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Banded Iron Formation

 
     
  BIF, Banded Iron Stone, gebänderte Eisensteine, eine sedimentäre Wechsellagerung von Eisenoxiden mit Chert (feinstkristallines SiO2, Kieselschiefer) oder Jasper und teilweise mit Eisencarbonaten und Eisensilicaten wird als Banded Iron Formation im petrologischen und nicht im stratigraphischen Sinne genannt. Nach der Definition von James (1954) sind BIFs typischerweise laminierte, aber auch nicht laminierte, oder granulare chemische Sedimente (Präzipitate), die mindestens 15 Gew.-% FeO(tot.) enthalten.


Die BIFs enthalten ein breites Mineralspektrum, wobei die Minerale im Kieselschiefer feinst verteilt sind und/oder eigene Laminae bilden können. Die typischen Minerale der BIFs neben den Hauptmineralen Quarz, Magnetit und Hämatit, sind Limonit, Goethit, Siderit, Ankerit, Chlorit, Chamosit, Grunerit, Minnesotait, Stilpnomelan, Fayalit, Riebeckit, Krokydolith und andere Asbest-Varietäten, Pyrrothin u.a.m. Typisch in der BIF-Geochemie ist Na-Überschuss und Al-Armut. Entsprechend der Zusammensetzung werden BIFs als Oxid-, Silicat-, Carbonat- oder Sulfid-Fazies-BIFs bezeichnet.


BIFs, die von Magnetit, Fe-Silicaten und Chert dominiert werden (mit gelegentlichen Hämatit und Siderit), werden v.a. in Nordamerika als Taconit bezeichnet. Metamorphosierte BIFs der Oxid-Fazies werden Itabirite genannt. In Itabiriten ist die ursprünglich feine Chert-Bänderung zu einem megaskopischen, granularem Gefüge von Quarz, Hämatit, Magnetit und Martit rekristallisiert. Der Name Itabirit stammt von der Provinz Itabira in Brasilien, in der hochgradige, massive Eisenerze mit 66% Eisen vorkommen.


Eisenreiche Kieselschiefer (SiO2-Präzipitate) gehören zu den charakteristischen Sedimenten des Präkambriums. BIFs stellen die ältesten bekannten Sedimente der Erde (Isua, Grönland). Sie sind besonders in der Zeit vor etwa 2,5 Mrd. Jahren weit verbreitet und bilden die sedimentäre Füllung von grossen intrakratonischen Meeresbecken. Die jüngsten BIF-Ablagerungen stammen aus dem Devon (ca. 350 Mio. Jahre), diese bilden jedoch eine Ausnahme, da aus der Zeit von vor ca. 1000 bis 350 Mio. Jahren so gut wie keine BIFs bekannt sind. BIFs, die älter als 2,7 bis 2,5 Mrd. Jahre sind, bilden nur kleinere, geringmächtige Vorkommen und sind meist mit vulkanischen Gesteinen der Grünsteingürtel vergesellschaftet. Solche BIFs werden als Algoma-BIFs bezeichnet. BIFs die jünger als 2,3 Mrd. Jahre sind, werden mit Vulkanismus in ozeanischen Riftsystemen oder mit bedeutenden Klimaveränderungen (Vergletscherung) in Zusammenhang gebracht. Die BIFs an der Grenze des Archaikums zum Proterozoikum (2,7-2,4 Mrd. Jahre) sind jedoch weitgehend frei von direkten vulkanischen Einschaltungen wie Tuffe oder Laven und zeichnen sich durch ihre grosse laterale Ausbreitung von Hunderten von Kilometern und grosse Mächtigkeiten von mehreren hundert Metern aus. Auffällig ist das fast völlige Fehlen von zwischengelagerten klastischen Sedimenten, wie Ton-oder Sandsteine. Solche BIFs werden als Lake-Superior-BIFs, nach der gleichnamigen Provinz in Nordamerika, benannt. Die Unterscheidung zwischen Algoma- und Lake-Superior-BIFs ist jedoch heute weniger gebräuchlich, da die Übergänge fliessend sein können und in beiden BIF-Typen vulkanische Zwischenlagen vorkommen.
Es gibt heute keine sedimentären Äquivalente der BIFs. Aus diesem Grund ist die Entstehung der
BIFs noch umstritten. Für die mit Grünsteingürtel vergesellschafteten Algoma-BIFs sind tiefe,
submarine, SiO2- und Fe-reiche Exhalationen, wie sie heute im Atlantis II Graben im Roten Meer beobachtet werden, ein mögliches Genesemodell. Mehrere Genesemodelle bestehen nebeneinander
für die Lake-Superior-Typ BIFs (Abb. 1, Abb. 2), wobei die in den 1950er bis 1960er Jahren
diskutierten lakustrinen Modelle und Flachmeer-Modelle heute nicht bevorzugt werden. Die
Diskussion der BIF-Genese kreist um den Ursprung des Eisens und des SiO2. Da diese BIFs verstärkt um die Zeit vor 2,5 Mrd. Jahren ausgefällt wurden, hat man in früheren Modellen ihre
Entstehung durch einen rapiden Anstieg von freiem O2 in der Hydro- und Atmosphäre erklärt. Man nimmt heute an, dass die altpräkambrischen Meere mit Silica (SiO2) übersättigt waren und deswegen
Kieselsäure kontinuierlich ausgefällt wurde. Für den Ursprung des Eisens in diesen Sedimenten
werden zwei Möglichkeiten angenommen. Einerseits könnte das Eisen in Lösung, als
Verwitterungsprodukt der Kontinente, durch Flüsse in die BIF-Ablagerungsbecken eingetragen
worden sein. Bei dieser Erklärung ist jedoch nicht einsichtig, warum die grössten BIF-Ablagerungen
nur sehr wenig Ton und Sand als Sedimentfracht dieser Flüsse enthalten. Die zweite Möglichkeit ist
das Heranführen des Eisens aus den Exhalationen entlang der Tiefseegräben und ozeanischen
Rücken. Für diese Möglichkeit sprechen v.a. geochemische Argumente, wie die Gehalte an seltenen
Erdelementen in den BIFs. Die Möglichkeit einer biogenen Ausfällung von Eisen und Silica wird auch
zunehmend in Betracht gezogen. Eigentlich stellt die kontinuierliche Ausfällung von Kieselsäure ein
schwierigeres Problem dar als die Ausfällung von Eisen, da sie eine sehr ungewöhnliche Chemie des
Meerwassers verlangt. Einigkeit herrscht heute weitgehend darüber, dass die BIFs Ablagerungen
eines intrakontinentalen Schelfmeeres sind und unterhalb der photischen Zone und der
Sturmwellenbasis in Tiefen von ca. 100-300 m abgelagert wurden. Als Auslöser der Sedimentation
werden Transgressionen (Anstieg des Meeresspiegels) angesehen, während der die flachen
Schelfmeere mit eisenreichen Tiefenwässern bedeckt wurden. Das Eisen wurde entlang der
Durchmischungszone der sauerstoffarmen Tiefenwässer mit der leicht O2 angereicherten (cyanobakterielle Photosynthese) oberen Wasserschicht als Fe2O3 (Hämatit) und Fe3O4 (Magnetit)
ausgefällt (ca. 1% des heutigen Sauerstoffgehaltes, 1% PAL =Present Atmospheric Level). Diese
Sedimentation muss extrem langsam vor sich gegangen sein, mit einer Geschwindigkeit von wenigen Metern pro eine Million Jahren. Sie war von starker vulkanischer Tätigkeit und Eisenzufuhr aus den
entfernten vulkanischen Zentren entlang der Tiefseegräben begleitet.
Vor allem mit den Lake Superior-BIFs sind ausserordentlich wichtige Lagerstätten, hauptsächlich von Eisen und Mangan, verbunden. Dazu gehören, neben der oben erwähnten Provinz Itabira, die
Lagerstätten der Nördlichen Kap- und Transvaal-Provinzen in Südafrika und der Pilbara-Provinz in
Westaustralien. Durch besondere geochemische Bedingungen, als die SiO2-Ausfällung behindert wurde, sind teilweise ausserordentlich reiche Erze entstanden. Solche Bedingungen herrschten z.B. in
kollabierten Karstsystemen der archaischen Carbonatplattformen, an der Basis der BIF-Sedimente.
Die gelösten Carbonate könnten hier als Ursprung der manganhaltigen Lösungen angesehen
werden. Auch spätere Verwitterungsperioden, v.a. im Proterozoikum, in denen SiO2 und Carbonate aus den BIFs gelöst und weggeführt wurden, führten zur Bildung von äusserst reichen Erzprovinzen,
wie des Kuruman-Eisen- und Kalahari-Mangan-Distriktes in Südafrika oder des
Tom-Price-Eisen-Distriktes in Westaustralien. Durch solche Vorgänge bedingt, besitzt z.B. Südafrika
über 90% der Weltreserven an Manganerz und zusammen mit Australien etwa 30% der Weltreserven
an Eisenerz, die in Tagebauen gewonnen werden. In den meisten grossen, präkambrischen gebänderten Eisensteinformationen befinden sich ausserdem Vorkommen von Asbest, die zu der Zeit, als der Asbest noch eine breite Verwendung in der technischen Hütten- und Bauindustrie fand, intensiv abgebaut wurden. Obwohl mit der Verbannung des Asbests aus der industriellen Verwendung die Gesundheitsgefährdung der Bevölkerung durch Abbau und Verarbeitung weitgehend reduziert wurde, ist damit auch eine z.T. seit 100 Jahren blühende Industrie und mit ihr die Lebensgrundlage der Bewohner der Bergbaugebiete vernichtet worden. Vor allem in Südafrika, wo sich die grössten BIF- und Asbestvorkommen der Erde befinden, aber auch in Australien, sind ganze Minensiedlungen und Städte seit den 1980er Jahren verwaist.


Krokydolith (blauer Asbest) und Amosit (grüner Asbest) sind die in den BIFs am häufigsten vorkommenden Asbestminerale. Der Krokydolith entstammt dem Mineral Riebeckit (Na2Fe3+2Fe2+3(Si8O22)(OH)2), mit dem er chemisch identisch ist. Der Krokydolith hat jedoch eine andere, asbesttypische Kristallstruktur. Der Amosit entstammt dem Mineral Grunerit ((Fe+2,Mg)7(Si8O22)(OH)2). Auch Amosit und Grunerit unterscheiden sich nur durch ihre Kristallstruktur voneinander. Vereinfacht kann Grunerit als Riebeckit angesehen werden, in dem Natrium durch Magnesium ersetzt wurde. Die Umwandlung (Metamorphose) geschieht während einer Absenkung der Sedimente in Tiefen mit höheren Temperatur- und Druckbedingungen oder entlang der Kontaktzone zu Intrusivkörpern (Magmatismus).


Der Ursprung des Riebeckits ist umstritten. Teilweise wird angenommen, dass er aus dem sedimentären Mineral Magadiit (NaSi7O13(OH)3·4H2O) während der Diagenese entstand (Entwässerung und Verfestigung des Magadiit-"Schlamms" zu Riebeckit-"Tonstein"). Dies würde ein Hinweis auf eine stark alkalische, natrium-reiche Zusammensetzung des präkambrischen Meerwassers sein. Die zweite Möglichkeit besteht in der Auslaugung des Natriums aus benachbarten, vulkanischen Schichten und Mineralen während der Diagenese im noch nicht völlig verfestigten Zustand des Sedimentgesteins und eine "Riebeckitisierung" von Eisen-"Schlamm". Für die zweite Möglichkeit sprechen viele Sedimentstrukturen und geochemische Untersuchungsergebnisse. Die Rekristallisation des Riebeckits zu Krokydolith-Asbest erfolgte während der Faltung der BIF-Sedimente, als sich innerhalb der Faltenstrukturen meist schichtparallele Räume öffneten und der massige Riebeckit-"Tonstein" bei Druckentlastung in quer zur Schichtung wachsenden Asbestfasern umgewandelt wurde. In der Verwitterungszone der BIFs sind die Asbestfasern teilweise mit SiO2-reichen Wässern durchtränkt worden. Durch diese bleibende Silifizierung sind die Minerale Tigerauge (gold-gelb), Falkenauge (blau) und Bullenauge (rot) entstanden. Das Falkenauge entspricht dem silifizierten blauen Krokydolith-Asbest, während die Farbe des Bullen- und Tigerauges von dem Verwitterungszustand (Oxidation des Eisens) der Asbestfasern vor der Silifizierung abhängt. Dabei ist das Tigerauge das bei weitem häufigste dieser drei zusammen vorkommenden Minerale. Das aus Südafrika stammende Tigerauge ist v.a. in Asien ein beliebter Schmuckstein und wird in der Schmuckindustrie und als Mosaikstein verwendet. Der Abbau von Tigerauge wird als Nebenverdienst auf den Farmen in Südafrika mit einfachen Mitteln betrieben und ist nicht industrialisiert.


Die mit Grünsteingürteln vergesellschafteten BIFs des Algoma-Typs führen oft Gold in abbauwürdigen Mengen. Die Anreicherung hält sich immer an tektonisch und hydrothermal überprägte Zonen. Literatur: [1] ALTERMANN, W. & NELSON, D.R. (1998): Sedimentation rates, basin analysis and regional correlations of three Neoarchean and Paleoproterozoic sub-basins of the Kaapvaal Craton as inferred from precise U-Pb zircon ages from volcaniclastic sediments. - Sediment. Geol. 120, 225-256. [2] TRENDALL, A.F. & MORRIS, R.C. (1983): Iron Formation: Facts and Problems. Elsevier.

Banded Iron FormationBanded Iron Formation 1: Mögliches Genesemodell der Lake-Superior-BIFs: Entlang des Kontinentalhanges steigt durch untermeerischen Vulkanismus Fe2+- und Si-angereichertes und O2-armes Tiefenwasser auf. Bei einem erhöhten Meeresspiegel erreicht es die flachen Schelfmeere mit stromatolithischen Carbonatablagerungen. Nach einer Durchmischung mit schwach O2-haltigem Oberflächenwasser werden Fe-Hydroxide abgelagert und während der Diagenese entwässert (zu Fe-Oxiden umgewandelt). SiO2 (Kieselsäure) wird als Kolloid nach Erreichen der Sättigungsgrenze ausgefällt und auch diagenetisch entwässert. Die so entstehende Wechsellagerung von Fe-reichen und Fe-armen Kieselschiefern bildet die BIF-Sedimente.

Banded Iron FormationBanded Iron Formation 2: Modell eines zonierten, flach-marinen Beckens mit BIF-Ausfällung über einer abgesunkenen, älteren Carbonatplattform als mögliches Genesemodell der Lake-Superior-BIFs und der damit verbundenen Mangan- und Eisenlagerstätten der nördlichen Kap-Provinz, Südafrika. Durch besondere geochemische Bedingungen während der Ablagerung, als die SiO2-Ausfällung behindert wurde oder mehr Mangan als Eisen ausgefällt wurde, entstehen auch in grösseren Tiefen ausserordentlich reiche Erze von über 60% Fe oder Mn. Solche Bedingungen herrschten z.B. in kollabierten Karstsystemen der Carbonatplattformen an der Basis der BIF-Sedimente. Die lange nach der Ablagerung erfolgten, proterozoischen Verwitterungsperioden, in denen SiO2 aus den BIFs gelöst und weggeführt wurde, haben vor allem zur Bildung von reichen Eisenerzprovinzen beigetragen.
 
 

 

 

 
 
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