Lagerstätten
Chemische Ausscheidungslagerstätten
Kalkgesteine sind sedimentäre Gesteine, welche einen überwiegenden Gehalt an Calciumcarbonat aufweisen, ohne Berücksichtigung, wie sie entstanden sind. Nach ihrer Entstehung werden sie in marin, festländisch, limnisch und klastisch gebildete Kalkgesteine differenziert.
Aufgrund einer nicht eindeutigen oder tw. fehlenden Nomenklatur der Sedimentite gibt es unterschiedliche Klassifikationsmodelle, darunter nach chemisch-mineralischem Prinzip, nach Art der Ablagerung, nach Sedimentationsräumen oder nach dem organogenen Anteil.
So werden von manchen Autoren Kalksteine und Dolomite einerseits als die maritim entstandenen Karbonate, limnisch abgelagerten Seekalke und Kalksinter als chemisch-biogene Sedimente bezeichnet; andere Autoren erlauben auch eine Zuordnung der Kalksteine und Dolomite zu den Evaporiten. Auch eine scharfe Differenzierung der Entstehung von Kalksteinen und Dolimiten zwischen Präzipitaten (Ausfällungsgesteinen) und Evaporiten (Eindampfungsgesteine)ist nicht immer gegeben. Für die sehr unterschiedlichen Kalksteintypen gibt es kein allgemeingültiges Klassifikationsschema. Letztlich werden chemisch-biogene Sedimentite, darunter besonders Kalk- und Dolomitgesteine, als Neubildungen betrachtet.
Anmerkung
Wegen ihrer bedeutend geringeren Löslichkeit werden die Erdalkali-Carbonatminerale (z.B. Calcit,
Aragonit, Dolomit, Magnesit), die Carbonate aufbauen, nicht zu den eigentlichen Evaporiten gezählt.
Die gewaltigen Kalksteinmengen der Erde wurden über Jahrmillionen unter anderem von unzähligen Lebewesen produziert, welche in den Meeren beheimatet waren und noch sind. Im Meerwasser ist die Löslichkeit von CaCO3 höher als im Süßwasser und nimmt mit steigendem Salzgehalt zu. Wasserpflanzen brauchen das im Wasser vorhandene CO2 ständig; dadurch wird das Lösungsgleichgewicht kontinuierlich gestört und dadurch CaCO3 ausgefällt. Das dann zu Boden sinkende Calciumcarbonat bildet so nach und nach einen zellig-porösen Kalktuff, der sich dann wiederum in Jahrmillionen verfestigt und die uns bekannten Kalksteine, bzw. dann durch diagenetische Umbildung Dolomit bildet.
Dolomit ist als Gestein weltweit verbreitet und tritt naturgemäß oft mit Kalkstein vergesellschaftet auf. In Europa sind Dolomite in den geologisch jungen alpidischen Gebirgen (z. B. den Dolomiten) sehr häufig zu finden. Deutsche Vorkommen von Dolomit und dolomitischen Kalksteinen gibt es vor allem in West- und Süddeutschland, so in der Eifel, im Ostwestfälischen Bergland, auf der Schwäbisch- und auf der Fränkischen Alb. aber auch am westlichen und südlichen Harzrand, im Thüringischen Schiefergebirge und in Teilen des Vorspessarts kommt Dolomit vor. Sehr mächtige Dolomitvorkommen finden sich in der Schweiz in den Alpen, auch in den bayrischen Vorbergen. Das einzige abbauwürdige Vorkommen in Ostdeutschland befindet sich in Sachsen - bekannt als Ostrauer Plattendolomit. Kleinere Vorkommen finden sich auch an Mosel und Sauer (Trier bis Perl).
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Dolomitgesteine sind entweder durch die primäre Ausfällung von Dolomit oder viel wahrscheinlicher durch die sekundäre Dolomitisierung von Kalkschlamm entstanden. Relativ häufig sind Riffgesteine dolomitisiert. Das mag teils an der Porosität des Riffes liegen, die selbst in größerer Versenkung eine Zirkulation der Lösungen ermöglicht; teilweise (zumindest bei Korallenriffen) auch daran, dass der Korallenkalk aus dem instabilen Mineral Aragonit besteht, somit die Umwandlung leichter geht.
Hinweis: Siehe auch den Aufsatz „dolomite“ in der englischen Wikipedia (ETH Zürich). Hier wird durch neuere Forschungen die Bedeutung von Schwefelbakterien und Fäulnis für die Entstehung von Dolomit an rezenten Beispielen von Lagunen in Brasilien angegeben. (Quelle: s.u.)
Dolomitisierung ist der Begriff für diagenetische Prozesse, welche zur Bildung von Dolomitgestein (Dolomitstein oder nur Dolomit) führen. Es ist bis heute noch nicht eindeutig geklärt, wie Dolomit entsteht; man nimmt an, dass Dolomit aus Kalkstein oder kalkhaltigen Gesteinen in einer diagenetischen Früh- und in einer Spätphase gebildet wird.
In der Frühphase wandelt sich Calcit mittels Meerwasser in Magnesium-haltigen Dolomit um, wobei die Gefügemerkmale des Kalksteins, wie Schichtung und Fossilien, erhalten bleiben. Duch fortlaufende Eindunstung von Salzlösungen erhöht sich der Magnesiumgehalt und fördert damit die Diagenese; nicht selten entstehen Dolomite in Wechsellagerung mit Salzgesteinen. Hierbei entstehen auch winzige Dolomitkristalle.
Bei der Spätdiagenese, welche außerhalb des Meeres durch Magnesium-haltige Wässer in verfestigtem Kalkstein stattfindet, werden Calcitkristalle durch das Mineral Dolomit (Magnesiumspat) metasomatisch ersetzt, die originalen Gefügemerkmale verschwinden, Feinschichtung und Fossilien fehlen in der Regel. Das entstandene Dolomitgestein ist charakteristisch massig und besitzt ein grobkörniges Gefüge. Die entstandenen Dolomitkristalle sind um ein Vielfaches größer als während der Frühdiagenese.
Die Umwandlung von Kalkstein zu Dolomit führt zu einer Volumenabnahme bis 13 %, was sich durch erhöhte Porosität bemerkbar macht. Bzw., je stärker das Gestein dolomitisiert ist, desto größer ist seine Porosität.
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Kreide ist ein nur gering verfestigtes Sedimentgestein. Es handelt sich dabei um eine weichere, weniger verdichtete Form aus weißem oder hellgrauem Kalk, der oft mit dem Messer geschnitten werden kann und als industrieller Rohstoff abgebaut wird.
Kreide besteht aus Calcit, ohne Beimengungen von Magnesiumcarbonat und setzt sich aus Foraminiferenschalen, Coccolithen und amorphem Kalkschlamm zusammen.
Die in den Meeresablagerungen von Norddeutschland, Dänemark und England vorhandenen Kreideschichten entstanden im geologischen Zeitalter der Oberkreide, als die Ozeane einen Minimalwert des Mg/Ca-Verhältnisses erreicht hatten. Trotz späterer Überdeckung mit anderen Sedimenten hat sich keine wesentliche Verdichtung und Verfestigung (Diagenese) ergeben. Dadurch besitzen die Kreidelagerstätten eine durchschnittliche Porosität von 40 % am Gesamtvolumen. Diese Porenstruktur ist makroskopisch nicht erkennbar.
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Gips kann durch Auskristallisieren aus Calciumsulfat-übersättigtem Meerwasser entstehen. Aus reiner wässriger Lösung kristallisiert Calciumsulfat unterhalb von 66 °C stets als Gips, oberhalb von 66 °C als Anhydrit. Wegen seiner geringen Wasserlöslichkeit bildet sich Gips als erstes Mineral noch vor dem Anhydrit oder aber durch Hydratation von Anhydrit. Gips wird analog dem Salz in abgeschnürten Meeresbecken oder Binnenseen, in welchen die Zufuhr von Frischwasser über lange Zeit hinweg geringer ist als die Verdunstung, chemisch ausgefällt. Mit zunehmender Überdeckung durch andere Gesteine wandelte sich der Gips durch Entwässerung in Anhydrit um. Der heute oberflächennah vorkommende Gipsstein ist durch erneute Wasseraufnahme des Anhydritsteins entstanden.
Man findet Gips aber auch als Verwitterungsprodukt sulfidischer Erze und in vulkanischen Schloten (sogenannte White Smoker), wo er durch Reaktion von austretender Schwefelsäure mit Kalkstein entstehen kann. Die natürlichen Lagerstätten sind meist mit Beimengungen versehen, die eine Parallelentwicklung bzw. aufeinanderfolgende Bildung verschiedener Minerale (Paragenese) begünstigen. So tritt Gips in Paragenese unter anderem mit Anhydrit, Aragonit, Calcit, Coelestin, Dolomit, Halit und Schwefel auf.
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Gips ist weltweit verbreitet; es sind über 4.000 Vorkommen bekannt. Wichtige Lagerstätten in Deutschland sind Osterode am südlichen Harzrand, bei Eisleben in Sachsen-Anhalt, Borken bei Kassel und im Segeberger Kalkberg, als Bestandteil der Grabfeld-Formation („Gipskeuper“) auch im Steigerwald, der Frankenhöhe und nördlich der Schwäbischen Alb. , bei Fulda-Werra-Bergland, im nordhessisches Bergland,in Franken und Baden-Württemberg (vom Grabfeld über den Raum Iphofen bis nach Rothenburg o.d.T. und weiter nach Crailsheim - Schwäbisch Hall sowie im Neckartal). (Staatl. Geol. Dienste Deutschland)
In Österreich gibt es Lagerstätten in Preinsfeld bei Heiligenkreuz, Puchberg am Schneeberg, Wienern am Grundlsee, Spital am Pyhrn, Moosegg bei Golling, Abtenau und Weißenbach am Lech.
In der Lagerstätte Naica (Chihuahua, Mexiko) wurden Gips-Riesenkristalle von bis zu 15 Meter Länge entdeckt. Des Weiteren konnte Gips auch in Mineralproben vom Meeresboden der Barentssee (Arktischer Ozean), des Mittelatlantischen Rückens sowie außerhalb der Erde auf dem Mars (Juventae Chasma, Margaritifer Terra) nachgewiesen werden.
Anhydrit kommt am häufigsten in Evaporit-Lagerstätten zusammen mit Gips vor und wurde erstmalig aus einer Salzgrube nahe Hall in Tirol beschrieben.
Anhydrit bildet sich oft als Verdunstungsprodukt von Meerwasser bei Temperaturen über 66 °C . (Bei niedrigeren Temperaturen bildet sich Gips). Anhydrit kann sich aufgrund seiner schweren Wasserlöslichkeit direkt aus überhitztem Meerwasser ablagern oder aber zusammen mit Gips und Halit bei Verdampfung derselben entstehen. Es wird angenommen, dass die heutigen Anhydritsteinvorkommen ursprünglich als Gipsschlamm abgelagert wurden. Meist ist Anhydrit mit Calcit, Cölestin, Dolomit, Magnesit, Polyhalit, Sylvin und Schwefel assoziiert.
Anhydrit kommt auch in der Umgebung flacher Gezeitenzonen in den persischen Sebhkas in Form diagenetisch gebildeter Knollenablagerungen vor. Im Querschnitt haben solche Knollen ein netzförmiges Aussehen und werden als "Chicken wire Anhydrite" bezeichnet. Knollenförmiger Anhydrit kommt auch als Ersatz von Gips in einer Anzahl unterschiedlicher sedimentärer Lagerstätten vor.
Massiver Anhydrit bildet nicht selten das Hutgestein (bzw. den Anhydrit-Hut) von Salzstöcken (Salzdom, Diapir). Etwa 1-3% des Salzes eines Salzstocks ist Anhydrit und bleibt in der Regel als Deckgestein übrig, wenn sich das darunterliegende Salzgestein durch Porenwasser entfernt.
Anhydrit nimmt bei kurzfristiger Feuchtigkeitseinwirkung kein Wasser auf. Steht er aber unter permanenter Feuchtigkeitseinwirkung, so verwandelt er sich langsam zu Gips. Je näher der Anhydrit an der Erdoberfläche liegt, desto eher und leichter verwittert er durch Absorption zirkulierender Wässer zu Gips.
Dabei kommt es zu einer Volumenszunahme, die mitunter sprengend wirken kann. So können im Bergbau Anhydritschichten durch Grubenwasser "anwachsen", die Stollen verengen (Zwergenlöcher, Quellungshöhlen) oder Hebungen verursachen. Das ist beispielsweise auch im Straßen- und Tunnelbau zu beachten.
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Weltweit sind mehr als 1.000 Anhydrit-Lagerstätten bekannt. Deutsche Anhydritvorkommen befinden sich im Schwarzwald, bei Heilbronn, Müllheim und auf der Schwäbischen Alb in Baden-Württemberg; in Franken und Oberbayern; an mehreren Orten in Hessen und Niedersachsen; bei Aachen, Rheinberg und im Sauerland, in der Eifel; bei Saarbrücken und Saarlouis, im Harz, im Erzgebirge und bei Zwickau in Sachsen; bei Bad Segeberg sowie bei Gera, im Kyffhäuser und im Thüringer Wald. Vorkommen in Österreich sind bei bei Pöttsching im Burgenland, in den Gailtaler Alpen und den Karnischen Alpen in Kärnten, am Semmering in Niederösterreich, an mehreren Orten von Salzburg und der Steiermark, in Nordtirol sowie in Oberösterreich.
Phosphaterze werden drei unterschiedlichen Lagerstättentypen zugeordnet:
- magmatogene Apatit-Lagerstätten
Magmatogene Phosphorlagerstätten bestehen aus Apatiterzen, die in fast allen magmatischen Gesteinen vorkommen. Abbauwürdige Anreicherungen finden sich besonders in SiO2-armen Magmatit-Lagerstätten. Charakteristische magmatogene Vorkommen sind Apatitanreicherungen an Ringintrusionen (Intrusion) von Alkaligesteins-Carbonatit-Komplexen gebunden, z.T. als Beiprodukt von anderen Vererzungen und z.T. in eluvialer Anreicherung (z.B. Palabora-Komplex in Südafrika, Chibiny-Gebirge auf der Kolahalbinsel, in Russland, Finnland).(siehe gesondertes Kapitel/Magmatogene Lagerstätten)
- marinsedimentäre Phosphorit-Lagerstätten
Marinsedimentäre Phosphorit-Lagerstätten sind durch chemisch-biologische Ausfällung von Phosphaten entstanden. Die Ausfällungen sind übliche Vorgänge im marinen biogenen Kreislauf, wenn kalte phosphatreiche Wässer mit wärmeren phosphatarmen Wässern der Äquatorzone in Berührung kommen. Bevorzugte Bereiche für diesen Lagerstättentypen sind Plattformgebiete in stabilen Schelfbereichen mit nur geringer klastischer Sedimentation zwischen den 40. Breitengraden.
Lagerstätten befinden sich in den USA, in der Westsahara, Marokko, Algerien, Tunesien, Jordanien und Kasachstan.
Die wichtigsten Lagerstätten dieses Typs werden unten detailliert beschrieben. (Quelle: u.a. GETHKE-ALBINUS,K., 2012)
Durch Vögel oder Fledermäuse ausgeschiedenes Guanin (vermischt mit Harnsäure) bildet durch Verwitterung Guano, besonders auf kalkreichen Böden. Hierbei wird unter niederschlagsreciehn Bedingungen der Vogeldung ausgelaugt, das damit getränkte Wasser sickert in die Tiefe und imprägniert die dortigen Kalksande. Dabei entstehen insbesondere phosphorsaure Kalke und harter Rockguano.
Auf Inseln mit großen Mengen von Vögeln kann die Guano-Schicht sehr dick werden, was die wirtschaftliche Ausbeutung von Vogel-Hinterlassenschaften überhaupt erst ermöglicht. Die Insel Nauru verdankte ihren zeitweisen Reichtum dem Abbau großer Phosphatvorkommen (bis zu 90 % rein). Die Entstehung der Phosphorite, Nauruit genannt, ist nicht zweifelsfrei geklärt, vermutlich geht sie aber auf Guano in Verbindung mit Riffkalk zurück. Der Phosphatabbau war bis zum Jahre 2000 Haupteinnahmequelle der Insel. (s.a. Kapitel: Sonstige biogene Lagerstätten)
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Phosphorit ist ein marines Sedimentgestein, welches schichtgebunden mit anderen marinen Gesteinen, meistens mit Kalken auftritt. Es besteht aus einem Gemenge von Apatit und organischen Komponenten. Die organischen Komponenten sind oft erkennbar. Werden Phosphorite aufgeschlagen, entweicht in vielen Fällen ein fauliger Geruch. Falls nicht umgelagert, sind sie mit Kalkgestein, Grünsand oder Grünsandstein verbunden. Phosphorite kommen als traubenförmige Knollen, Krusten und Konkretionen in marinen Tonen vor. Die Phosphoritkörner bilden wulstige und knollige Oberflächen, der Mineralbestand mit bloßem Auge nicht erkennbar ist. Der Hauptbestandteil sind die Mineralien Carbonat-Fluorapatit (Ca5(F,OH,CO3)/(PO4)3), das zum größten Teil organischer Herkunft ist, sowie Calcit. Phosphorit kommt häufig in Verbindung mit grünem Glaukonit vor.
Die mengenmäßig überwiegende biologische Entstehung von Phosphorit geschieht auf verschiedene Weise. Ein Großteil der Phosphorite entsteht über die Anreicherung von Phosphor in Phytoplankton und tierische Exkremente ( s. > Guano) oder den Einbau in Hartteile wie Knochen und Chitin-Panzer. Manche Vorkommen werden als Stoffwechselprodukt von Schwefelbakterien angesehen.
Die chemische Entstehung von Phosphoriten geht auf die direkte Ausfällung aus dem Meereswasser zurück oder auf den metasomatischen Einbau von Phosphat in kalkreiche Sedimente. Phosphorite entstehen vorwiegend in flachem Meer in der Nähe des Außenkante des Schelfs, an der kühles, phosphatreiches Meereswasser aufströmt. Da die Löslichkeit des Phosphats von der Temperatur abhängt und in kaltem Wasser mehr Phosphat löslich ist, wird das Phosphat durch chemische wie auch biologische Abläufe gebunden.
Die Lösung und Wiederausfällung von Phosphat spielt eine wichtige Rolle bei der Entstehung sekundärer Phosphoritlagerstätten. Ein Beispiel für die damit verbundenen, sehr verschiedenartigen Prozesse ist die Entstehung von Phosphoriten in niederschlagsreichen Gebieten aus Guano, oder aber die Phosphoritisierung verkarsteter devonischer Kalksteine in der Lahnmulde im Rheinischen Schiefergebirge.
Schalstein ist ein gut geschichtetes, oft Petrefakten führendes diabasisches Trümmergestein, das, gewöhnlich mit Diabas, Kalkstein, Roteisenstein und Phosphorit vergesellschaftet, mächtige Schichtensysteme besonders im Devon Thüringens, Nassaus und des Harzes und im Silur Böhmens bildet. Der gewöhnlich grünliche, gelbliche oder rötlichviolette, auch bunt gefleckte Schalstein enthält meist sehr viel Kalkspat (über 30 Proz.), teils in Nestern und Trümern, deren Auswitterung löcherige Gesteine erzeugt, bald in Adern, die das Gestein netzförmig durchschwärmen und eine brekzienartige Struktur hervorrufen, auch in Mandeln (Blatterstein). Der Kalkspat bildet sich bei Zersetzung des Feldspats und Augits der Diabastrümmer, dabei entsteht zugleich aus dem Augit und Magneteisen Roteisenerz und aus dem Apatit des Diabases Phosphorit, der ab und zu in reinen Massen erscheint.
Quelle: Meyers Konversationslexikon 1885-1892
Phosphorite sind oft dichte, erdige auch lockere Mineralgemenge, die gesteinsbildend in mächtigen Lagen vorkommen können. Phosphatlagerstätten sind zum weitaus überwiegenden Teil sedimentäre Bildungen, gebunden an marine Transgressionen über flache Absenkungsbereiche, wie bei Riftprozessen (z.B. früher Atlantik), in niederen geographischen Breiten. Es sind flözartige Anreicherungen (Flöz) von Phosphorit (ein feinkristalliner, ursprünglich kolloidal ausgeschiedener Apatit organischer Herkunft) an der Basis oder als Verdrängung von carbonatischen Schichten, z.T. mit Uran-Anreicherungen. Das Hauptvorkommen liegt in kretazäischen und alttertiären Schichtfolgen Nordafrikas (Südrand der Tethys) und des Atlantiks (wichtige Produzenten sind Marokko und Florida). (GeoDZ)
Der Phosphorit war/ist fast überall an den Massenkalk gebunden, ähnlich den Eisen-Manganerznestern in der Lahngegend und entstand auch zeitgleich.
In Deutschland gibt es einen Phosphoritknollenhorizont bei Leipzig.
Die Gewinnung von Phosphorit war in der Umgebung früher zwischen Wetzlar und Katzenelnbogen häufig, die Gewinnung dieser Lahnphosphorite fand vor allem zwischen 1865 und 1890 statt. Diese vermutlich tertiären Phosphorite wurden vom Ende des 18. Jahrhunderts bis Anfang des 20. Jahrhunderts mit Unterbrechungen in der „Eisenerzgrube Zollhaus“ an der Straße nach Mudershausen Eisenerz abgebaut. Die Grube gehörte zur Grube Bonscheuer. 1905 betrieb die Friedrich Krupp AG insgesamt 19 Grubenfelder im Gebiet der Aar unter dem Namen „Zollhaus“. Die Grube Barbara bei Mudershausen wurde 1957 als letzte Grube des Grubenkomplexes stillgelegt.
Die Grube umfasste etliche Grubenfelder zwischen Murdershausen und Allendorf bei Katzenelnbogen, die Ende des 19. Jhd. von der Firma Krupp gekauft und zur Grube Zollhaus konsolidiert wurden. Die Lösung der Rot- und Brauneisensteinlager erfolgte über den Barbarastollen, dessen Vortrieb 1904 in Angriff genommen wurde. 1905 hatte der Stollen bereits eine Länge von 900 m erreicht und 1906 wurde das erste Lager im Grubenfeld "Tiefe Gräben" in Abbau genommen. Insgesamt wurden 12 Brauneisenstein und 8 Roteisensteinlager über den Barberastollen abgebaut. Als der Abbau 1961 eingestellt wurde, hatte der Stollen 4300 m und reichte von Murdershausen bis Allendorf. Die Gesamtstollenlänge umfasste ca. 8000 m.
In Staffel baute die Grube Concordia eine der größten Phosphoritlagerstätten im Lahn Dill Gebiet ab. Die Grube war bis in den 2. Weltkrieg in Betrieb.
In der Gemarkung Oberneisen fand Bergbau auf Roteisenstein und Phosphorit statt. Anfänge muss es bereits vor 1648 gegeben haben, da in diesem Jahr erstmals der Flurname "In der Eysengrub" auftaucht. Tatsächlicher Tiefbergbau begann erst deutlich später in der Grube Rothenberg, von der Reste von Betriebsgebäuden und der Halden noch erhalten sind. Weiterhin geb es Größere Abbaue bei Dehrn( Grube Wilhelmine), Offenheim und Kubach.
Heute sind, wie meistens, nur noch Relikte des alten Bergbaus vorhanden, neben dem Barberastollen mit Halde, befindet sich ein weiterer Stollen NW von Murdershausen. Weiterhin weisen zahlreiche Halden und Pingen im Wald auf Abbautätigkeit hin
Marokko besitzt 75% der weltweiten Phosphatreserven, ist der weltgrößte Exporteur (28% des globalen Marktes) sowie der drittgrößte Erzeuger (20% der globalen Produktion). Im Jahr 2005 erzeugte Marokko 27.254 mio t Phosphat und 5.895 mio t Phosphat-Derivate. Für das Jahr 2017 sind 50 mio t Phosphatgeplant.
Phosphatabbau, Aufbereitung und Export sind seit 1920 in der Hand des Staates, bzw. deren Gruppe OCP (Office Chérifien des Phosphates) (kurz OCP) mit Sitz in Casablanca. OCP baut umfangreiche, auf 85 mio t geschätzte, Phosphatvorkommen ab und stellt Phosphatprodukte her. Es ist der größte Anbieter von Phosphaten auf dem Weltmarkt.
Die Lagerstätten, bzw. Lagerstättenbezirke sind außergewöhnlich groß; sie erstrecken sich vom Nordrand des Hohen Atlas von SW nach NE; die größte Ausdehnung ist das Phospatplateau von Khouribga bis Oued Zem, einem Teil der marokkanischen Meseta.
Die Lagerstätten liegen in drei geografischen Bereichen: Bei Kouribga (120 km SE von Casablanca), bei Youssoufia (90 km N von Marrakech) und bei Ben-Guérir (90 km NW von Marrakech) Die Lagerstätten wurden sedimentär gebildet, das Phosphoriterz tritt in Sanden und Kalksteinen, bzw. vermischt mit Sand und Kalkmergeln auf. Marokkanische Phospate gehören zu den weltweiten Erzen mit den höchsten P2O5-Gehalten.
Die Phosphate wurden im Eozän vor ca. 60 bis 70 Ma in einem flachen und warmen Meeresgolf durch chemische Ausfällung aus aufsteigenden Tiefenwässern gebildet. Die Quelle des Phosphor lag in phosphorhaltigen Gesteinen in größeren Meerestiefen.
Khouribga - Oued Zem ist die größte Phosphatlagerstätte der Welt. Über einer hercynischen carbonatischen Plattform liegen die Phosphate hier zwischen der obersten Kreide (Maestrichtien) und dem Eozän (Montien bis Lutetien) in einem ca 20 m mächtigen Schichtkomplex aus Mergel, Ton, Kalk und Phosphat. Der Abbauhorizont Ypresien ist die reichste Schicht (Couche I bis Couche 0) und ca 1,5 bis 2,5 m mächtig. Der Phosphatgehalt beträgt ca. 75-77%. Der Abbau erfolgt übertage. (BÄR, O., 1968)
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Das Gebiet der Westsahara liegt im Nordwesten Afrikas an der Küste zum Atlantischen Ozean und umfasst eine Fläche von 266.000 km². Es teilt sich geografisch in einen nördlichen Teil, der zur spanischen Kolonialzeit etwa die Provinz Saguia el Hamra bildete und in dem flach gewellte Kies- und Geröllwüsten (Hammada) überwiegen. Das Gelände steigt von der Küste ins Landesinnere allmählich bis in eine Höhe von etwa 400 Meter, mit den höchsten Erhebungen über 700 Meter im Norden nahe der algerischen Grenze.
Weite Teile des Landes sind wirtschaftlich noch unerschlossen, das Straßennetz ist dünn. Zu den wesentlichen Wirtschaftszweigen gehört der Phosphatbergbau bei Bou Craa, welcher mit dem Hafen von El Aaiún mit dem längsten Förderband der Welt verbunden ist.
Die Phosphat-Lagerstätte Bou Craa (arabisch أبوكراع liegt 100 Kilometer SE von El Aaiun. Das Phosphaterz wird über das weltweit längste Förderband über 100 Kilometer nach El Aaiun an die Küste des Atlantiks transportiert.
Die Phosphatvorkommen der Region wurden 1947 zufällig entdeckt, als der spanische Geologe Manuel Alia Medina Gesteinsproben auswertete, um das Alter von Hammada-Formationen zu datieren. Nachdem er einen 27-prozentigen Phosphatanteil gefunden hatte, wurde er mit der weiteren Untersuchung beauftragt. In einem in El Aaiun eingerichteten Labor analysierte er Proben mit 50–60 Prozent Phosphat, einen für den Abbau lohnenden Gehalt. 1962 wurde das Unternehmen Empresa Nacional Minera del Sáhara SA (ENMINSA) gegründet, das die Phosphatvorkommen von Bou Craa auf bis zu 2000 Millionen Tonnen innerhalb einer Fläche von 1200 Quadratkilometern schätzte. Für die gesamte Region wurde die fünffache Menge geschätzt.
Bou Craa gilt als weltgrößte Phosphatlagerstätte.
Florida ist der US-größte und einer der weltgrößten Phosphatproduzenten. Die wichtigsten Lagerstätten werden in den Counties Citrus und Marion abgebaut und erstrecken sich über ein Gesamtgebiet von N nach S zwischen den Counties Suwannee bis Hernando. Das Bone Valley (Knochental) ist eine Region in Zentralflorida mit den Counties Hardee, Hikllsborough, Manatee und Polk, in welchen Phosphate zur Herstellung von Dünger abgebuat werden.
Der erste kommerzielle Phosphatabbbau in Florida begann bei Dunnellon im Marion County im Jahr 1889. Zu dieser Zeit wurden Phosphatsande durch Dredging des Withlacoochee Rivers und seiner Ufergebiete gefördert. Geröll-Phosphat wurde in den späten 1880er Jahren bei Fort Meade im Polk County in Zentralflorida entdeckt.
Floridas Phosphat-Lagerstätten sind primär klastische Erze, d.h. phosphathaltige Kalksteine, welche in Form konglomeratartiger Phosphate (land pebbles) in Kiesbetten abgelagert wurden.
Man nimmt an, dass sich Floridas Phosphat-Lagerstätten auf unterschiedliche Weise gebildet haben. Eine Annahme ist, dass sich die Phosphate bildeten, als durch Änderung der Konditionen des Seewassers sich der in diesem gelöste Phosphor verfestigte und präzipitierte. Dieses Präzipitat lagerte sich auf dem Boden der flachen Küstengewässer ab und wurde Teil der sedimentären Schichten, welche heutzutage als Lagerstätte abgebaut werden. Es ist aber auch wahrscheinlich, dass Exkremente und abgestorbene marine Lebewesen eine wichtige Rolle bei der Lagerstättenbildung spielten. Knochen, Zähne und andere tierische Reste trugen zur Erzbildung bei.
Vor ca. 12 mio Jahren sah die Küstenlinie von Florida wahrscheinlich ähnlich wie heute aus; jedoch lag diese etwa 150 km weiter im Inland. In den flachen Offshore-Gewässern wurden Lehm- und sandiger Kalkstein abgelagert; diese Schichten sind als Hawthorne Formation bekannt. Flüsse und Ströme flossen dem Meer zu und brachten Material mit, welches aus dem Land ausgewaschen war. Dieses Material lagerte sich in flachen Lagunen und Buchten entlang der Küste ab und bildete Sand- und Lehmlagerstätten. Diese Lagerstätten enthalten die Überreste der Landtiere, welche durch die Flüsse herangeschwemmt wurden, aber auch Reste der marinen Lebewesen, welche die Küstengewässer bewohnten. Diese Lagerstätten sind so fossilreich, dass sie als Bone Valley Formation bezeichnet wurden (Knochental-Formation). Diese Formation liegt oberhalb der o.a. Hawthorne Formation. Das Bone Valley ist das Herz von Foridas Phosphat-Bergbaugebiet.
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