachsen der Idioblasten auf

(Abb. 47). Auch Interngefüge vom Typ si sind verschiedendeutlich entwickelt. Sie konservieren die vorkristalline s-Lage im Kern des Idioblasten, der seine Außengestalt aberdurch Weiterwachsen mit dem reinen, jüngsten Anwachs-saum noch verbessert hat. Relativ junger Pyrit ist mitunterzusammen mit jungen Kristallisaten von Realgar, Quarzund Calcit auch im Zerrfugennetz der Erzkörper zu finden.Eine andere primäre, als synsedimentär i.w.S. einzuschät-zende Pyritvariante sind kolloforme Bildungen im schich-tigen Verbande. Diese ursprünglichen Gelbildungen vonMelnikovitpyrit in konzentrischer Kügelchenform oderfeinlagigem Aufbau bezeugen Mineralanlagerungen ausschwach temperierten Lösungen, wie sie im sedimentärenBildungsstadium bekannt sind. Geochemische Daten füh-ren wir im nachfolgenden KapiteI6.5.4.3 an.

Realgar (AsS) ist hier eines der wichtigsten Erzmi-nerale. Zwei Typen von Realgar sind in den Erzen mit Si-cherheit zu unterscheiden; wahrscheinlich liegen aber vielmehr vor.

- Realgar-I (Re-I) in der Form von sehr feinen, mikrokri-stallinen Körnern, teils im geschlossenen, xenomorph-körnigen Gefüge mit Korngrößen von 6-80 f.Lm (Abb.51), teils noch feinkörniger eingeschlossen in Quarzoder Calcit (Abb. 52,53). Derart mit Realgar pigmentier-ter Quarz und Calcit weist dann je nach Tiefenlage derEinschlüsse orangegelbe bis gelbe Innenreflexe auf,was auch makroskopisch zur Geltung kommt.

- Realgar-li (Re-li) ist dominierend im Erz vertreten inForm von hypidiomorph- bis xenomorphkörnigen Ag-gregaten, mit Korngrößen um 0,1-0,2, ja auch bis 1 mm,gelegentlich mit polaren Wachstumsfronten, ist inschichtähnlichen Lagen (Abb. 12, 33, 36, 37, 38) sowieals belteropores Kristallisat in Schieferungsfugen, netz-förmigen Haarrissen (Abb. 39, 40, 54) und Kluftsyste-men enthalten. Metasomatische Konturenveränderun-gen gegen Quarz, Calcit und Antimonit sind häufig. Be-sonders häufig kommt Realgar als Zement im Fugen-netz von Deformationsbrekzien vor (Abb. 39, 40, 54).Die schieferungsparallelen, stoffkonkordanten Real-gar-Lager im großen und kleinen sind zusammen mitdem Nebengestein gemeinsam gefaltet und zerschert(Abb. 12,34,38,55). Wahrscheinlich gibt es analog Py-rit, Quarz, Calcit noch mehrere Generationen vonRealgar-Kristallisaten, die allerdings nur im Erzgefüge,nicht aber in ihrem Habitus unterscheidbar sind.

43


44

Abb.45.Reliktgefüge aus dem primären Anlagerungssta-dium in Form von Mikrofeinschichten (vertikal), be-stehend aus Sericit (schwarzgrau) mit Pyrit (weißeKriställchen), Spuren von Rutil, Grafit, und Quarzit(verschieden grau) mit Calcit (verschieden weiß-grau), Spuren von Realgar (grauweiß) und Rutil.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Bildausschnitt 0,9 x 0,6 mm.

Abb.46.Im Mittelteil der Pyrit-Feinlage (diagonal links un-ten-rechts oben) s-parallele tektonische Zersche-rung mit Kataklase bis Mylonitisierung der z.T. zo-nar gebauten Idioblasten. Am linken oberen Randder Pyritlage relikte Pyrit-Framboide.Pyrit: weiß, Quarzit: grauschwarz.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 0,9 x 0,6 mm.

Abb.47.Pyrit-Idioblasten zeigen durch unterschiedlichePigmentierung z.T. mehrere Wachstumsraten an.Im großen Pyritaggregat deutliches Intergefüge Si(horizontal) durch umwachsenen Altmineralbe-stand von Sericit und Quarz. Feinlagig angeordnetePyritpigmente im Quarzit bilden Verlagerung ders-Fläche durch Feinfältelung ab.Pyrit: grauweiß; Quarz: grauschwarz.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 3,7 x 2,4 mm.


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10Analyse-Nr.5

Man muß aber auch auf feinkörnige Rekristallisate inScherungszonen aufmerksam machen, die zweifellos eineder jüngsten Bildungen darstellen.Markasit (FeS2) ist im Erz zwar schwach, aber als

häufiger Begleiter von Pyrit, und dementsprechend auchin verschiedenen Generationen vertreten. Genetisch wert-voll sind nach einem Feinlagenbau ausgerichtete, aberzerbrochene Krusten, welche im Vergleich zu den idiomor-

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50

54

42

44

46

52

Auripigment (As2 S3),oft wegen makroskopischgelber Farbe des Erzesvermutet, erweist sich aberoffenbar nur in der Oxida-tionszone als junge Sekun-därbildung vorhanden.Antimonit = Stibnit

(S b 2S 3) liegt nach Aussa-gen chinesischer Mitarbei-ter in mindestens zwei Ge-nerationen vor:- Antimonit-I (St-I) ist in Form isometrischer und hetero-metrischer Aggregate, meist mit den typischen Zerknit-terungslamellen und mit Mikrofältelungen in Quarzit-,Quarz-Calcit- und Realgar-Kristallisaten, insgesamtaber eher selten zu sehen (Abb. 56,57,58);

- Als Antimonit-II (St-II) wird von chinesischer Seite eineAggregatform aus langsäuligen Kriställchen, radial-strahlig, z.T. in Realgar eingeschlossen bezeichnet.

Abb.48.Elementverteilungs-MeßIiniedurch einenzonar gebautenPyritmittels MikrosondeanalysemachtunterschiedlicheAs-, Fe- und S-Gehalte deutlich: Kern fast As-frei: <1 % (Diagrammmitte, un-ten); Mittelzone9-11 % As,wobeieinerelativAs-reichereundAs-är-mereSubzoneentwickelt ist; Au-ßenzone3 -4 % As.

Abb.49.As (Lu)-Verteilungsbild eines zonar gebautenPyritkristalls (helle Ab-schnitteAs-reich).Mikrosondenanalyse.Ausschnitt0,115 x 0,09 mm.

Abb.50.BSE-BilddesPyritkristalls vonAbb.49.DieverschiedenenGrauwertezeigenin dieserchemischenFlächenanaly-sedenwechselndenAs-Gehalt:je heller umsoAs-reicher.

45


Abb. 51.(Ausbruchgefährdetes) fast geschlossenes grano-blastisches Realgar-Korngefüge mit angedeutetgefaltetem Si (Sericit, feindetritischer Quarz, linkeBildhälfte).Realgar: grau; detritischer Quarz: schwarzgrau; ka-taklastischer Antimonit: grauweiß; Ausbrüche undKratzer: schwarz.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 3,7 x 2,7 mm.

Abb.52.Reliktes Realgar-Interngefüge in Form von si-Pig-ment in Quarz-Xenoblasten, welche in granoblasti-schem Realgargefüge verteilt sind.Erz der Lagerstätte Dongbeizhai.Realgar: schwarzgrau, schwarz; Quarz: weiß.Dünnschliff,1 Nicol.Ausschnitt 1,4 x 0,9 mm.

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46

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Abb.53.Realgar-Pigment (horizontal) als reliktes Si inGrobquarzit. Realgar-gefüllte Zerrisse.Realgar: schwarz, grauschwarz; Quarz: grauweiß.Dünnschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 1,4 x 0,9 mm.


Abb.54.Quarz-Deformationsbrekzie mit kataklastischenQuarzkörnern, deren Konturen durch belteroporeMetasomatose von Realgar angegriffen, verändertund die netzförmigen Hohlräume mit Realgar ver-heilt wurden.Kataklastischer Markasit: weiß; Realgar: weißgrau;Quarz: schwarzgrau.Dongbeizhai-Erz im polierten Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 1,8 x 1,2 mm.

Abb.55.Verschiefertes Sericit-Quarzit-Realgar-Erz: bestehtaus detritischen Komponenten von z.T. kataklasti-schem Quarzit, Sericitquarzit und feinlagig gehäuf-tem Sericit, mit Grafit sowie authigenes Realgar-Kristallisationsgefüge.Der mechanisch anisotrope Lagenbau, als Gefüge-relikt des primären Anlagerungsstadiums, zeigtmonoklin-symmetrische Biegegleitung bevorzugtin s, mit Umfließen von starren Hindernissen.Pyrit: weiß; Realgar: weißgrau; Quarz: schwarz-grau; Sericit: feinschuppig, schlierig, schwarz-grau-schwarz.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 9,3 x 6,2 mm.

Abb.56.Einscharig deformiertes Antimonitkorn, einge-schlossen in kristallinem Realgar-Korngefüge.Mikrorisse im Antimonit mit Realgar verheilt. Detri-tische Quarzkörner als Einschlüsse in Realgar undAntimonit, besonders gehäuft im unteren Bild-teil zusammen mit Sericit als repräsentierendes-Fläche.Pyritkörner: weiß; Antimonit: weißgrau; Quarz undSericit: schwarzgrau-schwarz.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 0,3 x 0,2 mm.

47


48

Abb.57.Im Gitterbau (Knitterungslamellen) und gitterunab-hängig (Mikrorisse) deformiertes Antimonitkorn inRealgar- Krista IIisati 0 nsgefü ge.Sericit-sj (im linken oberen Bildteil diagonal linksunten nach rechts oben) als dunklerer Streifen an-gedeutet.Polierter Anschliff, Nicols x.Ausschnitt 0,9 x 0,6 mm.

Abb.58.Antimonit, lamelliert, in geschlossenem Realgar-Kristallisationsgefüge. Ausbrüche schwarz.Polierter Anschliff, Nicols x.Ausschnitt 1,8 x 1,2 mm.

Abb.59.Nach S (im Bild diagonal) zerschertes Markasitfrag-ment in Sericit-Quarz-Realgar-Schiefer.Im Mittelteil des Bruchstückes polare und bipolareMarkasit-Neukristallisate. Darauf bezogene post-kristalline Kataklase und teilweise Mylonitisierungdes Markasits führt zu Mikrospaltenbildung undnachfolgende postdeformative jüngste Verheilungderselben mit Realgar und Quarz.Markasit: grauweiß; Realgar: grau; Quarz und Se-ricit: grauschwarz bis schwarz.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 1,1 x 0,7 mm.


Tabelle 6.Corg-, Au., Ag-, As. und Hg.Gehalte von ellführendem Nebengestein und Erz der lagerstätte Dongbeizhai.C = KohlenstolI, Cc = Calcit, Py = Pyrit, Qz= Quall, Re = Realgar, Sc = Sericit.

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-23.00: Kalkstein : 0.05 : 0.058: 1.00: 1801 1.7:::::::~:?:~:;:g:QL:::::::9.~ri~(tIg:~r.::f.q:Ö:::IÖ:::ß!~f.(~y.!9.~IL:::::::T::::::Q:f~L::T:::f{.:~:?~L::9.:.:~:~:::::L::::::::::::::~::QL::::::?:~:;:?.......:.??:.9.9lJ~!.~.~~Hg~J9..~.!g~~I...9..~.~.~!~!g~!....$.~~9..~~~!~..l.......9.:.~.~.......L.. ... .!:.~.?~L ...9.:.~.~....L.........Jß..q.L .........t?.:.~

-26.00: Sandstein mit Re und Ce : 0.09 : 0.604: 1.03 i 1970: 9.4::::::::::::~:?:?:~L::::::::::::::::::::9.r.~p.hhI~9.ri~i:::p.hy.IüC:::::::::::::::::::T::::::Q:~~:~L:::L:::::Q:.::f~~L:::f.:?:~:::::!:::::::::::TQ:QL::::::::::~:;:?

-27b! kieseliger Sandstein mit Py l 0.16 l 0.172: 0.83 [ 1260: 6.4::::::::::::~:?:~:~L:::::::9.~h~hIg.~r.::t.9.:ö::I6:::k!~f.(~yj9..~H:::::::::::::::::::9.:.f{::::L:::::Q~:~:~~L::I:9.:~::::::::::::::::::::::t::QL:::::::::::?:j............:.?~.~l. $.~D9..~~~.!~..!n.iJ.9;?::9..9.:.G.~~gg~.~.~ : 9.:.Q.~ l 9.:.Q.~~! .9.:.~.~ : 4..!? .9.l ~.:.?.......:.?~.:.9g1 9..~.~.~!~!g~~..p.~.y.!!!~..~.!t..!3.~ : .9.:.~.~ l ~.:.~.~.?L.9.:.~.~ : ??.~..91 J..4..:.9

D-C-1! kalkiaer, C-haltiaer Siltstein : 0.91 : 0.004: 0.01 1 :

Abb.60.Gefaltete und zerbrochene, primär feingeschichte-te Markasitscholle, begleitet von Schwärmen vonPyrit-Mikrolithen im Sericit-Karbonat-Quarzit-Schiefer des Dongbeizhai-Erzes. s-diskordanteMikrozerrisse mit Realgar und Quarz verheilt.Markasit und Pyrit: weiß; Realgar: grau; Quarz undSericit: grauschwarz-schwarz.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 3,7 x 2,4 mm.

Tabelle 7.Chemische Meßdaten (% bzw. ppm) von Pyrit der lagerstätte Dongbeizhai.Analytik: AAS und ICP in China. leere Zellen = nicht bestimmt.

49


phen Kriställchen und Aggregaten mit kristallinem Pyritoffensichtlich ein sehr altes, möglicherweise ursächlichesRelikt repräsentieren (Abb. 59, 60).

Ars e n k i e s (F eAs S) macht nur einen sehr kleinen An-teil im Erz aus. Der Gehalt liegt normaleweise unter 1 %,aber das Erzmineral ist doch weit verbreitet zu sehen.- Arsenkies-I (Apy-I), in der Form von sehr kleinen idio-

morphen Kriställchen, bzw. rhombenähnlichen Quer-schnitten (2-6 J.Lm), liegt zwar häufig unregelmäßig imerzführenden Trägergestein verstreut, bemerkenswer-terweise aber auch streng feinschichtig angereichertzusammen mit Pyrit (Abb. 43, 61), diesfalls auch mitjüngeren Individuen.

- Arsenkies-li (Apy-II), etwas gröberkristallin (Quer-schnitte etwa 0,09-0,2 mm), ist hypidiomorph undidiomorph, säulig und tafelig, sowie auch mit Drillings-formen entwickelt (Abb. 62). Er tritt ebenfalls häufig ver-gesellschaftet mit Pyrit auf. Der Arsenkies erweist sichchemisch als rein, ist aber, wohl durch submikroskopi-sche Einschlüsse, einer unserer Au-Träger (Tab. 8).

Ge die gen e sA rs e n (As) ist bekanntlich in der Natursehr selten zu beobachten. Aber in der Lagerstätte Dong-beizhai ist es eine fast häufige Nebenkomponente desErzes. Ged. Arsen kommt meistens mit Realgar zusam-

men vor sowie auch in Pyrit-reichen Quarz-Calcit-Aggregaten. Es zeigt isometrische, meist aggregierte,oder auch unregelmäßige Formen, mit Korngrößen um0,005-0,15 mm. As ist auch als Verheilung von Mikrofu-gen, mit kleinen Pyrit-Einschlüssen und von Realgar-Äderchen durchzogen ab und zu zu identifizieren. Die che-mische Zusammensetzung des ged. Arsens variiert stark.Meistens ist es So, Fe- und Sb-haltig, aber ohne Gold(Tab.8).Goi d (A u) ist in der Dongbeizhai-Au-Lagerstätte so

gut wie unsichtbar, was sich durch zahlreiche Untersu-chungen mit Mikroskop, Mikrosonde und Rasterelektro-nenmikroskop ergibt. Bis jetzt wurden nur in den oberflä-chennahen Teilen von Erzkörpern ca. zehn mikroskopischsichtbare Au-Körner gefunden, die eine Körngröße von<1-1 0 J.L aufweisen und unregelmäßig konturiert an Korn-rändern oder in Mikrorissen von Pyrit, Quarz oder Realgarvorkommen. Das Gold im Erz ist chemisch sehr rein, miteiner hohen Gold-Feinheit von 849-964. Das Gold vonDongbeizhai erweist sich also im Erz fast nur in submikro-skopischer Größe gebunden an die Erzminerale Pyrit, An-timonit, Arsenkies, Realgar, sowie wahrscheinlich an Ton-minerale und kohlige Substanzen. (Tab. 7,8). Die Untersu-chungen sind zwar noch nicht so weit gediehen, daß end-gültige Ergebnisse vorgelegt werden können, aber es

besteht die Auffassung, daß ca.40-50 % des Goldes, überwiegend inPyrit, in Tonmineralen oder organischenSubstanzen enthalten sind (Tab. 9).Qua r z (S i O2 ) ist hier nicht nur als

Gesteins-Quarzit und -Quarz allothige-ner Herkunft, sondern auch als wichtig-stes authigenes Begleitmineral im Erz zubezeichnen. In diesem genetischen Rah-men sind zumindesrt drei Quarz-Gnera-tionen unterscheidbar:

Abb.61.Das im Erz von Dongbeizhai erhaltene, im Kleinbe-reich mitunter homogene, kohlig-grafitische Seri-c it - Karb 0 nat -Qua rzit -A rse nki~s- Pyrit - Lagen gef ü-ge erweist sich im größeren Uberblick (außerhalbdes Bildes) als inhomogen-schichtig.Pyrit und Arsenkies: weiß; Karbonat: undeutlichgrau; Quarz: schwarzgrau; Sericit: grauschwarz.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 0,9 x 0,6 mm.

50

Abb.62.Ausschnitt einer Arsenkies-reichen Feinlage imKarbonat-Quarzit.Arsenkies: weiß; Karbonat: grau; Quarz: schwarz-grau.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 0,9 x 0,6 mm.


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Nr. , Mineral i Au \ Ag i Cu i Pb i Zn . Sb . As . Fe . Ni ; Co. S iSumme! KIA.Divk~8~ : Äntimo.n~ Til:.1.4Tö 1.1To ö.4T T'ö' ..4S..:6li92r ..1.:.üi\""" :..Ö 02T'O:05"T'28".'21r"'ggjsT1':'S6'PÜi::::::::::::r::A~~!~~~::::n~;:Ü:r::::::::r::::::::::IIQ~::::::::::::::::r?9.;~QL:I~~L::::::::::::L:::::::::::;:::::::::::::r?:t:.T~I:j:Q9.:.:I~F:~Q:OIVk-B. 1 Antimonit 10.0010.0710.001 10.26 162.02111.251 10.00 i 0.00 126.331 99.9311.89

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05. I Arsenkies :0.01 :0.001 : : : : 43.27! 35.11: i : 19.85: 98.24: 1.90D6~ T Äiiä.iikies ..-r(üjoTöj)i: T i r T"4i):«1"'3Sj'2i T :..2f:1'sr g.s5äTf9'1

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g~~)~~tli=tI[~~tö~~I~~j~~~t~~~t~;~i~,I::~~~t~~~~!=ö~JiiEliUHIOB10. i Realaar :0.01 : : i : : : 68.971 i i 130.00: 98.98: 1.02

Tabelle 8.Mikrosonde-Meßdaten(%) von Erzmineralender Lagerstätte Dong-beizhai.• = in China analysiert;alle anderen Probenvon Llu Jianming ander Universität lnn-sbruck analysiert.Standard: Troilit, Pent-landit und reine Me-talle; 15 KV.KIA = Mol-KationenlMol-An ionen. LeereZellen = nicht be-stimmt.

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Tabelle 9.Au-Anteil im Pyrit verglichen mit dem Au-Gehalt des Erzes in Dong-beizhai (nach Wu Guifang, 1988).

- Als authigenen Quarz-I (Qz-I) kann man xenomorph-mikrokristalline, z.T. Chalcedon-artige Si02 -Aggregatehäufig in feinschichtiger Position, und oft verunreinigtmit Sericit, inkohltem Phytodetritus, detritischen Psam-mitkörnern und Schwermineralen sowie mit Calcit, au-thigenen Sulfidmineralen, vor allem Pyrit, Markasit, Ar-senkies bezeichnen. Bemerkenswert ist auch der im

52

kleinen und großen manchmal deutliche Lagenbaudurch Wechsellagerung und unterschiedliche Beteili-gung der genannten Pigmente (Abb. 63), vor allem aberdie Mitbeteiligung des hier wichtigen ErzmineralsRealgar. Die Erhaltung eines Feinlagenbaues ist aller-dings nur in Kleinbereichen nahezu ungestört, denn imallgemeinen stört oder verdeutlicht eine intensive lami-nare Zergleitung die Inhomogenitätsflächen S alsSchieferungsfläche, und zwar parallel und quasi paralleleiner relikten Sedimentfeinschichtung ss.Eine Qz-II-Generation ist in Form von sammelkristalli-sierten, xenomorph- bis hypidiomorph-feinkörnigenAggregaten im Verbande der Qz-I-Massen zu sehen. Ei-ne Gefügevariante des Qz-II verheilt auch s-paralleleund diskordante Mikrofungen, häufig in Paragenese mitPy-Il, Ce-li und auch Re-lI.Sehr häufig ist eine Qz-III-Generation mit hypidio-morph- bis idiomorph körnigen Individuen, oft mit Zo-narbau durch Mikrolitheneinschlüsse zu identifizieren,an denen manchmal ein Weiterwachsen mit Ausgestal-tung noch vollständigerer idiomorpher Begrenzungsflä-chen der Idioblasten nachzuweisen ist. Als charakte-ristisch ist die häufige Pigmentierung des Quarzesin den Erzkörpern mit mikro- bis kryptokristallinemRealgar zu bezeichnen (Abb. 52, 53), was zur Gelb-,

'.J Orange- bis Rotfärbung des Quarzesführen kann. Außer Realgar tragen auchandere Pigmente, wie Sericit, Grafit, u.a.zum Interngefüge zonar oder als Si bei(Abb.64).

Abb.63.Karbonatischer, Realgar-vererzter, Pyrit-Sericit-Quarzit-Schiefer im Erz von Dongbeizhai.Die Sericitaggregate (schwarzgrau) mit viel Pyrit-Kriställchen (weiß) bilden teils die relikte Fein-schichtung ab, teils sind die Feinlagen durch dieVerschieferung zerrissen und disloziert. Feinstkri-stallines Karbonat- (weißgrau fleckig) Quarzit-(grau) Gefüge als Matrix. s-transversale Mikrozerr-fugen mit jüngstem Realgar (grauweiß) auskristal-lisiert.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 3,7 x 2,4 mm.

Abb.64.Sammelkristallisierter Quarzit mit reichlich In-terngefüge, teils durch mikrokristalline Realgar-Einschlüsse als Si, teils als Realgar-Kristallisate inM ikro-Zerrfugen netz.Man beachte die Wachstumsfronten der jüngstenQuarzkristallisation mit hypidiomorphen Konturengegen Realgar.Quarzit: grauweiß; Realgar: schwarz.Dünnschliff,1 Nicol.Ausschnitt 1,4 x 0,9 mm.


Abb.66.Intragranulare Deformation eines schon zwillings-lamellierten Calcitkristalls durch Biegung der La-mellen und Mikrospalten.Wegsam ke itsbed i ngte Real ga r- Kristall isati 0 n.Nachfolgendes Zergleiten nach den Lamellen führtteilweise zu S-förmiger Verkrümmung einer Real-garspalte. Syn- bis postdeformative Kristallisationim Dongbeizhai-Erz.Calcit: grauweiß, lamelliert; Quarz: grauweiß-grauundulös, rechts unten, mit Interngefüge von Seri-cit- und Realgar-Pigment; Realgar: grauschwarz.Dünnschliff, Nicols x.Ausschnitt 3,3 x 2,2 mm.

6.5.4.2.2. Mikrogefüge

Das "Erz" in der Definition als metallhaltiges Gesteinenthält, wie der polymikte Komponentenbestand be-zeugt, Mineral- und Gesteinspartikel. In den Erzkörpernsind viele "Gesteinsareale" enthalten, Gesteine jener Ty-pen, wie sie als Nebengestein identifiziert sind.Der in diesem farbigen Erz in jeder Größenordnung zur

Geltung kommende, wenn auch stark deformierte Feinla-genbau (Abb. 12,33,34,36,37,38,67,68,69) erweist sich

u.d.M. als laminarer Materialwechsel vonhauptsächlich Realgar, teilweise Calcit-haltigem Quarzit, Sericit-Quarzit-Schie-fer, die zwei letztgenannten mit charakte-ristischen Einschaltungen der Nebenge-mengteile Pyrit/Markasit, Arsenkies und

Nebengemengteile im ErzMagnetkies, Fahlerz, Kupferkies und Zinkblende kom-

men im Erz von Dongbeizhai nur untergeordnet, z.B. alsEinschluß, Verdrängungssaum und Pseudomorphose,aber nicht in allen Lagerstättenbereichen vor.

als Druck- oder Wachstumszwillinge übrigens bei allenIndividuen der Generationen II und III entwickelt(Abb.66).Calcit wird wie Quarz häufig von Realgar mit Konturen-

verlagerung angegriffen, aber das ist keine allgmeingülti-ge Aussage.

LA-~)

Kataklastischer Quarz bzw. Quarzit istvon noch jüngerem Quarz, Calcit oderwie in Abb. 65 von Realgar verheilt.Diese gestaltlich unterscheidbaren

Formen des Quarzes, hier als "Genera-tionen" bezeichnet, berechtigen aller-dings nicht grundsätzlich, daraus einezeitlich-genetische Aussage zu machen.Denn wenn z.B. meroblastische Quarz-gefüge und Kristalloblasten mit schubweisem Wachstum,also gewissermaßen mehrere Generationen in ein unddemselben Kristall vereint sind, wird eine diktatorischeKlassifizierung als Grundlage für geochemische Aussa-gen sehr fragwürdig.

C a Ic i t (C a C 03) ist ein verbreitetes Begleitmineral inder Lagerstätte. Abgesehen vom allothigenen Calcitge-halt als Kalklutit und -arenit im Begleitsediment enthältdas Erz auch authigenen Calcit in mehreren Generatio-nen.- Cc-I bildet xenomorph-feinkörnige Aggregate in Sedi-mentlagen, Nestern und Haarrissen oft zusammen mitQz-I und Sericitdetritus. Man dart dieses Calcitgefügewohl als sedimentär i.w.S., einschließlich syndiageneti-scher Umkristallisation beurteilen (Abb. 41, 42).

- Cc-II ist am verbreitetsten und in Form xenomorph- bishypidiomorphkörniger Aggregate verschiedenster Po-sition, so auch in Zerrtugen und Gängchen, zusammenmit Qz-II, Pyrit, Realgar zu sehen.

- Cc-III ist weiß, grobkristallin und als Auskleidung klei-nerer und größerer Rupturennetze und anderer Hohl-raumformen, mit Quarz, mit oder ohne Realgar und An-timonit vorhanden. Unter dem Mikroskop sind die fürCalcit typischen polysynthetischen Zwillingslamellen

Abb.65.Beginnende Zementierung von ruptureIl beschä-digtem Grobquarzit (in Sericit-Quarzit-Schiefer)belteropor nach dem Spalten netz, mit mobilerKornkonturierung durch schwache Metasomatose.Kristallisations- und Deformationsgefüge im Erzvon Dongbeizhai.Pyrit: weiß; Realgar: grauweiß; Quarz: schwarz-grau.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 1,8 x 1,2 mm.

53


54

Abb.67.RelikterFeinlagenbauinnerhalbdesSericit-Calcit-Quarzitsim ErzkörpervonDongbeizhai,durchMitbeteiligungvon Pyrit undRealgar.GroßePyritidioblastenmit Quarz-Interngefüge.Diagonalzur Feinschich-tung verlaufendefeineSpaltenmit RealgarundQuarzverheilt. Mit Aus-nahmeder Sericit-Anteile:grauschwarz,lagig-Iinsig, Kristallisationsge-fügevon Quarz:schwarzgrau,Calcit:grau, Realgar:weißgrauundPyrit:weiß.Ausbrüche:schwarz.PolierterAnschliff, 1 Nicol.Ausschnitt3,7 x 2,4 mm.

Steinkohle/Semigrafit. Dabei entspricht die Zusammen-setzung des Quarzit- und Schieferanteils im Erz und auchdas Mikrogefüge dem beschriebenen Nebengestein. DieCharakteristik des Erzkörpers aber besteht im starkenQuarzitanteil, sowie in der auffallenden Beteiligung derErzminerale Realgar und Pyrit (Abb. 43, 54, 63).In diesem Rahmen der Paragenese bringt ausschließ-

lich das Gefüge, insbesondere Mikrogefüge, die deskrip-tive Grundlage für die Beurteilung der erzmineralogischenEntwicklung, ja überhaupt der Gesamtentwicklung alsErzkörper. Dies sollte freilich auch als Grundlage für jedegeochemische Interpretation genützt werden.Mineralhärte, Verformungsbereitschaft unmittelbarer

und mittelbarer Gefügepartner, Interngefüge der Erz- undBegleitminerale, vor allem si-Gefüge sowie das Verhältnisvon Neukristallisationen und Verformungen, bildenAspekte für die Bewertung.Die Tatsache, daß der Erzkörper aus einer Wechsellage-

rung schon bekannten Nebengesteins mit Quarzitschieferbzw. Phyllit, und neu hinzukommenden, in der Abfolge ge-wissermaßen fremden Mineralen besteht, führt den Weg inRichtung einer kritischen Überprüfung: was in diesem in-homogenen Parallelgefüge kann auf eine ursächliche sedi-mentäre Schichtung zurückgeführt werden?Wir geben den Vorrang den allgemein als schwer mobili-

sierbar bekannten Mineralen Pyrit, Markasit und Arsen-kies, denn sie könnten am ehesten wichtige Reliktgefügeaus ihrer früheren Entwicklung, vielleicht sogar der primä-ren Anlagerung vermitteln.Da ist die Identifizierung von, wenn auch nicht häufigen,

Pyritframboiden in Vergesellschaftung mit Pyritmikroli-then in Form von jJ..m-großen Kriställchen wichtig. Ihre Ver-teilung ist nicht nur homogen, sondern bevorzugt inhomo-gen-fein laminiert und zu Suturen gehäuft. Derartige Pyrit-gefüge sowohl im Quarzit- und Sericitschiefergestein alsauch in Realgar-Matrix erlauben nach Ansicht der öster-reichischen Autoren die Aussage, daß es sich um einMerkmal einer ehemaligen sedimentären Anreicherungs-phase handeln muß. Dies umso mehr, als diese Pyrit ge-füge, in denen übrigens Sammelkristallisation mit ent-sprechender Kornvergröberung erkennbar ist, auch gele-gentlich kolloforme Pyritaggregate mitenthalten. Sie be-stärken nach dieser Auffassung die Erkenntnis von der Er-haltung sehr alter Gefüge. Die ursprünglichen Gelformenwerden von Kleinkügelchen mit Schalenbau und in S ge-wachsenen Halbkugelformen sowie in Kombination mitden Globuliten repräsentiert. Es wird sich um Melnikovit-pyrit handeln.

Abb.68.TrotzSammelkristallisationin einemsChichtgebundenenErzkörpervonDongbeizhaierhaltenerkristalliner Feinlagenbaumit wechselndenAntei-len von Quarz (fein- und grobkristallin, grauschwarzbis grau), Calcit(fein- und grobkristallin, grau, z.T.zwillingslameliiert), Realgar(weiß-grau) undPyrit (weiß) in Sericitfeinlagen.Sericit-Feinlage(grauschwarz)nur untenim Bild sichtbar.PolierterAnschliff, 1 Nicol.Ausschnitt0,9 x 0,6 mm.


Abb 69.Pyrit- und Realgar-Erzführung aus verschiedenen Entwicklungsstadien.Untere Bildhälfte: Pyrit-reiche Sericit-Feinlagen bilden das Gefügereliktder ehemaligen Schichtflächen, jetzt als Schieferungsflächen s im Quar-zit ab.Obere Bildhälfte: Quarzit mit s-diskordanten Mikrozerrissen, verheilt mitRealgar.Pyrit: weiß; Realgar: grauweiß; Quarz: grau; Sericit: grauschwarz.Polierter Anschliff, 1 Nicol. Ausschnitt 1,8 x 1,2 mm.

Auch Markasit und Arsenkies als häufige Partner vonPyrit, in Form nur flom-kleiner separierter Kriställchen undkristalliner Aggregate sowie als Verwachsung, vermittelnden Eindruck weitgehender gemeinsamer Entwicklung(Abb. 70, 71).

Aber nicht nur das Eisensulfid-Gefüge bezeugt dieseAussagekraft, sondern ebenso auch die feinschichtigeund linsenförmige Wechsellagerung von Quarz, Quarzit-schiefer, Sericitquarzitschiefer mit Realgar und ihre ge-meinsame Verschieferung.Feinstlaminierte Abfolgen von Sericit, Pyrit, Arsenkies,

Quarzit, Calcit und Realgar vermitteln nach Ansicht derösterreich ischen Mitarbeiter den Eindruck eines reliktenprimären Anlagerungsgefüges, wenn auch Quarz, Calcitund Realgar bereits von einer Umkristallisation betroffensind und außerdem postkristalline Deformationen nach-weisbar sind.Daß die im Fugennetz jeder Größenordnung mit Realgar

vererzte Quarzit-Sericit-Deformationsbrekzie zu denjüngsten Vererzungsphasen zählt, steht ja außer Zweifel(Abb. 54, 63, 65, 73). Und diese Realgargeneration ent-spricht im Gefüge weitgehend der der schichtigen Real-garlagen und von Entmischungszonen. Sie erweist sich anden häufigen feingewellten und gezahnten Grenzen zuQuarz, Quarzit, Calcit als Verdränger derselben. MobileKonturen also, die zwar die Altersfolge der sich berühren-den Partner festlegen, aber keinesfalls das Verschwindenganzer Gesteinspartien erklären können. Denn auch dieQuarzite bzw. Quarze und eventuelle Calcitaggregate be-zeugen eine ihrer jüngsten kristallinen Generation.So ist vor allem an Quarzfragmenten eine Meroblastese

(SANDER,1950, 1970) erkennbar, nämlich am randlichenWeiterwachsen von Komponenten mit auffällig idiomor-phen neuen Korngrenzen.Es steht außer Zweifel, daß die meisten der heute vorlie-

genden Realgarkorngefüge syndeformativ kristallisiertsind und vielfach noch postkristallin mechanisch bean-sprucht wurden. Das zeigt sich einerseits in so manchereinschariger und mehrschariger Zergleitung von s-diskor-danten Realgar-zementierten Mikrospalten in Quarzit(Abb. 44) und Calcit (Abb. 66), andererseits in geschlos-senen Realgarkristallisaten der feinschichtigen Erzabfol-gen, etwa vom Typ "Realgarschiefer" (Abb. 55, 74). Die in-tragranulare Deformation an Realgar kommt in einer deut-lichen Kornlängung in den Schieferungsflächen (s) zurGeltung (Abb. 75), wie man dies analog auch in Feinquar-zitlagen und in entmischten spätigen Calcitfeinlagen(Abb. 76) kennt.Die österreichischen Mitarbeiter unserer Autorenteams

sehen im Gefügeaufbau des Erzlagers mit seinem nocherhaltenen Feinlagenbau und seiner star-ken Deformation, dem Verhältnis der de-tritischen und der authigenen Kompo-nenten mit mehreren Generationen undihr Verhalten als Gefügekorn im Rahmender mechanischen Beanspruchungenund insbesondere dem zuletzt entstan-denen kristallinen Gefüge des Erzkör-

Abb.70.Älteres s-Gefüge mit Lagenbau durch Quarzit, Se-ricit, Pyrit, Arsenkies wird von jüngerem Haarrißgeschnitten; der Riß ist durch Calcit und Quarzverheilt.Die Quarz-Kristallisation im Zerriß erscheint alters-gleich mit der metamorphen Umkristallisation imSericitquarzit.Pyrit, Arsenkies: weiß; Calcit: weißgrau; Quarz:grau; Sericit: schwarzgrau.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 3,7 x 2,4 mm.

55


56

Abb.71.Primär sedimentäre Pyrit-Feinlage als Gefügereliktim Karbonat-Quarzit.An der Grenzfläche (s diagonal) durch ZerscherungPyrit mylonitisiert.Pyrit: weiß; Calcit: grauschwarz, mit Quarz feinverwachsen: schwarzgrau.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 3,7 x 2,4 mm.

Abb.72.Fältelung ehemaliger Feinschichten, nunmehr re-präsentiert durch gefaltete und zerbrochene Mar-kasit-Feinlage (weiß), Quarz (verschieden grau),Sericit- (grauschwarz)-Pyrit-(Kristalle, weiß)-Cal-cit-(grau)-Quarzit-Lage (rechts im Bild); Realgar(weißgrau, links unten) als Fugenkristallisat.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 0,9 x 0,6 mm.

Abb.73.Beginnende Deformationsbrekzie durch Kataklasevon Sericitquarzit.Belteropore Realgar-Vererzung mit schwacher Ver-drängung des Quarzes, erkennbar an mobil-kontu-rierten Komponentengrenzen.Realgar: grauweiß; Quarz: schwarzgrau; Sericit:grauschwarz; Ausbrüche: schwarz.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 2,3 x 1,5 mm.


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Abb.74.Durch Verschieferung modifizierter, aber nicht aus-gelöschter relikter ursächlicher Feinlagenbaudurch Wechsellagerung von detritischem Sericit,Sericitquarzit, Quarzit, authigenen Quarzidiobla-sten und Kristallisationsgefüge von Realgar.Angedeutete Schräg schichtung im mittlerenSchichtabschnitt voil rechts unten nach linksoben.Quarz: schwarzgrau; Sericit: feines Pigment dun-kelgrau; Realgar: grau; Pyrit: weiß.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 3,7 x 2,4 mm .

Abb.75.Geschlossenes Kristallisationsgefüge von Realgarmit Kornlängung in s (diagonal links oben-rechtsunten). Spärlich Quarzkriställchen (weiß).Das Realgar-Tektonitgefüge ist durch Abbildungs-kristallisation nach einem Realgar-Vorgängergefü-ge entstanden: Die Richtungsgruppe der gestaltlichnach s ausgerichtet oblongen Körner zeigt auch zei-lenweise statistisch gleichmäßige Auslöschungbzw. Aufhellung der Körner, was auf eine Regelungauch nach dem Kornfeinbau hinweist. Realgar-Erzvon Dongbeizhai.Dünnschliff, Nicols x.Ausschnitt 3,3 x 2,2 mm.

Abb.76.Analog zum Realgar-Tektonitgefüge (der Abb. 75)ist hier eine Calcit-Feinlage im Sericit-Karbonat-Quarzitschiefer kristallisiert und deformiert.Das Kristallisationsgefüge dieser dünnen Marmor-Zwischenschichte zeigt großenteils Längung derzwillingslameliierten Körner und Gitterregelungdurch Teilbereiche mit einheitlicher Auslöschungbzw. Aufhellung. s diagonal: links oben-rechts un-ten.Dünnschliff, Nicols xAusschnitt 3,3 x 2,2 mm.

57


pers den zwingenden Verdacht dafür, daß der Elementbe-stand des Erzkörpers in einem Stadium des Sedimentie-rens, des Anlagerns an freien marinen Bauzonen zustan-degekommen ist. Demnach ist auch der offenbar so leichtmobilisierbare Realgar auf eine ältere oder auf mehrere äl-tere Realgargenerationen zurückzuführen. Nach dieserAuffassung eines Teiles.unserer Mitarbeiter ist auch Real-gar von einer ursprünglich sedimentären Anreicherung-sphase herzuleiten.

6.5.4.3. Geochemische Dateneiniger Erzminerale

PyritErgebnisse chemischer Analysen und Mikrosondeun-

tersuchungen zeigen, daß der S-Gehalt aller Pyrite in derDongbeizhai-Lagerstätte um ca. 2 % niedriger liegt alsder theoretische S-Gehalt in Pyrit (Dongbeizhai: S/Fe =1,1-1,18; durchschnittlich 1,126; besonders im "Pyrit -III"1,109) (Tab. 7, 8). Als Hauptursache für diesen S-Mangelim Pyrit ist der diadoche Ersatz des Schwefels durch Ar-sen im Kristallgitter anzusehen.

Die hier vertretenen Pyrite erweisen sich unter dem Mi-kroskop häufig als anomal anisotrop. Der As-Gehalt wur-de mit max. 11,2 % ermittelt. Untersuchungen des Pyrit-Zonarbaues mit der Mikrosonde zeigen den zonar wech-selnden Chemismus (Abb. 48,49,50). Das Ni/Co-Verhält-nis des Pyrits beträgt 7,14-1,67 (durchschnittlich 2,63)was mit dem Ni/Co-Verhältnis im Pyrit der Nebengesteine(durchschnittlich 2,08) übereinstimmt. Das läßt auf eineenge genetische Beziehung zwischen dem Pyrit des Erzesund dem des Nebengesteins schließen.

Den niedrigsten Au-Gehalt findet man in den Pyrit-Framboiden mit 0,13-5,54 ppm. Hingegen zeigen die jün-geren Generationen die höchsten Au-Gehalte, die immerüber 32 ppm Au liegen. Aber "Pyrit-V" enthält nur sehr we-nig Gold.

Die Dongbeizhai-Pyrite enthalten weiters noch Spurenvon Ag, meistens nur <2 ppm, ferner 6,9-78 ppm Hg,71-4300 ppm Sb sowie Cu, Pb, Zn, TI, Bi, Mn, Mo, V, Tiu.a. (Tab. 7).

RealgarRealgar erweist sich chemisch als relativ rein (Tab. 8);

Die Summe von S- und As-Gehalten ist größer als 99 %.Verglichen mit dem theoretischen Chemismus erscheintder Realgar dieser Lagerstätte etwas As-ärmer bzw. S-rei-cher als dies der Formel entspricht. Er weist oft einen ho-hen Sb-Gehalt (3000-5450 ppm) auf. Dies stimmt mit derBeobachtung überein, daß hier Realgar häufig zusammenmit Antimonit auftritt. Im Realgar sind noch viele weitereSpurenelemente nachweisbar, wie Se (20-83,6 ppm), Bi(10-30 ppm), Te (0,7-4,0 ppm), Hg (1,2-3,0 ppm), sowieCo, Ni, TI, Ag, Au etc .. Aber der Au-Gehalt des Realgars istmit etwa 0,8 ppm sehr gering.

AntimonitDie Summe von Sb und S im Antimonit variiert zwischen

88,35 und 98,31 % (Sb+S). Verglichen mit dem theoreti-schen Chemismus erweist sich der Antimonit als relativSb-arm bzw. S-reicher. Auffällig erscheint ein hoher Ge-halt an As (1,15-11,25 %) und an Nebenelementen: Zn(0,26-0,49 %), Sn (0,17-0,26 %) und TI (0,02-0,25 %).Vermutlich muß mit submikroskopischen Beimengungenvon Fremdphasen gerechnet werden. Mikrosonde-Analy-sen ergeben Au-Gehalte bis 0,14 % und Ag-Gehalte bis0,11 % (Tab. 8).

58

GoldÜber das fast nur als submikroskopische Einschlüsse

vorliegende Gold mit einem Feinheitsgrad von 849-964sind bisher durch Mikrosondeanalysen folgende Wirtsmi-nerale bekannt: hauptsächlich Pyrit, weiters Antimonit,Arsenkies, untergeordnet Realgar. Vermutet werden auchTonminerale und organische Substanzen.

Die bisherigen betriebsinternen Golduntersuchungenlassen in den Erzkörpern auf Au-Gehalte zwischen etwa3,8 ppm und 7,7 ppm schließen.

6.5.5. Praktische Erkenntnissefür den Bergbau

Aus unserer unterschiedlichen Auffassung über die La-gerstättengenese (vgl. Teil 6.11.) resultieren z.T. auch ver-schiedene Ratschläge für den Bergbaupraktiker. Dennochwollen wir auf Grund der ausgeprägten flächigen und lin-senförmigen Schichtgebundenheit der Erzkörper eine ge-meinsame Aussage mitteilen.

Dieses topologische Kennzeichen ist daher von großempraktischen Nutzen: Die Ausrichtung der schon bekann-ten Erzlager im Streichen und Fallen ist vorrangig zu emp-fehlen. Im Falle primären Auskeilens des Erzes sollte den-noch eine weitere Ausfahrung der erzhöffigen Schichtegewagt werden. Feinstratigraphische und petrographi-sche Kennzeichen der erzhöffigen Sedimentabfolge wä-ren von Nutzen.Auch quer zum Schichtstreichen können Ausfahrungen

zur Aufsuchung eventueller neuer Erzlager und zur Fest-stellung ihrer Frequenz in der Gesteinsabfolge vorrangigsein. Das ist vor allem an Querverwerfern empfehlenswert,weil damit sowohl eine Aufklärung der Sediment- und Erz-abfolge beiderseits der Kluft, als auch das Aufsuchen desverworfenen Erzköpers möglich wird.

Daher sind symmetrologische Kenntnisse über den lo-kalen tektonischen Verformungsablauf eine Vorausset-zung für die erfolgreiche Suche nach verworfenen Erz-körpern. hOl-Klüfte, wie z.B. die Quasiya-Verwerfung, dis-lozieren hauptsächlich mit rechtwinkelig zur Faltenachsegerichteter Verschiebungstendenz.

Lokale Dislozierungen von abgerissenen Schollen desSchichterzes machen es wahrscheinlich, daß durch dieZergleitung der Erzkörper an Scherklüften, z.B. an derQuasiya-Hauptverwerfung, eine mechanische Verschlep-pung des unmittelbar abgescherten Lagererzes erfolgt ist.Die Verwurfsweite an der Störung könnte für das Ausmaßder Verschleppung des Erzes eine Aussage erlauben. Eskönnte sich auch um einen Hundertmeter-Betrag han-deln.

Darüberhinaus ist auch mit einer tektonisch ausgelö-sten Mobilisation und syn- bis posttektonischer Lösungs-umlagerung von Metallen nach der Wegsamkeit an derKluft zu rechnen, und in der Folge eine Neukristallisationvon Erz im Störungsbereich zu vermuten. Dadurch könnteeine, wahrscheinlich aber nur unbedeutende Mineralisa-tion in unmittelbar angrenzenden paläozoischen Gestei-nen erfolgt sein. Bergmännische Aufschließungen entlangder Kluft könnten eine genetische Klärung des Sachver-haltes und damit eine Entscheidung über den wirtschaftli-chen Nutzen erbringen.

Ein Blick auf die Profilskizze Abb. 15 läßt erkennen, daßdie bisherigen Bohrungen und Stollenaufschließungen,aber auch die geochemischen Untersuchungen über Tagein Schurfgräben der ausgeprägt schichtigen Position derLagerstätte Rechnung tragen.


6.6. Au-Lagerstätte Qiaoqiaoshang

Qiaoqiaoshang gehört als auffallend schichtgebundeneGoldlagerstätte zu den Edelmetallanreicherungen desOstgebietes und zeigt große Ähnlichkeit mit der Lager-stätte Dongbeizhai (6.5.) bezüglich Stratigraphie und Pe-trographie des Nebengesteins, Lage und Mineralogie derErzkörper. Nach Ansicht chinesischer Experten sind aberdie Erzkörper von Qiaoqiaoshang in der feinstratigraphi-schen Einteilung ein wenig tiefer zu reihen (Abb. 6).Auch liegt das Vorkommen Qiaoqiaoshang in einer an-

deren tektonischen Zone, nämlich im Bereich der E-W-verlaufenden Xueshan-Faltungs- und Störungszone. Die-se wirtschaftlich wichtige, neu entdeckte Lagerstätte wirdbereits in mehreren Etagen eines Tagebaues abgebaut,und das Edelmetall in einer Lauganlage an Ort und Stelleangereichert (Abb. 77, 78).Die Lagerstätte ist 240 km Luftlinie NNE von Chengdu,

bzw. 25 km NW von Song pan entfernt und ist in einem Hö-henbereich zwischen ca. 3.300 und 3.600 m ü.d.M. auf-geschlossen. Hinsichtlich der Zugänglichkeit gelten dieBemerkungen in Teil4.

6.6.1. Geologisch-tektonischerÜberblick

Im derzeitigen Tagebau und im Nahbe-reich der Lagerstätte stehen, ähnlich wieim Grubenfeld von Dongbeizhai, in tekto-nisch gestörtem Verbande Sedimentedes Mittel- und Jungpaläozoikums undder m-o- Trias an. In dem aus einemW-E-Seitental nach N ansteigenden Ge-hänge fällt die triadische Abfolge offen-bar als N-Flügel einer Antiklinaledes km-Bereiches, mittelsteil bergwärtsnach N ein, wird am Xueshan-Verwerfer

Abb.77.Überblicksbild der Au-Lagerstätte Qiaoqiaoshangmit der Lauganlage im Vordergrund, dahinter einTeil des Tagebaues in den nach N (im Bilde nachrechts) einfallenden Triasschichten.Blickrichtung W auf die E-W-verlaufenden Ge-birgsketten der 4.000 m-Region.

z.T. annähernd schichtparallel abgeschnitten und vonähnlich orientierten Devonschichten überlagert. Karbon-gestein ist darüber im N-Rand des Grubenfeldes mit über200 m Mächtigkeit bekanntgeworden. Daraus ist auf nor-male Lagerung des aufgeschobenen paläozoischenSchichtanteiles zu schließen (Abb. 79, 80).Eine lagerstättenmäßig wichtige Grundlage ist die Tat-

sache, daß mehrere schichtförmige Erzkörper in zwei stra-tigraphisch getrennten Gruppen aufgeschlossen sind. Bisjetzt sind 13 Erzkörper, verbunden mit quarzitreichenSchichten, in z.T. quarzsandigen Tonschiefern und Mer-gelschiefern bekannt.


Die hier als Zhuwo-Gruppe bezeichnete erzhöffige Ab-folge des Abschnittes T2-3zh wird mit der Sammelbezeich-nung als "m-o-triadisch" zusammengefaßt. Die sehrschwach metamorphen, gelblich anwitternden Gesteinegehören nach der gängigen chinesischen Auffassung dersehr mächtigen Turbiditserie an, mit weitgehend ähnlicherAusbildung wie im Bereich Dongbeizhai (6.5.2., 6.4.).Die petrographische Bezeichnung kann man auf Grund

des allothigenen Komponentenbestandes mit "verschie-

Abb.78.Der höher gelegene, nördliche Abschnitt des in Auf-schließung befindlichen Lagerstättenfeldes vonQiaoqiaoshang in der bergwärts einfallenden m-o-triassischen kalkig-mergelig-quarzitischen Schie-fer- bis Phyllitabfolge.

59


-------

450 m

---- TC73

5T2-3

3_----T2-3--

----------TC4&

TC5

...--- -----

[!i;i] 2

~ 6

~ 10

1~1 4

~8

Abb.79.Schematische geologische Grundriß-Skizze des Tagebaugeländes der Lagerstätte Qiaoqiaoshang (nach einer Karte des Geologischen Schurfteams606 der Provinz Sichuan).1 = m-o-triassische Zagunao-Gruppe; 2 = erzführendes m-o-triassisches Sediment; 3 = Devon und Karbon; 4 = Lage der Schichten; 5 = Scherklüfte,Aufschiebung; 6 = Grenzen stratigraphischer Einheiten; 7 = Erzkörper; 8 = Schurfgräben; 9 = Scherkluft mit Transportrichtung; 10= magmatischesGanggestein.

~1 lo-cl2 L:.::.~':':131::::J41=~:~151:~:361;~i/7 1;7;18

~m ~9 ~1O.11 [SJ12

South Ore Zone

oI

100I

North Ore NNE

D-C

Abb.80.Profil durch die Lagerstätte .9iaoqiaoshang mit den Erzkörpern der südlichen und nördlichen Erzzone in der m-o-triassischen Sedimentabfolge.Rechts oben die Xueshang-Uberschiebungszone (nach Aufzeichnungen des Geologischen Schurfteams 606 der Provinz Sichuan).1 = erzführendes m-o-triassisches Sediment; 2 = Devon- und Karbon-Sedimente; 3 = Sandstein; 4 = Siltstein; 5 = siltiger Schiefer; 6 = Tonschiefer;7 = C-reicher Schiefer; 8 = toniger Dolomit; 9 = Kalkstein; 10= Dolomit; 11 = Golderzkörper; 12 = Scherklüfte.

60


ferte sandige Mergelgesteine mit variierendem Karbo-nat- Ton-Verhältnis" bis zu "Tonschiefern" zusammenfas-sen.

Die sericitbesetzten 5-Flächen haben oft durch zusam-menhängende Sericithäute und intensive Kleinfältelungphyllonitisches Aussehen. Calcitentmischungen inner-halb des stofflichen Lagenbaues und Calcit-, Quarz- undAnkeritverheilungen von kurzflächigen Zerrklüften sindhäufig zu beobachten (Abb. 81).

Als Sedimentvarianten sind feinsandig bis siltig beein-flußte Ton- Mergelgesteine mit hauptsächlich Quarz-,Quarzit-, Sericitquarzit-Detritus nennenswert. Auch seri-citisierte Kalifeldspäte, heller Glimmer, Chlorit, Kalkkörnersowie akzessorische Schwerminerale wie Turmalin, Rutil,Titanit, Zirkon fallen im mikroskopischen Bild auf. Eine be-merkenswerte Sonderstellung nimmt auch hier inkohlterPhytodetritus ein (vgl. 6.5.2.1.), der als wirksames Farb-pigment für dunkelgraue bis schwarze Gesteinsfarbenmitverursachend ist. Matrixreiche psammitische Ge-steinsvarianten kann man als Quarz-Grauwacken undQuarz-Feldspat-Grauwacken und gesteinsfragmentfüh-rende Grauwacken bezeichnen.

Dazu kommen authigene zementierende Kristallisatevon Calcit, Dolomit und Quarzit. Mikrokristalliner Quarztritt oft auch feinlaminar angereichert in Erscheinung. AnErzmineralen ist Pyrit als Durchläufer akzessorisch bisfeinschichtig und linsenförmig konzentriert überall zuge-gen. Die Kristallformen variieren von eher seltenen Fram-boid- und framboidähnlichen Relikten über idiomorpheKleinkriställchen und Kristalle bis zu hypidiomorphkörni-gen Aggregaten. Weitverbreitete Limonitisierung des Py-rits ist für die gelbbräunliche Gesteinsfarbe in den ober-flächlichen Aufschlüssen verursachend.

Die mikroskopisch als Sericit bzw. Illit vermuteten Ag-gregate von Tonmineralen erweisen sich in einer Reihe vonRö-Diffraktometeraufnahmen überwiegend als Illit-2M1.Daneben sind Muskovit-3T, untergeordnet Kaolinit-1 MDund selten Chlorit (Klinochlor) zu identifizieren.

Die interessanten Kohlekomponenten erweisen sichu.d.M. teils als krümelig körnige Fettkohle (Rrnax1,64-1,93 %, Rrnax-Mittelwert 1,75 % bei 546 nm in Öl),teils als häufig blättchenförmige und aggregierte Gebildemit wesentlich höherer Carbonifizierung, u. zw. mit Rrnax2,74-3,55 % (Öl) im Rahmen von Anthrazit. lnfolge diesergrundverschiedenen, inkohlten Pflanzenreste liegt eineweitgehend analoge Situation wie in den Triassedimenten

von Dongbeizhai vor (6.5.2.1.). Die Komponentengrößeerreicht in den uns zur Verfügung stehenden Probestük-ken max. 0,03 mm.lm Fettkohlen-Detritus sind außerVitri-nit auch lnertodetrinit (mit Rrnax2,16-2,65 %, Rrnax-Mittel-wert = 2,36 %) identifizierbar.

Nach dem Inkohlungsgrad der Partikel ist also auch hierauf eine nur sehr schwache Metamorphose zu schließen.So errechnet man nach BARKER& PAWLEVICZ(1986) eineInkohlungstemperatur von rund 222°C, was der Katagene-se (Naßgaszone) von Kohlenwasserstoffen, also der An-chizone entspricht. Auf Grund der Überlegung, daß in die-sen Sedimentgesteinen fast kein Pyrophyllit nachzuwei-sen ist, der aus der Reaktion Kaolinit und Quarz über275°C entstehen würde (WINKLER,1964; HELGESONet aI.,1978; VELDE,1985; BERMAN,1988), kann ebenfalls auf nursehr niedere Temperaturen einer "Laumontit-Prehnit-Quarz-Fazies" geschlossen werden.

Im Anlagerungsgefüge bieten diese Triassedimente sogut wie alles, was schon in den Abschnitten 6.2 und 6.4.1berichtet wurde. Hier allerdings muß noch erwähnt wer-den, daß neben dem allgemein verbreiteten Parallelismusvon Schichtung (55) und Schieferung (5) in Teilbereichenintensiver tektonischer Zergleitung auch Winkeldiskor-danz, also Transversalverschieferung, geprägt ist. Dassind für die detaillierte geochemische Beprobung und Ab-baupraxis wichtige Beobachtungen, weil im Falle Nichtbe-achtens dieser Überprägungen falsche Vorstellungen überden Verlauf, auch erzhöffiger Schichten, die Folge wären.

Die unmittelbar mit der schichtförmigen Goldführung imZusammenhang stehenden Sedimente lassen sich nachpetrographischen Merkmalen in sechs Abschnitte unter-teilen (Abb. 80). Von oben nach unten:a T2_36

Graue, feinschichtige phyllitische Tonschiefer; = Erz-führender Horizont.

a T2_35Gelblichgraue Qz-Grauwacke, Gesteinsfragmente-führende F-Qz-Grauwacke mit feinschichtigen Silt-und Pelit-Einschaltungen.

a T2_34

Grauschwarze Tonschiefer mit dünnlagigen Gesteins-frag mente-führenden Feinsandstein-Ei nschaltungen.

a T2_33

Wechsellagernd schwarzer C-führender Tonschiefer,dolomitischer Schiefer und Siltstein; = ErzführenderHorizont.

a T2_32

Gelblichgraue Gesteinsfragmente-führende Qz-Grauwacke.

a T2_31Grauschwarzer Tonschiefer mit Ein-schaltungen von dolomitischem Silt-stein und linsenförmigem Feinsand-stein.

Der an der Xueshan-Störung tekto-nisch an die Triasgesteine angrenzendeDevon-Abschnitt besteht von oben nachunten aus:

Abb.81.Aufschlußbild des schieferig-phyllitischen triassi-schen Erzträgergesteins mit s-diskordantenQuarz-Ankerit-Zerrfugen im Tagebau Qiaoqiao-shang.

61


N

Abb. 84 gut zur Geltung. Hier handelt es sich um Messun-gen aus einem großen Aufschluß im SW-Liegendbereich.Aber die s-Flächen besetzen die Lagenkugel mit sehr star-ker Streuung im Streichen und Fallen. Wohl sind ß-Häu-

Abb. 84.Oiaoqiaoshang-TagebauetageSW im Bereich der unteren Erzkörper-gruppe.15 s-Flächen-Großkreisemit Lotpunkten, 8-Fältelungsachsenund ß-(= 8-)Achseeiner lokalenFaltung.

w

Abb.83.Oiaoqiaoshang-Tagebau.Schurfgraben im SE-Bereich,in der Schichtfolge der unteren Erzkör-pergruppe.12 repräsentatives-Flächen(Schichtflächen)als Großkreisemit Lotpunkten (kleine Punkte), 8-Lineationen (Fältelungsachsen8,großePunkteauf s-Flächen)undß-Achsen(Kreise).

6.6.3. Das tektonische (s-, B-, Kluft-) Gefüge

Die großtektonische Situation der Region Oiaoqiao-shang ist im Kapitel 6.1. erläutert. Die Lagerstätte liegt imXueshan-Großfaltungs- und Störungssystem, welcheshier und südlich anschließend mit hauptsächlich E-Wstreichenden tektonischen Mulden und Sätteln des10 km-Bereiches und noch größeren Ausmaßen sowie mitden zuordenbaren Störungszonen und W-fallender Ten-denz achsialer Elemente den Großraum beherrscht. Durchdas Auf- und Absteigen der Schichtflächen sind in denSynklinalen jüngere, in die Trias reichende Schichtfolgenerhalten, während in den Antiklinalen ein fensterförmigerEinblick bis in die tieferen paläozoischen Abfolgen gege-ben ist.Für eine Annäherung an detailtektonische Probleme im

Bergwerksbereich haben wir einen Kurzaufenthalt auchdazu genützt, um aus einigen Teilbereichen des Tagebau-es tektonische Daten zu messen. Es handelt sich um denbergwärts nach N einfallenden Großfaltenflügel einer Anti-klinale (Abb. 80). Der Versuch zeigt, daß die Synopsis desSchichtflächengefüges aus dem Gesamtbereich so starkeVariationen in der Flächenlage ergibt, daß das anschei-nend verwirrende Bild keine sinnvolle Klärung zuläßt. Wirbetrachten daher noch kleinere Teilbereiche.Aus dem SE-Bereich des Tagebaues ergibt die Dia-

grammdarstellung von Schichtflächen eines Schurfgra-bens im Einfallen zwar konträre Richtungen und variieren-de Neigung (Abb. 83), aber immerhin eine scharfe Tauto-zonalität der Flächenscharen des phyllitischen Sericit-schiefers. Es handelt sich um Falten des Meter- und Zeh-nermeterbereiches im stratigraphischen Niveau der lie-genden Serie von Schichterzkörpern. Die Konstruktion er-gibt den Schwerpunkt von ß-Achsen mit sehr flachem Ein-schieben nach WNW (ß = B = 297" 10° WNW). B-Lineatio-nen, verursacht durch Kleinfältelung der Sericit-besetztenund daher hoch teil beweglichen s-Flächen bestätigen die-sen Faltungstrend mit Streuung im Bereich NW-SE.Gleichartig orientierte B-Fältelung mit horizontalen und

flach geneigten Achsen kommt auch im Diagramm in

Abb. 82.Primär sedimentäreWechsellagerungvon IlIit-Se-ricit-Ton mit Pyrit-Grafit-Pigment (dunkle Feinla-gen, horizont~l)undFeinquarzit(helle Feinlagen).TektonischeUberprägungdurch schräg zur Fein-schichtung verlaufende Mikroscherflächen alsTransversalschieferungmit Umscherungder Ton-undGrafitblättchenin die jungeScherflächengrup-pe (im Bild diagonal links oben-rechts unten). Ne-bengesteinder LagerstätteOiaoqiaoshang.Dünnschliff,1 Nicol.Ausschnitt 1,4x 0,9 mm.

D2: dunkelgrauem, mittel- bis dick-ge-banktem Kalk- und Dolomitstein(>100 m).

- D1: grauem, mittel- bis dünnbankigemsiltigem Pelit mit Mergel (>70 m).Fossilführend: Spongien, Brachiopo-den, Lamellibranchiaten.Innerhalb und außerhalb der Lagerstättenzone von

Oiaoqiaoshang sind auch magmatische Gesteine, u.zw.hier in Form von Granitgängen aufgeschlossen, über de-ren Jura-Alter Tabelle 21 Auskunft gibt. Erzspuren wurdenin solchen Magmatiten noch nicht gefunden.

62


N

E

Abb.85.Oiaoqiaoshang- Tagebau.Anschlußbereich zu Diagramm Abb. 84.12 s-Flächengroßkreise mit Lotpunkten und konstruktiv ermittelten ß-Achsen lokaler Faltungen.

Abb.87.Oiaoqiaoshang- Tagebauetage im N-Bereich der höheren Erzkörper-gruppe.10 s-Flächen in der Darstellung von Großkreisen mit Lotpunkten sowiemit B-Fältelungsachsen und ß-Konstruktion aus Schnittlagen repräsen-tativ gefalteter s-Flächen.

Abb.86.Oiaoq iaoshang- Tagebau.Anschlußbereich zu Diagramm Abb. 85.g s-Flächen in Großkreis- und Lotpunktdarstellung sowie ß-Achsen vonTeilfaltungen und konstruktiv ermittelt aus zusammengehörigen s-Lagendes Aufschlusses.

Wenige Messungen aus dem höher gelegenen, strati-graphisch gesehen etwa 270 m darüberliegenden han-genden Abschnitt mit Erzkörpern deuten im Diagramm(Abb. 87) zwar die Tendenz zur ß-Lage mit flachem NW-Einschieben an, aber im Nahbereich zweier Scherkluft-

fungen auch im NW-SE- bis WNW-ESE-Sektor des Dia-gramms erkennbar, aber die ß-Streuung reicht auch auf N.Zudem gibt es Kleinfalten mit ß = B flach nach NNE. EinBefund, der trotz jeweils nur auf Meterzehner-Kleinberei-che bezogener Statistik auf inhomogene Verfaltung hin-weist. Der anschließende Nachbarbereich bringt aberüberblickbare Faltungen mit ß = B = 3190 400 NW und =2640 500 W zur Geltung. Das zeichnet sich im DiagrammAbb. 85 durch die Großkreisschnittpunkte sehr verschie-den gelagerter s-Flächen ab. Ein weiter nördlich anschlie-ßender Kleinbereich bietet mit mittelsteil bis flach NE- undSW-fallenden s-Flächen wieder die schon bekannte Lagefür ß = 1400 50 SE. Aber der inhomogene Kleinfaltenbaukommt mit einer anschließend abermals geänderten Fal-tenachsenlage ß = B = 140 150 N in Abb. 86 zur Geltung. Einweiterer Meterzehner-Kleinbereich ist schließlich mit ß =1190 500 SE durch unterschiedliches s-Fallen gekenn-zeichnet, wobei diese offenbar hier doch betonte Achsen-lage NW-SE auch durch 300 SE einschiebende B-Fälte-lung auf s-Flächen bestätigt erscheint.

N


In der Grundriß- und Profildarstellung der Lagerstätte(Abb. 79, 80) ist der aussagekräftige Befund mehrererschichtiger und schichtähnlich-linsenförmiger Erzkörperdokumentiert, die man in zwei Gruppen zusammenfassenkann. Diese stratigraphisch getrennten Gruppen mit ins-gesamt 13 nachgewiesenen Erzkörpern sind in der berg-wärts, nämlich NNE-, N- (und NNW-) fallenden Abfolgedurch etwa 270 m anscheinend taube Schichten vonein-ander getrennt. Es handelt sich um eine in der Landschaftnördliche, höher ausbeißende, zugleich stratigraphisch

scharen liegen die Schichtflächen in einer ca. N-s-Stel-lung, die für den Gesamtraum wohl nicht als typisch zubezeichnen ist.

Soweit aus den vorliegenden flächigen und linearen tek-tonischen Gefügeelementen eine Aussage gemacht wer-den kann, muß man auf die sehr starke Faltungsbereit-schaft und demnach sehr große Lagestreuung der s-Flä-chen innerhalb des ungefähr N-fallenden Schichtstapelshinweisen, aus der sich allerdings die NW/WNW-SE/ESE-Achsen von Fältelungen, Klein- und Großfaltenmit statistischer Häufung abzeichnen.

Die Kenntnisnahme derartig kleinräumiger intensiverVerfaltungen wird im Falle einer zwangsläufig selektivenAbbauweise und eventuellen Mangels einer gut erkennba-ren Leitschichte von grundlegender Wichtigkeit sein. ImFalle der Nichtbeachtung dieser tektonischen Situationkann bei pauschalem Abbau des Gesteins eine beträchtli-che Schwankung des Au-Gehaltes im Haufwerk die Folgesein.

Vergleicht man diese lokal gewonnenen Ergebnisseüber stark achsiale Verformungen und dem Achsentrendzu WNW(NW)-ESE(SE)-Streichen mit der GrundrißskizzeAbb. 79, so fallen gewisse Differenzen auf, zu denen wirwegen unserer nur kleinräumigen Messungen keine Stei-lung nehmen können. Möglicherweise sind weiträumigeVerschwenkungen des s-Streichens und damit auch derAchsenlagen geprägt. In der Übersichtsskizze Abb. 5kann man allerdings, vor allem im Raum nördlich vonQiaoqiaoshang, in den Faltungssystemen WNW-Strei-chen erkennen.

Ew

63


höhere Gruppe und eine südliche, tiefer zu Tage tretende,zugleich stratigraphisch tiefere Gruppe. Die Größe derErzlager variiert mit der streichenden Ausdehnung offen-bar von Zehnermetern bis 2.000 m, in der Mächtigkeit vonDezimetern bis in den Meterbereich.In der Gesteinsabfolge fallen verschiedentlich schiefe-

rungskonforme, lokal bankungsbildende Scherkluftscha-ren auf, was auf laminares Zergleiten nach Schichtfugenzurückzuführen ist. In Teilbereichen ist die Anlage vonkurzanhaltenden Zerrfugen mit mm-, cm-, dm-Spalten-breite auffallend: Sie sind nämlich mineralisiert und zumTeil nach kristall in zumindest einscharig zerschert.Der Lagerstättenkomplex wird nahe den stratigraphisch

höchsten Ausbissen der Erzlager, etwa im Abstand vongut 100 m, von einer regional bedeutenden Störungszoneabgeschnitten und von paläozoischen Schichten, unmit-telbar von Devon, überschoben.

6.6.4.2. Mikroskopische BefundeEin bemerkenswerter Befund über die unterschiedliche

Erzmineralparagenese in den hangenden und liegendenSchichterzköpern muß als bedeutend für genetischeÜberlegungen vorausgeschickt werden. Bisherige Auf-schließungen im Bergbau ergaben, daß die stratigra-phisch höheren Erze reich an Realgar und Hg sind, was inden tieferen Erzlagern nicht auffällt.

6.6.4.2.1. MikrogefügeSomit weist das "Hangenderz" in makro- und mikrosko-

pischer Sicht in Mineralbestand und Gefüge weitgehendÄhnlichkeit mit dem Dongbeizhai-Erz (6.5.4., 6.5.4.1.,6.5.4.2.) auf. Das heißt, das auffällig rot-orange gefärbteErzmineral Realgar hebt die Gefügegestaltung der Verer-zung deutlich hervor. Man sieht die am meisten vertretenefugenverheilende Kristallisationsphase nach rupturellerDeformation von Gestein bzw. Erz zu einer Deforma-tionsbrekzie. Diese durch Realgar so auffällige belteropo-re Platznahme in Fugennetzen verschiedenster Größen-ordnung, nämlich vom mm- bis über den em-Bereich, be-zeichnen wir anschaulich als Netzwerkmineralisation. Diefarblieh weniger auffälligen Begleiter Quarz und Calcitsind in diesen jungen, verheilenden Kristallisaten sehrhäufig mit in der Paragenese, oder auch allein zugegen.

64

Die Kristallisationsfolge ist im Falle wandständiger Aus-kleidung der Spalten oft klar abzulesen: Aber die Reihen-folge von Calcit- zu Quarz-Ausscheidung ist nicht immerzutreffend. Es gibt auch gleichzeitige und umgekehrteKristallisationsfolgen. Realgar ist gewöhnlich die jüngstePhase im Rahmen jüngster Bildungen. Antimonit als eben-falls oft sicher späte Ausscheidung spielt nur eine unter-geordnete Rolle. Zwischen diesen Partnern zeigt sich beider chemischen Internanlagerung in "freien" Räumen so-wohl fixe, als auch mobile Konturenbildung. Das bedeu-tet, daß Einzelbefunde nicht verallgemeinert werden dür-fen. Aber immerhin greift jüngst kristallisierender Realgaroft Quarz und Calcit metasomatisch an. Das führt zu ent-sprechender Konturenverlagerung, offensichtlich abernur in bescheidenem Ausmaß. Weit häufiger sieht manglatte Bruchkonturen im Gestein und Erz.Wenn zunächst von den dominierenden vererzten Brek-

zien die Rede war, so ist das nur das Ergebnis jüngsternachweisbarer Deformationen und Kristallisationen, wei-che in den schichtigen Erzkörpern vorherrschen.Wir suchen nun Details aus dem zerbrochenen Erz und

Gestein. Und hier eröffnet sich bei mikroskopischer Dia-gnose eine Fülle von Gefügedaten, die den Einblick in dieVorgeschichte des nunmehr ruptureil beschädigten und"neu" mineralisierten Erzes gewähren. Die Beobachtun-gen führen zu der Erkenntnis, daß es bereits Vorgängerge-füge mit Erzmineralen in Begleitung von Quarz, Calcit,Pyrit, Markasit und Arsenkies als wichtigste Partner gege-ben hat.Solche Vorgängergefüge sind als linsenförmig schich-

tige, zum Teil subparallele, oder auch als gering bis kneu-eiförmig verfaltete Teilbereiche sowie auch als schollen-förmige Fragmente in der quarzitreichen Matrix von Erz-körpern erkennbar. Feinschichtige Gesteinsanteile im Erzbestehen aus quarz-calcit-hältigem Sericitfilz lutitisch-pelitischer Kornfraktion, oft mit feinlaminar wechselndemDetritus (Abb. 88). Der Feinschichtaufbau wird manchmaldurch präzise feinschichtige Beteiligung von authigenenPyritkriställchen, seltener auch von Markasitaggregatenund von Arsenkieskriställchen verdeutlicht. Der Mineral-bestand kann bei 500-facher Vergrößerung auch noch aufdie Nebengemengteile Rutil, Titanit und Kohlegemengtei-le erweitert werden. Manche Feinlagen sind durch bevor-zugte Sammelkristallisation ausgezeichnet (Abb. 89, 90).Das betrifft z.B. Quarz, Karbonate, Realgar und Pyrit.

Zum Teil ist Meroblastese an Quarz-fragmenten zu erkennen. GitterparallelesWeiterwachsen ist auch an Pyritidiobla-sten durch häufigen Zonarbau mit statio-närem Pigmenteinbau sowie durch eineabschließende idiomorphe Ausgestal-tung jüngster Anwachszonen verwirk-licht. Pyritidioblasten beinhalten manch-mal deutliche Si -Gefüge. Diese beste-

Abb.88.AusschnittausdemFeinlagenbau(s horizontal)mitwechselnder Beteiligung von mikrokristallinemQuarzit,Calcit undTonmineralen.s-diskordante und quasiparallele Haarrisse(Schichtfugen)mit Verheilungdurch grobkristalli-nenQuarz(grau) und Realgar(grauweiß).Vererz-tes m-o- Trias-Sedimentgestein der LagerstätteQiaoqiaoshang.PolierterAnschliff, 1 Nicol.Ausschnitt3,7 x 2.4 mm.


Abb.89.ReliktesedimentäreSchrägschichtungmit Diskordanzim unterenBild-teil.Unten feinkristalliner Karbonat-Quarzitmit in s (horizontal) oblongenCalcit- undQuarzkristallen;obensehrfeinkörnigerSericit-Calcit-Quarzitmit Rutil-, "Grafit"- undPyrit-Pigment(in diagonalverlaufenderSchich-tung). TektonischeEntmischungenvon Quarz(dunkelgrau),Calcit (un-terschiedlich grau) und Realgar(grauweiß) teils s-parallel, teils s-dis-kordant, teils an der Grenzflächezum schräggeschichtetenoberenAb-schnitt.PolierterAnschliff, 1 Nicol.Ausschnitt0,9 x 0,6 mm.

hen aus nach sangeordneten Quarz- oder Sericitein-schlüssen und bezeugen somit auch in dieser Form dieExistenz eines Vorgängergefüges.

Ein wesentlicher Partner in der Erzparagenese ist dasauffällig gefärbte und als mechanisch und chemisch sehrbeweglich geltende Erzmineral Realgar, das in der han-genden Erzkörpergruppe eine kennzeichnende Rollespielt.Realgar nimmt einerseits am deutlichen Lagenbau des

Erzes teil und ist andererseits das, oft gemeinsam mitQuarz und Calcit, Risse verheilende, das Fugennetz imErzkörper auskristallisierende Mineral (Abb. 91). Im Rah-men des Feinlagenbaues wirkt Realgar sowohl als eineKomponente der wachsenden Bauzonen (Abb.92, 93,94), als auch als Matrix, und enthält in diesem Fall einebemerkenswerte Fülle von Interngefügen. Dieses Intern-gefüge bzw. die Feinschichtung läßt in hervorragenderWeise die mechanischen Teilbewegungen im kristallinenGefüge ablesen (Abb. 94). Und hier gibt es in dem mecha-nisch sich anisotrop verhaltenden Erz, je nach Teilbeweg-lichkeit der allothigenen und authigenen Komponenten,vor allem laminares einschariges Zergleiten nach denSchieferungsflächen mit Kleinfaltungen, meist vom TypBiegegleitung, z.T. als "Schoppfaltung" verursacht durchStauzonen um Hindernisse wie z.B. Holoblasten, zu Bruchgegangene Fragmente starrer Gesteinsanteile und Mine-ralaggregate. Wie an ein sc hari ger Zergleitung von jüng-sten, mit Realgar verheilten Rissen erkennbar ist, muß dieletzte Quarz-Calcit-Realgar-Kristallisation als syntekto-nisch bezeichnet werden. Auch die häufige, wenn auchnicht grundsätzliche, intragranulare Beschädigung vonQuarzkristallen, erkenntlich an starker Undulation, ist einBeweis für eine noch nachkristalline Deformation auch imGitterbereich des Minerals. Aber die im Erzkörper wieauch im Begleitgestein wirksamen Deformationen verur-sachten nicht nur Biege- und Scherfaltung sowie Kata-klasite, sondern auch verschiedene Typen von tektoni-scher Brekzie bis zur Mylonitisierung.Somit ist der heutige Zustand der Lagererze zusammen-

fassend als Tektonit, im besonderen als Erztektonit zubeschreiben. Die Entwicklung ist also eine komplexe, vonDeformationen und Kristallisationen gestaltet, aber dochdeskriptiv so weit erfaßbar, daß daraus eine genetischeAussage ableitbar sein sollte.

6.6.4.2.2. Mineralbestand der Erzkörper

Nach dieser Dokumentation der Gefügebilder im Erz-körper, bezogen auf die Realgar-führenden Erzlager, wol-

len wir kurz die Erzmineralparagenesezusammenfassen und die wichtigstenEntwicklungsstadien angeben.Die vollständige Paragenese ist, wie

erwähnt, in den hangenden Erzlagernvertreten: Pyrit, Markasit, Arsenkies,Realgar, Antimonit, selten Kupferkies,Zinkblende, Bleiglanz, Bournonit,Scheelit u.a. und die wichtigen Begleit-

Abb.90.MetasomatischeVerdrängungvon Dolomitkristal-len (z.T. Idioblasten) durch Quarz im Sericit-Kar-banat-Quarzit.Sericit-Feinlage (dunkelgrau) rechts unten undoberer Bildrand, dort begleitet von Realgar(grau-weiß)als Entmischungin Schichtfuge.Pyrit: weiß.PolierterAnschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 1,8 x 1,2 mm.

65


66

Abb.91.Zeitlich mehrfacher Wechsel von Deformation undKristallisation in den Erzlagern von Qiaoqiao-shang.In verschiedenen Stadien ruptureIl deformierterPyrit-hältiger Karbonat-Sericit-Quarzit zeigt Fu-genverheilung mit Karbonat und Quarz sowie imjüngsten Fugennetz der tektonischen Deforma-tionsbrekzie Realgarvererzung. Teilweise merobla-stische Quarzkörner und metasomatischer Angriffvon Realgar auf Quarzkonturen.Pyrit: weiß. Realgar: grauweiß. Karbonat: verschie-den hell- und dunkelgrau. Quarz: dunkelgrau. Se-ricit: schwarzgrau.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 3,7 x 2,4 mm.

Abb.92.Schichtige Inhomogenität durch Korngrößenwech-sel im geschlossenen Realgar-Korngefüge.Die ehemalige Feinschichtung wird durch das In-terngefüge Si noch verdeutlicht. Es besteht aus De-tritus von Quarzit, Sericitquarzit, Karbonatquarzitmit Pyrit, selten auch mit Realgar.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 3,7 x 2,4 mm.

Abb.93.Realgar-Korngefüge an detritischer Quarzitkompo-nente als "Hindernis" im Zuge der Verschieferungdeformiert.Mechanisch anisotrope Teilbereiche bewirken teilsstetige (verbiegende, zergleitende), teils unstetige(rupturelle) Verformung.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 3,7 x 2,4 mm.


Abb.94.Feinlagenbau im Realgar-Erz durch laminarenKorngrößenwechsel.Spuren von Pyrit (weiß).Polierter Anschliff, Nicols x.Ausschnitt 1,1 x 0,7 mm.

Abb.95.Tektonische Entmischung des reaktionsbereitenRealgar in statistisch subparallel s (im Bild hori-zontal) angeordneten Spalten innerhalb des me-chanisch beanspruchten, z.T. kataklastischen Py-rit-fü hrenden Karbonat-Sericit-Quarzitsch iefers.Pyrit: weiß. Realgar: grauweiß. Karbonat: verschie-den grau. Quarzit, Quarz: dunkelgrau. Ton, Sericit:schwarzgrau.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 3,7 x 2,4 mm.

Abb.96.Kataklastischer, Pyrit-führender Sericitquarzit mitteilweise meroblastischem Quarz zeigt Realgar-Vererzung mit vorzugsweise in s (diagonal linksunten-rechts oben) ausgerichteten Spalten.Tektonische Entmischung mit Neukristallisationvon Quarz (dunkelgrau) und Realgar (grauweiß).Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 3,7 x 2,4 mm.

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Tabelle 10.Mikrosonde.Meßdaten (%) der Erzminerale von Qiaoqiaoshang.* = in China analysiert; alle anderen Proben von LIUJianming an der Universitätlnnsbruck analysiert.Standard: Troilit, Pentlandit und reine Metalle; 15 KV.KIA = Mol.Kationen/Mol.Anionen. Leere Zellen = nicht bestimmt.,---,.-----,......-----,. --,. --'. -----,---,----,.. -----,. ---.---,.--,. -----,. ---,

Nr. : Mineral S i Fe i Cu i Zn Sb Pb i Au i NI TI As iSumme! KIA.................... ~._..- + ( --...•.............. { + _ i _( ~ ;. ;. -- i i----- .

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0-3 1 Bournonit 118.61 1 1.811 13.001 0.081 23.011 44.031 i 10.001 1 100.5410.91Q"~:i --.i c.ü~Sb:Fe.~S'..r31.:35.T.1.7:5ör2ä ..64T" ..3':95T"1.4:73r ()'.02] r [.O:OO.1 ! 9S:.1.9!..1 Ö.3..9:~~::::::::::::L:9.:~~~~~f~~$.:I~~;?~::J::?~j:~r:?:~:.:i.9.r::::?:;~~nI?QL:::9.~:9.QL:::::::::L:::::::::I9:;Qn:::::::::::::TIQ9.~:t~U:J~::q::~ .L..9..y.~~9.~.F..~.:~L?~.:t9...L..~.?:~~.L.~.~:.?J.L..~.~~1Lg~:~~L.Q:.g~L.. L .L9ß:!.L __ L.. ~z:.~L.Q ~ ..0-3 1 Cu-Sb-Fe-S 132.101 18.441 27.291 3.791 16.731 0.001 1 10.01 1 i 98.3611.05••-.- ••••••••••••••• t •••••••••••••••••••••••••••••••• ~ ••••••••••••••• c ••••••••••••••• ,. •••••••••••••• i"' ••••••••••••• 1"•••••••••••••• I c •••••••••••• ,. •••••••••••• I' •••••••••••• ~•••••••••••••• t •••••••••••••••••• c •••••••••••••0-3 i Cu-Sb-Fe-S i 36.88 122.13124.911 3.64114.941 0.241 ! 10.001 1 102.7411.19••• - ~ •••••••••••••• ~ c «•••••••••••••• ..}•••••••••••••• , c c •••••••••••••0-3 1 Cu-Sb-Fe-S 129.71 1 15.461 35.391 4.601 14.201 0.181 1 10.001 1 99.5410.91•••••••••••••••••••• J •••••••••••••••••••••••••••••••• .;. ••••••••••••••• ~ ••••••••••••••• ~ •••••••••••••• "- ••••••••••••• ~ •••••••••••••• 1••••••••••••••• ~•••••••••••• ~•••••••••••• J J •••••••••••••• , •••••••••••••••••• c •••••••••••••0-3 ! Cu-Sb-Fe-S 139.91 129.611 21.381 1.941 12.321 0.431 : 10.00: ! 105.591 1.24Q"~3 i c.ü~Sb:Fe.~~fT3ö55 ..] 1'ii49["1.ä:3'1T' ..i1.7r25:S2! O~.1.2! i To:o2T 1 9S~.48!..1":Ö'9"9:~~:ü:~~fL:::t~1r:~~rICI?~;¥::L::~;?~[::~:~:.:~I::::t:;~~I:~1;??L:::9.~9.1L::::::::T::::::::::T::::::::::L::::::::::::C::~t:~~j:9.:;iji9.:~.O.:~1...\ :r.~W~~.rHl.?~.:Q?..L ~:?.~lß~:.?.~1..ß:~?L?~:~?L .Q:.qQL.. .L l .\ J ~.~:.J.?)..Qß.~..9.:~.O.:~LL. :r.~1r.~~.rj.t1.?~.:!~.L...?:~9L~.~.:t~L ..~.:~~L?~:.~~L.g:.q.QL ..L ..L L L.. ~Z:.9.?L.q:.~.Q..9.:~.O.:~1..j :r.~1r.~~rj.L1.??:Q~..L ~:Q~l..~.~.:1.~U.~.:?1l..?~:Z?L..q:.Q9.! .L l .t 1 1.Q.:?:.~9.j..Q:.~.~..0-3 1 Tetraedrit j 25.43 1 3.391 37.381 6.22123.521 0.001 i 10.01 1 i 95.95~ 0.85••.•..•..•..•. -...•.••.•..••••••..••••.••.•..••.••.•• + ..•.•..•••••••• c - ( ••••••• u ••••• + c •••••••• - ••• J. •••••••••••• ) •••••••••••• ) •••••••••••••• , •••••••••••••••••• c •••••••••••••

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68


minerale Quarz, Calcit, Dolomit und Ankerit. Ein höhererHg-Gehalt fällt in der Erzanalyse dieser Lager auf, wäh-rend in der tieferen Erzlagergruppe Realgar und Hg zu-rücktreten oder fehlen.

PyritIn sehr verschieden alten genetischen Stadien, als Re-

likt der Sedimentbauzonen feinlaminiert angereichert inForm von Framboiden und Mikrolithen sowie Kleinkri-ställchen; genetisch mehrdeutig in homogener Verstreu-ung über geschichtete Teilbereiche des Erzkörpers unddes Nebengesteins. Häufig im Verbande der "Tonsub-stanz" IlIit-Sericit. Verschiedene Wachstumsstadiendurch zonare Interngefüge und unterschiedliche Reinheitmarkiert. Gelegentlich Si (Intergefüges) in Idioblasten. Py-rit ist das allgemein häufigste sulfidische Erzmineral, weilRealgar nur im Nordteil der Lagerstätte, in den stratigra-phisch höheren Lagern, Pyrit aber überall auftritt. Wichtigals Träger des submikroskopischen Au-Gehaltes, zusam-men mit Arsenkies.

MarkasitGegenüber Pyrit weit zurücktretend. Feinschichtige xe-

nomorphkörnige Krusten, die z.T. nachweislich im Quar-zit-Calcit- Ton-Schichtverband die relikte s-Lage reprä-sentieren. Die ehemalige synsedimentäre Feinschichtungist in den dünnen Krusten durch Quarz-Calcit- Ton-Pig-mente als Interngefüge Si noch erhalten. Je nach mecha-nischer Beanspruchung des kristallinen Verbandes als"starre Kruste" zu Schollen mit korrespondierenden Kon-turen zerbrochen und zum Teil weggedriftet. Typ "tektoni-sche Deformationsbrekzie" .

ArsenkiesEher seltene Erzkomponente; in idiomorph- und hyp-

idiomorph-körnigen, teilweise offenen Aggregatgefügen,mit rhombenförmigen Querschnitten mikroskopisch iden-tifizierbarer Kriställchen. Als wahrscheinlicher Träger vonsubmikroskopischen Au-Beimengungen zusammen mitPyrit wichtiges Mineral.

RealgarIst auf Grund seiner starken Beteiligung im Nordbereich

der Lagerstätte als Haupterzmineral zu bezeichnen. InForm von Mikrolithen « bis> I.l.m-Bereich) in Quarz ver-schiedener genetischer Typen als Pigment homogen oderwolkig diffus verteilt; hauptsächlich aber in den allgemei-nen Feinlagenbau der Erzkörper subparallel als klein- bisgrobkristallines, xenomorph-, seltener hypidiomorphkör-niges geschlossenes Realgaraggregat mit einbezogen(Abb. 92, 93, 94); sehr häufig in quasiparallelen, bank-rechten und schräg zu S ausgerichteten Rissen als tektoni-sche Entmischung und Verheilung (Abb. 95,96), in diesemFall meist zusammen mit Quarz, gelegentlich auch mitCalcit, seltener mit Antimonit. Auf Grund von mehrereneinander überlagernden Deformationen und postdefor-mativen Kristallisaten ist auf mehrere Realgar-Generatio-nen zu schließen.

AntimonitIst zwar häufiger Nebengemengteil im Qiaqiaoshang-

Erz, doch immer nur in kleineren Aggregaten vertreten, zu-sammengesetzt aus feinkörnigen Verwachsungen typischlamellierter und deformierter Körner. Gehört offensichtlichmit Realgar auch zu den jüngsten Kristallisaten.

Erzmineral-SpurenKupferkies, Zinkblende, Bleiglanz,Tetraedrit, Bourno-

nit, Covellin, Stibioenargit, Scheelit und Fe-Pb-Sb- sowieCu-Fe-Pb-Sb-Sulfosalze (Tab. 10).

GoldIst zwar chemisch-analytisch in den Erzlagern nach-

gewiesen, vor allem in der stratigraphisch tieferen Süd-erzzone, aber die Sichtbarkeit ist weder makro- noch mi-kroskopisch gegeben. Es ist noch ungeklärt, welche Mine-rale Träger des Goldes sind. Aber theoretisch sollten Pyritund Arsenkies Träger von submikroskopischen Au-Bei-mengungen sein. Für diese Annahme spricht auch, daßdie Realgar-arme, Pyrit-Arsen kies-reichere Südzone mehrGold als die Realgar-reiche höhere Nordzone enthält.

QuarzIst in Form von chalcedonartigen Feinquarzresten,

hauptsächlich aber als mikrokristalliner Feinquarzit, oftzusammen mit Calcit-Mikrospatit und Sericitfilz am feinla-minaren Bau des sehr schwach metamorphen Sedimen-tes beteiligt; so ist Quarz besonders in den auffallend Si02-reichen Erzkörpern das dominierende Mineral überhaupt.Jüngere, hypidiomorph- bis xenomorphkörnige Aggrega-te weisen Interngefüge oft zonar durch stationären Pig-menteinbau, seltener als Si -Relikte auf. Ganz allgemeinkann Quarz in den Lagererzkörpern als Matrix bezeichnetwerden. Der auffallend hohe Si02 -Gehalt wird infolge derdiagnostizierbaren Umkristallisationen von chinesischerSeite auch für Alteration und Verquarzung (Verkieselung)der Erzkörper gehalten.

Calcit, Dolomit und AnkeritAls Mikrospatit feinlagig und homogen mit Sericit und

mit Quarz verwachsen, demnach auch nach Sammelkri-stallisation noch in der Paragenese mit Quarz (Abb. 90).Größere Calcitkristalle sind fast immer durch polysynthe-tische Zwillingslamellen gekennzeichnet.

•Bei den als Erzparagenese genannten Mineralen han-

delt es sich durchwegs um authigene Komponenten, diesowohl im Lagenbau als auch im tektonischen Fugennetzder Schichterzkörper das kristalline Gefüge bilden. Damitist aber die Zusammensetzung noch nicht vollständig,denn es fehlen unterschiedlich viele allothigene Bestand-teile, die im Erz quantitativ oft stark vertreten sind. Ge-meint sind jene detritischen Komponenten, die in derHauptsache das Nebengestein zusammensetzen. Es ist

Tabelle 11.NAA-Meßdaten (% bzw. ppm) von Pyrit und Begleitmineralen von Qiaoqiaoshang (gemessen am Chengdu College of Geology) .

........~.~~.~.~~~.!.~.~.(~(~tl~.~.e!~).l~.~Jy.~).l~~..J ~~ l ~~ ~ ~ J..~.~.L..~.!l...!~l ~ l.. ~.~ L. ~ : !..~.~.y..~~~.~~~~~~~~L..?~:.~g.U.~.:~~\..9.:.?~....l.. ..?:~~l..~.:~9l..~..?~.:ggL~?9.:9.Ql.....~.~~~..~.:~~.l.9':?'Q.L~:.~9L.~.:9.Qi..9.:~L..~:.9.~Pyrit im Erz : 52.20: 14.64: 3.00 : 21.90: 2.90 : 216.00: 140.00: 2760: 1.40 : 0.50 : 68.00: 23.00: 1.21: 3.11::9.y:~:fi.}~::gr.i.:T::::Q:.:~~L::Q:;~Ü:[::9.;:Q~fL:Q:;9.~~~9.;?9.L:::::{:4~L:::::Q:;~9.C:::::::?'j::Q:;9.~TQ:;9.~I::::Q:;~9.[:::::~:;~Q[::::::::Q:;~C:Q:.:?Q!llit im Erz 1 2.701 0.371 0.19 j 1.461 1.30! 27.20! 2.801 2014.50 i 0.42! 10.42! 14.101 143.00! 18.20

69


Tabelle 12.Mikrosonde-Meßdaten (%) des Pyrit-Zonarbaues (nach HuJinpei, 1991) sowie von Arsenkies (von Llu Jianming der Universitätlnnsbruck analy-siert).

. i Fe . As . S i Summe . Formel:::~y.~A~~~n:~:~n~:L::::::ri::~:::tQ:::::::::::::::::4:~j:~:::::::T:::::::::~:;:~:t.:::::::::::L::::::::4:~:;:4.~::::::::::r:::::::~:~jf:::::::tE~:::IAs.:Q:;Q:$.:~:~:::$.f;~~~F;:~:4I::::....~,y.:'Im,!,n!~,n!..L ~ ;;;..~ L 1,~.:.~.~.."' l...."'..,..~.:.~.? L ",~.Q.&Z"..j ",,,,~.~;..t~..,,..,,;E.~.j~.~g.;.9.,?,l.?~.L~,~.?.?.)..1~~.?...

Arsenkies \ von - bis \34.7-37.56\38.86-43.42\20.25-23.25\98.08-100\..........................................TD"ü.rchs.Cilni'ti! :3'6.:.1.3 T 4.0.:.9S T 2T:.44 r s.if:s.4 [Fe As.O:'ä454 S1':.Ö.ä'os .

die pelitische Substanz mit illitisch-sericitischen Tonmi-neralen, mit etwas Chlorit und den akzessorischenSchwermineralen, an welcher aber auch Quarz, Quarzit,Karbonatminerale pelitisch-siltiger Kornfraktionen undfeinspammitische Gesteinsteilchen Anteil haben. Die Be-teiligung dieser "Nebengesteinsminerale" am Erzkörper,und zwar in statistisch schichtförmiger Lage, und ihreprinzipiell gemeinsame mechanische Beanspruchung zu-sammen mit den authigenen Kristallisaten der Erzkörper,bietet besondere genetische Aussagekraft; ganz abgese-hen davon, daß natürlich diese komplexe Zusammenset-zung des Erzes bei pauschaler chemischer Analyse zu be-achten ist und entsprechend gravierend die montanwirt-schaftliche Nutzung bei Aufbereitung und Laugung be-einflußt.


PyritFür die Analyse des Pyrits wurden Kristalle aus zwei Mi-

lieus herangezogen, nämlich einerseits aus dem Nebenge-stein Framboid-Pyrit und feinkörnige Kriställchen aus s-parallelen, schlierenförmigen Aggregaten, andererseits"Erz-Pyrit" aus verschiedenen Kristallisaten von Erzkör-pern. Mittels Neutronenaktivierungsanalyse (NAA,Gamma-Spektrometrie) wurde im Chengdu-College ofGeology eine Reihe von Haupt- und Spurenelementenermittelt. In Tabelle 11 fallen reichlich Unterschiede zwi-schen den Pyriten verschiedenen Entstehungsmilieus auf.Der Erz-Pyrit enthält demnach viel mehr Au, Ag, Sb und Znals der Nebengesteins-Pyrit. Im Gegensatz dazu weistdieser höhere Wo, Mo-, Cr- und U-Werte auf. Bemerkens-wert ist in diesen beiden Pyrittypen ein hoher As-Gehaltsowie ein Ni/Co-Verhältnis um 1,3.Für Pyrite mit Zonarbau liegen einige Meßergebnisse

mit der Elektronenstrahlmikrosonde, durchgeführt im For-schungsinstitut Emei (Sichuan), vor. Die Meßdaten(Tab. 12) geben zu erkennen, daß eine Außenzone mit ge-ring höherem As-Gehalt verglichen mit der Innenzone vor-liegt.

ArsenkiesMikrosondeanalysen von Arsenkies (Tab. 10) weisen das

Erzmineral mit rund 41 % als offenbar As-arm aus, vergli-chen mit den theoretischen Werten: Fe 34,3 %, As 46 %, S19,7 % (RAMDOHR, 1975).

Der chemisch, wie allgemein bekannt, sehr reine Rea 1-gar kommt als Goldträger nur unbedeutend in Frage. Daswird in der Qiaqiaoshang-Lagerstätte praktisch auchdurch die Beobachtung bestätigt, daß die höhere N-Erz-zone mit viel Realgar keineswegs durch hohe Goldgehalteauffällt. Für den Gehalt des Goldes kommen also haupt-sächlich Pyrit und Arsenkies in Betracht, die in beiden,stratigraphisch etwa 270 m voneinander entfernten Erzla-gergruppen angereichert sind. Dazu dürfte auch noch die"Tonsubstanz" Lw.S. als möglicher Au-Kollektor in den La-gerstättenkörpern zu beachten sein.Von chinesischer Seite liegen Spurenelementuntersu-

chungen von Gestein bzw. Erz entlang von "Kluftgruppen"der Lagerstätte vor. In dieser Aufstellung von LI Mingshun(1989) (Tab. 13) stellt aber, wie bekannt, die "KluftgruppeWE" eine schichtparallele Kluftschar, Schichtfuge oderüberhaupt nur die Schichtung dar. Und hier fällt begreifli-cherweise der fast durchaus höchste Metallgehalt in die-ser schichtparallelen Zone auf.


Die bisherigen Aufschließungen im Tagebau mit rund150 m Höhendifferenz ergaben bereits die bergbaulichwesentliche Erkenntnis von der Existenz schichtungspa-ralleler Erzkörper, die im N-fallenden Trias-Schichtpaket inForm von zwei bis drei Gruppen angeordnet sind. Darausergibt sich die logische und einfache Folgerung, solcheErzlager auszurichten bzw. die stratigraphisch analogenNiveaus im weiteren Umkreis zu prospektieren. Es ergibtsich aber ebenso die Forderung, den tektonischen For-mungsablauf symmetrologisch verstehen zu lernen, umden Einfluß von Faltungen und Verwerfungen auf die Sedi-mentabfolge samt den Erzkörpern prognostizieren zukönnen. Dazu gehört auch die Beurteilung der im Nahbe-reich der Lagerstätte wirksamen Xueshan-EW-Über-schiebungsfläche. Die sehr wahrscheinliche Verschie-bungstendenz an dieser Störung ist (als hOl-Kluft des tek-tonischen Gefüges mit dominierender Achsenlage B = NW(WNW)-SE (SSE)) nach NE (NNE) gerichtet. Sie könnte diestratigraphisch höhere, also nördliche, Gruppe von Erzla-gern im noch nicht aufgeschlossenen Gebiet abgeschnit-ten haben.Im Falle erforderlichen selektiven Abbaues von schichti-

gem Erz ergeben sich wegen der lokal vorliegenden Ver-

Tabelle 13.Spurenelementgehalte (ppm) von vier Kluftgruppen in der Lagerstätte Qiaoqiaoshang (nach Li Mingshun, 1989) .

...~.~.~.!.~9..~.~.p..p.~..L L ~.~ l ~.9.....l...~9. L.~~L ~~ L ~~ L~.~.L?;.~ L ~~ l. ~~ .WE .... in = 156 i 0.1 40;1 .23 i3.11 i5.65 i1127. Oi2?~.??l.~.9..U.~J.ßl..~.?:.?.L...Jß:.J.................S.N T" n..~..i T ..oj)4.or(LTÖT~L3'öT6jj"oTf6.4.0jj]'"2. 4 .00 1~.4..jJJ..9..~9i Jß:.9i ..1..~.:..9..

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Die Au-Lagerstätte Zheboshan liegt ca. 25 kmwestlich der NNE-SSW-verlaufenden Min-jiang-Störungszone. Es ist auch im Raum Zhe-boshan wieder die m-o-triadische, im Detail al-lerdings hier als Zagunao-Gruppe bezeichneteAbfolge, welche direkt oder indirekt als Erzträger,in einem stark zu Mulden und Sätteln verfaltetenGebiet entwickelt ist (Abb. 97). Aber die bisherhauptsächlich zwischen etwa 3.700 und 4.100 mgeschaffenen Aufschlüsse liegen im Bereicheines, großräumig den Schichten folgenden,morphologisch gut ausgebildeten N-S- Talein-schnittes (Abb. 98), in dessen Mittelteil aber einS-förmiges Verschwenken der Schichten auf

6.7.1. Geologisch-tektonischerÜberblick

Abb.97.Geologische Grundrißskizze des Schurfgebietes der Goldla-gerstätte Zheboshan (nach einer Karte des GeologischenSchurfteams für NW-Sichuan).1 = Quartär; 2 = T2-3zh,Trias; 3, 4, 5, 6, 7, 8 = T2-3ZQ-l.-2.-3.-4.-5.-6. -7. -8, Triasschichtfolge; 9, 10, 11, 12 = Scherklüfte; 13 =normale Schichtlagerung; 14 = inverse Schichtlagerung; 15 =Granodiorit; 16 = Dacit-Gang; 17, 18 = Intrusivbrekzie, sedi-mentäre Brekzie; 19 = Golderzkörper; 20 = beobachtete bzw;vermutete stratigraphische Schichtgrenze; 21, 22 = normaleund inverse Sattelachse; 23, 24 = normale und inverse Mul-denachse.

Eine bezüglich des m-o-triadischen Nebenge-steins und der allgemeinen Horizontgebunden-heit des Erzes entsprechende Au-Lagerstätte istca. 26 km Luftlinie NE von Dongbeizhai im Jahr1986 durch Bachsediment-Prospektion entdecktworden. Die Entfernung beträgt von der Provinz-hauptstadt Chengdu etwa 260 km Luftlinie inRichtung NNW und von Songpan 40 km nachNW. Das überwiegend vegetationsbedeckteHochland in einer Höhe um 4.000 m wird seit1988 durch Schurfgräben, kleine Anrisse überTage und kurze Stollenvortriebe weiter, und zwarbisher mit Erfolg, auf etwa 300 m Höhenunter-schied aufgeschlossen. Somit liegen die mitein-ander verwandten Lagerstätten Zheboshan (imW), Dongbeizhai (Mitte) und Qiaoqiaoshang (imE) auf einer etwa WNW-ESE verlaufenden 40 kmlangen gedachten Linie.

6.7. Au-Lagerstätte Zheboshan

faltung im Meter- bis Zehnermeter-Bereich, teil-weise mit nicht-konstanter Achsenlage, sowiewegen Transversalschieferung 5 schräg zu 55, au-ßerordentliche Schwierigkeiten. Bei Hereinge-winnung größerer Kubaturen können eventuellfestgestellte Schwankungen im Edelmetallgehaltdurch solche Verfaltungen und Zergleitungen vonErzlagern erklärt werden. Die Beachtung vonLeitschichten oder die Farbe der Erzlager selbst(z.B. dunkelgrau, schwarz, bzw. orangerot im Fal-le der Realgarbeteiligung) wird von großem Vor-teil sein.

71


Abb.98.Das nach dem Schicht- und Kluftstreichen hier N-Sausgerichtete Schurfgebiet der Lagerstätte Zhe-boshan am 4.000 m-Hochgebirgsplateau.

WNW-ESE auffällt. Der Taleinschnittwird von den chinesischen Bergleutenund Geologen als Anzeichen einer Kluftbewertet, die allerdings mangels Auf-schlüssen noch ungenügend lokalisiertist. Sie sollte zum Minjiang-Störungssy-stem gehören. Für den Großraum wirdvon Falten mit NW- und WNW-verlaufen-den Achsen berichtet.Die triadische fein- und feinstkörnig-

detritische Sedimentabfolge enthält imLagerstättenareal Einschaltungen vongrünlichen Tuffitzwischenschichten bzw.überhaupt allgemein tuffverdächtige Mi-neraleinstreuungen und läßt somit Zu-sammenhänge mit andernorts nachgewiesener subma-rin-vulkanischer Aktivität in der Triaszeit erkennen (vgl.6.1.).Eine Besonderheit dieses Lagerstättenareals ist, daß

das sehr schwach metamorphe sandig-tonige Trias-Sedi-mentgestein transversal und spitzwinkelig von Intrusionenaus Granodiorit, Quarzdiorit und Dacit, meistens alsGanggestein, durchsetzt wird. K-Ar-Altersbestimmungenhaben ein Alter zwischen 166 und 169 Mio. J., also Mit-tel-Jura, ergeben. Der Kontakt ist durch Thermometa-morphose, z.B. Hornfels und Skarnbildungen, gekenn-zeichnet. Bemerkenswert ist, daß die mit der Schichtungim Mittelteil verbogenen Erzlager von einem Dioritgang mitgeradem Verlauf geschnitten werden. Im Zusammenhangmit den Neubildungen von Kontaktmineralen ist auch eingewisser Goldgehalt im Skarn festgestellt worden.Aus diesen Besonderheiten der triadisch-sedimentä-

ren, vulkanisch-sedimentären und jurassischen pluto-nisch-intrusiven Entwicklung resultieren in der Lagerstät-te Zheboshan nach den bisherigen Erfahrungen vier Ver-erzungstypen:- Eine an das fein klastische Triassediment schichtförmiggebundene Metallanreicherung.

- Eine an die Ränder der Granodiorit-Quarzdiorit-Intru-sionskörper und den Dacit-Gang gebundene Verer-zung.

- Eine im Gangbereich mineralisierte polymikte Brekzie.- Verschiedene s-diskordante vererzte Deformations-brekzien.


Das für diese Au-Lagerstätte wichtige Nebengesteingehört nach den Erfahrungen chinesischer Kollegen in diem-o-triassische Zagunao-Serie (T2-3z , vgl. Abb. 6). Eswird überwiegend repräsentiert durch hellgraue, gelblichanwitternde dichte, gut geschichtete und häufig nach sverschieferte Mergel, in denen sich auf den Schieferungs-flächen durch Glimmerhäute Seidenglanz zeigt und diedurch feine Sand- und Karbonatzwischenlagen gegliederterscheinen. Dadurch kommen Farbvarianten in derSchichtung zustande. Dunkle Lagen fallen auch schonmakroskopisch durch höheren Pyritgehalt auf. Die s-Flä-chen tragen oft B-Lineation und stellen überwiegend $-Tektonite dar, die man mit einer Sammelbezeichnung als

72

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sandiger bis toniger Mergelschiefer mit Varianten zu Kar-bonatschiefer bis -phyllit bezeichnen könnte.Der Mineralbestand umfaßt nach dem mikroskopischen

Befund hauptsächlich Tonminerale, u.zw. IlIit, Sericit, heI-len und dunklen Glimmer, Quarz, Quarzit, Karbonat, u.zw.Calcit und Dolomit. Der in den feinsandig-tonigen Sedi-menten fast immer mitbeteiligte authigene Pyrit in relikterFramboid-Form und idiomorphen Kleinstkriställchen biszu Idioblasten mit stationär zonar eingebautem Sericitoder Quarz sowie auch mit Interngefüge Si, vervollständigtdie qualitativ wichtigsten Komponenten, die die wesentli-chen Variablen für die Gesteinsfarbe und die Schichtungdarstellen. Allerdings darf nicht auf die oft reichlich ent-haltenen inkohlten Pflanzenreste vergessen werden, die,wie schon von Dongbeizhai und Qiaoqiaoshang be-schrieben, zwar als Kohle i.w.S., aber im einzelnen dochals rangmäßig und gestaltlich verschiedene detritischeKomponenten auftreten. Es handelt sich auch hier wiederum zwei Phytodetritustypen, einerseits um meist blätt-chenförmige Semigrafite mit einem ReflexionsvermögenRmax = 6,00-8,30 % (546 nm, Öl), (Rmax-Mittelwert =7,14 %) und andererseits um körnchenförmigen und nicht-figurierten Detritus von Vitrinit mit Rmax = 1,86-2,90 %,(Rmax-Mittelwert = 2,36 %), was für eine Einordnung zuEss- bis Magerkohle spricht. Zudem wurde an detriti-schen Inertinitmaceralen (Fusinit und Inertodetrinit) Rmax= 3,13-4,85 % (R max-Mittelwert = 3,95 %) gemessen.Sekretions-Sklerotinit ist in Abb. 99 zu sehen. Die diesbe-zügliche Kohlen-Diskussion ist in den Abschnitten 6.5.2.und 6.5.2.1. enthalten. Allerdings weist der, verglichen mitden anderen Trias-Lokalitäten, hier höhere Inkohlungs-grad beider Phytodetritustypen doch auf eine thermome-tamorphe Beeinflussung der Kohlekomponenten im In-trusiv- und Gangkontakt zu den magmatischen Gesteinenhin.Akzessorien wie Rutil u.a. Ti-Minerale, Apatit, Turmalin,

Zirkon sind in den diskutierten mergeligen Sedimenten im-mer enthalten. Selten fallen Phosphoritteilchen als Biode-tritus auf.Schichtige Einschaltungen von Kar bon a t bestehen

aus xenomorph-fein- bis gröberspätigem Dolomit undbzw./oder Calcit und können von Glimmer und Quarzfein-sand verunreinigt sein.Tu f fit i sc h e Zwischenschichten im Triassediment

sind durch reichlich Quarz- und Quarzitgehalt, Feldspätewie Orthoklas, Mikroklin, Plagioklas, häufig :tsericitisiert,


Abb.99.Inkohlter Phytodetritus ist in den klastischen m-o-triassischen Sedimenten eine häufige Neben-komponente.Hier Sekretionssklerotinit (ovaler Querschnitt,hellgrau) und Inertodetrinit (in s gestaltlich einge-regeite längliche hellgraue Macerale) im Sericit-quarzit; s diagonallinks unten- rechtsoben.Pyrit undArsenkies:weiß.PolierterAnschliff, 1 Nicol.Ausschnitt0,9 x 0,6 mm.

Abb.100.Tagebau-Aufschlußder LagerstätteZheboshan.25 repräsentatives-Flächenin Großkreis-und Lotpunktdarstellung,mitB-Lineationenals Fältelungsachsenauf s (großePunkte)undkonstruktivstatistisch ermittelte ß-AchsendesTeilbereiches.

6.7.3. Das tektonische (5-, B-, Kluft-) Gefüge

Während einer Begehung der bisher spärlichen geschaf-fenen Aufschlüsse haben wir an drei getrennten Teilberei-chen tektonische Daten gemessen.

Ein etwas größerer Geländeanriß am Osthang des Taleszeigt intensive Verfaltungen des teilbeweglichen sandig-tonigen Schiefers im Dezimeter- bis Meterbereich, wasdiesen Felsbereich als B- Tektonit charakterisiert. Damit istaber hier die auf engem Raum stark wechselnde Schicht-lage kein allgemein repräsentatives Gefügeelement. Je-doch kommt die scharfe Tautozonalität der Faltenknäuelim Diagramm Abb. 100 mit einer dominierenden Achsen-lage B mit 33° SE-Einschieben klar zur Geltung. Zusätzlichkann eine auf den Schieferungsflächen geprägte B-Linea-tion durch Fältelungen mit B = 122° 25° E als syntektonischund somit eine Übereinstimmung der Teilbewegungen be-wertet werden. Überblickbare Einzelfalten ergeben ge-trennt konstruiert ß = B = 139° 30° SE, ß = B = 84° 20° E,und ß = B = 70° 30° ENE.

Mit Annäherung an den durch einen Bachlauf markier-ten Graben erscheinen die Schichten konstant mit WNW-ESE-Streichen und wechselnd steilem Fallen nach NNEbzw. SSW geneigt. Die in einem langen, im Hanggefälleangelegten Schurfgraben gemessenen s-Daten ergebeneine gute ß-Bündelung bei 11r :thorizontal. Einzelmes-

N

sowie durch Chlorit, Rutil, Zirkon, Hämatit und oft viel Py-rit gekennzeichnet und erscheinen freisichtig als sehr fein-körnige graue, auch grünlichgraue Sandsteine. Wennauch einige schichtige Lagen von diesem pyroklastischverunreinigten Sediment vorkommen, so zeigt doch einmächtiger Anteil der sandig-tonigen Abfolge diese häufigsplitterigen Kristallkomponenten auch in eher homogenerVerteilung.

Der G ran 0 d i 0 r i t wirkt makroskopisch als mittel- bisfeinkörniges, weiß-grau gesprenkeltes Magmagestein,wobei die Chloritisierung dunkler Komponenten zu einemgrünlichen Farbeinschlag Anlaß gibt. Der Mineralbestandumfaßt, der Gesteinsbezeichnung entsprechend Quarz,Plagioklas, Kalifeldspat, Biotit, Hornblende und Muskovit.Als Plagioklas-reiche Abart ist auch Qua r z d i 0 r i t an denIntrusionen beteiligt.

Ein vorwiegend in Gängen auftretendes Gestein mit por-phyrischem Gefüge erweist sich auf Grund des Mineralbe-standes als 0 a c i t bzw. Quarzdioritporphyrit oder Gra-nodioritporphyr.

Die sauren bis intermediären, mitteljurassischen Intru-sionsköper bzw. Gänge verursachten im triadischen Sedi-mentgestein entsprechende Kontakterscheinungen mitNeubildungen von z.B. Epidot, Hedenbergit, Quarz, Cal-cit, Spinell. Auch Turmalinisierung, Topasierung, Sericiti-sierung und Chloritisierung sind festzustellen. Diese ther-mischen Kontaktzonen sind insoferne auch von lagerstät-tenmäßigem Intersse, als in Teilbereichen Goldgehaltedarin nachgewiesen sind. Die vermutlich z.T. subvulkani-schen Magmatitkörper sind im NE-Teil des Lagerstättena-reals mit einer Größe von z.B. 800 x 500 m2 Fläche sowieals Gänge mit bis 150 m Länge und 5-20 cm Breite festge-stellt worden. Der Verlauf der Gänge scheint von Kluftsy-stemen vorgezeichnet zu sein.

Auch Deformationsbrekzien begleiten stellenweise dieKontaktzonen. Die polymikten Komponenten bestehenaus bis über cm-großen Fragmenten des triadischen Ne-bengesteins mit dem Mergelschiefer und Quarzit sowieder magmatischen Gesteine. Die erst begonnenen For-schungen lassen den Schluß zu, daß einerseits im Gang-bereich Schlotbrekzien mit auffallenden Mineralneubil-dungen vorliegen, andererseits aber auch durch tektoni-sche Zergleitungen des mechanisch anisotropen FeIsbe-reiches Abscherungen von Gesteinskomponenten erfolgtsind.

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73


N

Abb. 102.17 s-Flächen aus einem gefalteten Abschnitt der Graben-Westseite mitß = B-Faltenachse.

Abb. 101.21 s-Flächen (Großkreise, Lotpunkte) aus einem Schurfgraben der La-gerstätte Zheboshan, mit B-Fältelungsachse und ß-(= B-)Achse einerTeilfalte und statistisches ß des Bereiches.


Die Erzparagenese umfaßt Arsenkies, Pyrit, Markasit,ged. Gold, begleitet von Quarz, untergeordnet Calcit undDolomit. Nebengemengteile sind ferner Zinkblende, Kup-ferkies, Fahlerz, Baryt und Titanminerale. Besondere Auf-merksamkeit lenkt auch in diesem Erz der viele Quarz inForm von fein- bis grobkörnigem Quarzit auf sich, wenn-gleich detritische und authigene Begleitkomponenten im-mer mitbeteiligt sind.Ars e n k i es kann in Zheboshan als das Haupterzmine-

ral, vor allem in den alterierten Magmagesteinen derSkarnzonen bezeichnet werden. Man sieht Arsenkies inForm idiomorpher Einzelkriställchen, oft erkennbar an den

und flächigen sowie linsenförmigen Erzkörpern, andern-falls für geringe Winkeldiskordanzen bis zu 20°.

6.7.4. Die Erzkörper

6.7.4.1. Aufschlußbefund

Nach den bisher spärlichen Aufschließungen ergibt sichdie Erkenntnis, daß Erzmineral- und Au-Anreicherungen indieser kompliziert entwickelten Lagerstätte Zheboshan infolgenden vier Formen möglich sind.CD Eine schichtgebundene Metallanreicherung, z.T. in

schieferungparallelen Klüften, mit Mächtigkeiten vonz.B. 0,8-3,5 m, einer streichenden Länge von60-260 m und Au-Gehalten zwischen 1 und 7 ppm. Ei-ne Haupterzzone will man mit 1.000 m Länge erkannthaben, darin einen "Klufterzkörper" 300 m lang, bis zu8 m mächtig und mit 1,9-9 ppm Au.

@ Weiters gibt es hier, sichtlich mit den intrusiv-magmati-sehen Ereignissen zusammenhängende Anreicherun-gen von Erz. So fand man in Teilabschnitten der Kon-taktzonen erhöhte Au-Gehalte lokal bis zu 10 ppm. Esliegen allerdings noch keine Angaben vor, ob dieseüber Spuren hinausreichenden Goldgehalte auf jeneSkarnbereiche beschränkt sind, welche mit denschichtigen Metallanreicherungen in thermischemKontakt stehen. Die Erzmineralparagenese scheint je-denfalls dieselbe wie im Schichtverband zu sein.

@ Daß auch im brekziös deformierten Gangbereich desporphyrisch-porphyritischen Magmagesteins lokalGold und andere Erzminerale festgestellt wurden,hängt mit derselben Problematik zusammen. So wirdeine Deutung und die wirtschaftliche Bedeutung vonvorerst Einzelbefunden erst nach räumlich ausgedehn-teren Untersuchungen zu erwarten sein.

@ Eine Erzplatznahme in Deformationsbrekzien ver-schiedener Größenordnung und Ursachen, sowohl imSedimentgestein als auch in Kontaktnähe der Mag-matite, von Haarrissen über Rupturennetze bis zubrekziierten Kluftzonen, stellt eine weitere deskriptivzu erfassende Vererzungsform dar.

Somit bringt die Lagerstätte Zheboshan eine Bereiche-rung von Befunden über schichtgebundene triadischeAu-Konzentrationen in verschiedener Sicht, aus denenerst nach gründlicher Aufschließung und Erforschung wis-senschaftlich und wirtschaftlich nützliche Aussagen ge-macht werden können. Vorläufig wurden, trotz begreifli-cher Unklarheit über die Vorgangsweise der Aufschlie-ßungen, immerhin 30 kleinere Erzkörper mit zusammenrund 3 t Gold nachgewiesen.

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sungen schwach gefalteter s-Flächen ergeben konstruktivß = 1150100 ESE und ß = 2890200 WNW (Abb. 101). AnScherklüften konnten wir in den bisher genannten Gelän-deausschnitten nur hOI-Gleitungsflächen mit Relativbe-wegungen orthogonal b registrieren.

Auf der W-Seite des Grabens haben wir einen natürli-chen Feisaufschluß zur Beurteilung der tektonischen Ver-formung genützt. Erstaunlicherweise ergibt die konstruk-tive Darstellung auf der Lagenkugel hier exakte Tautozona-Iität der s-Flächen durch ziemlich konstantes E-W-Strei-ehen, aber im N- und S-Einfallen stark differierende Win-kelwerte (Abb. 102). Diese so gut wie horizontale ß = B-Achsenorientierung steht im Gegensatz zu der vorherr-schenden Achsenlage im Ostgehänge und stützt somit dievon einigen chinesischen Kollegen geäußerte, aber um-strittene Annahme einer talbildenden N-S-Kluft.

Das hier beschriebene Flächen- und Achsengefüge indrei Teilbereichen des noch ungenügend aufgeschlosse-nen Lagerstättenbereiches darf nicht verallgemeinertwerden, ist also nicht repräsentativ für den Großbereich.Es zeigt sich aber die große Faltungsbereitschaft des m-o-triadischen Sedimentgesteins und damit die zu erwar-tende Komplikation bei der Verfolgung von eventuell erz-hältigen Schichten. Die Zusammenschau der von derBergbaubetriebsleitung bzw. dem geologischen Schurf-team für NW-Sichuan erstellten Grundrißdarstellungspricht für weiträumigen Parallelismus von Schichtung

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Abb. 103.Anreicherung von Pyrit und Arsenkies als homoge-nes Parallelgefüge in Rutil- und Grafit-pigmentier-tem Quarzit von Zheboshan.Gestaltliche Einregelung der Arsenkies-Kriställ-chen in s ( diagonal links unten-rechts oben) ver-deutlicht die Schicht- = Schieferungsfläche desSedimentes.Polierter Anschliff, Nicols x.Ausschnitt 0,9 x 0,6 mm.

Abb. 104.Idioblastische Pyrit- und Arsenkies-Kristallisationin Karbonat-Sericitquarzit der Lagerstätte Zhe-boshan.Die Pyritaggregate (weiß) lassen reichlich Intern-gefüge und Anwachssäume erkennen. Arsenkies(weiß) bildet typische idiomorph-heterometrischeKristalle und Aggregate.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 0,9 x 0,6 mm.

Abb 105.Kontaktzone erzführender Triassedimente zur Dio-rit-I ntrusion: GIimme r-Ka rbonat-Quarz-Schiefe r-fragment mit Rutil- und Titanit-Mikrolithen in denGlimmern, zeigt straff nach sausgerichtete Erz-führung, bestehend aus sammelkristallisiertemPyrit, Markasit und Arsenkieskriställchen und -ag-gregaten (alle weiß).Das Fragment ist von sericitführendem Grobquarzil(dunkelgrau) umgeben.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 1,8 x 1,2 mm.

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Abb.106.Aus Kontaktzone wie Abb. 105: Sericit-Karbonat-Quarzit-Fragment in Grobquarzit zeigt Sprossungvon Arsenkies- und Rutil-Idioblasten.Zum Teil diablastisches Gefüge von Rutil/Arsen-kies. Die Kristalloblastese der Erzminerale ist nichtauf das Fragment beschränkt. Rutil: weißgrau.Arsenkies: weiß. Karbonat: 'verschieden grau.Quarz: dunkelgrau.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 0,9 x 0,6 mm.

Abb. 107.Kristalloblastese von Pyrit, Arsenkies, Rutil undQuarz im Sericit-Karbonat-Quarzitschiefer vonZheboshan im Diorit-Kontaktbereich.Rutil (hellgrau) wird z.T. von Pyrit (weiß) um-schlossen und durchwachsen.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 0,5 x 0,3 mm.

Abb. 108.Selektiv bevorzugt, aber nicht ausschließlich aufSchieferfragmente im Quarzit beschränkte Blaste-se von Pyrit, Markasit, Arsenkies und Rutil in derIntrusionskontaktzone der Lagerstätte Zheboshan.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 1,8 x 1,2 mm.


Abb. 109.Das in seltenen Fällen sichtbare Freigold (Pfeil) vonZheboshan in Paragenese mit Samtblende (hell-grau), Quarz und hellem Glimmer.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 0,24 x 0,17 mm.

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Abb. 110.Unter dem Mikroskop sichtbares Gold (Pfeile) imErz von Zheboshan in Verwachsung mit Samtblen-de (hellgrau), Quarz und hellem Glimmer.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 0,24 x 0,17 mm.

typischen rhombischen Querschnitten,säulig, nadelförmig, in Zwillingen undDrillingen, als Kristallgruppen und hypi-diomorphkörnigen Kleinaggregaten. Inden Erzlagern (Abb. 103,104) und in denSkarn zonen treten Arsenkies und Pyrit inder Paragenese auf, relativ selten aberoffenbar in den Gang- und Spaltenver-erzungen. Es steht außer Zweifel, daßverschiedene Generationen von Arsen-kies vorliegen. Im thermischen Kontakt-bereich fallen innerhalb des Quarzitsaus hellem Glimmer, Quarz und Calcit bestehende Frag-mente auf, die selektiv belteropor nach sausgerichteteVererzung mit Pyrit, Markasit und Arsenkies zeigen. Diemitenthaltenen Glimmer sind reich an Rutil und Titanit.Zum Teil umschließen Arsenkiesaggregate die Rutilnadeln(Abb. 105, 106, 107). Durch Untersuchungen mit der Mik-rosonde konnte ein ungewöhnlicher S-Gehalt im Arsen-kies festgestellt werden (Tab. 14). Die weitgehend auf dieFragmente konzentrierte Vererzung dieses Teilbereichesmuß zum prädeformativen Mineralbestand der Kompo-nenten gehört haben (Abb. 108).P Yr i t ist in den schon von den anderen Trias-Lagerstät-

ten bekannten Formen und Generationen entwickelt. Eshat den Anschein, als ob Pyrit gegenüber Arsenkies in denLagererzen vorherrscht, hingegen in den vererzten Rand-zonen der Magmatite Arsenkies stärker vertreten ist. Auchder Pyrit von Zheboshan ist häufig As-hältig. Mikroson-deanalysen ergaben bis 8,79 % As (Tab. 14).Mar k a sit spielt nur eine geringe Rolle. Realgar und

Antimonit sind in dieser Lagerstätte bis jetzt nicht bekanntgeworden. Z ink b Iend e ist nur spurenhaft vertreten undzeigt mitunter Entmischungen von Ku p fer k i es, deraber auch separiert vorliegt. Tet r a e d r i t ist mikrosko-pisch oft in Paragenese mit Kupferkies und Pyrit zu finden.Auch Te n na n tit wurde mittels Mikrosonde nachgewie-

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sen. Zwei nur in Spuren vorkommende, außergewöhnlicheMineralphasen erweisen sich durch Mikrosondenanaly-sen als eine Bi-Au-Fe-Phase (mit bis zu 37,76 % Au) undeine Bi-Fe-Phase. Beide sind mit Gold vergesellschaftet.Aber bemerkenswert ist ge d. Goi d , welches hier als

Erzmineral sogar makroskopisch, wenn auch selten, in Er-scheinung tritt. Selbstverständlich gelingt es öfters Gold-körnchen unter dem Mikroskop zu diagnostizieren(Abb. 109,110).Zheboshan ist eine der hier seltenen Lagerstätten die-

ses Entstehungstyps, in deren Erz auch sichtbares Frei-gold, wenn auch selten, vorkommt. Das mag mit der ther-mischen Beeinflussung im Areal der magmatischen Intru-sionskörper zusammenhängen, die zu Mobilisierungen,Entmischungen, Um- und Neukristallisationen von Alt-beständen, eventuell auch zu einer, wenn auch nur gerin-gen, Stoffzufuhr geführt hat. Quarzzonen und Quarzgängemit sulfidischem Erz im Kontaktbereich machen die ur-sächlichen Zusammenhänge mit der Intrusion deutlich,wobei relativ junge Quarzgänge auch den Skarn durch-queren.Im übrigen steht wohl außer Zweifel, daß das submikro-

skopisch angereicherte Gold in erster Linie an Arsenkiesund Pyrit gebunden ist. Über den Au-Feinheitsgrad liegenfünf Messungen vor, die einen geringen Ag-Gehalt aus-

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78


weisen (Tab. 14). Die Feinheit kann mit 932-964 angege-ben werden.Qua r z spielt auch in dieser Lagerstätte die Hauptrolle

unter den Begleitmineralen im Erz. Das zeigt sich sowohlin den schichtgebundenen Erzkörpern als auch in diskor-danten Rupturzonen und Kontaktzonen.Für die genetische Aussage und für praktisch-bergbau-

liche Folgerungen ist die Erkenntnis wichtig, daß derQuarzreichtum in Form von mikrokristallinem Feinquarzitund sammelkristallisiertem Grobquarzit, als Karbonat-Quarzit und als Sericit-Karbonat-Quarzit, kurzum als Ge-stein der Abfolge, und zwar angereichert mit den Erzmi-neralen, eine lithologische Einheit bildet. Diese Einheitbleibt auch nach der verbreiteten Brekziierung zu Defor-mationsbrekzie erhalten, wobei die Fragmente des ent-sprechend quarzreichen Gesteins im Erzkörper liegen undvon jüngeren Mineralbildungen, nämlich wieder vorrangigvon Quarz, zementiert sind.Karbonate, vor allem C a Ic it, daneben Dolo mit und

auch An k e r i t sind wohl sehr häufige Begleitminerale imErz. Sie treten sowohl in sehr feinkörnigen Verwachsungenmit Quarz, als auch in grobspätigen Aggregaten auf. DieIdentifizierung gelang allenfalls durch RV-Messungen.Tit a n m i n era Ie, wie Rutil, Anatas, Titanit, sind nicht

spezifisch auf das Erz beschränkte Akzessorien. Sie tre-ten auch im Nebengestein häufig auf. Aber gerade in denthermisch beeinflußten Kontaktzonen fällt ein überdurch-schnittlicher Reichtum und eine bemerkenswerte Korn-größe auf (Abb. 105-108). Zum Teil liegt eine Gebunden-heit an Glimmerfilze vor (Sagenit), sehr selten ist ihre Her-kunft aus fast vollkommen umgewandeltem Ilmenit zu er-gründen, in diesem Fall als feinkörniges "Leukoxen"-Pro-dukt.

6.7.4.3. Geochemische Daten einiger Erzminerale

Durch Mikrosondeanalysen ergaben sich folgende Meß-daten über Erzminerale von Zheboshan (Tab. 14.).Ars e n k i e s erweist sich etwa in der Hälfte der analy-

sierten Proben als goldführend, u.zw. bis zu 0,18 %. DerS-Gehalt ist mit bis 23 % relativ hoch, der As-Gehalt viel-fach eher nieder, was dann durch einen höheren Fe-Gehaltausgeglichen erscheint.P y r i t ist typischerweise meist durch As-Gehalt aus-

gezeichnet, was angesichts des As-Angebots in der La-gerstätte nicht außergewöhnlich ist. Das Erzmineral er-weist sich auch als Au-Träger.Das gilt auch für Nebengemengteile wie Tetraedrit

und Tennantit, auch für Zinkblende und Kupfer-k i es, wobei es sich in allen diesen Fällen aber nicht umAu auf Gitterplätzen, sondern um submikroskopische Ein-schlüsse handeln wird.Bemerkenswert ist ein hoher Au-Gehalt im Erz, verbun-

den mit Bi-Fe- und Bi-Au-Fe-Phasen, die mineralogischnicht identifiziert werden konnten.Das hier auch selten makroskopisch identifizierbare

Goi d ist schwach Ag-hältig, mit einem Feinheitsgrad vonetwa 932-964.


Es wäre zu verwegen, dem Bergbaupraktiker über diesein mehreren Phasen entwickelte und in mehreren räumli-chen Formen vorliegende, also kompliziert gebaute Lager-stätte fixe Empfehlungen abzugeben. Soferne aber diebisherigen praktischen Erfahrungen und die Aussagen

chinesischer Wissenschafter eine vorläufige deskriptiveGrundlage bilden, so könnte auf Grund der lokalen tekto-nischen und stratigraphischen Situation folgende Vermu-tung als praktische Empfehlung für einen Hoffnungsbaugeäußert werden.Die österreichischen Partnerkollegen im Forschungs-

team geben der stratigraphisch schichtgebundenen Erz-anreicherung einen hohen Stellenwert bei der Suche undAusrichtung flächig mineralisierter Zonen. Es ist aber vongroßer Bedeutung zu wissen, daß das hochteilbeweglicheglimmerige Schiefergestein in Teilbereichen mitunter zuFaltenknäueln eines B- Tektonits verformt sein kann. Daskann in der Abbaupraxis dazu führen, daß eine selektiveGewinnung der erzführenden Schichten nicht mehr mög-lich ist, wodurch dann eine Verminderung des Au-Gehal-tes im Haufwerk die Folge ist.Die sichtbare Existenz von Erz in der thermischen Kon-

taktzone ist eine willkommene Bereicherung der Vorräte.Es sollte aber darauf geachtet werden, ob nicht das gold-hältige Erz nur an den Scharungsbereich von Intrusionund schichtigem Erzlager gebunden vorkommt.Die nur in drei Teilbereichen durchgeführten tektoni-

schen Messungen zeigen eine Differenz der Faltenachsen-lagen östlich und westlich des Baches. Das spricht für dieExistenz einer Verwerfung entlang des Bachverlaufes undbestärkt Vermutungen chinesischer Experten über eineN-S-Kluft.

6.8. Au-Lagerstätte Manaoke

Die Lagerstätte Manaoke ist die wichtigste der im"Ostgebiet" in den vergangenen fün~ Jahren entdecktenGoldanreicherungen. Seit der im Rahmen des nationalenchinesischen Projektes im Jahre 1991 von den chinesi-schen Kollegen gemachten Entdeckung, daß das Erz vonManaoke nicht nur wegen des Goldes interessant ist, son-dern auch Platin metalle und Scheelit enthält, lenkte dieseLagerstätte besondere wissenschaftliche und wirtschaft-liche Aufmerksamkeit auf sich.Seit 1991 ist ein Einleitungsprojekt, gefördert vom Geo-

logischen Dienst der Provinz Sichuan unter der Leitungvon ZHENGMinghua, speziell auf die Pt-Metalle im Vor-kommen Manaoke (und zusätzlich auch der kambrischenLagerstätte Laerma) ausgerichtet. Über Manaoke stehenderzeit allerdings nur wenige Daten zur Verfügung. Bisjetzt wurden noch keine Bohrungen und Aufschließungenunter Tage durchgeführt.Manaoke liegt weit abseits der bis jetzt besprochenen

Lokalitäten Zheboshan (6.7.), Dongbeizhai (6.5.) und Qiao-qiaoshang (6.6.), nämlich 110 km Luftlinie NNE- bis NE-Iich von Songpan, bzw. 320 km nördlich der Provinzhaupt-stadt Chengdu entfernt, in einer Höhenlage um 3.200 m.Die nächstgelegene Ortschaft ist Jiuzhaigou, von der dieganz nahe an der Provinzgrenze Sichuan/Gansu gelegeneLagerstätte Manaoke rund 35 km NNE-Iich entfernt ist.Die höchsten Gebirgserhebungen reichen bis 5.570 mHöhe.Das vegetationsbedeckte Hochgebirge steht im Bereich

der Edelmetallfunde erst durch Röschen und Geländean-risse über Tage in Untersuchung.


Am Nordrand des "Ostgebietes" sind einige WNW-ver-laufende Störungslinien bekannt, die man zum Südteil der

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Maxin-Lüeyang-Großstörungszone zählt (Abb. 3, 4, 5).Manaoke grenzt an einen dieser Verwerfer. Er fällt nachNNE ein und stellt eine Überschiebung dar, an welcher

karbonisch-perm ische Karbonatgesteine als Hangend-scholIe (Nordscholle) über die triassischen Gesteine alsLiegend-scholle (Südscholle) zu liegen kamen (Abb. 111,

Feinsandstein

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T2-3aI

T2.3b

Om

200m

1200m I I::c:> auf Trias Uberschobener

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Feldspat-Qz-Grauwackec::s

T2-3glOOOm ....

... -------------.... kalkige Qz-Grauwacke,Siltstein und Tonschiefer...

T2.3f ~

+-~

800mC -------------

oben: kalkiger Qz-Siltsteinmit Tonschiefer

II T2-3e unten: kalkiger siltiger Tonschiefer mitGold- tErzzoneSiltstein und Au-Earone

-------------600m kalkiger mittel- bis dickbankiger

Feinsandstein und SiltsteinT2-3d

1- ~ -------------....oben: Tonschiefer mit Siltstein

T2-3C~ und Qz-Gängchen

400m unten: Siltstein mit Tonschiefer-------------abwechselnd Tonschiefer und Siltstein

••••• L.: •••••••••••••••••

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Kluft

Kluft

Kluft

Kluft

Kluft

Über-schiebung

Abb.111.Schematische Darstellung der Gesteinsabfolge im Bereich der Goldlagerstätte Manaoke im Säulen profil, mit schichtparallelen Erzkörpern und Klüftensowie der Überschiebungsfläche (nach schriftlichen Aufzeichnungen des Geologischen Schurfteams für NW-Sichuan).

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T2-3 b

Au-Erzzone, arm

Verwerfungen

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Abb.112.Schematische geologische Grundrißskizze der Lagerstätte Manaoke, mit stratigraphischen Schichtgrenzen, Klüften und der schichtgebundenenErzzone (nach Aufzeichnungen des Geologischen Schurfteams für NW-Sichuan).

112). Die zur Zeit bekannte Erzzone liegt aber eindeutig inden triassischen klastischen Sedimenten, etwa 2 km süd-lich von dieser Hauptüberschiebungsfläche entfernt.

Die erzführenden Triassedimente mit einer Gesamt-mächtigkeit von über 1.300 m gehören auch hier zur m-o-triadischen feinklastischen Sedimentabfolge. Das Erzträ-gergestein wird hier von den chinesischen Kollegenaus Iithologischen Überlegungen zur Z h u w 0 -G ru p p e(T2_3Zh ) gerechnet (vgl. Teil 6.1. und Abb. 6). Nach denoberflächlichen Aufschließungen des Geländes und derchemischen Analytik kommen die Metallanreicherungentypisch schichtig an ein vermutlich 70 m mächtiges Mer-gelschieferpaket an den Liegendteil der T2-3e-Abfolge ge-bunden vor. Man hat bis jetzt acht getrennte Erzlager ge-funden. Sie sind, sowie das Begleitgestein, in faltende undrupturelle tektonische Verformungen einbezogen.

Pyrit, inkohlter Pflanzenhäcksel und Schwerminerale sindhäufige Nebengemengteile und Akzessorien.

Der feinschichtige, mitunter raumrhythmische Aufbaudes Sedimentes ist vom detritischen und authigenenKomponentenbestand diktiert (Abb. 113). Diagenetischeund tektonische Verformungen kommen in dem plastischverformbaren Material gut zur Geltung. Zum Teil nach derFeinschichtung verlaufende Sammelkristallisate und $-

diskordante Rupturenverheilungen bestehen aus Calcitoder bzw. und Quarz.

Die gesamte Abfolge wird von chinesischer Seite infolgeoft vorliegender und sich wiederholender vertikaler Korn-sortierung als Turbiditserie gedeutet. Im übrigen bestehtgroße Ähnlichkeit oder Übereinstimmung zu den Neben-gesteinen der Lagerstätten Dongbeizhai, Qiaoqiaoshangund Zheboshan (6.3., 6.5.2., 6.6.2., 6.7.2.).

Man hat bis jetzt allerdings die Erfahrung gemacht, daßdie Gesteine hier sehr wenig organische Substanz enthal-ten und deshalb kaum schwarzgraue Farbe zeigen.


Das Nebengestein der Lagerstätte ist mit einem Sam-melbegriff am ehesten als makroskopisch dichter, feinge-schichteter Mergelschiefer zu bezeichnen, mit Variantenzu feinstkörnigem Sericitmarmor, Tonschiefer, siltigemund kalkigem Tonschiefer, feinstspätigem kieseligem An-kerit- und Calcitmarmor, zu Ankerit-Quarzit und Quarzit.


Als wichtigste praktische Aussage ist nach vorläufigenAufschließungen der an den ca. 70 m mächtigen unterenAbschnitt des T2-3e-Schichtpaketes gebundene Erzgehalt

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Abb. 113.Feinlaminierte Wechsellagerung von feinkörnigemSericitquarzit, grobkörnigem Quarzit und suturför-migem Pyrit (schwarz) im Durchlicht. Die großenQuarzkörner erweisen sich als schwach form- undgittergeregelt.Dünnschliff, Nicols +.Ausschnitt 3,3 x 2,2 mm.

Abb.114.Grobkristalliner ("Erz"-) Quarzit mit Pigment-sI(diskrete Streifung links oben-rechts unten) durchorthogonal dazu verlaufende Zerrfugen (links un-ten-rechts oben) deformiert und mit reinem Quarz(Aufhellungsstellung, meist weiß) und Calcit (lage-und stellungsabhängig mit unterschiedlichen Pola-risationsfarben hellgrau bis grauschwarz) verheilt.Dünnschliff, Nicols +.Ausschnitt 3,3 x 2,2 mm.

Abb.115."Rotquarz" im Erz von Manaoke. FeinkristallineRealgar-Einschlüsse als Farbpigment in Quarzdurch Innen reflexe sichtbar: Zahlreiche verstreute,aus dem transparenten Quarz herausleuchtendeKriställchen.Polierter Anschliff, Nicols +.Ausschnitt 0,3 x 0,2 mm.


im großen und die stratiforme Anreicherung von Erzmine-ralen in bisher acht nachgewiesenen Erzlagern im Detailhervorzuheben. Sie werden vorläufig als klein bezeichnet,denn nur die zwei untersten Lager erstrecken sich relativkonstant entlang der Schichtung auf eine Länge von ca.1.000 m, bei einer Mächtigkeit zwischen 0,5 und 4 m. Dieanderen Erzlager weisen eine streichende Ausdehnungzwischen mehreren Zehnermetern bis 200 m auf. Es be-steht allerdings die Möglichkeit einer Täuschung insofer-ne, als manche der vermeintlich vorhandenen acht Erzkör-per möglicherweise ein und denselben Erzkörper darstel-len. Zukünftige Aufschließungen sollten dies klären. Diestreichende Erstreckung der schichtparallelen Erzzonewird von der Betriebsleitung mit rund 2.000 mangegeben.Der Liegendteil der Erzzone, hauptsächlich aus siltigenMergelschiefern und Quarzittypen bestehend, erweistsich offenbar als goldreicher als der Hangendteil, derüberwiegend aus siltigem, quarzsandigem Psammit be-steht. Auch scheint der Ostteil der Erzlagerabfolge reicherzu sein als der Westteil (Abb. 112).

Die Erzzonen weisen Faltungen und Brekziierung auf,wobei eine starke Silifizierung der Erzlager in verschiede-nen Entstehungsphasen zum Ausdruck kommt (Abb. 114),wie z.B. die Kristallisation jüngerer Aggregate und Riß-verheilungen, woran auch Calcit beteiligt ist.


Die Erzparagenese umfaßt Realgar, Antimonit, Scheelit,Pyrit und Arsenkies, die Edelmetalle ged. Gold und ged.Platin sowie die Begleiter Quarz, Karbonate, etwas Barytund im Oxidationsbereich Auripigment, Limonitmineralewie Samtblende und Lepidokrokit, sowie Oxidationsmi-nerale des Antimonits, vermutlich Antimonocker. Rutil undLeukoxenaggregate, vor allem Titanit, kommen häufigvor.

P y r i t ist in Form der schon von den anderen Lagerstät-ten bekannten Formen und Größen vertreten. Es magschon sein, daß Pyrit in dieser Lagerstätte etwas spärli-cher vorkommt, wie von chinesischer Seite geäußert wird;aber es darf nicht übersehen werden, daß in der jetzt inAufschließung begriffenen Oxidationszone viel Limonitentwickelt ist. So zeigt der Mikrobefund, daß sehr häufigRubinglimmer und bzw. oder Samtblende als Verwitte-rungsrinde um Pyrit oder überhaupt Pseudomorphosennach Pyrit vorliegen.

Arsenkies findet sich in Form idiomorpher Kleinkri-stalle, Kristallgruppen und Aggregaten in Nestern sowiemit Pyrit vergesellschaftet.

Rea I gar tritt in Manaoke in den bekannten Formen auf,nämlich einerseits als mikrokristallines Pigment in Quarz,was zu makroskopischer Gelb-, Orangegelb- und Oran-ge-Farbe der Quarzindividuen bzw. des Quarzites Anlaßgibt (Abb. 115). Durch diese, auf die mikroskopisch gen auzu überblickenden Innenreflexe zurückzuführenden schö-nen Farben, wird, wie mineralogisch auch für andere Fällezur Genüge bekannt, eine größere als tatsächlich vorhan-dene Realgarmenge vorgetäuscht. Andererseits ist dasorangerote, auffällige Erzmineral in s-parallelen und s-dis-kord anten Fugen und Fugennetzen verschiedener Größen-ordnungen zementierend vertreten.

Ant i mon it ist im Manaoke-Erz das am stärksten an-gereicherte Erzmineral. Typisch sind Quarzit-Antimonit-Verwachsungen, welche als schwarzes Erz makrosko-pisch in Erscheinung treten. Das in Klein- bis Derbaggre-gaten auftretende Erzmineral zeigt unter dem Mikroskopnicht nur die kennzeichnenden, durch starke Anisotropie-

Abb.116.Lamelliertes Antimonitaggregat im Erz von Manaoke, verbogen und zer-schert, mit kleinkörnigem Rekristallisationsgefüge in vertikal verlaufen-der Flexurzone.Links oben und unten Quarzaggregate.Polierter Anschliff, Nicols x.Ausschnitt 1,8 x 1,2 mm.

effekte wirksamen Wachstums- und Deformationsgefüge(Abb. 116), sondern zum Teil extreme mechanische Zer-gleitungen nach den Schieferungsflächen s und auchnach hOl-Flächen des Gefüges, welche von Rekristallisa-tionsbahnen in Form von Kleinstkristallaggregaten mitKorngrößen höchstens des 1 mm-Bereiches überdauertwerden (Abb. 117, 118). Als weiches, translationsbereitesMineral ist Antimonit schon rein mechanisch in druckarmeZonen des Erzes gedrängt, kristallisiert aber bevorzugtmit Quarz nach mehreren, sich überlagernden Deforma-tionsakten. Beide Minerale befinden sich in diesem Fall inteils fix- teils mobil-konturierten Kristallisationsgefügen,was durch gegenseitige Verdrängungen sichtbar ist. Be-sonders häufig ist nach Mikrorissen und Fugennetzen An-timonit-vererzte Quarzit-Deformationsbrekzie vertreten.

Sc h eel it ist zur Zeit das einzige festgestellte W-Mine-ral im Erz. Er ist meistens hypidiomorph bis xenomorphentwickelt und mit Antimonit, Realgar, Quarz sowie Calcitverwachsen. Scheelit-Aggregate kommen häufig in derForm von Gängchen, Knollen oder feinen, unregelmäßigverstreuten Verwachsungen vor.

Qua r z ist das dominierende Lagermineral und liegt alssolches in verschiedenen Aggregatformen vor. Das be-deutet Quarz als mikrokristalliner Quarzit (5-80 ILm) undsammelkristallisierter gröberkörniger Quarzit (bis 1 mm),oft mit deutlicher Blastese, in diesen Fällen mit Pigmentenals Kennzeichen stationären Wachstums, auch mit Intern-

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Abb.117.Auch schieferungs- (=schicht-) parallele tektoni-sche Zergleitung deformiert das Antimoniterz, wor-auf feinkristalline Rekristallisation der beschädig-ten Gitterzonen einsetzt.Rechts unten und oben Mitte: Quarz (dunkelgrau).Polierter Anschliff, Nicols x.Ausschnitt 1 ,8 x 1,2 mm.

Abb. 118.Antimonit-Quarz-Feinlagenbau zeigt laminare Zer-gleitung nach s, spitzwinkelig und diskordant zu ssowie kleinkörniges Rekristallisationsgefüge inden Schieferungsflächen ( s).Polierter Anschliff, Nicols x.Ausschnitt 2,3 x 1,5 mm.

Abb.119.Grobkristalliner "Erz"-Quarzit (Quarz: weiß undverschieden grau bis grauschwarz) durch intragra-nulare tektonische Beanspruchung undulös gefel-dert und in netzförmig angeordneten Haarrissenmit Antimonit (schwarz) vererzt.Dünnschliff, Nicols +.Ausschnitt 3,3 x 2,2 mm.


Abb.121.Korrelation zwischen Au,W, As, Ag und Mo in Er-zen und Gesteinen der La-gerstätte Manaoke.

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K4

stehungszeitraum zuzuordnen sein. Diese Bemerkung be-zieht sich aber nicht auf die feinkörnigen Calcitmarmor-Zwischenlagen im Erzträger- und Nebengestein.

Durch eine systematische Beprobung in den wenigenoberflächennahen Aufschlüssen wurden kürzlich über 100Proben gesammelt und auf ihren W03 -Gehalt analysiert.78 % der Proben zeigen einen W03 -Gehalt vQn >0,05 %.30 % der Proben enthalten >0,1 % W03 , was als Grenz-wert für Scheelit-Erzkörper angenommen wird. Als höch-ster W03 -Gehalt ist bis jetzt 7,29 % ermittelt worden. Auf-grund dieser Meßergebnisse wurden mehrere Scheelit-Erzkörper nachgewiesen. Zwischen den Gold-Erzkörpernund den Scheelit-Erzkörpern ist eine enge Beziehungfestzustellen. Meistens sind Scheelit-Erze auch Gold-Er-ze. Abb. 121 zeigt eine Korrelation zwischen Au, W, As undAg. Hohe Korrelationskoeffizienten zwischen Au, W, Mo,As, wie sie für das ganze Ostgebiet in Tab. 17 aufscheinen,lassen die Vermutung berechtigt erscheinen, daß nicht nurin der Lagerstätte Manaoke, sondern auch in anderen Lo-kalitäten des Ostgebietes eine Metallparagenese Au-W-As-(Mo) entwickelt ist, welche in der Provinz Sichuanbzw. auch in ganz Südwestchina bisher noch nie nachge-

wiesen wurde, abernun wissenschaft-lich und wirtschaft-lich von großerBedeutung ist. Essteht daher derzeitein weiteres For-schungsprojekt zurDiskussion, wei-ches speziell auf dieScheel it- Fü h ru ngim Zusammenhangmit den Goldlager-stätten in Triasge-steinen des Ostge-bietes ausgerichtetsein soll.

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K3Proben-Nr.

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&I 0.1

0.01

gefügen (Si), und sehr häufig als "Rot-quarz" mit Realgar-Pigment (Abb. 115).An solchen, oft hypidiomorphen Kompo-nenten kommt oft ein meroblastischesWeiterwachsen durch einen nicht rotpigmentierten, also "sauberen" Saumum den rot-Realgar-pigmentierten An-fangskristall zur Geltung: übrigens hierein aussagekräftiges Merkmal jüngerer Quarzkristalli-sate.Feinst- und gröberkristalliner Quarz ist aber auch Ver-

wachsungspartner von Karbonaten wie Calcit und Anke-rit, was zur Bezeichnung Ankerit-Quarzit, Calcit-Quarzit,andernfalls auch Sericit-Quarzit und in Sonderfällen vonAntimonit-Quarzit (Abb. 119) und Pyrit-Arsen kies-QuarzitAnlaß geben kann. Als weiteres Farbpigment ist, zumin-dest im oxidierten Erz, Limonit in Form von Samtblendeund Lepidokrokit zu erwähnen, was gelben bis bräunli-chen und rötlichbräunlichen Quarz hervorruft.Eine bescheidenere Rolle spielen im Erz Kar bon ate

(Calcit, Dolomit, Ankerit), die einerseits in Berüh-rungsparagenese mit Feinquarzit, Grobquarzit und als of-fenbar monomineralische jüngste Kristallisate in Haarris-sen des Erzes vorliegen (Abb. 120). Aber es fällt auch auf,daß in Calcitnestern starke mechanische Beanspruchun-gen erfolgt sind, was sich in starken Verbiegungen der po-lysynthetischen Zwillingslamellen zeigt. Es ist aber zugewagt, diesen Fall von nachkristalliner Deformation zuverallgemeinern. Allgemein gesehen dürfte eventuell Dolo-mit einem älteren, Calcit einem jüngeren bis jüngsten Ent-

Abb. 120.Feinkörniger Quarz-Ankerit-Marmor.Im Ankerit (hellgrau) und an den Korngrenzen Aus-scheidung von Samtblende (weißgrau). Calcit undQuarz verheilen einen Haarriß.Calcit und Quarz: grau und dunkelgrau; Als Pig-ment Semigrafit: hellgrau, und Pyrit: weiß, Rutil:weißgrau.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 0,9 x 0,6 mm.

85


Schließlich seien die für die Aufschließung des Vorkom-mens maßgeblichen Edelmetalle Goi d und P Iat i n her-vorgehoben. Das Gold ist in Manaoke nach bisherigen Er-fahrungen auf die submikroskopische Verteilung in Wirts-mineralen beschränkt. Es hat den Anschein, als ob Goldbesonders in jenen Teilbereichen von Erzkörpern angerei-chert ist, die sich durch roten Quarz (mit Realgarpigment)und Antimonit-führenden Quarz auszeichnen, und spe-ziell dort, wo Faltung, Verschieferung und Brekziierung inErzkörpern bis zur Deformationsbrekzienbildung beson-ders ausgeprägt sind. Wenn auch hier die genaue Bindungdes Goldes an Mineralphasen wissenschaftlich noch zuwenig untersucht ist, so kann theoretisch doch mit Arsen-kies und Pyrit als Hauptgoldträger gerechnet werden.Der sehr beachtenswerte Fund und Erfolg, wonach in

einer gekutteten 2 kg-Erzprobe bei der Separierungsauf-bereitung ca. 100 feine Körnchen von Pt-Metall-Mineralengefunden wurden, die durch Analysen nachgewiesenhauptsächlich Platin, Palladium und Platiniridium enthal-ten, macht die Lagerstätte Manaoke zu einem begehrtengeologischen Körper. Nach ZHENGMinghua et al. (1991a)sind die Platinmetalle mit Antimonit verbunden.


Aus dem Manaoke-Erz liegen vor allem Mikrosonde-Meßdaten vom dort reichlich vertretenen Ant i mon it vor,der sich als sehr rein erweist. Mehrfach festgestellte Au-Gehalte bestätigen auch dieses Erzmineral als Träger vonsubmikroskopischem Gold. Aber dies gilt umso mehr fürArsenkies, Pyrit und auch Realgar, wobei für diese

letztgenannten Minerale allerdings nur ganz wenige Mes-sungen durchgeführt wurden. Über die sonderbare Beob-achtung von Pt-Mineralen in dieser Paragenese liegennoch keine genauen Befunde vor.


Die bisher bergmännisch gewonnene Erkenntnis vonweitgehender Schichtgebundenheit der Erzkörper alsErzlager, seien sie auch tektonisch überprägt durchSchieferung, schichtparallele Klüfte sowie durch Brekziie-rung zu Deformationsbrekzien mit Lösungsumlagerun-gen, kann beim Hoffnungsbau durch Ausrichtung der flä-chigen Erzkörper, wie schon bisher, genützt werden. DieKenntnis der klufttektonischen Zergleitungstendenzenwird allerdings für die Wiederaufsuchung verworfener Erz-körper sehr von Bedeutung sein.

6.9. Weitere Goldvorkommenin triassischen Sedimenten

Der bisher an den Beispielen Dongbeizhai, Qiaoqiao-shang, Zheboshan und Manaoke beschriebene und vonden chinesischen Forschern als "schichtgebunden" be-zeichnete Lagerstättentyp könnte noch um eine Reihe vonweiteren, neu entdeckten Lokalitäten erweitert werden: Soliegen im NW-Teil unseres als Ostgebiet bezeichnetenLandschaftsareals mehrere weitere Vorkommen (Abb. 4),

Tabelle 15.Mikrosonde-Meßdaten (%) der Erzminerale von Manaoke (von Llu Jianming an der Universitätlnnsbruck analysiert).Standard: Troilit, Pentlandit und reine Metalle; 15 KV.KIA = Mol-Kationen/Mol-Anionen. Leere Zellen = nicht bestimmt.r-----::--------::--~: ---::--...,-: ----::,------:-: ----:-:----:-:----:-:----:-:--:,----..,-: ---::---..,-: --,

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KDF-8 : Antimonit [26.22[ 0.00[0.07:0.00:69.76[0.12[0.00[ [ [ :1.211 : 97.3811.42K6F'~'Ü3"["'Ärs'eilkies"T2'Ö':3'3r34':'2Srö':'o'öTö':'o'ör Ö:..f8[cf:.1'sTö':.o.1T6:.o.ö[Ö.:C)'ö['ö.:TöT T'4.2.:.6sr"'gi:'o'äT1".'s'4~p.:f.j:~:::::Ar.~:~~:~!~~:::I?T.:~Ar~~:::~:9I:Q:;:9.:Q.IQ:;:9.:E::::9.;:?:~[9.:;It.IQ:;T~Iq::.:9.:Q.[Q.:.:9.:9.rQ)?:~:::::::::::::::r4T;:4:~L::~:~:;:~:?:[L~:~KDF-181 Arsenkies 123.13135.8910.06 :0.00 1 0.0010.00:0.00:0.00:0.00:0.081 :40.971 100.13:1.97~p.:f.:j~::lA:~~~i:i~!~~~:$.T?:~;:~TI:~~:::~:9.I:Q:::9.:~I:Qj::9.L::q:;:~:t.[9.:;:q:~Iq:;:9.:q::q:;:9.:Q.[Q.:;9.:9.[:Q:;:Ü::C::::::::::I~f;:t.?j:::::~:r?:?[L~}~pF-18 [Arsenkies-S [33.88 [38. 74[ 0.06 :0.05 i 0.28[0.21 [0.07[0.00[0.00:0.1 O[ [25.92[ 99.31 :2.01~.9.:f.:~j:q:L::::::::~Y.:i)I::::::::I{9.:::?:~T4?j::9.I:Q:::Q:~:l:Q:::9.:9.I:::q::IQ.[9.:;:Q.IIQ:;:9.:~lQ.:;9.:Q.[Q.::9.:Q.[9.:;:!?:?::::::::::::::T:::Q.:;:?:9.L::~:rn:tL~}~~.~ L F3.~~!g~r. !.~J.:..6.J..L Q.:.Q.9l.Q.:.9..?..LQ.:.9.9L ..Q.:.6..~~9..:.9}lQ.:.9.9l9.:.Q.Ql9.:.Q.?~.9.:.Q.Q.: L6..6..:.~..t ~.?:.6..~.l1.:..U.KW6 : Realaar :30.71: 0.03:0.01 :0.06: 0.58:0.06:0.00:0.00:0.01:0.00: : 67.53i 98.99:1.06

86


von denen die Cu-Au-Lagerstätte Baxidiewichtig-ste wäre. Aber sie ist derzeit aus verschiedenen Gründennicht zugänglich. Ein weiteres Beispiel liefert die nur 3 kmöstlich von Baxi gelegene Lokalität Tu a n j i e. Im Rahmendes gemeinsamen chinesischen und österreichischenProjektes war es allerdings nicht möglich, anläßlich derGeländebegehungen im Sommer 1991 noch andere Vor-kommen aufzusuchen. Das gilt auch für das nachstehendgereihte Goldvorkommen von Tuanjie. Weil dieses von chi-nesischer Seite aber bereits oberflächlich untersucht undwissenschaftlich aussagekräftig beurteilt wird und aucheinige Probestücke vorliegen, wollen wir darüber kurz be-richten.

6.9.1. Au-Vorkommen Tuanjie

Das Vorkommen wurde 1988 entdeckt, aber noch nichtaufgeschlossen. Es gibt also nur Befunde von Gelände-untersuchungen.

Erzträger- und Nebengesteine sind, wie schon von denanderen Lokalitäten bekannt, die fe ink Iast i s c henSedimente der mittleren Trias mit feinkörnigenGrauwacken, kalkigen Arkosen, siltigen Schiefern und et-was Kalkstein. Die Serie ist sehr schwach metamorph. AnTonmineralen sind Sericit, Muskowit, Chlorit und als Ver-witterungsprodukt Kaolinit bekannt geworden. Bemer-kenswert sind kleine Intrusionskörper von Granodiorit undDiorit sowie lamprophyrische Ganggesteine, z.B. starkverwitterte Minette-Gänge.

Schichtung und Hauptstrukturlinien werden mitWNW(NW)-ESE(SE) angegeben, das s-Fallen mit 35°-60°NNE.

Die Erzführung liegt nach bisherigen Informationenausschließlich schichtförmig in der Sedimentationsserie.In den Dioritintrusionen und im Lamprophyrkontakt istnoch kein Erz gefunden worden, aber die chinesischenKollegen schließen diese Möglichkeit nicht aus. Mankennt derzeit drei, anscheinend schichtparallele Erzzonenin einem 60 m mächtigen Sedimentpaket. Eine der Erzzo-nen hat 11 m Mächtigkeit. Das unmittelbare Trägergesteinist Siltstein und Siltschiefer.

Das Goi der z ist im fein klastischen Sediment im allge-meinen nur bei sorgfältiger Beobachtung durch viele feineQuarz- und Karbonat-Gängchen in einem Fugennetz desmm-Bereiches und durch Sulfidmineral-Anreicherungenerkennbar. Große Erzgänge oder vererzte Verwerfungszo-nen sind nicht bekannt. Zur Beurteilung des Erzinhaltes,insbesondere des Au-Gehaltes, ist eine auflichtmikrosko-pische Untersuchung, letzten Endes aber nur die chemi-sche Analyse ausschlaggebend. Bis jetzt wurden nurGoldgehalte der Größenordnung unter 10 ppm im Erz er-mittelt.

Die M i n era I par age n e s e des Erzes besteht aus Py-rit, Markasit, Arsenkies und Antimonit, begleitet von vielQuarz sowie auch den Karbonaten Dolomit und Calcit. Un-tergeordnet sind Kupferkies, Tetraederit und Magnetkiessowie unser Nutzmineral Gold enthalten.

Enge Beziehungen sind vor allem zwischen Pyrit und Ar-senkies hinsichtlich der Verwachsungsparagenese im Erzund im Erzträgergestein festzustellen. Pyrit mit Arsenkieswurden üblicherweise mit 1-4 % im Erzträgergestein er-mittelt. Diese beiden Sulfide sind teils homogen in gewis-sen Schichten verteilt, teils in regelrechten Sulfidlinsenmit einer Länge von 10 cm und bis 1 cm Dicke, zusammenmit Quarz und begleitet von Kupferkies und Tetraedritschichtig angereichert.

PYr i t zeigt meist Würfel- und Pentagondodeka-eder-Kriställchen, hypidiomorphe bis klein-xenomorph-körnige Aggregate, häufig kataklastisch.

Mar k a sit, oft mit charakteristischen Zwillingslamel-len entwickelt, erweist sich als Verdränger von Pyrit.Ars e n k i e s ist in der Gestalt oft grober, rhombischer

Querschnitte von idiomorphen bis hypidiomorphen Kri-stallen, teilweise auch nadelfömig, vertreten.

Ant i mon it liegt eher selten in der Gemeinschaft mitPyrit, Arsenkies und Quarz vor; er ist viel mehr mit Karbo-nat vergesellschaftet und dieserart disseminiert in Karbo-natgängchen oder in Form von hoch konzentrierten Anti-mon it-Spaltenkristall isaten angereichert.

Auch feine Magnetkies-Einschlüsse im Pyrit sowie Rutilwerden einer synsedimentären Phase zugeordnet.

Von den chinesischen Kollegen wird, zum Unterschiedvon den anderen triassischen Goldvorkommen, auf diehier häufiger begleitenden Cu-Minerale, vor allem Kupfer-kies und Tetraedrit hingewiesen. Man hält sie wegen derVerwachsungsparagenese mit Pyrit und Arsenkies undwegen des laminierten Auftretens im Sediment für Zeugeneiner marinen, synsedimentären bis diagenetischenCu-Anreicherung: eine bemerkenswerte genetische An-sicht, die auch für die benachbarte und wichtigere Au-Cu-Lagerstätte Baxi für aktuell gehalten wird.

Von diesen als primär bezeichneten Erzbildungen unter-scheidbar sind nach den Untersuchungen der chinesi-schen Partner aber jüngere Kristallisate in Spalten undsehr feinen Gängchen, z.B. mit nur 10 cm Länge und unter2 mm Breite, wie sie als Fugennetze in der ganzen schich-tigen Erzzone verbreitet sind. Die zementierende sekun-däre Vererzung besteht in diesem Fall aus Pyrit, Arsenkies,Magnetkies, Quarz, Dolomit und Calcit, begleitet von Kup-ferkies und Tetraedrit.

Schließlich wird auch noch eine weitere, jüngere Para-genese mit kennzeichnendem Antimonit, mit Pyrit, Ar-senkies, Quarz und Karbonat unterschieden. Diese trittoffenbar im Erzkörper nur lokal auf, weist aber größereSpaltenformen, z.B. mit 0,5-3 m Länge und 10-40 cmBreite, auf. Im derartig ruptureil deformierten Erz samt Ne-bengestein sind die Fragmente der Deformationsbrekziewandständig mit Quarz, gefolgt von Karbonat umkrustet.

Entsprechend den sekundären Deformationen und Kri-stallisationen wird eine Altersabfolge unterschieden: Fein-quarzit und kleine Gesteinsfragmente - Grobquarzit, Py-rit, Arsenkies - Karbonate mit Antimonit. Pyrit und Arsen-kies sind bevorzugt in den Gesteinsklasten und in Quarz,Antimonit aber nur mit Karbonat vergesellschaftet zu be-obachten. In den jüngsten Fugenkristallisaten fehlen Ma-gnetkies, Tetraedrit und Kupferkies. Quarze dieser Gene-ration zeigen Zonarbau durch feine Einschlüsse. Nach derMeinung chinesischer Experten könnten Erz- und Ge-steins-Deformationsbrekzien und die sekundäre Verer-zung mit oberflächen nahen magmatischen Intrusionen ineinem ursächlichen Zusammenhang stehen. Jüngste Kar-bonat-Gänge ohne Erzminerale und Quarz schneiden alleanderen Gefüge und bilden somit den Abschluß der Mine-ralisationen.

Über Komponenten des Erzes liegen zahlreiche Meßda-ten durch Mikrosonde-Analysen vor. Am interessantestensind die Wirtsminerale für das submikroskopisch einge-schlossene Gold. Naturgemäß ließen sich die Hauptge-mengteile Arsenkies, Pyrit, Antimonit mehrfach als Au-Träger identifizieren sowie auch die NebengemengteileKupferkies, Magnetkies und Tetraedrit (Tab. 16).

87


88

Tabelle 16.Mikrosonde-Meßdaten(%) der Erzmineralevon Tuanjie (von LluJianming an der Uni-versität Innsbruckanalysiert).Standard: Troilit, Pent-landit und reine Me-talle; 15 KV.KIA = Mol-KationenlMa I-An ion en. Le e reZellen = nicht be-stimmt.


6.10. Geochemieder Erze und Nebengesteinetriassischer Lagerstätten

Hauptsächlich von chinesischen Labors liegensehr verschiedene und zahlreiche geochemischeAnalysenergebnisse vor, die wir veröffentlichen undzur Diskussion stellen wollen. Mit einer Zusammen-drängung der Daten von verschiedenen besproche-nen Lokalitäten der Erzvorkommen in triassischenGesteinen wird eine bessere Vergleichsmöglichkeitbezweckt.


Wie aus den Tabellen 2, 3, 4, 5 zu entnehmen ist,weisen die analysierten triadischen Gesteinsprobender Xinduqiao-Gruppe einen gegenüber dem CLAR-KE-Wert überhöhten Metallgehalt (z.B. Au, As, Hg,Bi) auf, Gesteine der Zagunao-Gruppe aber einensehr geringen. Die Lagerstätte Qiaoqiaoshang aberliegt nach Auffassung der chinesischen Forscher ge-rade in dieser Serie.Die Übersicht (Tab. 3) zeigt, abgesehen von den

Karbonatgesteinen, einen durchwegs hohen Si02 -

Gehalt. Das ist auf den hohen, teils detritischen, teilsauthigenen Quarzgehalt der Sedimente zurückzu-führen. Er ist Hauptkomponente sowohl im Erz undim mineralisierten Trägergestein der Erzkörper, alsauch im Nebengestein außerhalb der Erzkörper. Al-lerdings ist ein beträchtlicher Teil des ausgewiese-nen Si02 auf den "Tongehalt" in Form von illitischenTonmineralen und Sericit zurückzuführen, wofür dieAl2 03 -Werte Aussagen erlauben. Damit korrelierbarist aber auch der K20-Gehalt, da andere Tonmineralehier keine Bedeutung haben. Nur in Einzelfällen kannauch das Auftreten von K-Na-Feldspäten geringenEinfluß haben.Im Fe-Gehalt kommt vor allem der Pyrit-Markasit-,

der schwache Eisenkarbonat- und der Arsenkies-Gehalt zur Geltung. Es ist bemerkenswert, daß dieAu-Gehalte nicht auffallend oder überhaupt nichtmit FeO und As korrelierbar sind. Das läßt denSchluß zu, daß zu den theoretisch wichtigen Gold-trägern Pyrit und Arsenkies auch noch andere Wirts-minerale in Betracht zu ziehen sind: z.B. Antimonit,Eisenhydroxide, eventuell auch Tonminerale und in-kohlte pflanzliche Substanz.Im als "Erz" bezeichneten Gestein sind die Fe-Ge-

halte naturgemäß überwiegend höher als außerhalbder eigentlichen Erzkörper. Es kommt auch zumAusdruck, daß die Ti02 -Gehalte mit den Al2 03 -Ge-halten korrelierbar sind, was auf den Zusammen-hang, also den Ti-Gehalt der Tonsubstanz bzw. diefeinen Einlagerungen von Ti-Mineralen in den Glim-mern zurückzuführen ist.CaC03 bildet den dominierenden Anteil in den

Karbonaten des Erzes und der Nebengesteine. Wieder optisch-petrographische Befund zeigt, sind Kar-bonate häufig in äußerst feiner Verteilung in Quarzit,Sericitquarzit und Mergelschiefern enthalten, aberdie analysierten triadischen Karbonatgesteine derAbfolge erweisen sich als reine oder dolomitischeKalksteine.Zu sam men fa sse nd kann auf die weitgehende

Ähnlichkeit zwischen Erz, mineralisiertem Gestein

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89


ragenesen enthalten sein. Schließlich ist auch zu beach-ten, daß Spurenelemente wie z.B. Ni, Co, Cr,W,Mo, U u.a.mit dem Gehalt an Corg korrellierbar sind (SCHROLL,1976).Die Ni/Co-Verhältnisse um 1,3-1,4 für beide Pyrittypensind mit den Ni/Co-Verhältnissen in den Nebengesteinenvergleichbar, daher sollten diese Metalle aus dem Sedi-ment ableitbar sein.Über die Zusammensetzung eines zonar gebauten Py-

r its von Qiaoqiaoshang gibt Tabelle 12 Auskunft, in wei-cher die Fe-, S- und As-Gehalte, ermittelt durch eine Un-tersuchung mit der Elektronenstrahlmikrosonde, mitge-teilt sind. Analog dazu sind auch Meßdaten für Fe, As undS eines Ars e n k i e ses im Qiaoqiaoshang-Erz zur Über-sicht gebracht.

und eigentlichem Nebengestein hingewiesen werden,ausgenommen Fe, As, S und Au. Das stimmt mit den pe-trographischen Beobachtungen überein, wonach im "Erz"(als Sammelbegriff für metallhaltiges Gestein) mehr oderweniger normale Gesteinsanteile mitenthalten sind.Eine gewisse Auskunft über die Goi d geh a It e im Erz

und im erzführenden Nebengestein von Dongbeizhai undQiaoqiaoshang gibt Tabelle 3. Der Ag - Geh a It liegt imVergleich zu den Au-Werten sehr nieder. Nach den weni-gen, nicht statistisch auswertbaren Analysenbeispielenscheint eine Korrelation von Au und Hg möglich zu sein.Ein Zusammenhang mit As fällt nach dieser Tabelle nichtauf. Hingegen macht sich nach den Ergebnissen vonDongbeizhai eine Korrelation Au-As (Abb. 35) deutlichbemerkbar. Und schließlich gibt auch Tabelle 17 über dieKorrelation von Elementen in Gesteinen und Erzender bis-her besprochenen Lagerstätten in Triasgesteinen Aus-kunft: hier ist der deutliche Zusammenhang von Au und Assowie entsprechend schwach von Au und Ag, aber auchmit U erwähnenswert. Die außergewöhnliche KorrelationAu-W, Mo, (Cr, U) vermögen wir nicht zu ergründen. Viel-leicht sind Zusammenhänge mit der inkohlten organoge-nen Substanz zu erahnen (SCHROLL,1976).Auf die wichtige Frage nach der Bedeutung des Py r its

als Goi d t r ä ger im Dongbeizhai-Erz gibt die Tabelle 9eine gute Teilauskunft. Die Gegenüberstellung von WuGuifang (1988) identifiziert zwar, wie theoretisch zu er-warten, den Pyrit als wichtigen Goldträger, aber es muß,wie auch zu Tabelle 3 bemerkt, noch andere Wirtsmineralegeben.Über Spurenelementgehalte einschließlich der

Edelmetalle in zwei Pyrittypen liegt eine Neutronenaktivie-rungsanalyse aus dem Chengdu College of Geology vor(Tab. 11). Mit große~ Deutlichkeit zeigen sich höhere Ge-halte im Pyrit des Erzes ("Erzpyrit") betreffend Au, Ag, As,Sb und Zn, gegenüber den bescheidenen Gehalten in"Framboidpyrit". Dieser enthält aber offenbar mehr Cr, Wund U (nicht in der Tabelle enthalten). Im Pyritgitter be-steht allerdings nur Diadochie für Ni, Co und As. Die ande-ren Elemente können nur submikroskopisch als Mikropa-

Abb. 122 .(La/Sm n - !. SEE-Dia-gramm von Mineralenund Gesteinen der Lager-stätte Dongbeizhai.

9876

o

6.10.1.1. SEE-VerteilungVon chinesischer Seite wurden Seltene Erden als geo-

chemisch aussagekräftige Elementgruppe im Erz und Ne-bengestein für eine genetische Abwägung erzanreichern-der Prozesse mitherangezogen (Abb. 122, 123, 124, 125).Als Analysenbeispiele liegen Untersuchungen aller hierdiskutierten Lagerstätten in triassischen Gesteinen, ver-gleichsweise aber auch aus kambrischen Gesteinen (Teil7.7.1.1.)vor.Die allgemein nur in engen Grenzen variierenden SEE-

Werte der triassischen Begleitsedimente erweisen sich alstypisch für Tonschiefer. Dem entsprechen auch "Schie-fererze" und die vererzten Nebengesteinsbrekzien.Davon unterscheiden sich aber die Werte für die tekto-

nisch an die Lagerstätten grenzenden Karbonatgesteinedevonischen und karbonischen Alters sowie auch fürQuarz und Calcit als Begleitminerale jüngerer genetischerStellung in der Lagerstätte.Eine negative Cer-Anomalie ist im "Erz-Calcit" und

"Erz-Quarz" ersichtlich, was als Meerwassereinfluß ge-deutet werden könnte. Eu- und La-Anomalien sind kaumerwähnenswert.Die jurassisch eingestuften granitoiden Plutonite und

Ganggesteine unterscheiden sich hinsichtlich der Selte-nen Erden nicht auffallend von den Tongesteinen. Ledig-

lich eine als "Skarn"bezeichnete Probevon Zheboshan liegtmit den Werten et-was abweichend.Tuffitischer Sand-stein von derselbenLokalität zeigtNormwerte .Die von chinesi-

schen Labors gelie-ferten SEE-Datensind auch für dieDarstellung derLa/Sm- und La/Yb-Verhältnisse unddes Sm-Gehaltes inDevon- und Kar-

Kalkstein aus K-Ptriass. Sandsteintriass. Schiefer + PhyllitPhyllit mit RealgarCalcit im ErzQuan imErztriass. Gesteine imOstgebiet

4 5(La/Sm)n

•

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EBEB +•

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1000 Abb. 123.Chondrit-normierte SEE-Diagram-me (A-N) von Gestein, Erz bzw. Mi-neralen der Lagerstätten Dong-beizhai, QiaoQiaoshang, Zhebo-shan, Manaoke und Tuanjie.

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It Dongbelzhal: Gesteine und Phyllit-Erz ---6- 0-11'-39SandslmI--e- O-H-2 SlUldstein-e- O-H-3 Siltstein- be- O-H-4 C<:-Sdliefer- _ DCM78-25 Phyllit- 1- O-P.24 Phyllit..-- _ DCM-78-8 Phyllit mit Real8ar

8. 0;::: - • -0 - DCM78-23 Kalbtein.• :-. "'0- - 0-1P22 Mergel":e: ..

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100

10

III Oongbelzhal: Quarz und Calcit Im Erz - .... - - 0-JCDL.S2Qmz--+- 0-87B20~-e- D-87ZB3Qmz-/).- 0-87Bg8~- _ DCMll8-13 Rotquarz

- 0- DCM48-37 Calcit-Gang

- ..•. 0-Ca2.1 Grob-Calcit

0.1La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Oy Ho Er Tm Vb Lu

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1000

100

10

II Qlaoqlaoshang: trias. Schiefer ___ Q-TRIO 0010111.Schiefer--e- Q-TRll Ce- Schiefer-e- Q-TRI2 0010111.Schiefer- 6- Q-TR7 Cc-Schiefer- _ QIII-S ,ilL Schiefer- 1- QIII-9 Sz.Q7.-Schiefer____ QIII-IO ,ilL Schiefer",0, QUI-14 Taud1icfer-"0-' QUI-16Taud1icfer~ QUI-19Taud1icfer- -!SI- QUI-23 Sz.Q7.-Schiefer-BI- QUI-30Tonschiefer

1La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Oy Ho Er Tm Vb Lu

91


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1000

100

10

m Qlaoqlaoshang: trias. Schiefer -k- QIII-32 silL Tonschiefer--e- QIII-34 Ce- Tonschiefer--e- QIII.39 Tooschiefer- (>- QA6-6 Schiefer- _ QA2-7 Schiefer- 1- QA3.7 Schiefer_ QA3-S Schiefer•.. 0, QA3-I Schiefer- .. 0-' QA4-S Schiefer----*- QA4-2 silL Schiefer- -IS}- QAS-3 sand. Schiefer-m- QAI-3 sand. Schiefer

--------

Abb.123.Fortsetzung.

1La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

~'Ö:"ClC

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1000

100

10

1

II Qiaoqiaoshang: trias. Slltstein+Sandstein - 4- QJl1-1 Silutein--e- QJl1-3 Ce-SiltSlein--e- QJl1-36 Sandstein- (>- Q-TR4 Sandstein- _ Q-TRS Sandstein--+- QIII-7 SilUtein_____ QIII-20 Sandstein+Qz-Gang- .. 0, QUI-S Sandstein+Qz-Gang... 0-. QIII-II Silutcin----*- QIII-43 Sandstein- -IS}- QA2-2 Sandstein-m- QAS-I Sandstein+Schiefer- •• D. QA6-3 Silutein

............ -.:-.-......-.... . -.

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

.. Qlaoqiaoshang: Magmatite und trias. Gesteine In Erzone _ 4- QQ-IOGranil-Gang

--e- Q-TRI Granit

--e- Q-TR6 Granil-Gang

- (>- Q-TR2 alter. Schiefer

- ..... QQ-4'aller.Schiefer

--+- Q-TR3 alter. Brekzien

_____ Q-TR9 C-Bn:kzien

•. -0 - QIII-27 Schiefer mit Py

1000

•100

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10

1La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

92


0;:...co.c!:!GI.Do..C.

1000

100

10

1

II Qlaoqlaoshang: Erze - ...- QQ-14Rcalgar-Fn

---e- QQ-2 Schiefer-&z

---e- Q-1Z8 Pyril-&Z

- [j.- Q-TR8Brekzim.&.

-..... Q-TR13Brekzien-&.

--+- Q-TR14 Brdczim-Fn_ Qill.40 Realgar-&.

",0. QCR-2&z

Abb. 123.Fortsetzung.

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Vb Lu

1000

100

II Qlaoqlaoshang: Minerale Im Erz und Im Gestein

-0- QPD9-1 Erz-Calcil

---e- QTZ-3 &.-Pyril

- [j.- QTZ-I Py im Schiefer

0;:...co.c!:!GI.Do..C.

10

001

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~0;:...co.c!:!GI.Do..C.

1000

100

10

D Qlaoqlaoshang: Karbonatgesteine aus D-C - .....- QIß-44 Kalkstein

---e- QIll-46 Kalkstein

-e- Qll1-SS Kalkstein

- [j.- Qll1-SO Kaikstein+Schiefer

-.- Qll1-S2 Kalkstein

--+- QA8-1 Kalkstein__ QA7-11 Kalkstein..........................................................................................................................................- .. 0, QI1I-60 dolom. Klakstein

--<> - QI1I-62 dolom. Klakstein_ QlII-S7 Kalkstein+Cc-Gang

l!r...; ~ ...~~..~~...~~...~~..:~ ...~~._=..._-:::...~~._~"l"""'"


93


1000

100

1:...Co..c!:2II

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Cl.

10

1

.. Qlaoqlaoshang: Schiefer und Slitstein aus O.C - .....- QUI-48 Schiefer-e- QUI-54 Cc-Schicfer-e- QIII-S6A silL Schiefer- 6- QA7-13 Schiefer mil Py- _ QA7-10(2) SchiefermilPy--+- QA7-5 Silll1ein_ QA7-1 Schiefer


La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Oy Ho Er Tm Yb Lu

100

:l;:...co..c!:2II

'i.B•CI)

10

II Zheboshan: triass. klastische Sedimente und Erz darin --&- Z-2 Sandstein--+- Z-3 tuff. Sandslein- 0- Z-9 Sandslein-En__ Z-4 Schiefer

.. -D - Z-8 Py-Schiefer


100

~.;:...co..c!:2II.0e 10Cl.

.. Zheboshan: trias. Karbonatgesteine,Magmatite und Erz darin sowie Skarn

\

-

• - - <>- - Z-5 Si-Kalkstein__ Z-6 Fe-Mn-Karbonatgeslein-0- Z-l Granodioril__ Z-1O Dazilgang-En-6- Z-7 inb1Jsive Brekzien-ill - Z-ll Skarn

1

94

La Ce

- - - - - - - - --i!l- -III

Pr Nd Sm Eu Gd Tb Oy Ho Er Tm Yb Lu


II Tuanjle

100

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10 - .

-+- T-IKleinsandstein_ T-2 Sandstein--0- T-6 Sandstein-Erz__ T-9 Kalksandstein----l>- T-12 Kleinsandstein

T-5 Dioril-Gang... IIt. T-13 Lamprophyr••• <>-. T-15 Diorit

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100

10

II Manaoke

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-<>- K-I Schiefer-Erz

_ K-2 Schiefer in Erzzone

... 0. K-3 kalk.Siltstein

...... K-5 Sandstein

----l>- K -4 Kalkstein


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•+

• • Erz + alter. Gestein

• • 0 triass. Schiefer

• IB lriass. Sandstein + Siltsteint;. Schiefer + Siltstein aus D-K

• • Karbonatgesteine aus D-K+ Magmatite

I I I,Abb.124.I.SEE - Sm-Diagramm von Mineralen undGesteinen der Lagerstätte Dongbeizhai.

1000

10o 2 4 6

Sm (ppm)8 10 12

95


Abb.125.8Eu - (La/Sm)n-Dia-gramm von Gesteinen derLagerstätte QiaoQiao-shang.

2

1.8

1.6

•" Kalkstein aus K-Po triass. Sandsteino triass. Schiefer + Phyllit• Phyllit mit Realgar• Calcit imEnIII QuanimEnx triass. Gesteine im Ostgebiel

hydatogene Lösungen auch auf Grund der SeItenerdver-teilung unterscheiden.Zu bedenken ist schließlich auch, daß sich in den als

"Schiefererz" , "Brekzienerz" , "Schiefer mit Pyrit", aberauch als "Realgar-Erz" ausgewiesenen Proben der Einflußder im Erz bzw. in Erzmineralen und Begleitmineralen alsInterngefüge enthaltenen gesteinsbildenden Minerale aufdie SEE auswirken wird. So liegen die SEE z.B. im Pyrit

.}f!5) 00 0

0

"3 4 S 6 7 8 9

(La/Sm)n2

HIHI

HI

III

HI

1

•1

1.4

0.4 0

0.6

0.8

:0;:g 1.2

bon-Karbonatge-steinen in verschie-denen Triassedi-menten und Mag-matiten herangezo-gen worden. Ausdiesen Darstellun-gen erklärt ZHENGMinghua "Entwick-lungstendenzen vonälteren karbonisch-permischen Ge-steinen, über trias-sische Gesteine undvererztem tri ass i-schen Phyllit, bis zuQuarz im Erz undzum spätest ausge-schiedenen Gang-artmineral Calcit". Derartige Differenzen in der Diagramm-position sind aber nach Auffassung der österreichischenMitarbeiter signifikant für die unterschiedlichen Kristalli-sationsmilieus der in mehreren Generationen vorliegen-den Minerale, die nach dem petrographischen Befund zwi-schen marin-sedimentär, syndiagnetisch und postdiage-netisch-tektonisch entstanden gereiht werden müssen.Demnach sollten sich mineralisierende hydrothermale bis

14Dongbeizhai

12

:<

~~................................. .

12108642

Pyrit im triass. NebengesteinPyrit im ErzRealgar im ErzAntimonit im Erz

DIDmr.:mt:;;::J

o

- 6-8o-16 -14 -12 -10

2

4

8

6

10.c~NI

CCI).Qo..Q,

Abb.126.Histogramm der l)34S-Werte verschiedener Sulfide im triassischen Nebengestein und im Erz der Lagerstätte Dongbeizhai.Meßdaten siehe Tabelle 18.

96


Nr. Mineral ()34S

Lagerstätte DongbeizhaiB481'" Pyrit-I 2,9

ZKOl-256 Pyrit-lI 3,0CM18-B17 Pyrit-lI 3,184DF22'" Pyrit-lI -1,9YZ-2** pyrit-Irr -1,7CM12-B4 Pyrit-IV 2,7RZ-l* Pyrit-IV 2,8

CM78-(2) Pyrit-V -4,4CM78-(5) Pyrit-V 0,3CM78-(3) Pyrit-V 1,9CM48-B5 Pyrit 2,7CM48-4 Pyrit -4,2llCM48 Pyrit -4,3

CM1231-B5 Pyrit -4,185B107 ...... Pyrit 6,3Ym8-CM4 ...... Pyrit -3,3XDL-s4'" Pyrit 2,9XDL-s5* Pyrit -7,4

Ym8-CM38'" Pyrit 1,285B90* Pyrit 5,485B95'" Pyrit 2,184DF2 ...... Realgar -4,484DF25 ...... Realgar -4,985B59 ...... Realgar -3,3Y84-3 Realgar -4,8Cl151-3 Realgar -4,2Y84-1 Realgar -3,6Y84-6 Realgar -5,8EIV-5 Realgar -4,3EIV-7 Realgar -4,9EIV-8 Realgar -5,1EIV-14 Realgar -5,5EIV-2 Realgar -3,9

CM1231-Bl Realgar -3,1CM48-B13 Realgar -3,8CM1071-Bl Realgar -4,5CM78-31 Realgar -4,2CM78-8 Realgar -4,1IV-Asl-l Realgar -3,4IV-As2-1 Realgar -4,4IV-As3-1 Realgar -4,0XDL-sl ...... Realgar -4,6XDL-s2 ...... Realgar -4,4XDL-s3 ...... Realgar -4,6XDL-s4 ...... Realgar -11,7XDL-sS ...... Realgar -14,6CM361 ...... Realgar -2,8

Ym8-CM38 ...... Realgar -6,185B90 ...... Realgar -3,8IV-Sb-l Antimonit -5,4XlIcIV-36 Antimonit -4,9

Lagerstätte Qiaoqiaoshang

Q1Z1*"'* Py im Gestein -0,2Q1Z2 ......... Py im Erz -0,2Q1Z3**'" Py im Erz -7,0QTZ8** .... Py im Erz 3,0Q1Z9 ......... Py im Erz -2,0Q1ZlO* ...... Py im Erz -2,1Q1ZI} ......... Py im Erz 4,0

Tabelle 18.l)34S-Werte einiger Sulfide in den Lagerställen Dongbeizhai undQiaoqiaoshang .• = nach der Geowissenschafllichen Universität Wuhang/China, un-veröffentlicht; •• = nach dem Geologischen Schurf team in NW-Si-chuan, unveröffentlicht; ••• = nach dem Geologischen Schurf team606, unveröffentlicht.

wohl hauptsächlich in Mineraleinschlußpigmenten undnicht im Gitter.

Es muß zugegeben werden, daß diese SEE-Untersu-chungen aber keine verläßlichen, für die genetische Aus-sagen gesicherte Ergebnisse gewährleisten.

6.10.2. Isotopenuntersuchungen

In den vergangenen Jahren wurden von verschiedenenchinesischen Labors Isotopenuntersuchungen durchge-führt, über die wir hier berichten wollen.

6.10.2.1. 8chwefelisotope (&348)

Am Beispiel der Lagerstätte Dongbeizhai wurde ver-sucht, möglichst reine Kristalle von Pyrit, Realgar und An-timonit für die Analysen zu separieren. Zudem wurde auchPyrit aus dem Nebengestein für die Untersuchungen ver-gleichsweise herangezogen (Tab. 18, Abb. 126).

Die Untersuchungen von vier Pyritproben aus dem se-dimentären, sehr schwach metamorphen Nebengesteinund 17 Meßergebnisse von Pyriten aus dem Erz zeigen imGrunde genommen sehr ähnliche 834S-Werte. Die Neben-gesteins-Pyrite streuen in der Verteilung der S-Isotope832S und 834S, dargestellt als 834S-Werte, zwischen +3,1und -1,9 %0 und die Erz-Pyrite von +6,3 bis -7,4 %0 mitHäufung zwischen +2,8 und +4,4 %0. Mit diesen Wertenstimmen die Ergebnisse von der Lagerstätte Qiaoqiaos-hang mit 834S = -0,2 %0 für einen Nebengesteins-Pyrit und+3,0 bis -7,0 %0 für 6 Erz-Pyrite überein (Tab. 18, Abb.127). Nach diesen Resultaten sollte man auf Grund allge-meiner Angaben und spezieller Vergleichswerte z.B.(RÖSSLER& LANGE,1976; SCHROLL,1976; DROVENIKet aI.,1979; OHMOTO& RVE,1979) auf eine endogene S-Herkunft,sedimentär beeinflußt, schließen dürfen. Der Einfluß aufeine mögliche Homogenisierung sollte nach der nurschwachen Anchimetamorphose-Einwirkung nicht gege-ben sein.

Ähnlich, wenn auch deutlich im schwach negativen Ab-schnitt, liegen die 834S-Werte im Erzmineral Realgar:nämlich, abgesehen von zwei Ausreißern (-11,7 und-14,6 %0) besetzen 25 Beispiele Werte zwischen -2,8 und-6,1 %0. Zwei Meßdaten von Antimonit zeigen 834S = -4,9und -5,4 %0.

Auffällig ist das Vorhandensein von wenigstens zweiPopulationen, von denen eine im wesentlichen aus Pyrit,die andere aus Realgar, Antimonit und auch einigen Erzpy-riten besteht. Eine Deutung nach OHMOTO& RVE (1979)müßte bei einer in dieser Arbeit angegebenen Bildungs-temperatur um etwa 1700 C, zwischen Pyrit, Realgar undAntimonit eine entsprechende Differenz der 834S-Werteergeben, wie diese im Histogramm (Abb. 126) auch ange-deutet ist. Allerdings wurden keine koexistenten Mineral-paare gemessen, so daß eine Differenz der 834S-Werte mit8 %0 etwas zu hoch erscheint. Die Pyrite im Erz zeigen dieTendenz, den leichten Schwefel aufzunehmen. Dies könn-te darauf hindeuten, daß die Pyritbildung über die Aus-scheidung von Realgar und Antimonit auch selbständig

97


1210864

IIID Pyrit im triass. Nebengesteinm Pyrit im ErzIilll Realgar im Erzo Gips im Erz

2o-8

Qiaoqiaoshang6

o-16 -14 -12 -10

Abb.127.Histogramm der 1334S-Werte verschiedener Sulfide im triassischen Nebengestein und im Erz sowie von Gips in der Lagerstätte Oiaoqiaoshang.Meßdaten siehe Tabelle 18.

erfolgt ist. Die Abfolge scheint in verschiedenen Phasen ineinem offenen System in Richtung "Minus-Werte" zu ver-laufen.

Ohne eine Überinterpretation riskieren zu wollen, könn-te mit Vorbehalt an eine magmatisch-hydrothermale S-Herkunft und somit auch anderer Elemente in einem ma-rin-sedimentären Milieu gedacht werden. Zumindest wür-den die S-Isotopendaten einer solchen Auffassung nichtwidersprechen.

6.10.2.2. C-, 0- und H-Isotope(&13C, &180, &0)

Die bei den wichtigen Begleitminerale Quarz und Calcit(Lagerart, Gangart) wurden an Beispielen von Dongbei-zhai und Qiaoqiaoshang auf die 12C/13C- und 160/180-lso-topenzusammensetzung hin, sowie Calcit von Dongbeiz-hai auf Flüssigkeitseinschlüsse und ihre 0 D %o-Werte un-tersucht (Tabelle 19, Abb. 128, 129).24 Calcitproben aus der in der m-o- Trias gelegenen La-

gerstätte Dongbeizhai und 2 Proben aus Qiaoqiaoshang(vorgegeben sind zwei Generationen: Calcit I und II) brin-gen 013C von +2,8 bis -4,7 %0. Vergleichsweise wurde

Abb.128 .Das 13180-l3D-Diagramm zeigt die0- H-I sotope nzusam mensetzu ngder Flüssigkeitseinschlüsse in Mi-neralen der Lagerstätten Dong-beizhai und Oiaoqiaoshang sowieihre Beziehung zu genetisch ver-schiedenen Wässern (nach TAY-LOR, 1964, 1979).Meßdaten siehe Tabelle 19.

2520

Dongbeizhai-oreQiaoqiaoshang-orerain & mine water

Metamorphic Hz 0

(300° ••6000C)

Calcit aus Kalkstein der benachbarten Karbon-Perm-Ab-folge von Dongbeizhai mitherangezogen. Diese 7 Probenzeigen 013C zwischen +0,3 und +3,3 %0. Demnach unter-scheiden sich die Erz-Calcite und Calcite des jungpaläo-zoischen Nachbargesteins bei geringer Variationsbreiteder 12C/13C-lsotopenzusammensetzung nicht signifikant.Die mehrdeutigen Werte können als typisch "sedimentäreKarbonate" bzw. ihre anchimetamorphen Abkömmlingebezeichnet werden. Zum größten Teil aber könnten dieWerte der Erz-Calcite auch als "hydrothermal" angesehenwerden (RÖSSLER& LANGE, 1976; SCHROLL, 1976). Es seinoch bemerkt, daß die fünf erstgenannten Calcit probenaus nachgewiesen Au-hältigen Erzkörpern stammen.

Die auf 160/180-Verhältnisse ausgerichteten Untersu-chungen an Erz-Calciten von Dongbeizhai und Qiaoqiao-shang bringen mit ihrer 0180-Variationsbreite von +15,1bis +27,2 %0 Werte, die zum Großteil in den Bereich sedi-mentärer Calcite fallen (RÖSSLER& LANGE, 1976). Ein be-trächtlicher Teil, und einige wenige Werte ausschließlich,würde aber auch im Streu bereich von "hydrothermalenCalciten" unterzubringen sein. In Anbetracht des Verglei-ches mit Calcit aus den jungpaläozoischen Kalksteinen(0180 = +18,7 bis +23,7 %0) scheint aber die Wahrschein-

lichkeit von weit überwie-gender sedimentärer Cal-citbeteiligung im Erz ver-tretbar zu sein. Wie auchdas 0180-Diagramm zeigt,entwickeln sich die Werteaus marinen Karbonaten inRichtung eines diageneti-schen, anchimetamorphenUmbildungsprozesses. Ei-ne Zufuhr von magmatoge-nem CO2 ist daraus nichtersichtlich.

15

@00 R=O.83

o•+

••

PrimaryMagmatic HZ0

•

-10

-30~~<0 -50

-70

-90

-110-15 -10 -5

10

98


Tabelle 19.5180- ,50-, 513C-Werte in Begleitmineralen der Lagerstätten Oongbeizhai und Qiaoqiaoshang.Kalkstein = Karbon-Perm; Gruben- und Regenwasser = rezent. TH.C = Homogenisierungstemperatur; 50w .... , = 50-Wert der Flüssigkeitsein-schlüsse. 5180W .... , wurde nach O'NEILet al. (1969) und ZHANG Ligang (1985) berechnet.

Nr. Probe al8 a13 aDWasser. 18 T oe°Minera CMineral a <>Wasser H

Lagerstätte DongbeizhaiD-CM48-62 Calcit-I 27,17 2,68 -66,57 16,21 175D-CM48-40 Calcit-I 23,15 2,75 -75,49 12,90 187D-CM48-2 Calcit-I 23,55 -1,08 -73,67 12,27 170DIV-Ca2-2 Calcit-lI 25,10 -3,42 -69,82 13,43 164DIV-Ca2-1 Calcit-lI 25,25 -3,40 -68,97 13,58 164D-CM08-8 Calcit-I 15,08 -0,29D-CM08-16 Ca1cit-1 23,08 -1,99D-CM08-20 Calcit-I 24,71 -1,22D-CM78-22 Calcit-I 19,22 2,20D-CM78-29 Calcit-! 21,89 -3,63D-CM78-2 Calcit-! 26,20 -0,97D-CMl18-6 Calcit-! 22,01 2,43D-CMl18-14 Calcit-! 18,92 -1,35D-CMl18-34 Calcit-I 18,20 -1,50D-CMl18-41 Calcit-I 18,11 -2,26

D-1-50 Calcit-! 18,30 -0,87D-XDL-Y1 Calcit-! 24,58 -2,03D-XDL-y2 Calcit-I 16,51 -1,09D-EIV-9 Calcit-! 22,99 -1,28D-EIV-6 Calcit-! 23,12 -4,66D-136273 Calcit-! 15,89 -2,00D-EIV-3 Calcit-I 24,15 0,57D-Y84-6 Calcit-lI 24,00 -2,30

D-IV-Ca3-1 Calcit-II 24,93 -3,62D-CM78-5 Quarz-I 23,95D-CM78-12 Quarz-I 21,49D-IVSi-1 Quarz-lI 20,47D-IVSi-2 Quarz-li 21,65D-XDL-S2 Quarz-lI 18,87D-CMl18-10 Kalkstein 16,28D-CM48-40 Kalkstein 21,44 2,11D-CM48-47 Kalkstein 21,84 2,43D-CM48-62 Kalkstein 22,34 2,64D-EIV-3 Kalkstein 21,39 0,33

D-CM1031-1 Kalkstein 18,72 3,31D-CM48-52 Kalkstein 23,67 1,64D-Hy-3 Grubenwasser -95,31 -12,32D-Hy-5 Regenwasser -91,32 -11,97

Lagerstätte QiaoqiaoshangQpD9-1 Calcit 22,30 0,40 -74,00 4,66 95QZMs Calcit -0,23QQ-2 Quarz 25,60 -92,00 6,87 125QpD2 Quarz 20,85 -50,40 3,17 135QpD12 Quarz 22,19 -55,90 5,94 150

Die auf Quarz des Erzes zu beziehenden Aussagen mitden Werten 1)180= +18,7 bis +25,6 %0würden nach SUGI-SAKI& JENSEN(1971) (zitiert von SCHROLL, 1976) in ein epi-bis telethermales Bildungsfeld von Quarz, bzw. auch inden Streubereich von Jaspis-Chalcedon fallen. Auch Ta-bellen in ROSSLER& LANGE(1976) bringen keine entschei-

dende Aussage, weil die hier ermittelten 1)180-Werte so-wohl Bereiche sedimentären als auch hydrothermalenQuarzes besetzen.Von den beiden Lagerstätten Dongbeizhai und Qiaoqiao-

shang liegen auch noch 1)D %o-Werte, gemessen in Flüs-sigkeitseinschlüssen von Calcit und Quarz vor (Tab. 19,

99


30

.:!CGIC0_A.CE II

o!~'US~c.E

CD~o

25

oxidatioll

20

oo

rock

10

'U

o-

6.10.2.3. Pb-Isotope

Die Isotopenzusammensetzung des aus Antimonit ent-nommenen Erzbleis erscheint relativ homogen und istauch unter Einbeziehung des Th-Bleis als homogen zu

bezeichnen. Das Modellal-ter entspricht etwa demstratigraphischen Alter desNebengesteins. Das Ne-bengesteinsblei allerdingsist großen Schwankungenunterworfen, entspricht imModellalter nicht den Vor-stellungen des stratigra-phischen Triasalters, weilradiogenes Pb zugewach-sen ist. Einige Proben sindanomal radiogen.

Zu berücksichtigen istauch, daß der Gesteinsde-tritus aus dem Altpaläozoi-kum stammen und daßauch Erzblei in das Neben-gestein abgewandert seinkönnte (Abb. 130, Tab. 22).

Die bisher vorliegendeStatistik reicht für exakteAussagen nicht aus. Mankann allerdings Anzeichendafür erkennen, daß Erz-blei und Nebengesteinsbleinicht ident sind. Zur Beur-

lich. Es könnte aber auf eine Laugung des Sedimentpake-tes im Zusammenhang mit diagenetischen Prozessen ge-schlossen werden.Nach den analysierten Flüssigkeitseinschlüssen ist auf

geringe CI-Gehalte, also geringe Salinität der mineralbil-denden Lösung und allgemein sehr geringen Druck, undsomit auf einst oberflächennahe Bildungen zu schließen.

5

calcite-westerncalcite-easternlimestone

crYltallizatiolldiffuelltiatio

b.slc.u Itr.baslc

o+I:.

o

o

5

-5

10

-30

-35

-20

-25

t.() -1 5

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N r.! Probe 187Sr/86Sr!87Rb/86Sr! 86Sr 87Rb.......................:. :. ~ r : .i !! !moI/Tonne!moI/Tonne

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OKW53 ! Illit von Tonschiefer! 0.73874 i 10.54000! 0.04639! 0.43698

Tabelle 20.Rb-Sr-Isotopendaten von Nebengesteinen der Lagerstätten Dongbeizhai und Qiaoqiaoshang (gemessen amChengdu College 01 Geology).

Abb. 128). Bringt man die-se zusammen mit den ent-sprechenden l)180-Wertenin eine Diagrammüber-sicht, so lassen sich im Ver-gleich zu bekannten Datenvon juvenilen, magmati-schen Wässern, Hydro-thermen, Wässern atmo-sphärischer Herkunft undFormationswässern gewis-se Aussagen machen. Un-sere zur Verfügung stehen-den relativ wenigen Daten(5 Calcite Dongbeizhai, 1Calcit und 3 Quarze Qiao-iaoshang) fallen zwar außerhalb des Feldes typisch mag-matischer Wässer, aber doch in die Nähe derselben. Siekommen etwa z.T. in den Bereich jener Daten zu liegen, dieman im Typ der "disseminated porphyry copper ores" inden USA ermittelt hat. Zum Teil aber könnte man unsere l)D/l)180-Werte als hydrothermale Lösungen in Mischungmit meteorischen Wässern interpretieren (SHEPPARDet aI.,1971, in SCHROLL, 1976).Der Frage nach der CO2 -Herkunft von Gesteins-Calcit

und Erz kann mit der l)13C-l)180 %o-Darstellung im Dia-gramm Abb. 129 nachgegangen werden. Daraus zeigt sichziemliche Ähnlichkeit in der CO2 -Herkunft der mineralisie-renden Wässer. Magmatische Herkunft ist unwahrschein-

Abb. 129.Das 5180-513C-Diagramm zeigtdie drei Hauptherkunftsbereichevon CO2 und die Isotopenvariatio-nen in Karbonaten der LagerstätteDongbeizhai.

100


16A

15.8 •x lupper crust I ••• I

++J:) ..D.. 15.6 ! Ilorogene~ +~0N- ~J:)

D.. 'lmantler-..0 15.4 IN

llower crust I+ Erzblei

• T -Klastite15.2

x K-P-Mergel

~ Diabas

1516 17 18 19 20 21 22

206Pb/204Pb

40B

+ Erzblei

lupper crust Ilorogene I. x •~ •+

+...* +-+

Imantle

Ilower crust I

• T -Klastite

x K-P-Mergel

~ Diabas

39

J:)

D..~0 38N-J:)D..co0N

37

3615 15.2 15.4 15.6

207Pb/204Pb

15.8 16

Abb. 130.Pb-Isotopendaten der Lagerstätte Dongbeizhai im 207Pb/2o4Pb-206Pb/204Pb-Diagramm (Abb. A) und im 208Pb/2o4Pb-2o7Pb/204Pb-Diagramm(Abb. B).Zum Vergleich sind die Pb-Isotopendaten von Mantel- und Krustenblei nach ZARTMAN& DOE(1981) eingetragen. Wachstumskurven nach dem Pb- Tek-tonik-Modell DOE& ZARTMAN(1979), ZARTMAN& DOE(1981).

101


Tabelle 21.K-Ar-Allersdatierung der Magmatite in den lagerstätten Dongbeizhai, Oiaoqiaoshang und Zheboshan (gemessen in verschiedenen laborsin China).

Nr. I Gestein Luft-Ar(% K(%) Ar40(10-6g/g) Ar4o/K40 Alter (Ma)Lagerstätte DongbeizhaiDH-B7 I Diabas-Gang 10.96 0.81 0.01100 0.011166 182

Lagerstätte QiaoqiaoshangQTW6 I Granit-Gang, frisch 2.35 0.02955 0,0105 172:t2.2

Lagerstätte ZheboshanZTC70-1 I Dacit-Ganggestein 11.70 2.78 0.03405 0.0103 169:t2.0ZTC66-1 Granodiorit 37.20 2.78 0.03234 0.0101 166:t4.0

teilung sollte jedoch auch der Einfluß der Pb-Konzentra-tion im Erz und Gestein berücksichtigt werden. Metamor-phose beeinflußt zwar im allgemeinen das Modellalter, al-lerdings sollte die in unseren Triasgesteinen nur sehrschwache Metamorphose einer Anchizone kaum von Ein-fluß gewesen sein.Die Resultate von zwei Proben "alterierter Diabase"

(Tab. 22) würden in den Modellaltern den geologischenVorstellungen jurassischen Alters nicht widersprechen,

wenn man Meßfehler in Betracht zieht. Die Ergebnisse derKlAr-Alter ergeben junge, 160-170 Mio. J.-Alter der Intru-sionen (Tab. 20,21).Zusammenfassend kann die Vermutung gewagt wer-

den, daß eine auf das Pb-Modellalter bezogene Aussagein Richtung einer hydrothermal-synsedimentären Erzan-reicherung oder Mobilisation aus der Trias, nicht aber ausKarbon-Perm-Gesteinen führen kann.

Tabelle 22.Pb-Isotopenzusammensetzung, berechnete Alter (Ma) und Parameter von Gesteinen und Erzen der lagerstätten Dongbeizhai und laerma (ge-messen am Chengdu College of Geology).Pb-Pb-Isochron-Aller (206Pb-207Pb)für das Erzblei der lagerstätte Dongbeizhai: t = 195 Ma; Pb-Pb-Isochron-Aller (206Pb-207Pb)für das Erzblei derlagerstätte laerma: t = 530 Ma.2-Stage = "two-stage model" nach STACEY& KRAMERS(1975) und GEYH& SCHLEICHER(1990).Tu und Tlh = uranogenetische und thorogenetische Alter nach dem "continuous evolution model" , T und Tm = Parameter nach AMov (1983a,b).

. .., Alter(Ma.) Parameter......................... 4 u •••••••••••••••••••••••• ~••••••••••••••••••••• > ••••••••••••••••••• .: •••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• " ••••••••••............................. -- •••• r : •••••••••••••

Nr. i Probe 1206/204 i 207/204 i 208/204 2-5t8ge! Tu 1Tth T (Ma)lTm (MB)! }f ! CI)L~g~.r.ätätte..Dö.n9beiz.hai r i i r ]' i T'" r .

D~iv~sb1 r Äntimö.n~ r..1.ä.j'9S [ 1.S:S4i'T 3S:S73'" 2.70 T24.1..r.üis. '3Ü30.T"'3960'.'"!1"1':'72!'4'S:'28'ö~iv:sb2 [ Äntimö.ni1' r.1.ä':439 ..i."1's:sil"T"'3S:670'.' 2.9S [.2üjT.1.äi '32'40T"'4050."'[,'(7s!'4s:-iiö~iv:sb3 [ Äntimön~ r ..1.8jä4 ..1..'1'S:6ÖS"1"'3S:440'" '.92 '['250"]"'1'90. '3öäo'r'3890"'H(7'1'!'4~f62'•••••••••••••••••••••••••••••• -- •••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• <f- •••••••••••••••••••• ,. ••••••••••••••••••• + .....•...•..•..•.••.•..•..•...•...•..... ,...••...•.. c••••••.•••••••.• -- ••••.• + } ) .

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L-5 i Antimonit 1 37.266 1 16.870 i 38.676 3620 4300 136:.9~L~~:.~9.~~~::::::::::::::::::::[:::::::::~y.:~!EE~~~~!~~:::::::::L5t~:~~:T::~I~~fI:::~!;9.?~:::::::::~:~~::::T~t~:r~:Q9.:::?~}Q:I::::~~qQ:::I~:q:.~gi.~.?:.~g.k.?:. l ~.!~~.~!9~.~!~!!') L ..1.~.:!.9.~l ..J.?:~.?~l ~~.:~.~? ~7..~ L 1..1.9.9.. .~g.??l ~~.?.9. l1.?::?4.l.~~}~.L-8 i Schiefer 1 18.635 i 15.707 1 39.019 215 1 80 i 35 3300 i 4080 112.03147.51.......................... J ••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• 1"•••••••••••••••••••• ,. ••••••••••••••••••• 00:- •••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• ,. •••••••••• ( •••••••••••••••••••••••• 1'•••••••••••••••••• t •••••••••••• ~•••••••••••••

l-9 i Dacit 1 27.947 i 16.176 1 36.644 -7560 1250 32901 4020 i24.04135.68

102


y = .049860Sx + 14.7198964, rl=.8182, r2 = .6694

o

Abb.131.Pb-Pb-Isochron für die Sulfide der Lagerstätte Dongbeizhai.

Schwierigkeiten klar, zu vernünftigen Aussagen zu gelan-gen. Zudem sind die in reinen Quarz- und Calcitkristallenausgewählten Flüssigkeitseinschlüsse meist sehr klein (inDongbeizhai <5 mm, in Qiaoqiaoshang <12 mm) unddeshalb schwierig zu untersuchen. Mitunter liegt aller-dings eine starke Häufung vor.In den Begleitmineralen der Lagerstätte Dongbeizhai

handelt es sich meist um zweiphasige Einschlüsse miteinem kleinen Dampf/Lösungs-Verhältnis (R) von etwa23-5 Vol-%. Im Material von Qiaoqiaoshang mit über 40Proben sind auf Grund des Dampf/Lösungs-Verhältnissesunter dem Mikroskop fünf Typen unterschieden worden:"Reine Flüssigkeit" (ohne Blasen, R = 0); "Flüssigkeit!Dampf" (R <50 meist <20), diese sind überwiegend ver-treten; "Dampf/Flüssigkeit" (R > 50), untergeordnet ver-treten, und Einschlüsse mit flüssigem CO2, untergeord-net, oder "flüssige" organische Substanzen (Öl). NachROEDDER(1984) kann eine solche Paragenese von fluidenEinschlüssen als typisch für "siedende Einschlüsse" ge-halten werden. Demnach könnte also auf eine während derMineralbildung anfänglich siedende, dann rasch abküh-lende Lösung geschlossen werden. Viele unter dem Mi-kroskop zu beobachtende, stets in Bewegung befindlicheBlasen könnten als signifikant für soche Einschlüsse ver-mutet werden (CHENYinghan, 1981; HEZhili, 1982).Die Flüssigkeitseinschlüsse wurden durch Erhitzen der

Quarz- und Calcit-Kristalle im Vakuumreagenzglas bis zu6000 C zum Platzen und die Flüssigkeit zum Austretengebracht. Als Dekrepitationstemperatur ist am Beispiel

19 19.5 20 20.5 21 21.5206Pb/204Pb

18.515.5

18

15.55

15.75

15.7

15.8

.ci:l.~~15.65.ci:l.

~ 15.6

6.10.3. Flüssigkeitseinschlüsse

Von chinesischen Forschern liegen zahlreiche Versuchevor, mit Hilfe von Flüssigkeitseinschlüssen in Calcit, Quarzund Realgar auf Bildungstemperaturen und Milieu zuschließen. Berücksichtigt man die petrographischen undminerogenetischen Stationen der Erzbildung, die zum Teilauch in der Einteilung von ZHENGMinghua über Erzbil-dungsstadien zum Ausdruck kommen, so werden die

Tabelle 23.Chemische Eigenschaften (Mol-Verhältnis) von Flüssigkeitseinschlüssen in Gangarlmineralen (gemessen im Chengdu College of Geology).

Nr. Mineral Na+/K+ Na+/Ca++ Na+lMg++ CI"IF" CI-/HC03" CI-ISO -- C.HiC024Lagerstätte DongbeizhaiD-CM48-62 Calcit-lI 0,07 0,01 0,03 0,46 0,03 0,57D-CM48-2 Calcit-lI 1,64 0,04 0,79 0,63 0,04 0,34D-CM48-40 Calcit-lI 0,68 0,01 0,56 0,54 0,02 5,38D-IV-Ca-l Calcit-III 7,69D-IV-Ca-2 Calcit-III 0.51

Lagerstätte QiaqiaoshangQKW56 Quarz-I 0,68 8,33 1,52 0,52 0,32QQ-2 Quarz-lI 0,36 12,05 0,67 0,46 0,20

QKW53 Quarz-lI 0,24 20,82 0,19 0,07 0,02QKW61 Quarz-ll 1,00 20,82 0,65 0,21 0,05QKW66 Quarz-lI 1,85 20,86 24,99 5,70 0,55 0,25QKW59 Quarz-III 1,69 31,23 2,17 0,15 0,08QKW68 Quarz-In 5,93 29,15 2,79 0,26 0,05QKW72 Calcit-III 0,00 0,00 2,29 0,02QpDq-1 Calcit-III 0,00 0,00 0,30 0,03

Lagerstätte LaermaL-CI Quarz, Baryt 5,66 0,81 15,96 0,88 3,82 0,61 0,00L-C2 Quarz, Baryt 2,48 0,49 10,48 0,29 1,31 0,27 0,12L-C3 Quarz, Baryt 1,06 0,24 2,63 0,31 0,49 0,68 0,00L-C4 Quarz, Baryt 0,91 0,54 7,95 0,32 0,38 0,19 0,07L-C5 Quarz, Baryt 0,75 0,16 0,61 0,26 3,22 0,09 0,05L-C6 Quarz, Baryt 0,73 0,24 3,58 0,44 0,60 0,27 0,12L-C7 Quarz, Baryt 1,52 0,45 12,87 0,12 0,28 0,06 0,15L-C8 Quarz, Baryt 6,19 0,48 10,89 0,18 0,24 0,13 0,22L-C9 Quarz, Baryt 1,22 0,24 2,60 0,19 0,06 0,10 0,12L-ClO Quarz, Baryt 4,11 0,42 10,35 0,52 0,77 0,52 0,16L-CII Quarz, Baryt 5,60 0,67 16,46 0,04 0,63 0,19 0,31L-C12 Quarz, Baryt 1,00 1,39 16,60 0,46 0,13 0,10

103


Tabelle 24.Physikalisch-Chemische Parameter von Flüssigkeitseinschlüssen in Gangartmineralen (ZHENG Minghua et al., 1990' III Jinpei 1991' LJuJial'un1991). ' " ,Ap = Arsenkies, Qz= Quarz, Cc = Calcit, Re = Realga~ Py = Pyrit, St = Anlimonit, Ma = Markasit.

Paragenese TOC P (atm) Salinität Igf02 IgfS2 IgfC02 pH Ig aLSwt%NaC bar bar bar mol/kg

Lagerstätte DongbeizhaiQz-Ce-Py I 180:!: I 405:t I 5,1 I -39,8 -12,1 -4,3 5,7 -4,7Re-St 150:!: 304:t 11,7 -44,5 -20,0 -4,9 6,0 -8,3

Lagerstätte QiaoqiaoshangPy-Ap-Qz 125:t 11000 10,3 -45,4 -11,0 1,5 5,7 0,5Py-Qz 180:!: 13:t 9,2 -37,8 -13,5 0,1 5,1 0,2

Re-St-Ma-Ce 102:t -49,0 -14,1 0,9 6,1 0,5Lagerstätte Laermametamorph.Qz-Gang 321:t 580:!: 6,5

Py-Qz 273:t 29O:t 8,0Py-Ma 242:t 260:!: 7,5St-Qz 197:t 180:!: 7,7

Baryt-Diekit 158:t 130:!: 3,3

von 20 Proben von Qiaoqiaoshang 180°-300° C gemessenworden. In diesem Fall scheint eine gewisse positive Ab-hängigkeit vom Goldgehalt angedeutet zu sein.

Als Homogenisierungstemperatur (TH), welche die un-tere Grenze der Einschlußtemperatur darstellt, ergab dieUntersuchung Werte zwischen 100° und 130° C; u. zw. fürQuarz des angenommenen "Frühstadiums" hauptsäch-lich zwischen 105° und 125°C, für Calcit zwischen 100°und 130° C. Für Calcit eines "späten Bildungsstadiums"wird TH = 90°-110° C angegeben.

Aus den Untersuchungsergebnissen geht hervor, daßder CI- und Na-Gehalt ziemlich nieder, der HC03 -, Ca-und Mg-Gehalt hingegen relativ hoch liegt. In der gasför-migen Phase gibt es außer der Hauptkomponente CO2noch ziemlich viel CH4, was auf eine reduzierende Lösunghinweist. Daraus kann für das Bildungsstadium der unter-suchten Begleitminerale in den mineralisierenden Wäs-sern auf die Mitbeteiligung von Formationswässern ge-schlossen werden.

Nach freundlicher Mitteilung von CAD Zhimin (1990)dürfte die Salinität der mineralisierenden Lösung nachder Erhitzungs-Gefrierungs-Messung im "Hauptstadium"(der Mineralisation im Sinne von ZHENGMinghua) ca. 5,09wt % und im "Spätstadium" 11,71 wt % betragen haben(vgl. Tab. 24).

Aus Berechnungen und Überlegungen über die Druck-verhältnisse kommt ZHENGMinghua zur Aussage, daß dieTemperatur der "erzbildenden Lösungen" nicht hoch,nämlich zwischen 120° und 220° C gewesen sein kann. Da-bei wird noch genauer mit einer T-Abnahme von einem"Frühstadium" mit 170°-220° C (durchschnittlich 180° Clzu einem "Spätstadium" mit 120°-170° C (durchschnitt-lich 150° Cl gerechnet.In diesem Zusammenhang muß allerdings berücksich-

tigt werden, daß, nach Auffassung der österreichischenMitarbeiter, diese Untersuchungsergebnisse sich nichtauf die ältesten nunmehr nachgewiesenen Erzkristallisa-te, sondern eben auf Mineralausscheidungen aus mobili-sierten hydatogenen Wässern beziehen können.

104

6.11. Diskussion der Genesevon Au-Lagerstättenin Triasgesteinen

Es war unsere Absicht, in den bisherigen Ausführungenweitgehend deskriptiv zu bleiben und nicht genetischeAnsichten vorzeitig hineinzuinterpretieren. Das ist zwareine ganz allgemein bekannte Verpflichtung des Wissen-schafters, hat aber im Rahmen dieser Studie noch einenweiteren, besonderen Grund: Er betrifft die Meinungsviel-falt. Es ist nicht außergewöhnlich, daß vier Forscher, nochdazu aus so verschiedenen und voneinander so weit ent-fernten Fachschulen, bei der genetischen Deutung vonBefunden verschiedener Ansicht sind. Wir kommen des-halb nicht umhin, zwei getrennte Versionen über die Ent-stehung und Entwicklung der Au-Lagerstätten in Triasge-steinen im nördlichen Sichuan anzubieten.Die chi n es i s ehe n Partner unseres Forschungsteams

beziehen sich auf genetische Ansichten, die von LI Xiao-zhuang et al. (1989) in den vergangenen Forschungsjahrenzu diesem Thema entwickelt wurden (vgl. Abb. 132). Sieberuhen vorzugsweise auf sedimentologischen, minero-genetischen und vielen geochemischen Ergebnissen. Sowird auf Grund der Spurenelement-Analysenergebnisseund Isotopenzusammensetzungen (S, C, 0; Pb; Rb-Sr)auf einen engen genetischen Zusammenhang zwischenNebengestein und Mineralen des Erzkörpers hingewie-sen.

Phase 1Daraus resultiert die Auffassung einer ersten, und zwar

submarinen Entstehungsphase, aber lediglich mit derAuswirkung von pauschalen, mehr homogenen als inho-mogenen Voranreicherungen von Au, As, Hg und Sb im Se-diment bestimmter Teilabfolgen; z.B. in der 350-4.500 mmächtigen Xinduqiao-Gruppe (T2-3x)' Mineralogisch ge-sehen wird ein Teil des Pyrits, nämlich "sedimentärer Py-rit" in diese erste Anreicherungsphase gestellt. Diese Er-eignisse haben in der spätpaläozoischen bis frühmesozoi-schen Geosynklinale des Songpan-Ganzi-Beckens statt-


Abb.132.Modellskizze der Erzbildungsvor-gänge der Lagerstätte Dongbei-zhai (nach LI Xiaozhuang et aI.,1989).1 = Transportrichtung terrigenenMaterials. 2 = thermische Mobili-sation und Zirkulation meteori-scher Wässer. 3 = Position erz!üh-render und erzspendender Sedi-mentgesteine. 4 = basischeGanggesteine. 5 = Untergrund. 6 =Karbonatgesteine. 7 = klastischeGesteine. 8 = Störungszone, 9 =Golderzkörper.

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N-S-verlaufenden Minjiang-Störungszone, speziell derQuasiya-Verwerfung, erklärt. Von chinesischen Kollegenwird zur Zeit diskutiert, ob die Minjiang-Störung etwa be-reits "vorkimmerisch", also paläozoisch vorgezeichnetwar, und nunmehr wiederbetätigt wurde. Die Wärmeent-wicklung durch den Ablauf tektonischer Ereignisse unddurch die synorogenen, stellenweise magmatischen Intru-sionen hatte nach ZHENGMinghua (1989) und ZHENGMing-hua et al. (1990,1991 b) einen Anstieg der Wärmeflußwerteentlang der Störungszonen zur Folge, so daß ein be-schleunigter thermischer Konvektionsstrom ausgelöstwurde. Kluftscharen und Zertrümmerungszonen bildetendie Wegsamkeit für nunmehr zur Zirkulation gelangendemobilisierte hydatogene Wässer. Kalte meteorische Wäs-

gefunden, wo mächtigeSedimente von Turbidit-Abfolgen, lokal mit vulkani- +schen Einschaltungen vonTuffen und Tuffiten aufge-stapelt sind. Durch dieseerste Entstehungsperiodewurde demnach durch Se-dimentation und Diagene-se ein metalihaitiger Ge-samtkomplex geschaffen,von einer lagerstättenbil-denden Anreicherung aberist noch nicht die Rede. AlsUrsache der stofflichenVoranreicherung als PhaseI wird zwischen folgendenMöglichkeiten diskutiert,aber nicht entschieden:a) Zusammenhang zwi-

schen dem nachgewie-senen submarinen Vul-kanismus und verstreu-ter Elementanlieferung.

b) Bindung der Metalle andie in den Sedimentenmitunter stark vertrete-ne organische Sub-stanz.

c) Einfluß metalIhaitigerFormationswässer inden Turbiditsedimen-ten, die diagenetischals Folge der Kompak-tion freigesetzt unddem Meeresboden zu-geführt sein können.

Phase IIVon Phase I zeitlich völlig getrennt: ausgedehnte Mobi-

lisationen, Zirkulationen, Stofftransporte und Anreiche-rungsprozesse von Metallen selektiv in Störungszonen,werden als maßgebliche lagerstättenbildende Phase an-genommen.Mitherangezogen für diese Beurteilung sind in der Jura-

zeit einsetzende und in die Kreidezeit andauernde starketektonische Deformationen der diskutierten Gesteine (vgl.Abb. 3). Man kann diese Ereignisse in den Rahmen der inChina bekannten Yianshan-Orogenese Getzt auch Kim-merische Epoche genannt) stellen. Durch diese tektoni-sche Aktivität, begleitet von magmatischen Ereignissen,wird die Entstehung oder Wiederbelebung der ungefähr

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ser gelangten nach unten, wurden in der Tiefe erhitzt undkonnten entlang der tektonischen Schwächezonen nachoben gelangen. Die thermische Zirkulation ermöglichtedie Auslaugung verschiedener erzbildender Stoffe ausden Nebengesteinen der gesamten Sedimentabfolge, wo-durch - so ZHENG - die eigE1ntliche Lagerstättenbildungerst beginnen konnte.

Für die Platznahme der Erz- und Begleitminerale unddie Form und Ausdehnung der heute vorliegenden Erzkör-per waren also ausschließlich Störungszonen, Zerr- undScherklüfte, insbesondere schichtparallele Schieferungs-klüfte maßgeblich, wodurch die deutlich schichtigen Erz-körper in mehreren Teilbereichen der Sedimentabfolgeentstehen konnten. Nach dieser Auffassung handelt essich um schichtige, tektonisch verursachte, entschiedenepigenetische Erzkörper. Die Mitbeteiligung der jurassi-schen-unterkretazischen intrusiven und gangförmigenMagmatite an der Lagerstättenbildung wird nur im Einflußeines Wärmeherdes für die Mobilisation von vorangerei-cherten Spurenmetallgehalten gesehen, nicht aber etwaals unmittelbar damit zusammenhängende hydrothermalemagmatische Restphase. Die wesentlichen Vorstellungendes Entwicklungsmodells der Au-Lagerstätten nachZHENGMinghua sind in der Skizze Abb. 132 dargelegt.

Phase IIIEntsprechend der chinesischen Auffassung wird eine

bis in die Gegenwart reichende Phase III unterschieden.Es handelt sich dabei lediglich um mechanische Abtra-gungen von Gesteinen samt den Lagerstätten und die da-mit zusammenhängenden Verwitterungsumbildungen inden Erzkörpern in Oberflächennähe, vor allem in denOxidationszonen, die allerdings hinsichtlich von sekundä-ren Au-Ansammlungen von Bedeutung sein können.

Eine weitgehend andere Auffassung über die Entste-hung der triadischen Au-Lagerstätten von Nord-Sichuanvertreten die österreich ischen Forscher unserer Ar-beitsgruppe. Hier stehen die beobachtbaren Naturbildervom Gelände bis in den mikroskopischen Verteilungsbe-reich im Vordergrund. Es wird der Suche nach unmittelba-ren Merkmalen für die Deutung genetischer Abläufe we-sentliche Bedeutung beigemessen und solche Merkmalevon der Form und tektonischen Gestaltung der Erzkörper,der mineralogischen und petrographischen Zusammen-setzung, insbesondere Makro- und Mikro-Gefüge als ge-netische Fakten herangezogen. Hiebei nimmt man auchBezug auf die Errungenschaften der Lagerstättenfor-schung seit AMSTUTZ (1964), DROVENIK(1972), HOLZER &STUMPFL (1973), WOLF (1976). KLEMM & SCHNEIDER(1977),AMSTUTZ et al. (1982), SCHNEIDER(1983), WAUSCHKUHNetal. (1984), insbesondere auf die Forschungen über dieMetallogenese der Ostalpen (veröffentlicht in den Sam-melbänden der ISMIDA 1972,1979 und 1981).

Grundlegende genetische Bedeutung wird dem Vorhan-densein schichtiger, in die Sedimentabfolge stratiformeingeordneter Erzkörper mit streichenden Längen von Me-terzehnern bis Meterhunderten und Erzzonen von Kilome-terausmaßen beigemessen. Die Lagererzkörper folgenprimär keinen schichtparallelen Störungszonen, sondernsie stellen ursprünglich synsedimentäre Zwischenschich-ten im wachsenden triassischen Sediment dar. Daher hatauch die tektonische Beanspruchung die Erzlager samtdem Nebengestein gemeinsam erfaßt, was an gemeinsa-mer Faltung und Fältelung sowie an der Zerscherung

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durch Klüfte einschließlich der Schieferung deutlich zurGeltung kommt. Der schichtigen Gestalt der Erzkörper mitparallelem oder quasiparallelem Verlauf im Nebengesteinim großen entspricht der inhomogen-feinschichtige Auf-bau, Bauzone über Bauzone im kleinen.

Der mikroskopische Gefügebefund bringt eine Mengevon diskreten Einzelheiten von Verformungen und Kristalli-sationen zum Vorschein. Das Ineinandergreifen von mehr-maligen Kristallisationen und Deformationen weist denWeg der Beobachtung auf Vorgängergefüge, die prädefor-mativ mit gleichem Mineralbestand wie das heutige Erz,aber weitgehend anderem Gefüge existent gewesen seinmüssen.

Mitunter ist relikte sedimentäre Feinschichtung am au-thigenen Mineralwechsel von Pyrit/Markasit, Arsenkies,Realgar, Quarz, Calcit und am Korngrößenwechsel ein undderselben Mineralsorte, z.B. Realgar und Quarz, trotzstarker mechanischer Beanspruchung durch Verschiefe-rung noch erhalten. Als auffallendes Kennzeichen primärchemischer Erzanlagerung bzw. Erzanreicherung wird diemitunter zeitlich-stratigraphisch wechselnde Erzparage-nese angesehen innerhalb ein und derselben Lagerstätte,wie z.B. Qiaoqiaoshang: Erzlager mit und ohne Realgar,mit viel und wenig Antimonit. Unterschiedlichen Anteil amprimären Aufbau der Schichterzkörper haben auch allo-thigene, detritische Komponenten: wie Sericit, Quarz,Sericitquarzit, Calcit-Quarzit, inkohlter Pflanzendetritus,wie sie auch am Aufbau des erzfreien Sedimentes vor-kommen.

Diagenetische Sammelkristallisationen, vor allem abertektonische Entmischungen und durch die schwache an-chizonale Metamorphose eingeleitete Umkristallisationenmit Blastese, z.T. Meroblastese, bewirkten Gefügeände-rungen. Durch die mechanische Beanspruchung kameninfolge sehr unterschiedlicher Teilbeweglichkeit von Ne-bengestein und Erz und auch innerhalb der Erzlager selbstmechanische Inhomogenitäten zur Auswirkung. So hatteils laminares Zergleiten nach den s-Flächen des Gefü-ges, teils Brekziierung zu tektonischer Deformationsbrek-zie die Erzkörper unter weitgehender Beibehaltung ihrerschichtförmigen Gestalt stark verändert. Man kann von"Erztektonit" sprechen. Im Zuge der tektonischen Ereig-nisse, insbesondere dort, wo die Lagererzkörper vonScherklüften abgeschnitten sind, wurden offensichtlich inden reaktionsbereiten Erzkörpern gesteigerte Mobilisatio-nen ausgelöst. Dadurch wurden Lösungszirkulationen imFugennetz des Erzkörpers sowie auch in Klüften und Stö-rungszonen ermöglicht, was in belteroporer Vererzungsyn- und posttektonisch den Abschluß fand. Aber Kristal-lisationen und Deformationen wechselten in mehrerenPhasen ab.

Von den Erzlagern s-diskordant abweichende sekundä-re Mineralisationen sind somit an Verwerfern möglich, undzwar in jenen Fällen, in denen Klüfte die Lagererzkörperabschneiden. Das hat nicht nur die mechanische Ver-schleppung an Klüften zur Folge, sondern kann auch jun-ge Neuausscheidungen von Erz, in diesem Fall als Kluft-erzkörper, zur Folge haben. Weite Stoffumlagerungen aberscheinen nach den bisherigen Aufschließungen in denSchurfbergbauen in N-Sichuan noch nicht nachgewiesenzu sein.

Die für diese genetische Erklärung wichtigen Reliktge-füge aus Vorgängerstadien mit sedimentären Merkmalensind am besten durch die reaktionsträgeren ErzmineralePyrit, Markasit und Arsenkies dokumentiert. Sie vermit-teln Veränderungen des ursprünglichen Anlagerungsgefü-


ges infolge faltender und ruptureller tektonischer Verfor-mungen. Hingegen besetzt der reaktionsbereite Realgar,sofern überhaupt in der Paragenese vertreten, nicht nurrelikte sedimentäre Feinlagen, sondern überwiegendschichtparallele und diskordante Fugennetze als Sekun-därkristallisat. Wenn auch im Zuge der jungen belteropo-ren Kristallisationen, vor allem zwischen Realgar, Quarzund Calcit mobil konturierte Korngrenzen auffallen, soliegt doch kein Merkmal für intensive metasomatische Ver-drängung vor.

Im Rahmen der tektonischen und metamorphogen aus-gelösten Umkristallisation und Blastese in mehreren Sta-dien wurden oft nicht-verdrängte Minerale und Mineralge-füge früherer Entwicklungsstadien als Interngefüge, imbesonderen vom Typ Si, im neuen Kristallisat konserviert,am häufigsten Quarz, Sericit, Pyrit, Arsenkies, Rutil. Typi-sche Rekristallisation ist aber nur an tektonisch durch Ver-schieferung stark beschädigten Antimonitaggregatenentwickelt.

Im Bereich der jurassischen Magmenintrusionen im Ge-biet der Lagerstätte Zheboshan wird eine kontaktmeta-morphe Beeinflussung der präexistenten Erzlager für sehrwahrscheinlich gehalten, was lokale Stoffumlagerungenund Erzneubildungen zur Folge gehabt haben wird.Alle anderen Au-Lagerstätten in den triassischen Sedi-

menten von N-Sichuan tragen aber nach der Auffassungder österreich ischen Mitarbeiter das typische Erschei-nungsbild von sedimentär, stratiform angereicherten La-gerstätten, mit dem schon primären Auftreten von Pyrit,Markasit, Arsenkies, Realgar und Antimonit in wechseln-den Mengen, bei starker Begleitung von ursprünglich mi-krokristallinem Quarz. Eine anchimetamorphe und starketektonische Beanspruchung hatten isochemische Um-kristallisationen, zum Teil Rekristallisation, sowie starke

syn- bis posttektonische Neukristallisationen nach Mobi-lisation des Altbestandes zur Folge. Die Metallanreiche-rung wird somit extrusiv-thermal, begleitet von viel Si02,schicht- und zeitgebunden erklärt, das Gefüge der heuti-gen Lagerstätten aber wurde in den jurassischen bis kre-tazischen geotektonischen Entwicklungsphasen geprägt.Die geochemischen Ergebnisse widersprechen dieser In-terpretation nicht.

Die wesentlichen Unterschiede in den Auffassungen un-serer Arbeitsgruppen bestehen also

1) bezüglich der zeitlichen Einstufung der eigentlichenLagerstättenbildung (m-o- Trias, im Gegensatz zu Ju-ra-Kreide),

2) in der Erklärung der Erzplatznahme (submarin-sedi-mentär, im Gegensatz zu tektonisch bedingt) und

3) in der Beurteilung der primären erzbildenden Metallö-sungen (extrusiv-thermal, im Gegensatz zu thermischmobilisierten Wässern mit Metallentzug aus präexi-stenter Voranreicherung aus einem mächtigen turbidi-tischen Sedimentkomplex).

Schließlich muß abschließend betont werden, daß sichgerade am Beispiel der von der österreichischen Forscher-gruppe nicht besichtigten Au-Lagerstätte Tuanjie einesinnvolle Annäherung der genetischen Modelle anbietet,ja nahezu eine Übereinstimmung ergibt. Sie sollte im Sin-ne einer Revision der bestehenden Ansichten über die Ge-nese genützt werden.Die von den chinesischen Partnern oft betonte Wegsam-

keit für Erzlösungen entlang von Großstörungszonenkönnte auch von den österreichischen Mitarbeitern ak-zeptiert werden, wenn sie bereits im Trias-Meeresbodenexistent und somit als thermale Wegsamkeit submarinwirksam sein konnte.

7. Au-Lagerstätten in kambrischen Kieselschieferndes Nordgebietes

7.1. Geologischer Rahmen

Im nördlichen Gebiet der Provinz Sichuan, an der Gren-ze zur Provinz Gansu und in diese Provinz hineinreichendwurden in den vergangenen Jahren durch Prospektioneinige Au-Vorkommen und Lagerstätten entdeckt, die inbeiden Provinzgebieten in Aufschließung sind. DieseHochgebirgsregion, um 4.000 m hoch gelegen, gehört inden Nordrand des Aba-Massivs, wo eine ausgedehnteund sehr mächtige kambrische Kieselschiefer- (Fein-quarzit-) Abfolge entwickelt ist. Diese kommt wegen derHärte des Gesteins morphologisch durch Gebirgskämmemit oft steilen Wänden in der Landschaft auffallend zurGeltung (Abb. 133).

Das Hauptelement der großtektonischen Formung isteine Antiklinale von mehreren Zehnerkilometern WNW-ESE-Verlauf, die den Namen Beiyigou-Sattel führt. Diekambrischen Gesteine streichen formungs- und erosions-bedingt beidseits entlang des Gewölbekernes, wobei ge-wisse Teile der kambrischen Gesteine, vor allem des S-Flügels, störungsbedingt amputiert sind (Abb. 134).

Im großräumigen erdgeschichtlichen Entwicklungsab-lauf präkambrischer, paläozoischer bis mesozoischer Se-dimentgesteine waren Orogenesen und Metamorphosen

sowie Phasen intrusiver und extrusiver magmatischer Tä-tigkeit je nach Alter unterschiedlich wirksam. Eine Meta-morphose in etwa Grünschieferfazies ist für das Protero-zoikum datiert. Sie konnte auf die hier diskutierten kam-brischen Gesteine nicht von Einfluß sein. Im Zusammen-hang damit stand ein spätproterozoischer basisch-inter-mediärer Vulkanismus, womit auch alte Diabasgänge ver-bunden sind.Aber für Veränderungen unserer kambrischen Kieselge-

steine ist eine Metamorphose gegen Ende der Triaszeitoder zu Beginn der Jurazeit zu beachten. Sie erreichte nuranchimetamorphe Fazies. Serien von Quarzgängenmit cm- bis dm-Mächtigkeiten werden diesen Gesteins-veränderungen zugerechnet. Diese Quarzgänge sind nor-malerweise metallfrei. Mit dieser zweiten, im Großraumbekannten Orogenese und Metamorphose steht auch einezweite magmatische Phase in Zusammenhang. Im mittle-ren Jura bis in die untere Kreide fanden lokal subaerischeVulkanergüsse statt: Der Oberjurazeit werden basischebis intermediäre Laven und Pyroklastika zugerechnet,während die sich in die Unterkreidezeit fortsetzende effu-sive magmatische Tätigkeit überwiegend dacitische bisrhyolith ische Pyroklastika lieferte. Damit im Zusammen-hang stehen auch Diorit- und Granitgänge in subvulkani-schen Intrusionsniveaus.

107


Abb. 133.Die mächtigen kambrischen Kie-selschiefer (Lydite, Feinquarzite,Sericit-Quarzite) treten im Land-schaftsbild des 4.000 m-Hochge-birges morphologisch deutlichhervor.Im Vordergrund eine Tibetaner-siedlung.

Tabelle 25. TGesteinsabfolgen des Nordge-bietes (vereinfacht, hauptsäch-lich nach YANG Henshu, 1991).

Quartär: Böden, Torf, Sand, Geröll.****************************Diskordanz******************************

Kreide: oben: 2170 m, violettrotes Konglomerat, Sandstein und Siltstein.unten: 1105 m, rhyolithisch-dacitische Laven, Tuffe und Konglomerate (Pyroklastite).

Jura: oben: 1604 m, basaltisch-andesitische Laven sowie Tuffe und Klastite.unten: 302 m, Sandsteine, Tonschiefer und Konglomerate mit Kohleneinschaltungen.

******************************Diskordanz******************************Trias:

Obertrias: >10.000 m, Metasandstein und Schiefer mit Kalksteinen und kalkigen Konglomeraten.Mitteltrias: >4000 m, Kalkstein (oft dolomitisch), Sandstein und Tonschiefer.Untertrias: 1513 m, Kalkstein und Dolomit mit Einschaltungen von Siltstein und Mergel.

Perm: 839 m, kleinkristalliner Kalkstein mit Dolomit, kohlenführendem Schiefer und Kieselkalk, bio-klastischen Kalksteinen sowie Mergel.

Karbon: 1707 m, kleinkristalliner bzw. biogener Kalkstein und Kieselkalkstein mit Schiefern; roteterrigene Klastite (alterniered Konglomerat, Arenit und Siltstein) im Süden.

Devon:

Ober- und Mitteldevon: >2000 m, verschiedene Kalksteine (auch Riffkalk) sowie Schiefer; nurim Norden zu sehen.

Unterdevon: >1500 m, Schiefer und Kalkstein mit Dolomit und Sandstein (lokal Mn- und Fe-füh-rend).

Silur:Ober- und MiUelsilur: 9467 m, schwach metamorphe Schiefer und Sandstein mit Einschaltungen

von Kalkstein.Untersilur: 2431 m, Kieselgestein, Kalkstein, Schiefer und Sandstein.

Ordovizium (?): >1000 m, Kieselgesteine und Si-reiche Schiefer sowie Phyllite mit Kalkstein.

Kambrium: 927 m, verschiedene Kieselgesteine mit Schiefern, lokal auch mit Kalkstein, C-reich undPyrit-führend, schwach metamorph.

****************************Diskordanz*****************************Sinian: >1678 m, metamorphe basisch-intermediäre Vulkanite bzw. Konglomerate, Sandsteine und

Siltsteine von Flußablagerungen.

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7.2. Litho-stratigraphie,Petrographie

Die Mächtigkeit derQuarzitabfolge kann bis1.000m betragen. Eshandelt sich um Quarzit,Sericit-Quarzit, Kiesel-schiefer (Lydit, Quarzit-schiefer) und Sericit-schiefer (Tonschiefer).die als Zwischenschich-ten auftreten oder in dieQuarzite übergehen. Inder wechselnden Ge-steinsabfolge kommenGrob- und Kleinrhyth-men zur Geltung (Abb.135).

Die für den Raumdurch chinesische Fach-kollegen erforschte Ge-s tei n szu sa mmenset-zung ist in Tabelle 26 indie gängige Einteilunggebracht. Die kambri-sche Quarzgesteinsab-folge liegt diskordant aufjungproterozoischen kla-stischen Sedimentge-steinen.

Den Hauptmineralbe-stand des Kieselgesteinsbilden Feinquarz-Ag-gregate mit einer Quarz-Beteiligung häufig über90 %. Zum übrigen Teilzählen Sericit, Pyrit,inkohlter Phytodetritus(wohl Algen), eventuellRutil u.a. Ti-Minerale.Soferne Grob- und Fein-schichtung entwickeltist, wird sie vom wech-selnden Komponenten-bestand und von Korn-größ en u ntersch ied enverursacht. So kann mandas Kieselgestein in eineEinteilung zwingen: diehäufigste Variante stellt(1) ein mikrokristallinerQuarzit mit 1-10j.LmKorngrößen dar, derebenso wie ein dicht-körniger Quarzit (2)mit Korngrößen um10-50 j.Lm relativ unrein,also stark pigmentiertist. Fein- und kleinkörni-ger Quarzit mit Korngrö-ßen um 0,05 - 1 mm aberwirkt durch sehr geringePigmentierung sauber.Es ist anzunehmen, daß,

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ge Kieselgestein, dessen Gerüst aus Quarz besteht, trittmit Schichtmächtigkeiten zwischen mehreren Zentime-tern bis etwa 0,70 m auf. Im mittleren Abschnitt solcherSchichten erscheint das Blasengefüge voll ausgebildetund dicht gepackt, im Gegensatz dazu aber im Liegend-und Hangendteil der porösen Zwischenschichten offen-

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wie allgemein bekannt, diePigmentierung eine kristal-lisationshemmende Wir-kung ausübt, und die grö-beren Quarzite durch Sam-melkristallisation aus ur-sprünglich feinerkörnigenentstanden sind. Dement-sprechend sind auch ver-schiedengestaltige Quarz-aggregate entwickelt: xe-nomorph- und hypidio-morph-körnige, in denenmitunter auch idiomorphkristallisierte Individuengewachsen sind. Bemer-kenswert sind relikte meta-kolloidale Strukturen undpseudomorphe Verkiese-lung organischer Sub-stanzen, wobei es sich teilsum pflanzliche Gewebe,teils um Reste von Kiesel-schaiern handeln dürfte.Neben dem feinschichti-

gen und schichtig-banki-gen Aufbau des Kieselse-dimentes sind endogenbrekziöse Lagen, blasig-poröse Abschnitte undknollenförmige Gebildeauffallend.Große Blasen dieses

merkwürdigen porösenKieselgesteins mit kugel-förmigen Gebilden von et-wa 3-8 mm Durchmesserkommen separiert vor; hin-gegen sind kleinere unre-gelmäßig geformte Hohl-räume mit 0,5-3 mm Größe aggregiert. Im allgemeinensind diese Blasen hohlräume nur lufterfüllt und weisen äu-ßerlich Ähnlichkeit mit Blasenlava oder auch Koks auf. Indiesen Gefügen sind häufig Chloritminerale vertreten.Manchmal sind als Internkristallisate auch dünne weißeKrusten von Quarz oder Baryt zu finden. Das blasenförmi-

Abb. 135.Vereinfachtes lithostratigraphi-sches Säulen profil des "Nordge-bietes" mit den wichtigen Gold-lagerstätten.1 = Konglomerat; 2 = Sandstein; 3= Siltstein; 4 = Tonstein und Ton-schiefer; 5 = Kalkstein; 6 = Mergel;7 = sandig-siltiger Kalkstein; 8 =bioklastischer Kalkstein; 9 = ooi-discher Kalkstein; 10 = Dolomit;11 = kohleführende Schichte; 12 =Kieselgestein; 13 = brekziösesKieselgestein; 14 = C-reichesKieselgestein; 15 = toniges Kie-seigestein; 16 = quarzreicherSchiefer; 17 = andesitischer Tuffitund Lavagestein; 18 = dacitischerRhyolith; 19 = Diabas; 20 = Diorit;21 = Granodiorit und Granit.

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Tabelle 26.Standardprofil der erzführenden kambrischen Abfolge (nach Angaben des Geologischen Schurfleams für NW-Sichuan, 1991; unveröffentlicht).

Ordovizium: schwarzer Sericit-Quarz-Schiefer, schwach metamorph.**************************** tektonische Störung ************************

Kambrium: alles schwach metamorph.Laerma-Formation (KI, 368 m):

10. schwarzgraues bis grauschwarzes, massiges bis mittel-dickbankiges mittelkörniges undmikrokristallines Kieselgestein.

9. schwarzgraues bis grauschwarzes, brekziöses, C-reiches mittelkörniges undmikrokristallines Kieselgestein.

8. schwarzgraues bis grauschwarzes, massiges, C-reiches Kieselgestein und Kieselschiefer.7. schwarzgrauer bis grauschwarzer, C-reicher Quarzphyllit.

Xige-Formation (Kx, 358 m):6. schwarzgraues bis grauschwarzes, massiges mikrokristallines Kieselgestein.5. schwarzgrauer bis grauschwarzer, C-reicher Schiefer mit tiefgrauen dünnbankigen Sericit-Quarzit-Schiefer- und Siltsteineinscha1tungen.

Yaxiang-Formation (Ky, 222 m):4. schwarzgraues bis grauschwarzes, massiges mittelkörniges Kieselgestein mit dünnbankigemC-reichem Kieselgestein.

3. schwarzgraues bis grauschwarzes, massiges C-reiches Kieselgestein.2. schwarzgraues bis grauschwarzes, dünnbankiges Kieselgestein.1. schwarzgraues bis grauschwarzes, massiges, grobkörniges und mittelkörniges Kiesel-gestein, mit feinverteiltem Pyrit, im Unterteil mit einigen brekziösen Steinkohlen-Schichten(0.5 - 3 m mächtig).

***************************** Diskordanz*****************************Sinian (.Tungproterozoikum): schwach metamorphe Psammite, Schiefer und Konglomerate.

bar durch Kompaktion verändert, so daß nur wenige oderkeine Blasenhohlräume erhalten sind (Abb. 136; 137 mitResediment). Von den natürlich schon von chinesischenExperten diskutierten Entstehungsmöglichkeiten diesesSondertyps von Kieselgestein hat sich, unter Berücksich-tigung der Literatur über rezente submarin-exhalative bla-senförmige Kieselgesteine (URABE& KUSAKABE,1990), dieAuffassung von submarinen, vulkanisch-exhalativen

Bildungen, eventuell verbunden mit "chemischer Rese-dimentation" durch Hydrolyse vulkanischer Substanzendurchgesetzt. Exhalationsereignisse und thermale Tätig-keit werden vor allem auch im Zusammenhang mit der La-gerstättengenese zu beachten sein.Die Beobachtung von diversen, auf Kleinbereiche der

Lamina beschränkte Schichtverfaltungen macht eswahrscheinlich, daß in diesen Fällen frühdiagenetische,

subaquatische Bewegungen im Sedi-ment abgebildet wurden. Umstritteneraber ist die Erklärung brekziöser Gefügeim Kieselgestein. Als Brekzienkompo-nenten kommen vor: teils grafitreicherFeinstquarzit, zementiert ebenfalls mitFeinstquarzit und daher manchmalschlecht unterscheidbar; teils Pyritag-gregat-Fragmente, lokal mit Quarzitfrag-menten vergesellschaftet und ebensomit Quarzit zementiert; und schließlichweiße Klasten von weißem Grobquarzit,die durch Zerbrechen von epigeneti-

Abb. 136.Kambrischer Kieselschiefer mit schichtig angeord-neter blasenförmiger Ausbildung (Mitte).Großanschliff. Maßstab: mm-Papier.

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Abb. 137.Quarzitische Sericitschiefer-Schollen als ursprüngliche Resediment-komponenten in der kambrischen Kieselschieferabfolge von Laerma,Großanschliff. Maßstab: mm-Papier.

sehen Quarzgängen entstanden sein müßten, denen siemineralogisch gleichen. Von chinesischer Seite wird gene-tisch an "synsedimentäre" Brekzien gedacht. Demgegen-über machen die österreich ischen Partner angesichts dervisuellen Beurteilung der Geländebefunde und mikrosko-pischer Untersuchung darauf aufmerksam, daß auf Grundtypischer Zerbrechung von Schollen mit korrespondieren-den Bruchgrenzen und unterschiedlich weitem Verdriftenvon Teilbruchstücken allenfalls auch eine intraformationeI-le Deformationsbrekzie und zumindest teilweise eine syn-metamorphe Inhomogenitätsbrekzie (im Sinne SANDERS,1950, 1970) vorliegt. Brekzien kommen im Zusammen-hang mit der Erzführung (siehe 7.4.3.2.) nochmals zurDiskussion. Sie sind mit der starken orogen-deformativenDurchbewegung der Metamorphite in Zusammenhang zubringen, die eine Fülle von Bewegungsbildern im Quarzit-gestein hinterläßt. Zum Erkennen derselben ist allerdingsdie mikroskopische Beobachtung in Durch- und Auflichterforderlich.

So sind unter dem Mikroskop monoklin-symmetrischeVerformungen am Beispiel tektonisch verursachter Bie-gefalten, Scherfalten und laminarer Zergleitung in denSchieferungsflächen nachzuweisen. Hiebei fällt eine ge-steigerte Teilbeweglichkeit des an und für sich harten undzähen Gesteins in jenen Teilbereichen auf, die Glimmer inForm von Sericitschuppen oder noch besser Sericitfilzenenthalten. Sie erleichtern die mechanische Durchbewe-gung, die weitgehend intragranular .und intergranular ab-laufen konnte, ohne daß dadurch der Zusammenhang desGesteins- bzw. Mineralverbandes gestört wurde.

Andernfalls allerdings haben die Verschiebungen diemechanische Kontinuität unterbrochen, wodurch mikro-skopisch bis makroskopisch sichtbare Mikrogleitflächenbzw. Scherklüfte entstanden sind. In diesem Verfor-mungsrahmen fallen zweischarige Zergleitungen des Ge-füges nach hOl, einscharige Schieferung (nach s), meistidentisch mit der Schichtung (ss) und - das ist bemerkens-wert - einscharige Transversalschieferung schräg zu ssauf. Wenn hier nur einige wenige am Gestein nachgewie-sene Verformungen angeführt werden, so darf die Vermu-tung geäußert werden, daß zahlreiche, kompliziert zusam-menhängende stetig und ruptureIl abgelaufene Verfor-

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mungen das Gestein verändert haben, was im Hinblick aufeine genetische Einordnung von Erzanreicherungen vonWichtigkeit ist.

Über auffallende Struktureinlagen im Kieselgestein wirdin Form von unregelmäßig verteilten vermeintlichen "Al-genkolonien" mit 0,5-3 em Größe von chinesischen Kolle-gen berichtet. Die Lumina solcher kugelförmiger Gebildekönnen angeblich noch offen, aber auch von Quarzitkri-stallen ausgekleidet sein. Im Liegendabschnitt der Abfol-ge sollen auch silifizierte Algenkohlen, in Teile zerbrochen,mit weißen Quarzklasten gefunden worden sein. Nach denoptischen Untersuchungen in Innsbruck handelt es sichallerdings in mehreren Fällen um ruptureIl beschädigteGrafit-Feinstquarzite, deren Fugennetz belteropor nachHaarrissen durch nicht-pigmentierten Feinquarz verkie-selt ist (Abb. 144).

Schließlich sind auch noch kugel- bis ellipsoidförmige,im allgemeinen 3-5 em, maximal auch 10 em große Knol-len gefunden worden, die, wie Diffraktometeranalysenergaben, in der Hauptsache aus Fluorapatit bestehen. An-geblich sollen an ihrem Aufbau auch organische Substan-zen beteiligt sein.

Das Kieselgestein enthält auch auffallend Turmalin undBaryt, die man für Exhalationsprodukte halten könnte. Dieüberwiegend sehr dunkle Farbe der mächtigen kambri-schen Abfolge ist auf die Pigmentierung mit feinkörniger(meist <1 f,Lm,selten bis 4 f,Lmgroß) grafitisierter organi-scher Substanz sowie Pyrit in feiner homogener und fein-schichtiger Anordnung zurückzuführen. Gesicherte Mes-sungen des Reflexionsvermögens zur Bestimmung des ln-kohlungsgrades sind nur an selten vertretenem gröber-körnigem, wohl von Algen und Plankton stammendemPhytodetritus möglich und ergeben Werte, die ein Semi-grafit- bis Grafitstadium belegen. Man könnte diese Quar-zite und Sericit-Quarzite auch als "Schwarzschiefer" be-zeichnen. Rote, bis 5 mm dicke Eisenoxid-Laminae, inzum Teil rhythmischer Wechsellagerung mit dem fastschwarzen Feinquarzit, erinnern an Gesteine der gebän-derten quarzitischen Fe-Erzformation. Die feinschichtigeFarbänderung auf gelblich-braune Lagen ist auf Limo-nitminerale, die hellgraue Färbung auf sammelkristallisier-te reine Quarzitlagen sowie auch auf stärkere Einschal-tung von Sericit zurückzuführen.

Abschließend zu dieser petrographischen Beschrei-bung sei der Verdacht geäußert, daß die mitunter bis1.000 m mächtige Abfolge von Kieselgesteinen mit Kie-selschiefern, bzw. Feinquarzit, Quarzitschiefern und Seri-cit-Quarzitschiefern ihre Entstehung einer langandauern-den und weit verteilten submarin-exhalativen Si02 -Zufuhrmit allen ihren chemisch-mineralogischen und organoge-nen Folgeerscheinungen verdankt. Deshalb halten wirgleich anschließend eine geochemische Klassifizierungdes Gesteins für wichtig.

7.3. Haupt- und Spurenelementekambrischer Kieselgesteine

Wie aus Tabelle 27 ersichtlich, ist das kambrische Kie-seigestein durch Si02 -Überschuß und sehr geringe bismittelmäßige AI2 03 -Gehalte ausgewiesen. Der mit Al2 03

korrelierende K2 O-Gehalt ist auf variable Sericitgehaltezurückzuführen. Ansonsten ist das quarzitische Gestein,abgesehen von wenigen Ausnahmen, als sehr rein zu be-zeichnen. Die zwei Analysen von Erzquarzit entsprechengenauso.


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Mit einem durchschnittlichen AI/(AI+Fe+Mn)-Verhält-nis von 0,189 liegt das Gestein nach der Faziesklassifizie-rung von BOSTRÖMet al. (1979) sehr nahe submarin-hydro-thermalen Sedimenten. In den Diagrammen AI-Fe-Mn(Abb. 138), Fe/Ti-AI/(AI+Fe+Mn) (Abb. 139) und nach denSi-Al-Gehalten fallen unsere Kieselgesteinsproben mei-

stens in den für hydrothermale Sedimente typischen Be-reich.

Spurenelementanalysen machen deutlich, daßdas kambrische Kieselgestein allgemein nicht nur erhöh-te, über dem Clarke-Wert liegende Metallgehalte wie As,W, Mo, U usw.aufweist, sondern insbesondere auch Edel-

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Abb.138.AI-Fe-Mn-Vertei lungsdiag ramm versch iedener Kieselgesteinstypen(nach BOSTRÖM,1983).I = biogenes Kieselgestein; II = exhalatives Kieselgestein.Die Werte für Kieselgesteine des "Nordgebietes" (Punkte) liegen im Be-reich exhalativer Kieselgesteine.

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Abb.139.Fe/Ti-AI/(AI+Fe+Mn)-Verhältnisse in rezenten marinen Sedimenten(nach BOSTRÖMet aI., 1979).EPR = Endposition für submarin-hydrothermale Sedimente am ostpazifi-schen Rücken; TM = Endposition für terrigene klastische Sedimente; BM= Endposition für biogene Sedimente; +1 und +2 = Endposition für exha-lative Kieselgesteine; (1), (2), (3) = Radiolarite.Die Werte für Kieselgesteine des "Nordgebietes" liegen im Bereich exha-lativer Kieselgesteine.

metalle wie Au, Ag und Pt-Metalle. Auch relativ hohe Ge-halte des seltenen chalkophilen Elementes Se fallen auf(Tab. 28). Vergleiche von rezenten, hydrothermal beein-flußten Ablagerungen mit den im Cr-Zr-Diagramm(Abb. 140) und U-Th-Diagramm (Abb. 141) dargestelltenDaten lassen unser Kieselgestein als submarin-exhalativerscheinen, was die petrographischen Ergebnisse stützt.

SEE - U n t e rs u c h u n gen des Kieselgesteins mittelsNeutronenaktivierungsanalyse (Tab. 29) bringen Unter-schiede zwischen "reinem" Kieselgestein (Quarzit) undKieselschiefer (Sericit-Schiefer) zur Geltung. Es sei an denpetrographischen Befund erinnert, wonach die Verschie-ferung des Quarzites durch Sericitgehalte sehr gefördertwird. Die Sericitsubstanz muß also bei Vergleichen Beach-

1 2 3 4 5

A/.(A/+Fe+MnJ6 7

Tabelle 28.Anreicherungskoelfizienten für einige Spurenelemente in kambrischen Gesteinen.

Profil I Profil II ProfilIIIKieselgestein Schiefer Kiesel~estein Schiefer Kieselgestein Schiefer

n=7 n=3 n= 7 n=13 n=9 n=l1Au 47,33 4,05 322,20 50,97 77,20 12,13Ag 12,57 20,57 16,00 34,42 19,00 23,00As 7,28 2,27 22,48 10,01 6,86 6,56Sb 23,25 8,31 16,33 17,17 13,31 7,10W 35,19 6,18 17,96 13,14 66,79 37,12Co 0,57 0,13 0,36 0,55 0,74 0,50Ni 0,10 0,03 0,26 0,30 0,19 0,22Mo 2,84 2,60 50,94 11,24 7,30 4,05Cr 0,64 1,14 2,97 1,44 1,20 0,99Zr 0,32 1,01 0,68 0,55 0,50 0,85Zn 1,50 0,15 2,02 0,48 0,26 0,18Ba 1,96 10,23 3,45 4,81 4,52 5,41U 5,06 2,76 6,26 10,17 2,72 1,89Se 19,30 16,15 59,70 32,40 26,50 10,02

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Zr ppm

U ppm

10

Abb. 140.Cr-Zr-Verteilung in re-zenten Sedimenten(nach MARCHIGet aI.,1982).A = submarine Sedi-mente aus heißenWässern; B = Sedi-mente aus kaltemMeerwasser; C =metall reiche Sedi-mente "Nordgebiet" ,

Abb.141.U-Th-Verteilung in ge-netisch verschiede-nen Sedimenten (nachBOSTRÖMet aI., 1979).A = submarin-hydro-thermale Sedimenteam mittelpazifischenRücken; B = subma-rin-hydrothermale Se-dimente von Galapa-gos; R = hydrotherma-le Sedimente aus demRoten Meer; D = pa-läo-exhalative Sedi-mente; E = submarin-exhalative Sedimentevon Langban; G = Se-dimente aus heißenWässern im Mittelpa-zifik; K = normaleTiefseesedimente; N =Manganknollen derTiefsee; W = Bauxite; 1= Kieselgesteinspro-ben und 2 = Schiefer-proben aus dem"Nordgebiet",

tung finden. Der "Schiefer" zeigt einen hohen I SEE-Wert (meist im Bereich100-250 ppm), eine deutliche relative Anreicherung von LSE-Elementen mit dem(La/Yb)n-Verhältnis 8-10, eine kleine negative Eu-Anomalie (8 Eu = 0,62-0,92) undfast keine Ce-Anomalie (8Ce = 0,92-1 ,02). Ganz im Gegenteil weist das Kieselge-stein eine niedrige Konzentration mit I SEE = 10-100 ppm auf, zeigt fast keineLSEE-Anreicherung ((La/Yb)n = 1-3) und eine deutlich negative Ce-Anomalie(8Ce = 0,4-0,9).

Unter Berufung auf die Literatur (z.B. MURRAYet aI., 1990; ELDERFIELD& GRAEVES,1982; KLINKHAMMERet aI., 1983), wonach Meerwasser in der Nähe von Kontinental-rändern durch z.B. einmündendes Flußwasser im SEE-Gehalt beeinflußt wird undkeine deutliche Ce-Anomalie aufweist, hingegen Meerwasser in der Nähe von Ex-halationen eine deutliche negative Ce-Anomalie verursacht, könnte unser Kiesel-gestein im Bereich von Exhalationsfeldern entstanden sein.Iso top e nun t e rs u c h u n gen: Nach den in Tabelle 30 zusammengestellten

Ergebnissen von 160/180-lsotopenverhältnissen, ausgedrückt als 8180, streuen dieWerte zwischen +16,9 und +23,2 %0. Nachdem im marinen Milieu von zuströmen-den Hydrothermen doch eine gewisse Durchmischung von Wässern verschiedenerHerkunft zu vermuten ist, sollte das vorliegende Ergebnis mit Zurück-

haltung gedeutet werden. Nach SCHROLL (1976) weisen all-gemein hydrothermale Silikate 8180-Werte von -3 bis+30 %0 auf, die sich nach SUGISAKI& JENSEN(1972) auch mitder Kristallisationstemperatur koreliieren lassen. Unserevorliegenden Werte können in der Übersicht von SUGI-

enNCI)

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119


Nr. Probe al80 %0 (SMOW)

LE-l synsedimentäre Qz-Klaste 16,91LE-4 massiges Kieselgestein 17,60LW-7 gebändenes Kieselgestein 17,95LE-64 lamellares Kieselgestein 18,45LE-27 Kieselgestein mit algenartigem Kugelgefüge 20,92LE-65 toniges Kieselgestein 23,08LE-66 toniges Kieselgestein 23,24• lamellarer oder gebändener Quarz im Kieselgestein 22,23 - 22,84

Tabelle 31.Si-Isotopenzusammensetzung des kambrischen Kieselgesteins (gemessen am Institut für Lagerstät-tenforschung, Beijing).

Nr. Probe (tl°Si %()

LTc7-A massiges Kieselgestein 0,70LTc7-B bläschenförmiges Kieselgestein 0,50LPD5 brekziöses Kieselgestein 0,70LTc7-C lamellares Kieselgestein 0,50LTc32 Kieselgestein mit algenartigem Kugelgefüge 1,30

Tabelle 30.O-Isotopenzusammensetzung des kambrischen Kieselgesteins.

SAKI & JENSEN(1971) (zitiert bei SCHROLL,1976) im Bil-dungsfeld von meso-, epi- bis telethermalen Lösungengesehen werden, aber auch unter Jaspis bzw. Chalcedonuntergebracht werden. Gute Übereinstimmung bringtauch ein Vergleich mit Kieselgestein vom Mount De Long,Alaska, USA mit 20,7-23,0 %0 und mit Quarz aus der chi-nesischen Pb-Zn-Lagerstätte Fengtai in der ProvinzShaanxi mit 8180 = 18,7-22,1 %0.Weitere Bestätigung der Auffassung über exhalativ-hy-

drothermale Si02 -Belieferung des kambrischen Sedimen-tationsraumes bringt ein Vergleich der 30Si/28Si-lsotopen-verhältnisse (Tab. 31). In unserem Kieselgestein wurdenfür 830Si= 0,5-1 ,3 %0 ermittelt. Die Werte ähneln einem alsexhalativ bezeichneten Si02 -Gestein in Tibet (+0,7 %0), inGuangxi (+0,6 %0) und dem Sinter-Opal von Neuseeland(+0,5 %0). Hingegen wird ein biogenetisch bezeichnetesKieselgestein mit 830Si = -1,1 bis +3,4 %0 angegeben(DINGDiping, 1990).Zusammenfassend häufen sich also die auf petro-

graphischen Beobachtungen und geochemischen Analy-sen beruhenden Argumente für eine lang andauernde undoffensichtlich auch regional weit wirksame extrusiv-ther-male Si02 -Zufuhr in das kambrische Meer, in deren Gefol-ge wohl auch Elementtransporte wahrscheinlich erschei-nen, die zu teils diffuser Verteilung bis hin zu stationärenMetallanreicherungen geführt haben können.

7.4. Au-Lagerstätten Laerma(Provinz Gansu)

und Qiongmo (Provinz Sichuan)

Die hier besprochenen Lagerstätten liegen unmittelbaran der Grenze der Provinz Sichuan und reichen mit ca.10 km horizontbeständigem Verlauf in das Südgebiet derProvinz Gansu. Diese daher als "Nordgebiet" bezeichneteLagerstättenregion liegt dementsprechend weit entferntvon der Sichuan-Provinzhauptstadt Chengdu. Diese Di-stanz beträgt in NNW-licherRichtung von Chengdu etwa417-420 km Luftlinie, vonSong pan in NNW-Richtung ca.195-198 km und von dem denLagerstätten nächstgelege-nen Ort Diebu 46-49 km Luftli-nienrichtung WNW. Das ei-gentliche, als Au-Pt-Lager-stätte entdeckte Gebiet istaber von der Betriebsleitung

aus nur durch Fuß-marsch in die3.800 m-Region er-reichbar. Das großen-teils von Gebirgswiesenbedeckte und von Fels-regionen unterbroche-ne Hochland steht vonbeiden Provinzen ausdurch sehr zahlreiche,schematisch quer zumSchichtstreichen ange-legte Schurfgräben mitvielen hundert Metern

Länge und einigen Stollen in Aufschließung. Entlang vondiesen ist die höchstens einige Meter mächtige Humus-decke entfernt, das Anstehende freigelegt und somit berg-männisch und geologisch für praktische und wissen-schaftliche Untersuchungen zugänglich.


Die wegen schichtförmiger Lagerstätteneinschaltungeninteressierende, viele hundert Meter mächtige kambri-sche Formation der Kieselschiefer (Lydite) gehört zumNordflügel einer etwa 37 km ausgedehnten WNW-ESEverlaufenden Antiklinale, deren durch Erosion fensterför-mig freigelegter Kern von Proterozoikum, im Norden undim Süden anschließend von Kambrium, Ordovizium, Silurund jüngeren paläozoischen Serien überlagert ist (Abb.134). Im weiteren Rahmen erscheinen mitverformt auchGesteine der Trias-, Jura- und Kreidezeit. Das tektonischeGewölbe wird mit achsialem W-Abtauchen beschrieben,was auch noch klufttektonisch verstärkt sein könnte. Vonchinesischer Seite ist auch von zahlreichen schichtparal-lelen Verwerfungen die Rede, deren Anlage im kambri-schen Abschnitt durch die Iithostratigraphisch bekannten"Schiefer"- (Sericitquarzit-Grafitquarzit-) Zwischen-schichten gefördert worden sein dürfte. Sie bieten sichmit ihrer Gleitungsbereitschaft als mechanische Schwä-chezonen im sonst harten und zähen Fels an. Genau beur-teilt ist unser Lagerstättengebiet im W-Abschnitt des tek-tonisch modifizierten Gewölbes bzw. des N-Flügels zulokalisieren.


Die ausführliche Beschreibung des kambrischen Kie-seigesteins in TeiI7.2. beinhaltet natürlich auch alle die alsNebengestein und eigentliches Erzträgergestein vertrete-nen Sorten der Lagerstätte Laerma-Qiongmo. Bei den mitder Sammelbezeichnung "Kieselgestein" gemeinten Va-rianten handelt es sich nach genauer petrographischer

120


Abb.142.Formgeregelter Grafitquarzit als Beispiel für einenKieselgesteinstyp von Laerma.Dünnschliff, Nicols +.Ausschnitt 3,3 x 2,2 mm.

Abb.143.Ein anderer, transversal geschieferter Kieselge-steinstyp der kambrischen Serie von Laerma.Grafitquarzit mit Feinlagenbau 5, (links oben-rechts unten) überprägt durch 52 (links unten-rechts oben) mit gelängten, formgeregeltenQuarzkörnern.Dünnschliff, Nicols x.Ausschnitt 3,3 x 2,2 mm.

Abb.144.Überprägung von 5, (an unterbrochenen, reliktensedimentären Semigrafitlagen noch erkennbar vonlinks oben nach rechts unten) durch 52 transversaldazu (erkennbar an jüngerem, nicht pigmentiertemQuarzitkristallisat mit nach 52 formgeregelten, ge-längten Körnern).Bei aufmerksamer Beobachtung fällt auch die stel-lenweise Umscherung der schwarzen Grafitblätt-chen in die 5rTransversaischieferungsfläche auf.Dünnschliff, Nicols x.Ausschnitt 3,3 x 2,2 mm.

121


122

Abb.145.In diesem Typ von kambrischem Kieselgestein vonLaerma-Qiongmo ist die relikte Schichtung durchungestörten Lagenbau von Feinquarzit, Semigrafit,Sericit und sammelkristallisiertes gröberes Quar-zitgefüge erhalten.Dünnschliff, Nicols +.Ausschnitt 3,3 x 2,2 mm.

Abb. 146.Gefältelter Sericit-Quarz-Phyllonit als eine derzahlreichen Varianten des Kieselschiefers im mi-kroskopische~ Dünnschliffbild.Beginnende Uberprägung der Kleinfalten durchZergleitung nach verschiedenen s-Schieferungs-flächen.Dünnschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 3,3 x 2,2 mm.

Abb. 147.Überprägung der gefältelten s,-Flächen des Seri-cit-Quarz-Phyllonits durch S2 -Flächen als Trans-versalschieferung mit Umregelung der Sericitfilzein S2'Dünnschliff,1 Nicol.Ausschnitt 1,4 x 0,9 mm.


N

Abb.149.Feisaufschluß im Bereich des Bergbaues Laerma mit s-Flächen (Groß-kreise, Lotpunkte) und Lagen repräsentativer Scherkluftsysteme (strich-lierte Großkreise) mit Harnischstriemung (große Punkte).

Abb.148.8 repräsentative s-Flächen eines Schurfgrabens im Quarzitschiefer vonLaerma in der Darstellung als Großkreise mit dazugehörigen Lotpunktensowie 5 Scherklüfte (als Großkreise strichliert) mit der Lage der Har-nischstriemung (große Punkte).

E

Das überwiegend grauschwarze Gestein wirkt bankwei-se makroskopisch geradezu isotrop, so daß in zu kleinenAufschlüssen die Schichtung nicht verläßlich erkannt wer-den kann. Im Falle stärkerer Transversalschieferung undparallelschariger Zerklüftung können diese zu Fehlurteilenüber die Lagerung führen. Die Sachlage kann aber durchBegutachtung von Nachbarbereichen mit erkennbarerFeinschichtung zu sicherer Bewertung der s-Lagen füh-ren.In einem der langen Schurfgräben ist die Schichtung mit

konstant NE-Streichen und mittelsteilem NW-Fallen ge-prägt. Aber eine lokale Faltung bringt ß = B = 50°, horizon-tal, zur Geltung (vgl. Diagramm in Abb. 148).Ein Felskopf in einigen hundert Metern Entfernung von

der ersten Meßreihe bringt eine Schar von unterschiedlichsteil nach N fallenden Schichten. Möglicherweise stellendiese wenigen Beispiele Ausschnitte aus dem wellenför-migen Verlauf des Nordflügels des mit der Faltenachsenach W abtauchenden tektonischen Sattels dar.Die wenigen zur Kenntnis genommenen Kluftgruppen

lassen die Tendenz zu s-konformer Zergleitung einschließ-lich hOl-Klüften zu lokal ausgebildeten ß-Faltungen er-kennen. Zudem scheinen "Diagonal- und Querklüfte" alsHorizontalverwerfer wirksam gewesen zu sein. In derÜbersichtsdarstellung (Abb. 150) kommen neben denstoffparallelen hOl-Klüften sehr ungleichscharige Diago-nalklüfte mit Bevorzugung der hkO-Kluftgruppe NE-SWzur Geltung. Ihre symmetrologisch-genetische Zuord-

N

7.4.3. Das tektonische (5-, B-, Kluft-) Gefüge

Im Verlauf unserer gemeinsamen, durch einen Schlecht-wettereinbruch gestörten Begehung der Aufschlüsse vonLaerma gelang es, einige tektonische Gefügedaten zumessen. Sie geben freilich nur die ganz lokal geprägtenVerhältnisse wider, die dennoch im Vergleich mit der groß-tektonisch bekannten Situation mitzuteilen wert sind.

Klassifizierung um überwiegend mikrokristalline, z.T.auch dicht- bis feinkörnige Quarzite, Sericitquarzite, Gra-fit-Quarzite, Grafit-Pyrit-Quarzite und Pyrit-Quarzite. Solldas visuelle Gefüge mit in die Bezeichnung aufgenommenwerden, so wären die neben den massigen dickbankigenQuarziten doch auch häufigen schiefrigen Ausbildun-gen als Qua r zit s chi e fer, Se r i c i t qua r zit s chi e -fe r usw., manchmal auch als Qua rz p hYII it bzw. bei in-tensiver mechanischer Durchbewegung bis ins Kleingefü-ge als Ph y lion it e (im Sinne SANDERS1948, 1970) zu be-zeichnen. Als pauschale geologische Bezeichnung wäreauch Kieselschiefer = Lydit akzeptabel (Abb. 142-147).Im Verteilungsgefüge ist feinlaminierter Korngrößen-

wechsel (Abb. 145) von teils isometrischen feinverzahntenQuarzkörnern, und sind häufig nach den Schieferungsflä-chen (s) gelängte heterometrische Körner entwickelt(Abb. 142). Bei genügender Größe tritt auch undulöseAuslöschung bei der Dünnschliffbeobachtung deutlichhervor. Was den Quarz betrifft, sind gelegentlich Kristalli-sationsnester mit sammelkristallisierten jüngeren Indivi-duen und Ansätzen von palisadenförmigen Kristallisatenvom Typ bipolarer Wachstumsgefüge, z.T. postkristallindeformiert, zu finden. Auch radialstrahlig angeordnete, la-mellenförmige Quarzitkriställchen wurden beobachtet.Sehr oft zementieren ausgeprägt heterometrische xeno-morphe Quarzkörner Mikrorisse und Spalten von typi-schen Deformationsbrekzien im Quarzit, frei von Pigmen-ten, z.T. auch noch postkristallin deformiert.Die Verteilung heterometrischer Komponenten wie Seri-

cit und grafitische Substanz ist teils homogen, teils durchAnreicherung inhomogen lagig (= schichtig). Es brauchtnicht betont zu werden, daß selbstverständlich gestaltli-che Einregelung nach s, mitunter auch nachkristallineFeinfältelung vorliegt (Abb. 146,147) und das mikroskopi-sche Gefüge abwechslungsreicher gestaltet. Überwie-gend sind $-Tektonite entwickelt, deren s-Flächen eineoder mehrere B-Lineationen tragen.Vielfach ist Transversalschieferung mit verschiedenem

Winkel zur Schichtung und Hauptschieferung entwickelt,wobei die Überprägung durch jüngere Schieferungsflä-chen im Falle von Sericitbeteiligung so enorm wirksamwar, daß das ursprüngliche Schichtungsgefüge des Ge-steins kaum mehr auffällt. Mitunter kann zeitlich ungleich-scharige Zergleitung durch nachfolgende belteroporeNeukristallisation von Quarz zu netzförmig-fleckigemAussehen des Gesteins führen (Abb. 144).Wegen der extremen Feinkörnigkeit (Korngrößen

<1 jJ..m)der grafitisierten organischen Substanz sind Re-flexionsmessungen nur sehr bedingt möglich. Dement-sprechend kann auch eine Beurteilung des Metamorpho-segrades nur beiläufig erfolgen. Serienmessungen bei 546nm und Ölimmersion ergeben Rmax gestreut von 5,78 %bis 7,18 %. Diese Werte entsprechen dem Rmaxvon Semi-grafit (= 5 %-10 %, nach TEICHMÜllER et aI., 1979), einerTemperatur um 3000 C (= Prägrafitisierung) bzw. epizona-len Metamorphosebedingungen (KRUMMet aI., 1988).

123


" nung zum Großfaltensystem ist aber wegen"- zu geringer Meßdaten problematisch. In deri....'

t Diagrammdarstellung mit Großkreisen ist al-,~- '""" lerdings eine gute Tautozonalität der Scher-

'" aCf) " klüfte untereinander deutlich, was auf eine

<0 zweischarige Betätigung weist.e.~ Zu bemerken ist allenfalls noch die tekto-(J) nisch allgemein bekannte Tatsache, daß'"ClQ; quasi-s-parallele Klüfte im Falle ihrer Betäti-(J).~ gung als Scherfugen nicht auf diverse Klein-

'" :>::

Cf) (J) falten des s-Gefüges Rücksicht nehmen und'".s:::: mehr oder weniger ebenflächig durchrei-'-'.~ ßen."".....~ I . '" ~.....

NI [I] ~e 7.4.4. Die Erzkörper,IV """I I \ ll) 7.4.4.1. Aufschlußbefund

J "..... i....'4 .

~

~ Die Grundrißdarstellung des in Aufschlie-f ( ~, .~.s:::: ßung befindlichen Bergbaugebietes im'-'~ Westabschnitt des WNW-verlaufenden Bei-'C::;

0 ''::: yigou-Sattels zeigt deutlich den schich-\ \ ..... '"rg en tungsparallelen und subparallelen, über

~\~'" 2 km reichenden Verlauf der Erzkörper über.s::::'-'11~~~ (J) die Provinzgrenze Sichuan-Gansu. Diese'':::

0> "" sind auf einen stratigraphisch etwa 500 m

[g ~'" mächtigen Ausschnitt des kambrischen

" 'E Quarzitkomplexes beschränkt und verlaufen""I " in demselben bei großräumiger Übersicht, co "<1'

" W~

.- WNW-ESE, W-E bis WSW-ENE (Abb. 150).I e....: Das Einfallen der Quarzitabfolge samt denI "''''~o., I <:(~ Erzkörpern ist mittelsteil bis steil (55°-80°)• "'0:0

e~ generell N-gerichtet (Abb. 151). Bis jetzt"- ""~

B~LU

dürften an die 50 Lagergänge und Linsen mit"''''~E Erz nachgewiesen sein, von denen aber nur.s::::",'-''0 wenige als vorläufig bauwürdig bezeichneten -°I '" co ~Cl werden. Diese sind auf einen Komplex von

W @] .s:::: ".~~ vermutlich 40 m beschränkt und im Strei-N .,

ehen bis zu 700 m verfolgbar. Aber das sind.:;: ~00.

nur vorläufige Informationen und die zukünf-'0 ~It) '-:0

0-",tigen Aufschließungen werden erst bessere

~

II ~('"JLU Kenntnisse ermöglichen. Das Erz ist im Auf-'"i.....~..c::

schluß an den starken Pyrit- und Marka-"''-'-'-. '" '"Q._ l- sit-Anreicherungen, oft begleitet von etwas-.t E.s::::'O

~

g>cJ5 g Antimonit und Baryt, zu erkennen, da die an-.~ ~ II deren Begleiter der Paragenese nur seltena Cl~cOE,.- makroskopisch auffallen.E'c;; c

C') ~ '"",'0 N

G",Ce-'''''''' ~ 7.4.4.2. Mikroskopische Befunde~~(!), :~ Q; Q)_._..c::

Mineralbestand der Erzkörper(J).s:::: '-' 7.4.4.2.1.N ~'-'(J)

I '" @]~CI) :c und geochemische Daten"'~o.

I en -'''''''~.s:::: ~Das Erz von Laerma-Qiongmo zeigt eine",,-,Cl

"'C tn''';::'

I ~~~ sehr komplexe Zusammensetzung von Sul-..... ~E(/) fiden, Selen iden, begleitet von Baryt und..... 1

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c:: ctS II""-"'0 dem in Erz und Begleitgestein dominieren-

Cf) I ~II"-CN CD den Quarz.~.-.t::

'" I '- C:::::J Die Paragenese umfaßt: Pyrit, Markasit,ro'--(/) 0 ~.:::~~(J)", Antimonit, Quarz, Baryt und die mikrosko-I E "''''.s::::.s:::: Cl '-' piseh, röntgenographisch oder mittels Mi-

IU(i)U)"-:"

0 '5~ II er; krosondeanalytik identifizierbaren MineraleI

0'- C') C')

0 -:>:: ~Magnetkies, Kupferkies, Tetraedrit, Zink-gc.n-g-

I ." c:nQ)::JC)blende, Zinnober, Gersdorffit, Realgar,.s:::: e'- u a:::l.-

~.~ C:i:~ Auripigment, Aurostibit, Bravoit, Vaesit,'u..cc:"J~~E~~ Clausthalit, Tiemannit, Schreyerit, ged.,.- c:: co I .....J

.'a:;~.'!::..c:: Gold, Kaolinit, Vermikulit, Dickit, sowie im~~II~~ Oxidationsbereich Lepidokrokit, Samt-«>,.-02

124


N

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I

Abb.151.Schematisiertes geologisches Profil durch diekambrische Kieselschieferabfolge mit schichtge-bundenen Erzkörpern und wichtigen Kluftlagen.1 = Kieselgestein der kambrischen Laerma-Gruppe;2 = ordovizischer Schiefer; 3 = silurischer Schiefer;4 = mesozoischer Dacitkörper (vermutete Lagenach zwei Bohrungen); 5 = Stollenausfahrung; 6 =Bohrung; 7 = gold reiche Erzkörper; 8 = goldarmeErzkörper; 9 = Scherklüfte mit Verwurf.

blende, Antimonocker, Allophan, Valen-tinit, Covellin, Digenit, Torbernit, Rauvitund Waschgeyt.Ge d. Goi d: Das in der Lagerstätte

angereicherte Edelmetall steht zweifel-los im Mittelpunkt des Interesses. Eswurde ermittelt, daß der durchschnittli-che Au-Gehalt des "Erzes" überwiegendzwischen 3 und 7 ppm beträgt, aber imangereicherten Erz auch bis zu 25 ppmbetragen kann.Das Freigold kann, wenn auch selten,

bei auflichtmikroskopischer Durchsichtdes Erzes gesehen werden (Abb.153-155). Die Korngröße schwankt häu-fig zwischen 0,001 und 0,005 mm, er-reicht selten auch 0,083 mm. Es konntebisher verwachsen mit Pyrit, Antimonitund Seleniden (z.B. Tiemannit) sowie inBaryt, Quarz und Sericit sichtbar nach-gewiesen werden, wird aber wohl zwei-fellos in der Hauptsache submikrosko-

siltiger Sericitschiefer, ohne Au-Erzführung

Kieselgestein, mit Au-Erzkörper

C-reicher Schiefer, ohne Au-Erzführung

Kieselgestein mit Schiefer-Einschaltungen,mit Au-Erzkörper

C-reicher Schiefer mit Kieselgestein-Einschaltungen,mit Au-Erzführung

siltiger Sericitschiefer, ohne Au-Erzführung

Siltiger Schiefer mit Si02-Bändem oder -Knollen,mit Au-ErzführungAu-arm

Au-arm

Au-reich

Au-reich

--

---------------------------_::.::.::.::.::.------------- - - ---- - - ---- ------- f--vvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvvv

-- -------- --- - --::.------------------------------------ - - --- - --- --------

...,\\II,

\I

Au-GehaltI

IIII

I///,II.-.-

/I,,IIII\\,,

Abb. 152.Schematisiertes Säulenprofil als Ausschnitt durch die goldführende kambrische Abfolge von Kieselgesteinen und Schiefern.

125


126

Abb.153.Gold in Quarz-Baryt-Matrix des kambrischen Kie-selschiefers von Laerma.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 0,2 x 0,1 mm.

Abb.154.Bei auflichtmikroskopischer Durchsicht des Erzesvon Laerma sind in seltenen Fällen Goldkörner zusehen.Ged. Au (Pfeil) neben Pyrit in Verwachsung mitQuarz.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 0,2 x 0,1 mm.

Abb.155.Ged. Gold (Pfeil) in Paragenese mit Tiemannit,Quarz und Baryt im Erz von Laerma.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 0,2 x 0,1 mm.


127


Tabelle 32 (Fortsetzung).

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~i~r;-\_i~il~!iil!I~_llli:~~IIIII~~I~!~~!I][lli![~~;ljl:~i!1~6W.:~.~t py.m f.~~~.~~1.1.~.:.~~fl~.Mg~gEi g~.~~1 l~~I ~.:g~f.ö:0ö.f J~:.Q.Qi ö:3li + + ~~~.~.~11~~~~~::~:~:::F::::::::::~~~i[::::J~~]~r::4l.~~EI:~:IE:~~~~F::~;:~:~E:~~~~F::~:~~~E;~~r:.::.:::.:::E::::::::::r::::::::::J..:.:..:.::F~:B.rj~J:~:B.~~~~.~29~ ~Y.ill f ..~~~.~~t.~~.:.~6.rg~g.g1 g:ggi g~g.W g~ggl ~.:g~f.g:gg.! : .9.:9.9.f j l ~ä:.~~H:~~

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pisch in Wirtsmineralen verteilt vorkommen. Einige An-haltspunkte liefert die Tabelle 32, in welcher mit der Mikro-sondeanalyse ermittelte Elementgehalte zu entnehmensind. Demnach sind als Goldträger identifiziert die Pha-sen: Se-Antimonit, Antimonit, Covellin, Kupferkies, Ma-gnetkies, Gersdorffit, Pyrit und Zinkblende. GediegenGold erweist sich mit immer <7,51 % Ag als silberarm. DieAu-Feinheit liegt nach sechs Messungen zwischen 968und 1.000 (Tab. 32). Im Falle einer Verwachsung mit Tie-mannit (HgSe) fällt etwas Quecksilber, nämlich bis zu7,02 %, auf.An d ere Au - Mineral e: Im Erz konnten mit der Elek-

tronenstrahlmikrosonde noch sehr kleine Goldminerale,u.a. Aurostibit (AuSb2), hauptsächlich mit Tiemannit undAntimonit verwachsen identifiziert werden.Als sensationelle Besonderheit ist im Erz von Laerma-

Qiongmo auch ein beachtenswerter Pt - Geh a It nach-gewiesen worden. Der mit 2-3 ppm relativ hohe Gehalt(ZHENGMinghua et aI., 1991 a) ist hauptsächlich auf einePt-Pd-Phase zurückzuführen. Auch außerhalb der Erzzo-ne wurde im Kieselgestein verschiedentlich ein höhererPt-Grundwert festgestellt. Darauf ausgerichtete Untersu-chungen wurden gerade begonnen.

P y r i t ist das weitestverbreitete Sulfid der Lagerstätteund demnach auch freisichtig im Aufschluß als Erz wahr-nehmbar. Bemerkenswert ist, daß trotz des Gesteinsalters

Abb.156.BSE-Bild eines Tiemannitkornes (weiß), welches von Antimonit (hell-grau) umwachsen ist.Ausschnitt 0,19 x 0,15 mm.

und schwacher epizonaler Metamorphose framboidarti-ger Pyrit noch eine durchaus häufige Erscheinung ist(Abb. 161, 162). Entsprechend dieser, auch im Nebenge-

129


Abb.157.Se (LC1)-Verteilungsbild im Tiemannitkorn der Abb. 156.

Abb.159.S (KC1)-Verteilungsbild im Antimonit der Abb. 156.

130

Abb.158.Hg (MC1)-Verteilungsbild im Tiemannitkorn der Abb. 156.

Abb.160.Sb (LC1)-Verteilungsbild im Antimonit der Abb. 156.


Abb.161.Aus der sedimentären Anlagerungsphase erhalte-ner Framboid-Pyrit und sammelkristallisierte Py-rit-Idioblasten, meist mit Interngefüge, bilden dieSchicht- (=Schieferungs-) Fläche im Grafit-Seri-cit-Quarzitschiefer deutlich ab.Im Nahbereich der Pyritlage ist auch Sammelkri-stallisation von Feinquarzit zu nicht pigmentiertem,reinem Grobquarz zu sehen. Pyrit = weiß.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 0,9 x 0,6 mm.

Abb.162.Blastese von Pyrit in Grafit-Sericit-Quarzitschiefer.Framboid-Pyrit verschiedener Globulitgröße undaufgelöste Einzelkriställchen sind konzentriert aufGrafit-Sericit-Feinlagen und -Knöllchen.Mit der Sammelkristallisation des Pyrits erfolgteauch Umkristallisation des Quarzes zu reinen Ag-gregaten.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 0,9 x 0,6 mm.

Abb. 163.Durch das Zergleiten in den Schieferungsflächenist der Feinlagenbau von Pyrit und Quarzit mecha-nisch beschädigt.Beginnende Bildung von Deformationsbrekziedurch Pyrit-Schollen: Synmetamorphe Inhomo-genitätsbrekzie.Pyrit: weiß.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 3,7 x 2,4 mm.

131


Abb.164.Pyrit-Falte im Quarzit (Kieselschiefer)der Lager-stätte Laerma.Synmetamorphestetige (faltende)und unstetige (rupturelie) Verformung des Pyrit-Quarzitsim Erzkörper.PolierterAnschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 9,3 x 6,2 mm.

Abb.165.Auch nach teilweiser Sammelkristaliisation vonframboidähnlichemPyrit und von Quarzist die ur-sächlicheSchichtfläche (= Schieferungsfläche,imBild diagonal)durch FeinlagenbauundgestaltlicheAnordnungheterometrischerAggregateim Grafit-Sericit-Feinquarziterhalten.PolierterAnschliff, Nicols x.Ausschnitt 1,8x 1,2 mm.

stein vertretenen Ausbildung sind selbst-verständlich auch verschiedene Stadiender Sammelkristallisation und demnachauch verschiedene Aggregatbildungenzu beobachten. Vom genetischen Stand-punkt aus sind nach der Feinschichtungim Quarzit scharf eingeordnete Pyrit-Feinlagen erhalten (Abb. 163), die einhervorragendes Maß für Deformationabbilden, die das kambrische Gesteinbetroffen haben: Faltung und Fältelungeines Biegefaltensystems (Abb. 164) sowie Transversal-schieferung mit Scherfaltenbildung von Pyrit-Grafit-Quarz-Vorzeichnungen, aber auch rupturelle Verformun-gen mit Bildung verschiedener Stadien von Deforma-tionsbrekzien: syndiagenetisch und synmetamorph. Pyritwird damit zusammen mit "Grafit" zum aussagekräftig-sten Mineral ir11Nebengestein und Erz. Unter den Pyritkri-stallen kann man bei Anwendung ausgezeichneter Be-leuchtungsquellen sehr häufig schwache Anisotropieef-fekte wahrnehmen, die wir einerseits auf die geringen As-Gehalte vieler Pyrite (vgl. Tab. 32) zurückführen könnten,die andererseits aber auch durch Gitterbeschädigungeninfolge starker tektonischer Beanspruchung zustandege-kommen sein könnten.Mar k a sit: Aggregate dieser Modifikation des Eisenbi-

sulfids zeigen nicht wie Pyrit so häufig eine typische Anrei-

cherung in den Schichtflächen, sondern treten mehr knol-lenförmig als Konkretionen und kluftfüllend auf. Die Ag-gregate sind sehr verschieden körnig und sind auch häufigmit Pyrit verwachsen.Ant i mon it: Ein Teil des im Erz häufigen Antimonits

weist beträchtliche Se-Gehalte auf, die als diadocher Er-satz des Schwefels erklärbar sind. Sowohl im College inChengdu als auch im Innsbrucker Institut für Mineralogieund Petrographie wurden mit der Mikrosonde Se-Gehalteanalysiert, die sehr oft <10 %, ja bis zu 31 % erreichen.Die Se-Verteilung ist allerdings auch innerhalb ein unddesselben Korns sehr inhomogen und kann zwischen<1 % und >21 % schwanken. Ein Antimon-Selenid (Sb2Se3 in stöchiometrischer Übereinstimmung mit AntimonitSb2 S3) ist in der Natur noch nicht bekannt geworden, abersynthetisch hergestellt worden. Unsere diesbezüglichen

Tabelle 33.Ni/Co- und S/Se-Verhältnisse im Pyrit des Erzes von Laerma (gemessen mit NAA am Chengdu College of Geology).

Nr. LE-67 LE-68 LE-69 LE-70 LW24 LW-25 LW-26 LE-48 LE-49

Ni/Co 3,0 6,7 7,1 25,0 6,7 5,9 14,3 3,6 25,0S/Se 1600 3200 ooסס7 4000 2500 1200 2800

132


Neuergebnisse gehen auf unseren Forschungspartner l1uJianming zurück.Antimonit ist besonders im Westteil der Lagerstätte

stärker verbreitet. Das Erzmineral ist sowohl feinst verteiltals auch in Aggregaten des Gangerzes und in Knollenstark vertreten und bildet auch regelrechte Antimonit-Erzkörper. Die mikroskopische Untersuchung zeigt post-kristalline, intragranulare Deformation und nachfolgendteilweise postdeformative Rekristallisation.Tie man nit (HgSe) kommt hier meistens mit Antimonit

vergesellschaftet vor und ist auch makroskopisch in Formvon kleinen Aggregaten und Kluftfüllungen zu finden. Dieunter dem Mikroskop festgestellte Korngröße liegt häufigum 0,02-0,05 mm, erreicht aber auch 0,5 mm (Abb. 155).Das weiß reflektierende, unter dem Auflichtmikroskopdem Bleiglanz ähnliche Erzmineral besitzt eine geringeMikrohärte von VHN 50 = 31 ,19-37,56 kp/mm2 (l1u Jiajing,1991). Mikrosondeanalysen des Tiemannits von Laermaergeben mit bis 5,08 % einen hohen S-Gehalt und de-mentsprechend niederen Se-Gehalt (Tab. 33). Über dieSe- und Hg-Verteilung im Tiemannit und die S- bzw. Sb-Verteilung im Antimonit geben die MikrosondeaufnahmenAbb. 156-160 Auskunft.Ten n ant i t tritt xenomorph-feinkörnig (0,01-0,1 mm)

in der Paragenese mit Pyrit, Zinkblende, Bleiglanz undKupferkies auf und verheilt auch manchmal Risse in den-selben. Die Mikrosondeanalyse ergibt für dieses FahlerzAs-Gehalte um und über 20 % sowie sehr niedere Sb-Gehalte.Va e sit (NiS2): Nach der Mikrosondeanalyse liegt eine

Zusammensetzung von durchschnittlich 46,78 % Ni und51,63 S vor. Das reine NiS2 ist hier zu den seltenen Erzmi-neralen zu zählen und kommt xenomorph-feinkörnig«0,1 mm) vergesellschaftet mit Pyrit sowie mit demdurch seinen charakteristischen Zonarbau sehr auffälli-gen Bra v 0 it, Nickelpyrit (Ni,Fe)S2 vor.Weiters sind in Spuren, aber doch häufig zu beobachten

die Sulfide Kupferkies, Zinkblende, Bleiglanz,Magnetkies, Enargit (CU3 AsS4). Gersdorffit(NiAsS), das Selenblei C I aus t h a lit (PbSe), der allge-mein schon aus Goldlagerstätten in Paragenesen mit Sb-Mineralen bekannte, aber doch seltene bleiglanzähnlicheAurostibit (AuSb2) und etwas Realgar mit Auri-pig men t. Als eine Seltenheit kann Z inn 0 b e r bezeich-net werden. Sc h re y e r i t (V203 .3Ti02) wurde häufig id io-morph-grobkörnig (bis zu 0,3 mm) gefunden.Als Gang- bzw. Lagerartminerale spielen nur Quarz und

Baryt eine erwähnenswerte Rolle. Qua r z ist überhauptdas weit und breit in der kambrischen Abfolge vorherr-schende Mineral und ist es auch mit einigen Farbvariantenin den verschiedenen Entwicklungsstadien des Erzes. Erbildet sowohl weit zurückliegende Gefügebilder aus demsedimentären Anlagerungsstadium ab, vor allem zusam-men mit seinen häufigen Gefügepartnern Sericit, Pyrit undSemigrafit als auch die zahlreichen stetigen und unsteti-gen Deformationen nicht exakt definierbaren Alters. AberVergleiche von Deformationen und Kristallisationen lassenden Schluß auf vorherrschende synmetamorphe Ereignis-se zu. Quarz verschiedener Korngröße im Quarzit, dieKorngestalt und die Kornkonturen, die rupturelle Unter-brechung von Gefügen und Verquarzung von Rissen undKleinklüften, intragranulare Gitterdeformationen und Re-gelung der Quarzkristalle nach dem Gitterfeinbau lassenauf die Vielfalt der mechanischen Beeinflussung nicht nurdes Erzträgergesteins, sondern auch der Erzkörper selbstschließen.

Bar y t mit weißer, grauweißer, gelblicher, bräunlicherFarbe ist weit verbreitet in Erzkörpern und Nebengestein.Idiomorph- bis hypidiomorphkörnige Aggregate mit häu-fig 0,1-4 mm großen Kriställchen besetzen sowohl Feinla-gen im Quarzit als auch Kleinklüfte, bilden knollenförmigeGebilde und sind auch zu Klasten deformiert. Unter demMikroskop wurde sogar ged. Au als Einschluß im Barytmehrfach entdeckt.Mit der Erwähnung von Kaolinit, Dickit, Vermi-

kulit, "Allophan" und Waschgeyt AI4 (P04h (OHh.11H20 als z.T. nur seltene Minerale im Erz kann die Folge-rung verbunden werden, daß es sich um Neubildungendurch Alteration von gesteinsbildenden Mineralen han-delt, die durch thermale Umwandlungen von Tonerdesili-katen entstanden sein dürften. Von besonderem Interessedavon scheint das dem Kaolinit fast gleichende und zurKaolinit-Reihe zählende wasserhaltige Tonerdesilikat Dik-kit zu sein. Nach Angaben mehrerer chinesischer Laborssoll in diesen angeblich weit verbreiteten, weiß oder grüngefärbten Mineralaggregaten in Schichtfugen und Kluft-netzen, vor allem im "Schiefer" öfters ein hoher Au-Gehalt,und zwar maximal bis 174 ppm nachgewiesen wordensein.Die Reihe der Minerale in der Oxidationszone umfaßt:

Lepidokrokit und Rubinglimmer, Valentinit(Antimonblüte), 0 i gen it, Co veil in, den Kupfer-Uran-glimmer To r b ern it, Rau v i t (Ca(U02)2 (VlO028))'16H20und "Allophan".Einer unserer Autorengruppe, ZHENGMinghua, hat ver-

sucht, auf Grund mineralogischer Untersuchungen diesereichhaltige Erzparagenese nach geologischen Ereignis-sen altersmäßig und genetisch zu ordnen. Wir geben dienach "Erzbildungsperioden" gereihte Mineralienliste inTabelle 34 wieder. Die österreichischen Autoren distanzie-ren sich allerdings von dieser Einteilung, die fixe geneti-sche Aussagen beinhaltet.

7.4.4.2.2. Mikrogefüge

Der vom Aufschlußbefund der Lagerstätte bisher be-kannte Erzlagenbau mit schicht- und Iinsenförmigen la-gergangartigen sowie auch brekziösen Erzkörpern in derFeinquarzitabfolge der kambrischen Lydite findet im mi-kroskopischen Verteilungsbereich seine Bestätigung undErklärung.Man orientiert sich vorteilhaft am Verteilungsgefüge

und an den verformten schwer mobilisierbaren Vertreternder komplexen Erzparagenese. Für die Beurteilung kommtdemnach in erster Linie Pyrit in Betracht, der in inniger Ver-wachsung mit dem mikrokristallinen Quarz, häufig auchzusammen mit Sericit- und Semigrafit einen beträchtli-chen Teil der Erzentwicklung verrät (Abb. 166, 167). Esmuß hier allerdings schon im deskriptiven Teil auf die un-terschiedliche Sicht unserer Forschergruppe aufmerksamgemacht werden. So nehmen die chinesischen Mitarbeiterunseres Teams die genetische Vorstellung vorweg, daß dienachfolgend von den österreichischen Partnern beschrie-benen Erzgefüge nichts mit der eigentlichen Goldverer-zung zu tun hätten, die ja nach Tabelle 34 erst in eine jungelagerstätten bildende Phase gestellt wird.Pyrit läßt jedenfalls in hervorragender Weise mit ver-

schiedenen Gefügebildern die bereits ursprüngliche Zu-sammengehörigkeit mit Quarz, Sericit und der nunmehrhoch inkohlten organischen Substanz in einer frühen Ent-stehungsphase erkennen. Wie sonst sollten Einzelkriställ-chen von Pyrit im feinlaminierten, durch Korngrößenwech-sel gekennzeichneten Quarzitlagenbau genau s-parallel

133


Tabelle 34.Altersabfolge der Minerale und erzbildende Stadien der Lagerstätte Laerma.Modell nach ZHENG Minghua, nicht publiziert.Py = Pyrit, Qz = Quarz, Ma = Markasit, St = Antimonit, Ba = Baryt, Oi = Oickit.

Mineral submarine Ex- ~etamorphe Periode thermisch mobilisierter meteorischer Wässer Oxidationsh.alationsperiode Periode Py-Qz-Stadium Py-Ma-Stadium St-Qz-Smdium ~a-Di-Stadiurr -Periode

QuarzPyritKupferkiesZinkblendeSemigraphitMagnetkiesGoldMarkasitSchreyerit(Se)-AntimonitTetraedritAurostibitVacsit ---TiemannitClausthalitGersdorffit --BarytDickilRealgar ---AuripigmentZinnober ---VermikulilKaolinitLimonitAllophanValentinitCa-SinterMo-SinterDigen itCovellinTorbemitRauvit

Element- Au, Cu, Ba, Si Si, Fe Fe, S, Si, (Au) Au, Sb, Se, Ba, Ba,Si-Paragenese (Cu),

Typomorphe brekziös, lamellaJ IVerdrängung, Stockwerk, Gängchen, Brekzien, Verdrängung, Pseudomorphosen PseudomorGefüge algenartig, zonar Meta-Gefüge phosen

Blasentextur blastisch

Temoeratur >300°C 250-294°C 220-269°C 146-254°C 138-193°C normal

Druck (loS Pa) >570 260-320 220-300 100-220 120-140 normal

angeordnet sein? Wie sonst sollten auf S gehäufte Pyritkri-ställchen und sollten geschlossene, feinlagig angereicher-te Pyritaggregate in den Quarzit gelangt sein als durch An-lagerung bzw. Anreicherung zusammen mit der extern-se-dimentären Quarzanreicherung.Folglich müssen dann Pyrit und Quarz und natürlich

auch Sericit und eventuell vorhandene Semigrafitpigmen-te gemeinsam von allen Deformationen betroffen wordensein. Das ist in Biegefalten und Fältelungen und außerdemin synmetamorphen Scherfalten durch laminares Zerglei-ten mit spitzem bis stumpfem Winkel zur dominierendenSchieferungsfläche in Pyrit-Quarzit und in kieseligem Py-

134

riterz verwirklicht (Abb. 169). lnfolge der in mehrerenWachstumsschüben entstandenen Pyritidioblasten man-cher Bereiche, welche zum Teil nachträglich noch ruptureI-le Deformationen erlitten haben, sind oft Interngefüge zufinden. Sie zeigen sich einerseits in Form von stationär andie Wachstumszonen angelagerten Pigmenten von Quarzund Sericit, so daß ein Zonarbau deutlich wird. Die äuße-ren, idiomorphen Anwachszonen erweisen sich mineralo-gisch gesehen als die reinsten. Andererseits aber enthal-ten die Pyrit-Idioblasten auch Si -Gefüge durch Kristall-sprossung im alten Vorgängergefüge, und zwar ebenfallsQuarz, Sericit und auch Semigrafit, wie sie auch rings


Abb.166.Pyrit-Sericit-Quarz-Feinlagenbau und framboid-ähnlicher Pyrit sind Gefügerelikte aus dem primä-ren marinen Anlagerungsstadium.In Kleinbereichen Sammelkristallisation von Pyritund Quarz.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 1,8 x 1,2 mm.

Abb.167.Noch wahrnehmbarer Quarz-Pyrit-Feinlagenbau(diagonal links unten-rechts oben) im Pyrit-Erzvon Laerma.Pyrit: grauweiß.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 9,3 x 6,2 mm.

Abb.168.Inhomogenes Parallelgefüge (Schichtung) Pyrit(grauweiß)-Quarz (schwarzgrau) mit synmetamor-phen rupturellen Deformationserscheinungen imErzquarzit von Laerma. S vertikal.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 9,3 x 6,2 mm.

135


um die Idioblasten als s-extern (se) vorhanden sind. Garnicht selten sind Beispiele für "verlagertes Si" durch nach-kristalline Kornrotation im Zuge der Verschieferung desErzes. Die veränderte Ausgangslage kommt also durchdie Winkeldifferenz von se zu Si zum Ausdruck.Analoge Interngefüge Si können auch in umkristallisier-

ten Quarzitgefügen beobachtet werden. Sie markieren indiesen Fällen durch die Konservierung das ältere s-Gefü-ge im jüngeren Kristallisat. Der viel häufigere Fall ist aller-dings der alternierende Feinlagenbau von Sericit, Quarz,Pyrit durch wechselnde Mitbeteiligung (Abb. 161-163,166); ein Befund, der seine Ursache im primären Anlage-rungsstadium durch das Wachsen von Bauzone über Bau-zone im Sediment hat und seine Bestätigung in der ge-meinsamen Deformation dieser Teilgefüge hat: gemeinsa-me Faltungen, Fältelungen und rupturelle Beschädigun-gen in verschiedenen Stadien bis zur Kluftbildung undBrekziierung, allerdings mit der typischen Auswirkung dermechanischen Anisotropie der beteiligten Aggregatteil-gefüge.Auf Grund des Inkohlungsgrades derteilweise stark ent-

haltenen organischen Substanz - auf Grund feinstblättri-ger Substanz dürfte es sich wahrscheinlich um niederepflanzliche Organismen wie Algen gehandelt haben -

bis zu Semigrafit, kann auf eine niedrig temperierte Meta-morphose in Grünschieferfazies geschlossen werden.Im Gefüge des Quarzits und der Erzkörper fällt auf, daß

das häufig vertretene Erzmineral Pyrit teils mit Reliktennoch als gut entwickelter framboidartiger Pyrit vorliegt,teils im unmittelbaren Nahbereich begonnene Umkristalli-sation mit "Verschmelzung" der Framboid-Mikrolithe, teilsvollkommen um kristallisierte Globulite und auch neukri-stallisierte Idioblasten, wie erwähnt, in mehreren Wach-stumsschüben gehäuft vorliegen. Bei entsprechend star-ker Vertretung des Pyritteilgefüges gibt es s-Iagige Aggre-gate als Anreicherung mit geschlossenem Korngefüge zusehen (Abb. 164,167,169,170).Nachdem Kupferkies, Fahlerz und Zinkblende

(Abb. 170) hauptsächlich als Einschlüsse im Pyrit auftre-ten, ist nicht zu zweifeln, daß dies primä'r stoffliche Ursa-chen hat. Von einem mechanisch und chemisch so beweg-lichen und reaktionsempfindlichen Mineral wie Antimonitkann von vornherein nicht typisch stratiformes Gefüge er-wartet werden, auch wenn es im großen gesehen an dieflächig im stofflichen Verband liegenden Erzkörper gebun-den erscheint. Schließlich bildet es zum Teil eigene Erz-körper, zum anderen Teil auch knollige Aggregate und istvor allem als fugen- und kluftzementierendes Sekundär-

kristallisat typisch. Die mechanische Be-schädigung des translatierbaren Mine-rals ist geradezu als normal zu bezeich-nen und wird in Teilbereichen von Rekri-stallisationserscheinungen verwischt.

Über die Abstimmung dieser Gefü-gemerkmale mit der in Tabelle 34 vonZHENGMinghua vorgelegten mineroge-netischen Einteilung berichten wir inTeiI7.8.

Abb.169.Syndeformative Umkristallisation von Pyrit(grauweiß) und Quarz (grauschwarz).Ausschnitt aus Pyrit-Quarz-Biegefalte.Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 1,8 x 1,2 mm.

136

Abb. 170.Ausschnitt von Abb. 163.Weitgehend geschlossenes xenomorphkörnigesPyritgefüge (grauweiß) mit reichlich Einschlüssenvon Quarz (grauschwarz). Sericit und spärlichZinkblende (grau, besonders im Mittelteil).Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 0,3 x 0,2 mm.



Ein Blick auf die Grundriß- und Profildarstellung der10 km weit ausgedehnten metallogenetischen Zone undspeziell des Lagerstättenbereiches von Laerma-Qiongmosowie die schon bisher von chinesischer Seite gelungenenErfolge mit dem Nachweis stoffparalleler Goldanreiche-rungen im kambrischen Quarzit und Schiefer, sollte keinenZweifeloffenlassen, daß es sich hier um schichtgebun-dene, teils stratiform gelagerte, teils in Lagergängen unddamit zusammenhängenden netzförmigen Kluftzonenenthaltene Erze handelt. Die bisherigen Aufschließungenüber Tage und schon vorgetriebene Stollen bezeugen, daßder von den Bergbaubetriebsleitungen eingeschlageneWeg für den Hoffnungsbau richtig ist. Vermutlich wird esschwierig sein, im Quarzit- bzw. grafitischen Sericitschie-ferpaket visuell auffallende Leitschichten zu finden, es seidenn, man richtet die makroskopisch auffallenden schich-tigen Pyritansammlungen aus. Schwierigkeiten, die Au-Konzentrationen zu verfolgen, wird es aber immer danngeben, wenn schieferungsparallele, quasiparallele und"Längsklüfte" (hOl) das Schichtpaket verstellen und wenn"Quer- und Diagonalklüfte" die Schichten samt dem Erz-körper verwerfen. In diesen Fällen wird eine Vorhersageder Zerscherungstendenz der einzelnen Kluftgruppen nurdurch Schicht- und Kluftflächenstatistik und durch dasVerständnis des tektonischen Formungsablaufes im gro-ßen und im Detailbereich möglich sein. Jedes andere"Probieren" wird zeitraubend, arbeits- und kostenintensivsein oder überhaupt versagen.

7.5. Au-Vorkommen Yaxiang

Dieses Vorkommen liegt 10 km ESE-lich von der Lager-stätte Laerma entfernt im analogen, aber offenbar über-kippten, inversen S-Faltenflügel der großen Beiyigou-An-tiklinale auf rund 3.400 m Höhe (Abb. 171,172). Das gold-höffige Gestein besteht aus kambrischem, grauschwar-zem grafitischem Quarzit, der hier mit einer sehr monoto-nen, wenig gegliederten Abfolge entwickelt ist.

Der mit bizarren Felsen einige hundert Meter über dieAlmwiesen emporragende Gebirgsrahmen zeigt eineausgeprägte, steil orientierte Bankung, die auf Grund se-lektiver Anwitterung zu steilen Felsrippen und dement-

sprechend auch in der Bodenmorphologie zur Geltungkommen (Abb. 133, 171). Es handelt sich in diesen Fällenum sichere Schichtflächen.

Das derzeit nicht in Betrieb gehaltene Schurfgebiet miteinigen kurzen Stollen liegt in zwei, in SE-NW-Richtunghintereinanderliegenden Felsköpfen, welche durch einigestarke Kluftscharen gegliedert erscheinen. Man könntediese Inhomogenitätsflächen für die Schichtung halten,was auf Grund der Stollenrichtungen und angeblicherMißerfolge bei der Erzsuche vermutlich auch von denBergleuten getan wurde.

Die genaue Kenntnisnahme des fast schwarzen und aufMeterzehner fast isotrop aussehenden Gesteins, bringtaber doch entscheidende Aussagen über den tatsächli-chen Schichtverlauf. Meist undeutliche und nur in Teilbe-reichen exakte Lamination des Gesteins durch geringenKomponentenwechsel von Quarz, Grafit, Sericit(Abb. 173) geben die Erkenntnis, daß die Schichtung imbetrachteten Areal des einstigen Schurfbergbaues mor-phologisch in den Felsen überhaupt nicht zur Auswirkungkommt.

Die Schichtflächenlage für diesen Teilbereich ist im Dia-gramm der Abb. 174 zur Übersicht gebracht. Die ziemlichkonstant steil und mittelsteil nach NW fallenden Fein-schichten ergeben in der Lagenkugelstatistik eine schwa-che ß-Häufung bei 222° 14° Sw. Das sind s-Lagen, wie sieauch in den Schurfgräben von Laerma registriert wurden(Abb. 148). Es sollte sich aber hier um den isoklinal über-kippten Südflügel handeln. Diese Schichtenlage ent-spricht zwar nicht ganz der durch das W-Abtauchen derGroßfaltenachse zu erwartenden Streichrichtung, aber eskönnten Verwerferscharen eines NE-SW-Systems(Abb. 150) das stoffliche Streichen als Integral von Teilbe-wegungen in der Richtung modifizieren. Die Felspartie amöstlichen Gehänge zeigt s = 59° 70°-90° N orientiert. Eini-ge registrierte Kluftscharen liegen ungefähr schicht-(= schieferungs-)parallel, andere in fast hkO-Lage zumSchichtverband; aber eine genetische Aussage erscheintmit diesen wenigen Daten nicht sinnvoll.

Ein nur lokaler Aufschluß von gefaltetem Juragestein et-was südlich und unterhalb des Bergbaugebietes bringteine 30° W-fallende ß-Achse konstruktiv zur Geltung, waszumindest der allgemeinen Tendenz des W-fallendenGroßsattels entsprechen würde.

Das sehr dunkle Quarzitgestein weist starke Grafit-Pig-mentierung auf. Bankweise kommen aber auch regelrech-

te schichtige Anreicherungen zur Gel-tung, die ebenso wie schwache Sericit-häute auf s als mechanische Inhomoge-nitäten das laminare Zergleiten des sehrharten Gesteins ermöglichen und för-dern. Im übrigen sind die gefalteten undbrekziösen Gefüge wie im Raume Laer-ma-Qiongmo zu bewerten.

Unter dem Mikroskop erscheinen diesehr feinkörnigen «1 IJ.m, selten bis4 IJ.mgroß) grafitischen Pigmente kräftigpleochroitisch und anisotrop. Re-flexionsmessungen bei 546 nm undÖlimmersion an den größeren Partikeln

Abb.171.Die morphologisch oft hervortretenden kambri-schen Kieselschiefer-Felsen in der 4.000 m-Hoch-region beim Goldvorkommen Yaxiang.

137


NW 200 m

11I2 ~ 3 ~~4

- SE

Abb.172.Geologisches Profil durch die kambrische Kieselschiefer-Abfolge von Yaxiang mit der Position des Goldvorkommens (nach YANGHenshu, 1991).1 = Au-Erzkörper; 2 = kambrisches Kieselgestein; 3 = kambrischer Schiefer; 4 = si nische Meta-Arkose.

E

Abb.174.16 s-Flächen (Großkreise und Lotpunkte) mit ß-Häufung (Kreis) undScherflächenscharen (strichlierte Großkreise) mit Harnischstriemung(große Punkte) aus dem Bereich des Schurfbergbaues Yaxiang.

erbrachten für RmaxWerte zwischen 10,42 % und 11,36 %(Rmax-Mittelwert = 11,02 %). Rmin schwankt zwischen0,48 % und 0,52 % (Rmin-Mittelwert = 0,50 %). Die Höheder Reflexion von Rmaxund Rminstimmt mit jener für Grafitüberein (TEICHMÜllER et aI., 1979). Weitere Angaben überdas Vorkommen Yaxiang vermögen wir mangels an Erznicht zu geben, sehen aber in der Entwicklung einer be-reits hier nachgewiesenen schwachen Au-Anreicherunggleiche Ursachen wie in Laerma.

Abb.173.Der schwach metamorph überprägte grafitisch-sericitische Kieselschie-fer von Yaxiang mit verformten, relikten Feinschichten.Großanschliff.Maßstab: mm-Papier.

138

7.6. Andere kambrische Au-Vorkommen

Wie aus der schematischen Übersichtskarte (Abb. 134)ersichtlich ist, hat man im kambrischen Gewölbeflügelnoch ein weiteres Au-Vorkommen zwischen Laerma und


Yaxiang entdeckt. Es handelt sich um die LokalitätWenquan.

7.7. Geochemische Untersuchungendes Erzes


Am Ende der Tabelle 27 sind zwei typische Beispielefür das Erz der Lagerstätte Laerma angereiht. Im einenFall ist es ein sehr quarzreiches Erz, im anderen Fallein Sericitquarzit-Erz.Allgemein gesehen handelt es sich also um hoch

Si02 -hältige Gesteine. Aber ein gewisser Sericitanteilim Erz wird sich in entsprechend höheren AI2 03 -Ge-halten und damit korrelierbaren K20-Werten auswir-ken. Mit dem Erz, dessen häufigstes Mineral gewöhn-lich Pyrit ist, steigt natürlich auch der Fe-Anteil.Nach BOSTRÖMet al. (1979) erlaubt das AI/(AI+Fe+

Mn)-Verhältnis (Abb. 139) mariner Sedimente eineBeurteilung, in welchem Maße eine hydrothermaleStoffzufuhr am Sedimentationsvorgang beteiligt war.Demnach liegt unser Kieselgestein als Erzträger miteinem durchschnittlichen AI/(AI+Fe+Mn)-Verhältnisvon 0,189 sehr nahe bei Werten, die für submarin-hy-drothermale Sedimente typisch sind. Auch das Drei-ecksdiagramm AI-Fe-Mn (Abb. 139), der Fe-Ti- undder Si-Al-Gehalt weisen unser Erzgestein in den Be-reich hydrothermaler Sedimente.Über die Ergebnisse der Spurenelementun-

te r s u c h u n gen des quarzitischen Erzträgerge-steins haben wir schon in Teil 7.3. informiert und brin-gen nur den allgemein polymetallischen Inhalt in Er-innerung, von dem natürlich in einer Goldlagerstätteder Edelmetallgehalt an Au, Ag und Pt von großem In-teresse ist. Über die bisher ermittelten Au-Gehalte imgeschürften Erz sind Werte von 3-7 ppm größenord-nungsmäßig bekanntgeworden. Ausnahmsweise wur-de auch eine 25 ppm-Anreicherung gefunden. Überdie Au- Trägerminerale ist noch wenig bekannt. Einer-seits ist Freigold mikroskopisch, wenn auch nur sei-ten, mit Korngrößen von 0,001-0,083 mm beobachtetworden; es liegen Au-Einschlüsse in Pyrit, Antimonit,Selen iden wie z.B. Tiemannit, Baryt, Quarz sowie inSericitschiefer vor. Andererseits muß aber auch ansubmikroskopische Einschlüsse in Wirtsmineralengedacht werden. Nach Analysenergebnissen mit derMikrosonde (Tabelle 32) müssen als Wirtsmineraleauch Kupferkies, Magnetkies, Gersdorffit, Zinkblen-de, Covellin und Kupferglanz in Betracht gezogenwerden.Im Zusammenhang mit der Frage "sedimentär oder

magmatisch" könnten einige Spurenelement-Verglei-che weiterhelfen. Schon nach GOLDSCHMIDT(1954, zi-tiert bei SCHROLL,1976) sollten in der Regel sedimen-täre Pyrite eine Se-Armut aufweisen und ein sehrgroßes S/Se-Verhältnis >100.000: 1, hingegen Pyriteaus magmatisch-hydrothermalen Paragenesen klei-nere Verhältnisse, <20.000 : 1, aufweisen. Auch nachXu Goufeng & SHAOJielian (1980)enthält Pyrit normal-erweise nur 0,5-2 ppm Se bei einem S/Se-Verhältniszwischen 250.000 und 500.000. Pyrit aus hydrother-malen Lösungen hingegen 20-50 ppm Se und S/Se =10.000-26.700. Der Pyrit von Laerma enthält nachAnalysen in China mit 7,5-350 ppm sehr viel Se und

139


LuYb

7.7.2. Isotopenuntersuchungen

7.7.2.1. S-Isotope (834S)

TmEr

7.7.1.1. SEE-Verteilung

In diesem Zusammenhang verweisen wir auf die in Ta-belle 29 ausgewiesenen Werte und das Kapitel 7.3. Chon-drit-normierte SEE-Diagramme sind in Abb. 175 darge-stellt. Demnach weisen kieseliges Erz und Kieselgesteinsowie "Schiefererz" und "Schiefer" dieselben SEE auf,was auf eine Verwandtschaft zwischen Nebengestein undErz hinweist.

34 Sulfid proben und 12 Barytproben wurden auf das32S/34S-Verhältnis hin untersucht. Hier zeigt sich ein enor-mer Streu bereich (Abb. 176): die 334S-Werte für Nebenge-steinspyrit liegen zwischen +24,6 und -21,6 %0, für Erz-Pyrit von + 13,3 bis -25,2 %0, also sehr ähnlich. Zum Ver-gleich weist Antimonit im Erz 334S = +1,9 bis -28,3 %0,Markasit im Erz + 14,2 bis -1,6 %0 und Magnetkies im Erz

-17,5 %0 auf. Diese weit ge-streuten 334S-Werte spre-chen für eine biogene S-Her-kunft oder weisen auf ge-mischte S-Herkunft aus ver-schiedenen Ausgangsmate-rialien hin, sie schließenaber eine einheitliche mag-matische S-Herkunft aus.

Beim Sulfatmineral Barytmit 334S= +14,6 bis +33,3 %0liegen die Werte zwar auchim Bereich biogenenSchwefels, wenngleich derBereich auch für Sulfate hy-drothermalen Ursprungs be-kannt ist. Der Sulfat-Schwe-fel im Meerwasser des Kam-briums kann mit +30 %0 an-genommen werden. AufGrund der weit gestreutenS -I soto penverh ä It nissekönnen allenfalls Einflüssewie stoffliche Umlagerun-gen, Milieuwechsel, Tempe-raturschwankungen undÜberlagerung mehrerer mi-nerogenetischer Prozessevermutet werden.

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Laerma: kambrischer Schiefer

Laerma: kambrischer Schiefer

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-e- LI-2 K-Schiefer--0- LI-3 K-Schiefer- /!,.- LI-lA K-Schiefer- _ LI-2A K.schiefer

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zeigt das S/Se Verhältnis mit 1.200-70.000. Das sprächefür hydrothermale Pyritgenese (Tab. 33). Aber SCHROLLer-wähnt auch für marine Schwarzschiefer höhere Se-Ge-halte, was in unserem grafitischen Kieselgestein mit alsUrsache aufgezeigt werden muß. SCHROLL (1976) lehntauch eine genetisch eindeutige Diagnose aus dem Se-Ge-halt ab.

Auch berichtet SCHROLLüber die Schwierigkeit der ge-netischen Aussage aus dem Ni/Co-Verhältnis von Pyriten.Wohl ist demnach Ni gegenüber Co in sedimentären Pyri-ten stärker vertreten, was auch für vulkanogen-sedimen-tär gebildete Pyrite gilt. Im Falle unserer Lagerstätte Laer-ma weist der Pyrit ein Ni/Co-Verhältnis von 3-25 auf, wasdem Ni/Co-Verhältnis im kieseligen Nebengestein mitdurchschnittlich 1 ,9 und dem "Schiefer" mit durchschnitt-lich 1,8 zwar nicht gleicht, aber doch ähnelt (Tab. 33). Eineweitere genetische Aussage aber kann nicht gewagt wer-den.

Über die Korrelation von Elementen im Erz und Neben-gestein von Laerma-Qiongmo informiert Tabelle 35, wobeidie von Au mit As und Sb besonders auffällig ist.


Abb.175.Chondrit-normierte SEE-Diagram-me (A-K) von Gesteinen, Erz undMineralen des "Nordgebietes".

140


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."Co.cl:!...&>o..Q.

1000

100

10

B Laerma: kambrisches KIeselgestein -.- MII-9A Kiesclgestein

-e- L1-5A Kieselgestein

----8- LI-6 Kieselgestein

- 6- LI.? Kieselgeslein

- +- LI.7 A Kieselgeslein

-+- MIl-SA Kieselgeslein

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... 0. MII-? Kiesclgestein

- -<>- MIl-II Kieselgcstcin


La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Oy Ho Er Tm Vb Lu

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m Laerma: kambrisches KIeselgestein -.- MII-14Kieselgestein-e- MIl-IS Kieselgestein--0- MII.16 Kiesclgestein- 6- MY9002 Kieselgeslein-mit Blasen- _ L-CM631-2 Kieselgestein

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- ~ YI-4 Kieselgestein.;:."Co.cl:!...&>o..Q.

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Laerma: kambrisches KIeselgestein -.- MII-t2 Kieselgestein-e- YI-S Kieselgestein--0- YI-S Kieselgestein- 6.- YI-9 Kieselgestein- _ MII.4 C-Kieselgestein-+-- MIl-I? Kiesclgestein-.. MIl-IS ton. Kiesclgestein

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141



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__ MII-g Dacilgang

--e- L4QM-l mesozoischer Dacilgang-0- U-3 brekziöser Andesit- 6- U-2 Mozonit-_ LI-4Dacit--f- LI-I paläozoischer Diabas

Laerma: mesozoische und paläozoischeMagmatlle

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__ LI-S Si-Schiefer--e- LI-g Kieselgestein-0- LI-} 0 Kieselgestein- 6- LI-IO Kieselgestein- +- YI-2 Kieselgeslcin----.-. VI-2A Kieselgestein mit Qz-Klasten• .• MY9003 KieseJgestein•. -0. Ll-9 Kieselgestein

Laerma: allerierte Gesleine(Au.Gehalt=0.3.1ppm)

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10

m Laerma: Erz (Au.Gehalt ~1 ppm) __ LE.32 Dacitgang-Erz

--e- MY9006 Dacitgang-Erz-0- MII-13 Dacitgang-Erz- 6- LW-22 Schiefer-Erz- +- MY9004 Kieselgestein-Erz--f- MII-S Kieselgestcin-Erz-.. L-OPl-8 Kieselgc.uein-Erz-.-0 - LE-30 Kieselgesrein-Fzz- -0- LE-Sg Kieselgesrein-Fzz~ LT-2Kieselgeslein-Fzz- -!SI- L-CM48-2 Baryt-Erz

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142


1000 Abb. 175.Fortsetzung.

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- _ LB-4?Quarz-\- LE.SO Vcrmikulit• .• LB-S2 Mark .. it... 0. MY901 F-Apatit-Knolle

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o Laerma: Minerale Im Erz -- LB-44Barylund Gesteinen -e- LB-4S Baryt

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!I Laerma: slnlsche Magmatite undSedimentgesteine

__ U.S Grünschiefer

-e- LB.l Rhyolith----D- LB.2 Schiefer- (;- LB.3 Crrani,-.- LB-4 Porphyrgranil-\- LB.S Granit• .• LB.6 Granit

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10

13

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Laerma: silurische Sedimentgesteine

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.................................................................... . . . ..


143


6

5

III Pyrit imGesteinIi! Pyrit im Erz[ill Markasito Magnetkiescg Antimonit[1 Baryt

....................... _- .._- - .................~~j::::1111

~;~;

4

2

1

o-30 -25 -20 -15 -10 -5 1 5 20 25 30 35 40

Abb.176.Histogramm der ö34S-Werte verschiedener Sulfide im kambrischen Nebengestein und Erz der Lagerstätte Laerma.

o Quarz imErz• Baryt im Erzx metamorpher Qz-Gang... rezente Thermalwässer

.0 5 10SI So %0 (SMOW)

Metamorphic "zO(3000 - 6000 C)

Abb.177.Das ölBO-öD-Diagrammzeigt die O-H-Isotopen-zusammensetzung vonFlüssigkeitseinsch Iüssenin Mineralen der Lager-stätte Laerma und ihreBeziehung zu genetischverschiedenen Wässern.

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0 o. 0

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00

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o

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o

-120

-40

-20

20

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-140-20

~o~ -60~~Q -80r.o

144


7.7.2.2.0-, H-Isotope (0180,00)In Quarz und Baryt enthaltene Flüssigkeitseinschlüsse

wurden auf ihre 0- und H-Isotopenverhältnisse hin unter-sucht. Während die B180-Werte für sich allein betrachtetnach herkömmlichen Tabellen (z.B. RÖSSLER& LANGE,1976; und SUGISAKI& JENSEN,1971, zitiert von SCHROLL,1976) durchaus im Streubereich hydrothermaler Quarzeund Calcite untergebracht werden können, erlaubt dieB180/D-%o-Darstellung doch bessere Vorstellungen überdie Einstufung unserer Einschlußflüssigkeiten.

Demnach könnten metamorphe Quarze aus Lagergän-gen dem Bereich metamopher Wässer zugeordnet wer-den. Die für Einschlüsse in Quarz und Baryt im Erz starkgestreuten Positionen im Diagramm (Abb. 177) aber sindweder damit noch mit den für typische primär magmati-sche Wässer bekannten Werten (SHEPPARDet a\., 1971, zi-tiert von SCHROLL,1976)vergleichbar. Unsere in Fagekom-menden "hydrothermalen" Lösungen fallen demnach ineinen Bereich, der eine Mischung mit meteorischen Wäs-sern anzeigt. Die Tatsachen der Aufnahme meteorischerWässer in Magmen und Hydrothermalsystemen und derIsotopenaustausch mit Grundwässern atmosphärischerHerkunft sind zwar bekannt, aber ebenso die sich darausergebenden Schwierigkeiten der Beurteilung des Wasser-haushaltes der oft gemischten Systeme (SCHROLL,1976).

7.7.2.3. Pb-IsotopeWegen des relativ hohen U-Gehaltes im Nebengestein

und Erz sind alle gemessenen Proben reich an 206Pbund

liefern daher keine entsprechenden Modellalter. Wieschon im Falle Dongbeizhai (Kap. 6.10.2.3.) diskutiert, istin diesem Fall die Pb-Pb-Isochron-Methode anzuwenden.Acht Proben, und zwar kambrischer Quarzit, "Schiefer"und Minerale aus dem Erz sowie synsedimentäre Pyrit-Framboide ergeben ein gut korrelierbares 206Pb_2o7Pb_Isochron (R = 0,954), was auf ein Alter von 530 Mio J. hin-weist (Tab. 22). Dieses Ergebnis ist mit dem Rb-Sr-Alterdes Nebengesteins mit 535 Mio J. überraschend gut ver-gleichbar. Das deutet darauf hin, daß das Nebenge-steins-Pb und Erz-Pb ab dem Kambrium eine gemeinsa-me Entwicklung durchgemacht haben. Das ermittelte Al-ter stimmt mit der Alterseinstufung in das Kambrium gutüberein (Abb. 178).

7.7.3. Flüssigkeitseinschlüsse

In Quarz und Baryt sind oft Flüssigkeitseinschlüsse ver-schiedener Formen, vier- und sechseckig, elliptisch undunregelmäßig, in verschiedenen Größen zwischen >1 mmund <60 mm, meistens 1-20 mm klein, gefunden worden.Es handelt sich überwiegend um Lösung-Dampf- (R <50,meist <20) sowie Dampf-Lösung- (R >50) und Dampf- (R>80) Einschlüsse, sehr untergeordnet auch Einschlüsseohne Blasen und Einschlüsse mit flüssigen organischenSubstanzen bzw. mit Tochtermineral-Kristallen.

Die Dekrepitationstemperaturen von Quarz, Markasit,Baryt sowie Antimonit aus verschiedenen Kristallisations-stadien liegen bei insgesamt 17 Proben vorwiegend zwi-

17A Pb-Pb-lsochron: Y=0.0578274x+14.50716. Rl=0.945. R2=0.910. 530 Ma. +

16.5

.Q 16Q.,...

c:>....--.QQ.,....

c:>....15.5

II

15 I

14.514

0 Pyrit im Kieselgestein + Antimonit

• Pyrit im Erz ~ KieselgesteinX Markasit EB Schiefer

l:i. Baryt • Dacit-Gang

18 22 26 30 34 38:106Pbf2 04Pb

Abb. 178.Pb-Isotopendaten von Sulfiden der Lagerstätte Laerma im 206Pb/204Pb-207Pb/204Pb-Diagramm.Zum Vergleich sind die Pb-Isotopendaten von Mantel- und Krustenblei nach ZARTMAN& DOE(1981) eingetragen. Wachstumskurven nach dem Pb- Tek-tonik-Modell DOE& ZARTMAN(1979), ZARTMAN& DOE(1980.1981).

145


10

10 7.8. Diskussion der Genesevon Goldlagerstätten

in kambrischen Gesteinen

Phase IIIm Zusammenhang mit der obertriassisch-unterjurassi-

schen Orogenese und Regionalmetamorphose werdenisochemische Sammelkristallisationen und eine Si02 -La-teralsekretion mit Verkieselung von Rupturen, Spalten undKlüften angenommen, jedoch ohne nennenswerte Gold-anreicherung.

Phase IIIDer eigentliche, lagerstättenbildende Verer-

zungsvorgang wird zeitlich mit dem ca. 130-109 Mio.J. datierten unterkretazischen Dacit-Andesit-Mag mat ism u s in genetischen Zusammenhang ge-bracht, der gang- und stockförmige Intrusionskörper bil-dete. Es wird angenommen, daß durch die magmatischeTätigkeit eine the r mi s c heM 0 b i lis a ti 0 n von im Ge-stein enthaltenen und oberflächlich eingedrungenen me-teorischen Wässern in Gang kam und durch diese tie f-greifenden Lösungszirkulationen (vgl. Abb.182)eine Aufnahme von Metallen u.a. Elementen bewirkte undso erzbildende Lösungen entstanden. Diese Erzlösungenhaben wegsamkeitsbedingt entlang von Störungs-systemen, Brekzienzonen, Mylonitzonen, vor allem aberschichtgebunden in Lagergängen Erze zur Kri-stallisation gebracht. Nach ZHENG werden vier Verer-zungsstadien unterschieden (Tab. 34): ein Pyrit-Quarz-Stadium;

Die beschriebenen Iithostratigraphischen, petrogra-phischen, die tektonischen, lagerstätten kund lichen underzmineralogischen Daten über den Feinlagenbau der la-gerförmigen Erzanreicherungen und ihre faltenden, zer-scherenden und brekziierenden Verformungen und dievielen geochemischen Daten reichen nicht aus, um eineeinhellige Aussage über die Genese der Lagerstätten inkambrischen Quarziten bekanntgeben zu können. Wir be-dauern mitteilen zu müssen, daß auch hier, zwar nicht überdie Gesteinsgenese, jedoch über die Erz- und Goldanrei-cherung differierende Auffassungen bestehen. Wir wollendaher wie im Kapitel 6.11. vorgehen und unsere geteiltenMeinungen mitteilen.

Die Erklärung der chinesischen Arbeitsgruppe beruhtauf den jahrelangen Erfahrungen von ZHENGMinghua überdiesen Lagerstättentyp, die allgemein mit den schon fürdie Trias abgegebenen Argumenten übereinstimmt. Dem-nach wird mit mehreren erzbildenden Perioden gerechnet,wie dies in Tab. 34 sowie den Abbildungen 181 und 182nach ZENGMinghua vertreten wird. Hiebei wird dem tekto-nischen Geschehen jeweils eine bedeutende Rolle zuge-wiesen.

Phase IDennoch kommt einer Phase I = "kam b ri s c h e

submarine Exhalationsperiode" eine ursächlicheund demnach auch grundlegende Bedeutung zu. Nach-dem schon die gewaltige Anreicherung von kieseligen Ge-steinen in Form mikrokristalliner Quarzite und Schiefer aufeine zeitlich langanhaltende exhalative Si02 -Zufuhr zu-rückgeführt wird, nimmt man auch eine Voranreicherungvon Metallen einschließlich Gold in Form diffuser Mineral-verteilung im Quarzit an. Über eine ausgeprägt schichtigeVoranreicherung ist demnach allerdings nichts ausge-sagt.

400

1214 EB 5Cl

100o

N

5

N

o

Abb. 180.Histogramm der Salinitätsmessungen von Flüssigkeitseinschlüssen inQuarz und Baryt im Gestein und Erz von Laerma.1 = metamorpher Quarz-"Gang"; 2,3,4,5 = Quarz und Baryt aus dem so-genannten 1., 2., 3., 4. "erzbildenden Stadium" nach ZHENGMinghua.

schen 210° und 345°C. Die Homogenisierungstemperatu-ren von Quarz liegen zwischen 138° und 340°C, die vonBaryt zwischen 142° und 254°C (Abb. 179). MetamorpherQuarz aus Lagergängen weist einen hohen Homogenisie-rungstemperaturbereich mit 308°-340°C auf, ebenfallseinen hohen Dekrepitationstemperatur-Bereich mit335°-345°C. Minerale aus Erzkörpern hydatogener Bil-dungsstadien zeigen eine Dekrepitations- und Homogeni-sierungstemperatur <295°C, meist 150°-260°C.

Die Erstarrungstemperaturen der Lösung-Dampf-Ein-schlüsse wurden in 37 Einschlüssen von 14 Proben ge-messen und daraus die Salinität der Flüssigkeiten ermit-telt (Tab. 23, 24). Die Salinität der "erzbildenden Lösung"dürfte demnach überwiegend um 6,0-8,5 % (NaCI) liegenund erweist sich in verschiedenen Mineralbildungsstadienals ungefähr gleich; erst ein jüngstes Stadium scheintniedrigere Salinität aufzuweisen. Interessanterweise zei-gen die Flüssigkeitseinschlüsse im Nebengesteins-Quar-zit mit 6,5 % (Tab. 24, Abb. 180) ähnliche, niedrigere Sa-linität.

Analog den Analysen von Flüssigkeitseinschlüssen inMineralen der Lagerstätte Dongbeizhai in Triasgesteinenwurden auch für Quarz und Baryt von Laerma Untersu-chungen durchgeführt. Wasser ist selbstverständlich dieflüssige Hauptkomponente, daneben sind CO2, CH4 undH2 festgestellt worden. Als Hauptanionen der in der Flüs-sigkeit gelösten Komponenten ist S04 -- vorhanden, undzwar xF- > xCI-. Ca++ist das Hauptkation der Lösung, ge-folgt von Na+. Die mineralbildende Lösung im Erz scheintein S04 ---Ca++- Typ gewesen zu sein. Demnach dürfte dieLösung chemisch nicht stark reduzierend gewesen sein.

Abb.179.Histogramm der Homogenisierungstemperatur von Flüssigkeitsein-schlüssen in Quarz und Baryt im Gestein und Erz von Laerma.1 = metamorpher Quarz-"Gang"; 2,3,4,5 = Quarz und Baryt aus dem so-genannten 1., 2., 3., 4. "erzbildenden Stadium" nach ZHENGMINGHUA.

146


Abb.181.Schematische Darstellung des ge-netischen Modells nach ZHENGMinghua mit der Phase submari-ner Exhalationen mit Entstehung \des erzführenden Kieselgesteins.1 = massiges und brekziöses Kie-seigestein; 2 = kugelförmig-bla-senförmiges Kieselgestein; 3 =laminiertes, gebändertes Kiesel-gestein; 4 = Schiefer; 5 = präkam- \.brische Basis; 6 = Zirkulation deseingedrungenen Meerwassers;7 = Kluftsystem.

ein Pyrit - Markasit-Sta-dium; ein Antimonit-Quarz-Stadium sowie einBaryt - Dickit-Stadium.

- - - - .- -- -. , .. , : i

. , , J'J \. /\:~ Si02• AU, Cu, U, B, Ba, ~

-r:-;-;)r:-::1~~",nun1B11B!d11 L!..!J 2 ~ 3 ~ 4Ld 5 ~ 6ULJ 7

~ ~

~1~2~3~4rn506~'--h~8~9

Abb.182.Schematische Darstellung dereigentlichen Lagerstättenbildung(nach dem Modell von ZHENGMinghua) durch thermisch mobi-lisierte, zirkulierende meteorischeWässer.1 = Kieselgestein; 2 = Schiefer; 3 =mesozoischer Dacit-Gang; 4 =Kluftzone; 5 = Zirkulation meteori-scher Wässer; 6 = erzbildende,aufsteigende Lösung; 7 =Grundwasserspiegel; 8 = Iso-therme; 9 = Au-Erzkörper.

te beschädigte Gesteinsareale in Gang gesetzt wurde. Alsauslösender Effekt mit Wärmeenergie hiezu aber wird derin der unteren Kreidezeit wirksame Magmati~mus vermu-tet, und dessen stellenweise erzführende Dacitgänge alsBeweis herangezogen. Es sei abschließend betont, daßdie Vererzung, die heute in Form der Lagerstättenkörperunsere Aufmerksamkeit erregt, nach diesem genetischenModell trotz der Schichtgebundenheit somit als epigene-tisch zu bezeichnen ist, und erst in der unteren Kreidezeitgebildet wurde.Darin unterscheiden sich aber grundsätzlich unsere

Auffassungen untereinander und wir schließen nun die ge-netischen Vorstellungen der österreichischen Autoren an.Die österreichischen Mitarbeiter bezeichnen diesen La-

gerstättentyp als Mus te r bei s pie I für ein e z e i t -und schichtgebundene stratiforme Erzanrei-c her un g, die durch Fakten vom Groß bereich der Land-schaft bis in den Mikrobereich zu bestätigen ist. Die Merk-male gemeinsamer Anlagerung bzw. Anreicherung vonErzmineralen und Nebengestein in zeitlich mehreren Ab-

schnitten, die syn- undpostdiagenetische Weiter-entwicklung von Erzkör-pern und Nebengestein,die gemeinsamen Verfor-mungen durch Großfaltenund Fältelung, durch Zer-gleiten nach Schieferungs-flächen parallel und schrägzur Schichtung, die Zer-brechungen im kleinen und

Dieses von chinesischer Seite vertretene Modell der La-gerstättenbildung betont besonders die We g sam k e i tvon Fugennetzen im kleinen und Störungssyste-men im großen, wozu vor allem auch stoffparallele, qua-si-schichtparallele Kluftscharen zählen. Die Erklärunggeht auch von minerogenetischen Feststellungen im klei-nen aus, denen zufolge Altersunterschiede einiger Parage-nesen gesehen werden. Dem Modell liegt prinzipiell einetiefgreifende thermische Mobilisation im mächtigen,metallvorangereicherten quarzitischen Schichtkomplexzugrunde, durch welche eine Stoffzirkulation und in derFolge eine Metallzufuhr in bevorzugte, nämlich durch Klüf-

Phase IVSchließlich wird der nicht sehr tief greifende Verwitte-

rungsprozeß (bis höchstens 50 m Tiefe) in der Oxidations-zone der Lagerstätte, der zu verschiedenen Mineralum-wandlungen geführt hat, als letzte auf die Lagerstätte ein-wirkende Periode genannt.

147


Abb.183.Syngenetisch sedimentäre Pyritanreicherung undEntstehung von stratiformen Erzkörpern, die durchOrogenese gefaltet, verschiefert und durch meta-morphe Umkristallisation sowie lokale Mobilisa-tion im Gefüge beeinflußt wurden (Auffassung derösterreich ischen Mitarbeiter).Polierter Anschliff, 1 Nicol.Ausschnitt 0,9 x 0,6 mm.

im großen mit nachfolgend jüngerer Mi-neralisation durch Mobilisation desschichtigen Altstoffbestandes, das allesführt zu der Interpretation einer gemein-samen Entwicklung des kambrischenQuarzitgesteins mit seinen schichtigzwischen gelagerten Erzkörpern (Abb.183). Die lagerstättenbildende Erzanrei-cherung ist nach dieser Auffassungdurch mehrere zeitlich getrennte extrusive Lösungszufuh-ren in das l1larine Milieu erfolgt und hatte die Ausfällungaus dieser Metallsoie und großenteils externe bzw. imfrühdiagenetischen Zustand auch bodennahe interne An-lagerung von Erzmineralen und Quarz zur Folge. Die heuti-ge Position, Ausdehnung und der mineralogische und ge-

fügemäßige Zustand der Erzkörper sind in ausgezeichne-ter Weise mit einer hydrothermal-sedimentärenEntstehung im Kambrium und mehreren Umwand-lungsphasen durch Orogenesen und Metamorphosen er-klärbar. In Anlehnung an diese Aussagen sind auch diegeochemischen Ergebnisse interpretierbar.

8. Schlußbetrachtung

Nachdem zu unserem Bedauern die außerordentlichvielseitigen und zahlreichen Forschungsbefunde nicht aufeine gemeinsam akzeptable Auffassung über die Entste-hung der Lagerstätten hinlenkbar sind, wollen wir nocheine Zusammenschau unserer Ergebnisse mit der Erörte-rung von Übereinstimmungen und Differenzen versuchen.

Es ist bemerkenswert, daß sich gerade mit dem Au-Vor-kommen Tuanjie, welches von den österreichischen Part-nern 1991 im Rahmen der Geländetätigkeit nicht besuchtwerden konnte, eine Möglichkeit der Annäherung und ge-genseitigen Abstimmung der Ansichten zeigt.

Was den eigentlich ursächlichen Transport von Elemen-ten bzw. Metallen in den Sedimentationsraum betrifft, be-stehen wohl gleiche Auffassungen. Wir nehmen an, daßgeothermale Lösungen, wahrscheinlich gemischter Her-kunft juvenil-magmatisch, meteorisches und Formations-wasser die extrusiven Lieferanten der Phase I unseres La-gerstättengeschehens waren. Aber unsere Auffassungenunterscheiden sich hinsichtlich des Gefüges und der Kon-zentration der Anlagerung. Während man von chinesi-scher Seite nur eine disseminierte Verteilung von Metallenbzw. Erzmineralen in bestimmten, aber doch mächtigenTurbiditabfolgen als "Voranreicherung" annimmt, sehendie österreich ischen Mitarbeiter eine schichtige, stratifor-me Anlagerung und auch Anreicherung von Erzmineralen.Demnach wäre der stofflich mineralogische Bestand undsein Verteilungsgefüge in mehreren, stratigraphisch von-einander getrennten Schichten durch das Diktat der tem-porären Metallzufuhren und ein bodennahes geeignetesgeochemisches Ausfällungsmilieu synsedimentär, externund frühdiagenetisch als wichtigstes lagerstätten bilden-

148

des Ereignis zustandegekommen. Eine entsprechendeAnsicht liegt von den chinesischen Kollegen nur für dieschichtigen Erzkörper von Tuanjie vor.Ganz im Gegenteil zur österreich ischen Auffassung

aber beginnt für die chinesischen Forscher das lagerstät-tenbildende Stadium erst mit dem Einsetzen der Orogene-se im Oberjura bis in die Kreidezeit und den dadurch verur-sachten Störungszonen, die ihrerseits einen synorogenenMagmatismus auslösten und so, durch Wärmeenergiegefördert, eine thermische Mobilisation mit Formations-wässern und meteorischen Wässern in Gang setzten.Durch die metallsammelnde Wirkung dieser hydatogenenLösungen und die vorgezeichnete Wegsamkeit durch Stö-rungszonen und Kluftscharen sollten in der Folge selektiveErzausscheidungen, demnach also epigenetisch, in geo-logisch junger Zeit zustandegekommen sein.Die Annahme der thermischen Mobilisation an sich wird

von den österreichischen Partnern durchaus gutgeheißen,aber die Vorstellung einer selektiven Erzplatznahme inschichtig ausgerichteten, stratigraphisch definierbarenPositionen, entlang von Scherzonen und Brekzienzonen,also eine Vererzung von "Lagergängen" durch neu zuge-führte Metalle, werden nicht akzeptiert. Die österreichi-schen Kollegen sehen in der so weitgehenden Schichtge-bundenheit der Erze und in der z.T. unterschiedlichen Erz-paragenese die Bestätigung für Mobilisationen in den prä-existenten Schichterzen mit nur geringer Abwanderungvon Metallen in weitere Entfernung.Den Einfluß einer Mobilisation auf im Sediment gespei-

cherte Metalle sehen wir also gemeinsam als wesentlichfür die Ausgestaltung des heutigen Erzkörpergefüges an:


nämlich chemische Intern kristallisation in Fugennetzenund Zertrümmerungszonen. Nach der einen Vorstellungsind es aber prinzipiell lokale, an vorhandene Lagererzegebundene deformative Veränderungen mit Neukristalli-sation; nach der anderen Auffassung aber ist es eine um-fangreiche Stoffwanderung in bevorzugt schichtungsge-bundene flächig angeordnete Störungszonen.

Dieser die jungen Mobilisationen betreffende Verer-zungsvorgang stellt im Rahmen der chinesischen Auffas-sung ein unitarisches Ereignis dar, durch das Lagerstättendes Großraumes, hier als Ostgebiet mit triadischen Erzträ-gergesteinen und dort als Nordgebiet mit kambrischenBegleitgesteinen, gemeinsam in geologisch junger Zeitgebildet worden sein sollen.

Im deutlichen Gegensatz dazu die andere Deutung,nach welcher schichtige triadische und schichtige kam-brische Goldlagerstätten voneinander unabhängig gebil-det wurden. Die verschiedenen Mineralparagenesen die-ser zeitlich weit getrennten Erzanreicherungen sind dem-entsprechend verschieden.

Gemeinsame Auffassungen können auch im Hinblickauf die Wirksamkeit von Störungszonen auf die Erzbildunggenannt werden. Sie können als Wegsamkeit für minerali-sierende Lösungen angenommen werden, allerdings mitdem gravierenden Unterschied, daß die österreich ischenWissenschafter schon im Sedimentationsraum wirksame,also submarine Störungssysteme bzw. Zufuhrwege an-nehmen, die chinesischen Partner aber die Wirksamkeitvon Störungszonen erst im vermeintlich jungen, orogenenGeschehen für die Vererzung zum Einsatz bringen.

Das Bestreben, unsere Au-Lagerstätten auf Grund ge-meinsamer Erkenntnisse in ein systematisches Schemaeinzureihen, kann trotz gewisser differierender Ansichtenüber die Genese erfolgreich sein. Nach der Klassifizierungvon Goldvorkommen nach SAAGER(1986, S. 9) könnten wirunsere Vererzungen, meist mit submikroskopischen Gold-partikeln in "Karbonatführenden Peliten, Sandsteinen undQuarziten" dem M.G.C.-Typ (micron disseminated gold incarbonates) zuordnen: Ein Au-Erztyp, zu dem eine Reihevon Lagerstätten in den westlichen USA wie z.B. Carlingezählt werden. Dies würde deskriptiv wegen schichtge-bundener Erzkörper des disseminierten Goldgehaltes,

wegen des Pyrit-, As-, Sb- und feinkörnigen Si02 -Gehal-tes und der Rolle inkohlter Substanzen bei der Abschei-dung von Au entsprechen. Dies muß allerdings deshalbnicht zu genetischen Vorstellungen führen, wie sie für den"Typ Carlin" vertreten werden, zumal diese mit Widersprü-chen angeboten werden (EVANS, 1992), was nicht zuletztauf das Zusammenzwingen zahlreicher, in Nevada, Utah,Idaho und Kalifornien entdeckter Lagerstätten zu diesemTyp zurückzuführen ist, obwohl diese hinsichtlich des Erz-trägergesteins und der Gestaltung verschieden entwickeltsind. Von chinesischer Seite werden allerdings die in deramerikanischen Literatur geäußerten Ansichten über-nommen, die mit zirkulierenden Geothermalsystemen,Störungen als Zirkulationswege und Nebengesteinsalte-rationen rechnen. Wir nehmen jedoch vergleichsweiseauch zur Kenntnis, daß nach der Lagerstättenforschung inden Ostalpen der Großteil schichtgebundener und strati-former Metall-Lagerstätten, so auch mit Au, As und Si, alsursprünglich hydrothermal-sedimentär entstanden, heuteals metamorphosiert, bewiesen ist (SCHULZ, 1986).Wie immer auch diese beiden Erklärungen der Wissen-

schafter wirklichkeitsnahe oder -fremd beurteilt werden,so können wir doch für die Bergbaupraxis zum wirtschaft-lichen Gelingen der Goldabbaue gemeinsam Beiträge lie-fern. Vor allem deshalb, weil die großräumige Gebunden-heit flächiger und linsenförmiger Erzkörper an denSchichtverband eine klare Erkenntnis darstellt; wobei esfür die Praxis unwichtig ist, ob allein stratiforme Erzanla-gerungen oder auch Vererzung in netzförmig verteiltenRissen des Gesteins vorliegen. Auch kann auf der Grund-lage beider Modelle die Existenz von richtigen Kluftverer-zungen zumindest auf eine beschränkte Ausdehnung er-wartet werden. Und dies im Hinblick auf mechanische Ver-schleppung von Erz an Scherklüften sowie auch auf Lö-sungsumlagerungen in brekziierten Störungszonen. Auchdie lokale Beeinflussung flächiger Erzkörper durch even-tuelle magmatische Intrusionskörper oder Gänge kann ingemeinsamer Sicht beurteilt werden.So sollte eigentlich die Bereitschaft und die Möglichkeit

der Wissenschafter zu praxisorientierten Aussagen zumNutzen der bergbaulichen Aktivitäten und zur Nutzung derentdeckten Goldlagerstätten beitragen können.

Dank

Entsprechendunserenräumlichweit voneinanderentfernt liegendenForschungsstätten- Hochgebirgein Nord-Sichuan,CollegeChengdu,Univer-sität Innsbruck- und denzahlreichendort praktisch undwissenschaftlichtätigen Personen,möchtenwir vorerst pauschalunserenDankausspre-chen, den sie durch freundlicheHilfsbereitschaft,Vorträge,technischeErklärungen,Diskussionsbereitschaftund Kritik zu unsererwissenschaftli-chenTätigkeitverdienen.Darüberhinausaberfühlenwir unsveranlaßt,einigenOrganisationenundKollegennocheinzelnzu danken.DiebeidennationalenWissenschafts-

fonds nämlichNSFC(NationalNaturalScienceFundationof China)in Beijing (Peking)/Chinaundder FWF(Fondszur Förderungderwissenschaftli-chenForschung)inWien(Vienna)/Österreich,habendieseZusammenarbeitder beidenWissenschaftsgruppenangeregtundfinanziell gefördert.AufchinesischerSeitesei nochdiewohlwollendeStellungnahmedesMinisteriums für GeologieundMineralrohstoffe in Beijing, derGeologischeDienstder ProvinzSichuanin Chengduerwähnt, das "Schurfteamfür NW-Sichuan"in Minjiang und das "Schurfteam205" in Yongchuan,die uns auf derExpeditionin verschiedenerWeisezuHilfe kamen.Im Institut für Mineralogieund Petrographieder Universität Innsbruck dankenwir demVorstand, Herrn Univ.-Prof. Dr. F.PURTSCHELLERfür die

laufendeBenützungserlaubnisaller GeräteundRö-Apparaturensowiefür die technischeEinführunghiezu.DieHerrenUniv.-Ass.Dr.R.TESSADRIundTechn.Ass.H.MERSDORFwarengeschätzteBeraterbeidenArbeitenmit derMikrosondeundanderenRöntgengeräten.DiePräparatorenH.SPIEGLundH.RINNERhabenunsmit der HerstellungausgezeichneterPräparatebestensbedient.Hofrat Univ.-Prof. Dr. E.SCHROLLan der BVFA-ArsenalWien,GeotechnischesInstitut, war uns in der Diskussionder zahlreichengeochemischen

Ergebnisseeinwertvoller BeraterundKritiker.Wir dankenihmabschließendfür die kristische LesungdesManuskriptes.Die Kulturabteilung der Tiroler Landesregierungist uns mit einemKostenzuschußfür eine Forschungsreiseeines unserer Mitarbeiter zu Hilfe

gekommen,wofür wir HerrnLandesratF.ASTLfreundlich danken.

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