Zusammenfassung Doreen Mikitiuk

Porphyrische Lagerstätten in Griechenland

Doreen Mikitiuk

0 Zusammenfassung

Griechenland besitzt mit seiner Lage an einer aktiven konvergenten Plattengrenze eine komplexe

Geologie. Jedoch kommen ausschließlich in drei geologischen Einheiten des nordostgriechischen

Raumes die porpyrischen Lagerstätten, auch „porphyry“ bezeichnet, vor. Da diese hauptsächlich

Kupfer, Gold oder Molybdän enthalten, sind sie für die Wirtschaft von Bedeutung. Die Vorkommen

in Griechenland sind mit ihrem Erzgehalt und Vorrat allerdings nicht mit den weltweit bedeutenden,

wie beispielsweise in Chile, zu vergleichen. Vor allem durch die Entwicklung der Tage- und

Untertagebaubautechnik sind diese kleineren Lagerstätten dennoch von heutiger wirtschaftlicher

Relevanz. Das auf der Halbinsel Chalkidiki gelegene Skouries ist ein Beispiel dafür. Hellas Gold

S.A. (Greece) plant den beginnenden Abbau an diesem Ort für das Jahr 2008.

1 Grundlagen der Lagerstätte

Merkmale und Entstehung

Porphyrische Lagerstätten sind meist feinverteilte bis stockwerkförmige hydrothermale inkrustale

Imprägnationsvererzungen. Sie treten in der Regel an intermediären bis sauren Intrusionen auf, wie

Granodioriten, Graniten, Tonaliten, Dioriten und Quarzmonzoniten.

Nachdem Aufstieg des sauren Magmas in eine Tiefe von etwa 0,5 bis 2 km, beginnt von außen die

gleichkörnige Kristallisation von wasserfreien Mineralen. Das Restmagma besteht daher vor allem

aus volatilen Phasen und inkompatiblen Elementen, welche nicht für den Einbau in Silikate

geeignet waren. Der Volatildruck erhöht sich bei weiterer Auskristallisation im Randbereich des

Intrusivkörpers. Wenn dieser Dampfdruck den Überlagerungsdruck überschreitet, erfolgt das

retrograde Sieden, bei welchem sich ein kochendes Fluid vom Magma separiert. Falls zusätzlich

noch die Zugfestigkeit des umgebenden Gesteins überstiegen wird, kommt es zu einer intensiven

Ausdehnung und Brekziierung. Durch diese Zerklüftung und auch Permeabilität des tektonisch

beanspruchten Gesteins kommt es zu einer weitreichenden Ausbreitung der hydrothermalen Fluide

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Grundlagen der Lagerstätte Doreen Mikitiuk

in feinsten Rissen und Brüchen. Diese Zerrüttung endet erst in der Chloritisierungszone, während

sie im Zentrum nur gering ausgeprägt ist. Die porpyrischen Lagerstätten sind demnach mit einem

Oberflächenanschnitt von etwa 1,5 x 2 km sehr ausgedehnt, besitzen jedoch nur einen niedrigen bis

mittleren Erzgehalt. Der äußere Rand der Intrusion ist meist aus gleichkörnigem Gestein aufgebaut,

während der Zentralteil ein porphyrisches Gefüge aufweist. Dieses Zentrum des intrudierten

Körpers gibt der Lagerstätte ihren Namen.

Zu finden sind „porphyry“-Lagerstätten an aktiven, konvergenten Kontinentalrändern und

Subduktionszonen, wie beispielsweise kontinentalen und postkollisionalen Bögen sowie

ozeanischen Inselbögen.

Vorzufindende Erzminerale sind vor allem Chalkopyrit, Molybdänit und Pyrit.

Von wirtschaftlicher Bedeutung sind hauptsächlich die Elemente Kupfer, Molybdän und Gold,

ferner Wolfram und Zinn.

Aufbau

Die „porphyry“-Lagerstätte kann nach dem Lowell-Guilbert-Modell in vier konzentrisch

angeordnete Alterationszonen eingeteilt werden. Jede dieser Zonen wird durch verschiedene

hydrothermale Wässer beeinflusst und bildet somit jeweils typische Mineralvorkommen aus.

Die folgenden Abbildungen (Fig. 1 und 2) zeigen den Aufbau des Lagerstättenkörpers.

Fig. 1 Schema der konzentrischen Fig. 2 Modell der Alterationszonen

Mineralisationszonen. (Nach Lowell und (Nach Lowell und Guilbert 1970)

Guilbert 1970)

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Grundlagen der Lagerstätte Doreen Mikitiuk

Den innersten Kern bildet die Kalimetasomatosezone, welche auch „potassic alteration zone“

genannt wird. Wie man dem Namen bereits entnehmen kann, bildet sich hier sekundärer

Kalifeldspat, meist Orthoklas. Des Weiteren findet man sekundären Biotit oder die Paragenese von

Orthoklas und Chlorit (Evans 1992). Teilweise kann auch Serizit, Anhydrit und Magnetit auftreten.

Die sekundären verdrängen die vorhandenen primär gebildeten Minerale wie Orthoklas, Plagioklas

und Mafite. Diese Zone zeichnet sich häufig durch einen niedrigen Gehalt an Erzen aus, welche fein

verteilt und in Mikroäderchen vorliegen. Außerdem existiert häufig ein sehr erzarmer Kern, in

welchem Serizit und Chlorit dominieren. Die hydrothermalen Fluide dieser ersten Alteration

stammen hauptsächlich aus dem Restmagma und werden oft als juvenile Wässer bezeichnet.

Nach außen schließt sich daran die Serizitisierungszone an, welche im Intrusivkörper selbst oder im

Nebengestein entwickelt sein kann. In dieser tritt vor allem die Paragenese Quarz-Serizit-Pyrit auf.

Außerdem enthält sie oft auch Chlorit, Illit und Rutil, seltener Karbonate und Anhydrit. Im inneren

Teil herrscht Serizit vor, welcher mit zunehmender Entfernung vom Zentrum der Intrusion

abnimmt. Tonminerale werden dagegen in gleicher Richtung immer häufiger (Pirajno 1992). Beim

Prozess der Serizitisierung entsteht weiterhin viel sekundärer Quarz, es kommt zur Silifizierung. Sie

besitzt mit etwa 10% im Vergleich zu den anderen Zonen den höchsten Gehalt an Pyrit und mit 0,3-

3% einen hohen an Chalkopyrit. Diese Vererzung zeigt zum größten Teil ein Vorkommen in

Äderchen. Jedoch findet man gleichfalls eine für diesen Lagerstättentyp charakteristische

disseminierte Verteilung.

Die „phyllic alteration zone“, wie sie gleichfalls bezeichnet wird, geht an der äußeren Grenze in die

Argillitische Zone über. Diese „argillitic zone“ zeichnet sich durch die Neubildung von

Tonmineralen aus. Dabei entsteht Kaolinit nahe dem Erzkörper und Montmorillonit weiter entfernt

von diesem (Evans 1993). Weiterhin findet man Quarz und Chlorit vor. Allerdings ist dieses Gebiet

nicht immer deutlich wahrnehm- und abgrenzbar. Die beiden zuletzt genannten Zonen sind neben

dem Einfluß von juvenilen Wässern vermutlich ebenso von meteorischen Fluiden geprägt. Dazu

gehören vor allem das Grundwasser und die Niederschläge.

Die Propyllitisierungszone bildet die äußerste Umgrenzung des Alterationskörpers. Sie weist eine

Vielzahl von Mineralen auf und kann weit ausgedehnt sein. Demnach findet man Chlorit, Epidot,

Karbonate, Adular und Albit. Im Randbereich kann eine Mineralisation von Chalkopyrit, Galenit,

Sphalerit, Gold und Silber in kleinen Gängen beziehungsweise Adern vorliegen.

Der weitere Verlauf dieser vier Zonen in tiefere Regionen ist noch unsicher. Vermutet wird jedoch

eine Ausdünnung der einzelnen Bereiche, die Zunahme der Quarz-Kalifeldspat-Serizit-Paragenese

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Grundlagen der Lagerstätte Doreen Mikitiuk

und die Imprägnation des primären Biotits durch den Chlorit (Evans 1992).

Für die Wirtschaft ist das Gebiet an der Grenze der Kalimetasomatose- zur Serizitisierungszone am

bedeutendsten, weil in diesem Bereich der höchste Gehalt an Erzmineralen zu finden ist. Demnach

beträgt der Gehalt an Chalkopyrit 1-3 %, Molybdänit 0,03 % und Pyrit 1 %. Dieser

Vererzungsbereich kann innerhalb, teilweise oder vollständig außerhalb des Stocks vorliegen.

2 Regionale Geologie

Griechenland

Geprägt ist die regionale Geologie Griechenlands durch die relativen Plattenbewegungen zwischen

Gondwana, welches rezent zum Teil durch die Afrikanische Platte repräsentiert wird und Laurasia

beziehungsweise dem heutigen Eurasien.

Bis zum Silur/ Devon war das heutige Griechenland fast vollständig von der Paläotethys überdeckt

und weitgehend unkonsolidiert. Die kaledonische oder cadomische Orogenese könnten schon die

ersten Massive, wie beispielsweise das Pelagonische Massiv in dieser Region bewirkt haben. Durch

die variskische Orogenese im Devon/ Karbon, welche durch die Kollision zwischen Gondwana und

Laurasia hervorgegangen ist, wurden die Gesteine jedoch vermutlich stärker beeinflusst. Die

weitere Entwicklung ist unsicher und es existieren ab dem Karbon/ Perm verschiedene Modelle zur

paläographischen Situation des griechischen Gebietes. Nach der Theorie von Stampfli (2000)

trennte sich an der Perm-Trias-Grenze im Bereich des Gondwana-Randes von Pangäa ein Block,

welcher als Kimmeriden bezeichnet wird, ab. Dieser bewegt sich durch die Subduktion der

Paläotethys am Südrand von Eurasia nordwärts. Südlich der Kimmeriden entsteht durch die

Extension ein neuer Ozean, die Neotethys. Zwei weitere kleine Ozeane öffnen sich zwischen den

Mikroplatten. Dabei handelt es sich um den Pindos-Ozean zwischen der Apulischen und der

Pelagonischen, sowie um den Vardar-Ozean zwischen der Apulischen Mikroplatte und den

Rhodopen. Der Rhodopen-Block gehörte nach Stampfli (2000) nicht zu den Kimmeriden. Er

ordnete diesen, im Gegenteil zu Sengör et al. (1984), der eurasischen Platte zu. Diese und zwei

weitere Theorien wurden von verschiedenen Verfassern rekonstruiert und dargestellt (Fig.3).

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Regionale Geologie Doreen Mikitiuk

Fig. 3 Verschiedene paläographische Rekonstruktionen von Teilen Griechenlands während des

Perm (modifiziert von Robertson et al. 1996 und Stampfli 2000)

Die Paläotethys schloss sich im Jura bis zur Kreide, während die Schließung der Neotethys ab der

Kreidezeit bis zum Miozän stückweise erfolgte. Im Zeitraum zwischen dem späten Oligozän und

dem frühem Pliozän wurden dabei der Vardar- und der Pindos-Ozean bei der Kollision der

Plattenfragmente geschlossen. Folglich kam es zu einer starken kontinentalen Krustenverdickung,

welche wiederum zu einem orogenen Kollaps führte und die Extension einleitete. Während des

Oligozäns heizte sich nach Jacobshagen (1986)der nördliche griechische Teil statisch auf und es

fand ein lebhafter Vulkanismus statt. Die Intrusiva dieses Gebietes weisen mesozoische bis

spättertiäre Alter auf. Die porphyrischen Lagerstätten sind meist an oligozäne Plutone gebunden.

Vom Tertiär bis zur Gegenwart änderte sich die tektonische Situation, die Plattenkonvergenz

verlagerte sich nach Marchev et al. (2005) nach Süden und in der Ägäis kam es zur Back-Arc-

Extension.

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Regionale Geologie Doreen Mikitiuk

Rhodopen

Der größte Teil des Gebirgszuges liegt in Bulgarien, von dort aus reicht dieser mit annähernd

ostwestlicher Streichrichtung bis in das nordöstliche Griechenland hinein. Der Block der Rhodopen

besitzt ein präalpidisch konsolidiertes metamorphes Basement, die genaue Zeitzuordnung ist jedoch

unsicher. Verschiedene Studien ermittelten ein variskisches Alter (Peytcheva und von Quadt 1995;

Ovtcharova et al. 2003). Dieses Basement besteht nach Marchev et al (2005) aus Ortho- und

Paragneisen, Mamor, Amphiboliten und wie Liati und Seidel (1996), sowie Mposkos und Krohe

(2000) beschreiben teilweise aus amphibolisierten Eklogiten. Die Kompressionsphase mit

Krustenverdickung in der mittleren Kreide bis zum frühen Tertiär zeigt sich in diesem Gebiet durch

eine stark ausgeprägte Regionalmetamorphose, meist Amphibolitfazies und zahlreichen

kalkalkalischen Plutonen. Die vermutlich daraus entstandenen Metasedimente zeichnen sich durch

Gneise, Glimmerschiefer, Schiefergneise, Marmor und Amphibolite aus (Jacobshagen, 1986) und

nehmen in Richtung der Südrhodopen zu. Ebenfalls sind die Rhodopen im südlichen Abschnitt zur

Ägäis hin zunehmend durch neogene Becken gekennzeichnet, welche vermutlich durch die

Extension nach diesem orogenen Kollaps entstanden sind. Weitere extensive Merkmale sind

metamorphe Kernkomplexe, damit verbundene Domstrukturen sowie meist flache Abschiebungen.

Innerhalb des griechischen Anteils der Rhodopen sind drei Einheiten mit jeweils typischen

Merkmalen zu unterscheiden. Die südliche ist geprägt durch Granit-Massive und die mittlere durch

steile Lagerungsverhältnisse, sowie die Störungszone des Nestos. Die nördliche Baueinheit ist

dagegen durch ausgedehnte flache An- und Synklinalen gekennzeichnet, wobei oft als Kern der

Antiklinalen Granitplutone vorherrschen (Jacobshagen, 1986).

Zirkum-Rhodope-Gürtel

Der Bogen des Zirkum-Rhodope-Gürtels zieht sich von Jugoslawien und Serbien über Makedonien,

den mittleren Bereich der Halbinsel Chalkidiki und die Insel Samothraki in den griechischen Teil

von Thrakien. Entstanden ist dieser nach Pe-Piper und Piper (2002) aus dem Ozeanarm zwischen

dem kontinentalen Rhodope-Block und dem Sakarya-Block der nordwestlichen Türkei. Während

diese Einheit im Süden durch die heutige Seitenverschiebung der Nordanatolischen Störung

begrenzt ist, wird sie dagegen sowohl im Osten als auch im Westen durch eine Aufschiebung

typisiert. Dabei überlagern die Gesteine des Gürtels zum Einen das Kristallin des Serbo-

Mazedonischen Massivs und zum Anderen das Štip-Axios-Massiv der Vardarzone. Im Osten

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Regionale Geologie Doreen Mikitiuk

wurden die Gneise des unterlagernden Massivs in Grünschiefer beziehungsweise Phyllonite

retrograd metamorphisiert (Jacobshagen, 1986). Hangend dazu lagern vermutlich jungpaläozoische

und mesozoische Metasedimente, wie beispielsweise Serizit-Quarzite, Meta-Arkosen und rote

Sandsteine. Des Weiteren findet man vulkanische Meta-Pyroklastite, sowie geschieferte dunkelrote

Rhyolithe in den Einheiten des Perm bis Trias vor. Darüber hinaus zeichnet sich der Zirkum-

Rhodope-Gürtel durch eine Karbonatserie, Ophiolith-Komplexe, basische und ultrabasische

Intrusionen, weitere vulkanische Gesteinen und Metasedimente mit einer meist schwachen

Metamorphose aus.

Serbo-Mazedonisches Massiv

Das Massiv liegt zwischen dem Zirkum-Rhodope-Gürtel und den Rhodopen, welche an der steil

ostvergenten Strimon-Störung vom Serbo-Mazedonischen Block auf- und überschoben werden. Das

Kristallin weist nur eine geringe Breite auf und erstreckt sich im Gegensatz dazu mit einem

südsüdwestlichen Streichen von Jugoslawien über Serbien bis nach Griechenland. Ebenso wie der

Block der Rhodopen besitzt das Serbo-Mazedonische Massiv einen präalpidischen Sockel, für

welchen die genaue Altersbestimmung gleichermaßen unsicher ist. Aleksić et al. (1986) ordnet die

Gesteine dem Paläozoikum und teilweise dem Präkambrium zu, jedoch existieren noch weitere

Interpretationen. Unterteilen kann man das Kristallinmassiv in zwei tektonische Serien, die

Kerdilion- und die Vertiskos-Sequenz. Eine mesozoische Überprägung während der Bildung der

Vardar-Zone führte im Westen und im zentralen Bereich des Massivs zu einer höheren

Grünschieferfazies (Jacobshagen,1986).Allein im Südosten liegen Sedimente des Mesozoikums,

wie beispielsweise die Karbonat-Folgen des Trias und Phyllite des Jura, vor. Intrusionen

granitischer, granodioritischer, dioritischer und monzonitischer Zusammensetzung treten dagegen

relativ häufig auf. Diese sind jedoch nach ihrem Alter zu unterscheiden. Ein Teil besitzt eine

auffallende Schieferung, welche auf die mesozoische Metamorphose hinweist und ist damit der

mesozoischen bis frühtertiären Intrusivphase zuzuordnen. Andere zeigen keine solche Schieferung

und gehören demnach einer jüngeren Alterseinstufung an. Allerdings sind diese jüngeren Stöcke

oligozänen Alters (Jacobshagen, 1986) häufig hydrothermal alteriert und können somit den

relevanten porphyrischen Lagerstättentyp mit einer Kupfer-Molybdän-Vererzung tragen.

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Verbreitung Doreen Mikitiuk

3 Verbreitung

Griechenland liegt an einer aktiven konvergenten Plattengrenze, welche sich zeitweise durch

Subduktion, Kollision und dem damit verbundenen post-kollisionalem Magmatismus auszeichnete.

Es besitzt somit eines der Merkmale der „porphyry“-Lagerstättenbildung.

Der Großteil des Landes ist geologisch den alpidisch entstandenen Helleniden zuzuordnen. Jedoch

sind ausschließlich im Hinterland dieses Orogens, das bedeutet im Norden beziehungsweise

Nordosten Griechenlands, porphyrische Lagerstätten zu finden. Sie gehören folglich den im

vorhergehenden Kapitel beschriebenen drei geologischen Einheiten des Serbo-Mazedonischen

Massivs, der Rhodopen und des Zirkum-Rhodope-Gürtels an. Zumal diese Einheiten sich nicht nur

auf Griechenland beschränken, sind auf der folgenden Karte (Fig.4) ebenfalls die typischen

Standorte dieses Lagerstättentyps der angrenzenden Länder Bulgarien und Mazedonien zu sehen.

Fig. 4 Lage der porphyrischen Lagerstätten in Griechenland und Bulgarien (bearbeitet auf

Grundlage der Karte von Melfos et al. 2002)

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Bedeutende Lagerstätten Doreen Mikitiuk

3 Bedeutende Lagerstätten

Überblick

Einige der im letzten Kapitel markierten porphyrischen Lagerstätten werden in der folgenden

Tabelle anhand ihrer Tonnage und ihrem Gehalt an Kupfer und Gold aufgestellt. Die Daten gehen

aus Studien verschiedener Autoren, sowie unterschiedlichen Jahren hervor und können daher

eventuell nicht in Relation zueinander stehen.

Tabelle 1 Tonnage und Metallgehalt verschiedener Lagerstätten in Griechenland und Bulgarien

(nach Kroll et al. (2001); Melfos et al. (2002); Strashimirov et al. (2002); Moritz et al. (2004))

Lagerstätte Vorrat in Mt Cu in % Au in g/t Mo in g/t Geologische Zone/

Bergbaugebiet

GriechenlandSkouries 206 0,54 0,8 - Serbo-Maze-

donisches Massiv/ Kassandra Distrikt

Maronia - 0,55 1 760 Zirkum-Rhodope-Gürtel/ Komotinti

DistriktBulgarien

Elatsite 354 0,44 0,2 - Panagyurishte Distrikt

Medet 163 0,32 - 80 Srednogorie Zone/ Panagyurishte

DistriktTzar Assen 6,6 0,47 - - Srednogorie Zone/

Panagyurishte Distrikt

Assarel 354 0,36 - - Srednogorie Zone/ Panagyurishte

DistriktVlaykov Vruh 9.8 0.46 - - Srednogorie Zone/

Panagyurishte Distrikt

Wirtschaftlichkeit

Die „porphyry“ Lagerstätten in Griechenland und Bulgarien besitzen ein Potential für einen

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Bedeutende Lagerstätten Doreen Mikitiuk

wirtschaftlich relevanten Abbau. Jedoch sind die Tonnagen und Gehalte nicht mit den führenden

Abbaugebieten wie Chuquicamata mit einem Vorrat von 17100 Mt und El Teniente mit 11800 Mt in

Chile zu vergleichen. Der weltweite Durchschnitt an Kupfer beträgt 0,5 %, an Molybdän 100-500

g/t und an Gold 0,1-0,5 g/t (U.S. Geological Survey Open-File Report 02-268 (2002)). Vor allem

Skouries und Maronia liegen mit ihren Kupfergehalten in diesem Bereich und könnten in der

Hinsicht genutzt werden. Maronia hat des Weiteren einen sehr hohen Gehalt an Molybdän und

besitzt damit eine zusätzliche Abbaumöglichkeit. Zu beachten sind allerdings immer die Strukturen

und der Aufbau der Lagerstätte. Wenn sich die Vorräte nur schwierig gewinnen lassen, ist ein hoher

Gehalt nur von geringer Relevanz für die Wirtschaft. Sie werden erst interessant, wenn die

weltweiten Reserven stark abgenommen haben.

4 Skouries

Lage

Skouries ist eine der porphyrischen Lagerstätten in Griechenland und wird als Beispiel in diesem

Kapitel näher vorgestellt. Es befindet sich im Nordosten des Landes südöstlich von Thessaloniki auf

der Halbinsel Chalkidiki und infolgedessen westlich des orphanischen Golfes. Des Weiteren gehört

es damit dem Kassandra Bergbaugebiet an, welches wiederum in der Serbo-Mazedonischen

metallogenetischen Provinz liegt und einen Teil der geologischen Einheit des Serbo-Mazedonischen

Massivs darstellt.

Serbo-Mazedonisches Massiv

Wie bereits im Abschnitt 2.4 erwähnt, besteht dieses Kristallinmassiv aus der Kerdilion- und der

Vertiskosfolge (Fig. 5). Die zuerst genannte ist die liegende Serie, sie besteht hauptsächlich aus

Biotit-, Biotit-Plagioklas- und Hornblende-Biotitgneisen (Kockel et al.,1977). Eingeschlossen darin

sind unregelmäßige Linsen aus Amphibolit und Marmor, welcher außerdem die drei hangenden

Horizonte bildet. Diese charakteristischen Schichten enthalten ebenfalls Einschaltungen von

Amphiboliten und Hornblendegneisen (Jacobshagen,1986). Kroll (2001) stuft die Metamorphose

dieser Formation als obere Amphibolitfazies ein und stellt wie auch Jacobshagen (1986)

Teilbereiche fest, welche auf eine anatektische Beeinflussung hindeuten. Der Hauptteil des

Massives wird jedoch durch die Muskovitglimmer der Vertiskos-Serie aufgebaut. Diese wird durch

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Skouries Doreen Mikitiuk

die Stratoni-Varvara Störung zur Kerdilion-Formation im Nordnordosten abgetrennt. Häufig sind

wiederum Amphibolit- und auch Quarzlinsen vorzufinden. Der Metamorphosegrad umfasst die

untere Amphibolitfazies und ist teilweise durch eine retrograde Grünschiefermetamorphose, wie

bereits im Absatz 2.3 erwähnt wurde, überprägt. Die Ursache dafür ist eine zweite jurassische bis

kretazische Orogenese, welche vor allem die Vertiskos-Folge beeinflusste. Diese erfasste zum Teil

die Amphibolit-Fazies des ersten orogenen Prozesses vorpermischer Zeit (Kroll,2001) und

gestaltete demnach die Einordnung der Gesteine des Massivs komplizierter. Leichter zu erkennen

sind aus diesem Grund die nicht von Gebirgsbildungsprozessen beeinflussten Intrusionen des

Tertiärs. Die Intrusionen sind plutonischen bis subvulkanischen Charakters und treten in den

genannten tektonischen Einheiten des alpidischen Hinterlandes auf. Die porphyrischen Stöcke,

welche ebenfalls während des frühen Oligozäns intrudierten, stellen somit nur einen Teil des

ausgeprägten Magmatismus dieses Zeitraumes dar. Es kommen häufig mehrere in einem Gebiet vor,

welche andesitische bis dioritische Zusammensetzung zeigen.

Fig. 5 Die skizzierte Karte zeigt die Geologie des nordöstlichen Teils der Halbinsel Chalkidiki,

sowie die Lage der Lagerstätte von Skouries (modifiziert nach Frei 1995)

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Skouries Doreen Mikitiuk

Aufbau

Skouries gehört zum Kassandra Bergbaugebiet und bildet mit weiteren Intrusionen dieser Region

eine Nordost-Südwest streichende Kette. Der Stock liegt in den feinkörnigen Gneisen der stark

gefalteten Vertiskos-Formation (Fig. 5), wie die meisten in diesem Distrikt. Er erstreckt sich in eine

Tiefe von 800 Metern und streicht an der Oberfläche schlotartig oval aus. Die oberflächliche Nord-

Süd-Ausdehnung beträgt demnach 180m und die Ost-West-Länge 250m. Die Art der so genannten

„main intrusion“ (TVX company) ist dagegen sehr umstritten. Verschiedene Autoren stufen diese

als Syenit, Trachyt oder Granit ein. Nach genauen petrologischen Analysen von Kroll et al.

(2001/2002) kann sie als Monzonit deklariert werden. Die Schwierigkeit liegt vermutlich in den

unterschiedlichen intrusiven Phasen, welche sich gegenseitig durchdrungen und abgeschnitten

haben. Dementsprechend werden vier porphyrische Intrusionen, wie in folgender Abbildung (Fig.6)

zu sehen ist, nach ihren petrographischen Eigenschaften unterschieden (Tobey et al.,1998b).

Fig. 6 Geologischer Querschnitt der vier Intrusionsphasen von Skouries; die gestrichelte Linie

grenzt dabei einen Kupfer-Gehalt größer als 0,25 % ab (Tobey et al. 1998)

Der „pink porphyry“, wie er in den Bohraufnahmen der TVX company benannt wird, ist in einer

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Skouries Doreen Mikitiuk

frühen Intrusionsphase entstanden. In der Abbildung ist dies dadurch zu erkennen, dass er von einer

späteren Phase durchschlagen wird. Die Besonderheiten des „pink monzonite porphyry“, wie er

ebenfalls deklariert wird, zeichnen sich durch die grobkörnigen, porphyrischen Texturen und den

bis zu 60 prozentigen Volumenanteil an Phänokristallen aus. Darunter Kalifeldspat, Plagioklase,

Amphibole und akzessorisch auftretend Apatit. Die Matrix ist feinkörnig und besteht primär aus

Feldspäten. Dabei sind Plagioklase teilweise durch eine schwache potassische Alteration betroffen

und damit in sekundären Orthoklas umgewandelt. Auch Amphibole wurden dadurch partiell von

hydrothermalem Biotit ersetzt. Die Mineralisation ist nur in geringem Maß in Form von Quarz-

Chalkopyrit-Pyrit oder -Molybdänit als Gangtrümer des B-Types vorzufinden. Jedoch ist dies die

einzige Zone, in welcher Molybdän aufzufinden ist.

Der mittelkörnige „main porphyry“ gehört ebenfalls zur frühphasigen Intrusion, da er vom „intra-

mineral" und „barren porphyry“ durchschlagen wird. Nach Kroll (2001) wird er mit einem Alter

von 19 Ma datiert und enthält 60 Vol.% Phänokristalle mit den Arten die gleichermaßen im „pink

porphyry“ auftreten. Darüber hinaus kommen Titanitphänokristalle in einer jedoch vergleichbar

feinkörnigen, Feldspat vorherrschenden Matrix vor. Beeinflusst von einer starken potassischen

Alteration sind zwei markante Merkmale zu untergliedern. Einige Bereiche sind durch Gangtrümer

und Zonen von sekundärem Orthoklas gekennzeichnet. Andere werden durch eine typische Biotit-

Magnetit-Paragenese in Form einer durchdringenden Dissemination, eines Phänokristallersatzes

von Hornblende oder gelegentlich als schmale, quarzhaltige A-Typ Gangtrümer dominiert.

Weiterhin ist der hohe Mineralisierungsgrad oftmals durch Stockwerkausbildung beispielsweise von

Quarz, Chalkopyrit und Bornit auffallend. Seltener wird der hydrothermal entstandene Magnetit

von Chalkopyrit verdrängt.

Der „intra-mineral porphyry“ ist im Vergleich zu den beiden zuvor erläuterten Intrusionen in einem

späteren Stadium entstanden. Im Gegensatz zu diesen besitzt das mittel- bis grobkörnige Gestein

nur einen Anteil von 45 bis 60 Vol% an Phänokristallen in einer allerdings gleichen feinkörnigen

Grundmasse. Die Typen der Kristalle entsprechen dabei denen des „main porphyry“. Die Alteration

ist wiederum starker potassischer Art und wird von sekundärem Biotit und Magnetit repräsentiert.

Diese treten häufig in Akkumulationen, welche die Textur durchdringen und zerstören, und

Disseminationen auf. Zum Teil werden auch Magnetit, sowie mafische Phänokristalle wieder durch

Chalkopyrit ersetzt.

Die letzte Einteilung der Monzonite betrifft den mittel- bis grobkörnigen „barren porphyry“,

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Skouries Doreen Mikitiuk

welcher der spätesten Phase der Intrusion angehört. Er verfügt über eine porphyrische Textur, eine

hauptsächlich aus Feldspäten bestehende feinkörnige Matrix und einen 45 bis 55 prozentigen

Volumenanteil an Mikrophänokristallen. Diese Kristalle können Kalifeldspäte, Plagioklase,

Amphibole, Apatit und Titanit darstellen. Die großen Titanite werden dabei als Träger des erhöhten

Thoriumgehalts angesehen, welcher die Besonderheit der Lagerstätte von Skouries ausprägt. Die

potassische Alteration ist im „barren porphyry“ nur von geringer Bedeutung. Demgegenüber ist die

phyllische Alteration dafür von Relevanz. Typisch für diese Alterationsart ist, wie im Kapitel eins

beschrieben, die Ausbildung von Serizit, Chlorit, Pyrit und Karbonaten als Ersatz von Plagioklasen

und mafischen Mineralen. Der „porphyry“ ist ansonsten auffallend erzfrei und enthält nur in

wenigen speziellen Fällen Gold und Kupfer. Hingegen findet man in diesem und auch im „main

monzonite porphyry“ vielmals Xenolithe.

Allgemeine Alteration und Erzmineralisation

Aus dem vorhergehenden Abschnitt ist zu entnehmen, dass die potassische Alteration die

dominierende ist. Sie bildet mit ihrem hohen Magnetitgehalt den Alterationskern und umfasst damit

nahezu den gesamten Porphyrstock. Die schwache Propylitisierungszone umgibt diesen Kern und

beeinflusst demnach bereits ausschließlich das Nebengestein der Vertiskos-Formation. Im Gegenteil

dazu kommt die phyllische Alteration lediglich als Ganghof und die argillitische gebunden an

Störungszonen vor (Magri et al.,1998).

Neben dem hohen Gehalt an Gold, vor allem in der potassischen Zone, tritt Molybdän nur in sehr

geringen Mengen auf. Zu den Haupterzminerale zählen Chalkopyrit, Pyrit und Magnetit. Sie

kommen als Trümer, Stockwerke oder disseminiert vor, wobei Magnetit oftmals von Bornit oder

Chalkopyrit verdrängt wird. Weitere Erzminerale wie Galenit, Digenit, Tetrahedrit und Molybdänit

sind seltener vorzufinden.

Projekt

Skouries ist ein Projekt der Hellas Gold S.A. (Greece), welche eine Tochtergesellschaft der

European Goldfields Limited ist. Die Exploration der Lagerstätte und die Planung des Abbaus ist

bereits abgeschlossen. Bis 200m Tiefe soll die Gewinnung über einen Tagebau erfolgen, ab diesen

Punkt bis zu 1000 Metern Tiefe über einen Untertagebau und den Blockbruchbau. Die Abbildung

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Skouries Doreen Mikitiuk

(Fig. 7) zeigt diesen geplanten Abbauprozess. Im Juli 2007 hat das griechische Ministerium für

Entwicklung seine Zustimmung für das Projekt geäußert. Zur Zeit vollendet Hellas Gold S.A. seine

vollständige Umweltstudie und es wird erwartet, dass sie diese im ersten Quartal des Jahres 2008

dem Ministerium vorlegen.

Fig. 7 3D Darstellung der Lagerstätte von Skouries

5 Literatur

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Literatur Doreen Mikitiuk

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