Lateritische Nickellagerstätten in Neu Kaledonien

1 Einführung

Rund 75% der irdischen Nickelreserven werden durch lateritische Nickelerze dargestellt. Vor der Entdeckung des liquidmagmatischen Sudbury-Komplexes in Kanada waren die Nickellaterite in Neu Kaledonien die bedeutendsten Lagerstätten dieses Metalls der Erde und auch heute sind sie noch mit rund 35% an der Weltnickelproduktion beteiligt. Diese Lagerstätten sind in den meisten Fällen miozän bis sub-rezenter Entstehung und liegen daher auch vielfach in den tropischen bis subtropischen Breiten (Kuba, Neu Kaledonien, Australien, Indonesien, Philippinen, Brasilien), aber es sind auch fossile Vertreter bekannt (Ural, Albanien, Griechenland, Schlesien).
So stellen beispielsweise die sedimentären Karst-Nickelerze von Euböa (Griechenland) eine Trümmereisenerzlagerstätte dar, deren Basis mit bis zu 6% Nickel angereichert ist. Hier wurden während der Kreide die lateritische Verwitterungsdecken umliegender Ophiolithe abgetragen und in flachen Bereichen des Meeres abgelagert. Aus deszendenten Lösungen wurde in den unterlagernden Kalken der Trias und der Jura Nickel wieder ausgefällt.

Das Hauptnickelmineral der Nickellaterite ist der Garnierit (Nickel-Chrysotil), (Ni,Mg) 6 [(OH) 8 /Si 4 O 10 ].
Meist ist dieses Mineral vergesellschaftet mit Nickel-Chlorit (Schuchardit), Nickel-Talk (Willemseit, Nickel-Montmorillonit (Pimelit) sowie mit Chrysopras, einer durch Nickel grüngefärbten Varietät von Quarz. Goethit kann ebenfalls bis 1,5% Ni enthalten.

Einer der bekanntesten Vertreter der Nickellateritlagerstätten ist Neu Kaledonien. Es liegt im westlichen Südpazifik, zwischen 17° und 23° südlicher Breite und 163° und 167° östlicher Länge, rund 1500 Kilometer von der Küste Australien (Queensland) entfernt.

Abb.1.1:Neu Kaledonien

Abb. 1.2:geologische Karte der Hauptinsel(Nach ROUTHIER 1953)

Die Hauptinsel ist rund 400 Kilometer lang und 40 Kilometer breit. Das Klima ist subtropisch, heftige Regenfälle treten vor allem im Sommer (Januar bis März) auf.
Mit gut 7000km ² machen mehr oder weniger serpentinisierte ultramafische Gesteine 1/3 der gesamten Hauptinsel aus (Abb. 1.2). Meist sind es Olivin-reiche Harzburgite und Dunite, untergeordnet auch Lherzolithe, Wherlite etc. Diese Ultramafite wurden im Oligozän auf mesozoische Grauwacken, Schiefer und Sandsteine sowie Basalte des Eozän in Richtung Südwest überschoben.
Von den ultramafischen Massiven ist das südliche Massiv mit gut 5500 km² das größte. Kleinere Massive finden sich entlang der Westküste vom Norden bis hin zu dem südlichen Massiv. In den ultramafischen Gesteinen war Olivin mit 0,3% Ni der Hauptnickelträger, gefolgt von Orthopyroxen mit 0,06%.
So hat ein durchschnittlicher Harzburgit aus der Region um Poro Olivine und Orthopyroxene mit der folgenden Zusammensetzung:

Olivin: Mg 1,82 -Fe 0,8 -Ni 0, 007 (SiO) 4
Orthopyroxen: Mg 0,9 - Fe 0,09 -Ni 0,002 (SiO) 3
Im Jahr 1865 fand der französischer Bergbauingenieur Jules Garnier ein grünes, nickelhaltige Magnesiumsilikat, welches später nach ihm benannt werden sollte. Bereits im Jahr 1875 begann der Abbau. Damals betrug der Nickelgehalt des Erzes noch bis zu 10%. Knapp 100 Jahre später, im Jahr 1974 wurden 7 Millionen Tonnen Erz abgebaut, die rund 2.63% Nickel enthielten. Dieser Abbau entspricht 20 Millionen Tonnen bewegten Gesteins. Heute ist der größte Nickelproduzent, die Societe Metallurgique le Nickel (SLN) in 4 Gebieten tätig: Thio, Kouaoua und Poro an der östlichen Küste sowie Nepui an der Westküste (Abb. 1.2.). Das gewonnene Erz wird nach Noumea verschifft, um in der Hütte von Doniambo verhüttet zu werden. Da die bauwürdigen Erzvorkommen niergends sehr tief unter der Oberfläche liegen, gleichten die Berbauregionen mehr dem terrassenförmigen Reisanbau in bergigen Gegenden als tiefen Tagebauen wie sie aus den Porphyry-Lagerstätten bekannt sind (siehe Foto2).

2 Entstehung der Nickellagerstätte

Um aus einem Gestein, in dem Nickel nur in Spuren vorkommt, eine abbauwürdige Lagerstätte zu machen, muß es zu einer Anreicherung kommen. Hier kommt die tropische Verwitterung ins Spiel.

Die Verwitterung geht von Spalten im Gestein aus, wobei das frische Gestein langsam durch verwittertes Material verdrängt wird. Ultramafische Gesteine sind besonders anfällig für tropische Verwitterung. Olivin ist unter den Bedingungen der Erdoberfläche äußerst instabil und wird leicht aufgelöst. Wenn ein Mineral im Vergleich zu einem anderen unter den gegebenen Bedingungen instabil ist, dann wird leicht das erste Mineral durch das Zweite ausgetauscht. Da Olivin auch das Mineral ist, welches in den Ultramafiten den höchsten Gehalt an Nickel hat, geht mit seinem Zerfall nicht nur Magnesium, sondern auch Nickel in Lösung. Dafür gibt es mehrere Wege:

1) Olivin kann durch Smektit und Goethit ersetzt werden.

4Mg ₂ SiO 4 + 10H +	---->	Mg ₃ Si 4 O 10 (OH) 2	+	5Mg ⁺⁺ + 4H 2 O
Forsterit		Saponit

4O ₂ + 4Fe 2 SiO 4 + 8H +	-->	Fe ₂ Si 4 O 10 (OH) 2	+	6FeO(OH)
Fayalit		Nontronit		Goethit

4Ni ₂ SiO 4 + 10H +	-->	Ni ₃ Si 4 O10(OH) 2	+	5Ni ⁺⁺ + 4H 2 O
Ni-Olivin		Pimelit

Abb. 2.1:Löslichkeiten von Mineralen. Die graue Zone stellt die in Lateriten realisierten Bedingungen dar.( Nach GOLIGHTLY 1979)

Abb. 2.1 zeigt uns, daß unter den normalerweise während der Verwitterung herrschenden Bedingungen die Talke diejenigen Magnesiumsilikate mit der geringsten Löslichkeit sind. Unter mehr sauren Bedingungen kann auch Quarz ausgefällt werden.
Ein weiterer Weg, Nickelsilikate zu erhalten läuft über Austauschreaktionen. Insbesondere bei Mineralen mit variabler chemischer Zusammensetzung, wie sie bei Serpentinen, Smectiten und anderen in den Lateriten vorkommenden Silikaten typisch ist. Dabei ist die hier interessante Reaktion der Austausch von Nickel gegen Magnesium, wobei im Bodenwasser gelöste Nickelionen Magnesium in den Serpentinen verdrängen.

Mg ₃ Si 2 O 5 (OH) 4 + 3Ni ++ (aq) <-> Ni ₃ Si 2 O 5 (OH) 4 + 3Mg ++ (aq)

Bei dieser Reaktion liegt das Gleichgewicht auf der rechten Seite, Nickel ist also stabiler im Serpentin
und Magnesium in der Bodenlösung. Nach GLIGHTLY (1979) ist das NI/Mg-Verhältnis in Serpetin 10⁴-fach größer als in der Bodenlösung, wenn beide im Gleichgewicht miteinander stehen.

Die unterschiedliche Löslichkeit der Minerale führt zu einer Zonierung des vollständigen Lateritprofils. Dabei finden sich die am leichtesten löslichen Minerale an der Basis, die mit der geringsten Löslichkeit werden hingegen an der Oberfläche konzentriert. Grob kann das Profil in zwei Zonen unterteilt werden, die in sich in weitere Horizonte aufspalten. ( Abb. 2.2)

1. Limonit-Zone
Hier ist die Struktur des Ausgangsgesteins vollständig zerstört, es herrschen Eisenhydroxide, meist Goethit, vor. Dies ist die Lateritdecke sensu strictu.
a) Eisenkruste
b) Roter Laterit, Mischung aus Goethit und anderen Eisenhydroxiden.
c) Gelber Laterit, meist feinkörniger Goethit.

2. Saprolit-Zone
Diese Zone wird von SiO ₂ und Magnesium dominiert, die Strukturen des Ausgangsgesteins sind noch mehr oder weniger erkennbar.
In den tieferen Lagen dieser Zone finden sich auch noch Minerale des ursprünglichen Gesteins.
d) Erdiger oder Weicher Saprolit
e) "Steiniger" Saprolit, mit mehr oder weniger verwitterten Bruchstücken des ursprünglichen
Peridotites.

Abb. 2.2.: Beschreibung der Horizonte und chemische Variationen in einem typischen Lateritprofil von Neu Kaledonien. Nach GUILBERT 1986, chemische Daten nach TROLY et al. 1979.

In Neu Kaledonien wird nur das saprolitische Material abgebaut, denn hier finden sich die Nickelsilikate mit Nickelgehalten von 1,3 bis 2,5 %. In der Limonit-Zone unterhalb der Eisenkruste kann der Goethit aber ebenfalls bis zu 1,5 % Ni enthalten, die Eisenkruste ist hingegen an Nickel verarmt.
Die Abfolge kann in manchen Lagerstätten unvollständig sein, so ist in der Lagerstätte Morro do Niquel in Brasilien die lateritische Zone der Erosion zum Opfer gefallen.

Wie durch die vorangegangenen Betrachtungen zu erwarten, ändert sich auch der Chemismus von Horizont zu Horizont, wie (Abb. 2.2) deutlich zeigt.
So unterscheidet sich z.B. die chemische Zusammensetzung in der Zone der Ni-Silikate nicht wesentlich von der des Ausgangsgesteins, wenn man von der deutlichen Anreicherung von Nickel einmal absieht. Nickel ist in dieser Zone auf bis zu 3 % angereichert.
Drastische Änderungen im Chemismus erfolgen dagegen an der Grenze zur Limonit-Zone. Hier steigt der Ni-Gehalt nochmals kurz an, um dann gegen die Oberfläche wieder abzunehmen, wobei er aber gegenüber dem Ni-Gehalt des Ausgangsgesteins immer noch leicht angereichert ist.. Genauso sinkt der Gehalt an SiO 2 und MgO stark ab und erreicht minimale Werte. Al 2 O 2 und Fe 2 O 3 erreichen in der Limonit-Zone dagegen Höchstwerte.

Der Nickelgehalt der Limonit-Zone beruht auf einer Rückstandsanreicherung, dagegen ist derjenige der Saprolit-Zone durch die nickelhaltige Bodenlösung aus der Limonit-Zone dorthin transportiert worden.
Deutlich wird dies bei der Betrachtung der Verhältnisse von Fe, Al, Cr und Ni ( Abb. 2.3 ). In jedem Anreicherungsprozess zeigen diejenigen Elemente, die nicht abgeführt werden, stets gleiche (oder ähnliche) Elementverhältnisse. Dies trifft mehr oder weniger auf die Verhältnisse von Fe, Al und Cr zu, Aufgrund der geringen Löslichkeit der dazugehörigen Minerale wie Eisen- und Aluminiumhydroxide und Chromite. Die Verhältnisse von Al/Fe und Cr/Fe zeigen uns also deutlich, daß diese Elemente residual konzentriert wurden.
Dagegen weicht das Verhältnis von Ni/Fe im Profil stärker ab. Es reicht von 0,04 im Ausgangsgestein hin zu 0,25 im felsigen Erz, um darauf wieder auf 0,01 im roten Limonit zu fallen.

Abb 2.3:Al/Fe, Cr/Fe und Ni/Fe Verhältnisse der verschiedenen Horizonte in einem Laterit Neu Kaledoniens Analysen nach TROLY et al. 1979

Zusammenfassung

Der Transport von Nickel aus der Limont-Zone findet nur statt, wenn die Akkumulierung von Nickel in dieser Zone die Fähigkeit der dort vorherrschenden Minerale wie Goethit überschreitet, Nickel einzubauen. Der überschüssige Nickel wird in tiefere Zonen des Profils transportiert. Mit weiterem Verlust von Nickel aus der Limonit-Zone ist bei der Rekristallisation der dortigen Minerale zu rechnen.
Bei den mehr oder weniger stark verwitterten Serpentiniten in tieferen Zonen des Profils, die einen Teil ihres Magnesiums eingebüßt haben, kann statt dessen Nickel eingebaut werden, wobei der Verlust von Magnesium und der Einbau von Nickel als gleichzeitig anzusehen sind.

Fotos

Blick über Noumea, die Hauptstadt Neu Kaledoniens in Richtung Bergland. In den Bergen regnet es.

Bergbaugebiet bei Kouaoua im südosten Neu Kaledoniens. Aufgrund der geringen Tiefenlage der Erze werden die Berge terrassenförmig abgetragen.

Kennzeichnend ist der allgegenwärtige rote Boden aus Lateriten.

Konkretionen aus Eisenhydroxiden bedecken den Boden.

Garnierit als Spaltenfüllung (rote Pfeile) und in nieriger Ausbildung, vergesellschaftet mit Chrysopras

Literatur

Dixon, C.J. (1979): Atlas of economic mineral deposits. Chapman & Hall, p. 18 ff.

Golightly, J.P. (1979): Nickeliferous Laterites: A general description. International Laterite Symposium, pp. 3-23.

Guilbert, J. (1986): The geology of ore deposits. Freeman, pp. 783 - 789.

Langer, E. (1969): Die Nickellagerstätte des Morro do Niquel in Minas Gerais, Brasilien. Ihr Aufschluß, ihre Bemusterung und Bewertung. Bornträger, Stuttgart.

Schellmann, W. (1983): Geochemical principles of lateritic nickel ore formation. Proc. of the II international Seminar on Lateritic Processes. pp. 119-135.

Troly, G., Esterle, M., Pelletier, B., Reibell, W. (1979): Nickel deposits in New Caledonia. Some factors influencing their formation. International Laterite Symposium, pp. 85-119.

Der Aufsatz ist erschienen: Lateritische Nickellagerstaetten in Neu Kaledonien. Aufschluss 52, Maerz/April, p. 79-83, Heidelberg 2001

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