BergbauWelt Ridnaun Schneeberg EarthCache

Die Lagerstätte Schneeberg liegt zur Gänze im Bereich des Ötztal-Stubai-Altkristallins. Die Abbaue liegen in einer ganz besonderen Position, nämlich im obersten Bereich des Ötztal-Stubai-Altkristallins, eingelagert zwischen den schneeweißen Dolomiten der Schneeberger und Moarer Weißen und einer bunten Gesteinsabfolge von Granatglimmerschiefern, Marmoren und Amphiboliten des Schneebergerzuges.
Die Vererzungen finden sich nicht nur am Schneeberg selbst, sondern in einem relativ schmalen Band, das etwa bei St. Martin am Schneeberg beginnt, dann in nordöstliche Richtung das Lazzachertal quert und bis in das Pflerschtal zieht. Die Sedimente der Schneeberger und Moarer Weißen sowie das weiße Band der Gürtelwand sind Ablagerungsgesteine der mittleren Trias (Wettersteindolomit). Sie wurden somit zur gleichen Zeit gebildet wie entsprechende Gesteine der Dolomiten: vor etwa 230 Mio. Jahren. Die Ablagerungen wurden von kalkabscheidenden Pflanzen und Tieren in einem flachen Meer aufgebaut, und wer sie genauer betrachtet, findet darin sogar noch Reste von Fossilien. An der Basis der Dolomite finden sich die sogenannten Konglomeratgneise. Das sind Gesteine, die den Grödner Schichten (Sandsteine und Konglomerate) entsprechen und vor etwa 290 bis 245 Mio. Jahren (Perm) abgelagert wurden.
Durch die alpine Gebirgsbildung gerieten diese Sedimente jedoch so unter Druck und Temperatur, dass sie völlig umgewandelt wurden und heute nur noch von Fachleuten von den Schiefergesteinen des Altkristallins unterschieden werden können. Die Gesteine des Schneebergerzuges, der die Südgrenze der Vererzungen flankiert, unterscheiden sich deutlich von denen des Altkristallins. Die sogenannte bunte Randsehe des Schneebergerzuges besteht nämlich aus einer Abfolge von gelblichen oder grauen Marmoren, dunkelgrünen Amphiboliten, bräunlich-schwarzen, leichtverwitternden Hornblendeschiefern, gelblich-weißen, sehr harten Quarziten und silbrigglänzenden Glimmerschiefern mit cm-großen gutausgebildeten Granaten. Diese Abfolge lässt sich im Gelände leicht verfolgen und auch im Karlstollen bei ca. 830 m (vom Mundloch auf Passeirer Seite) wiederfinden. Nach Süden hin geht dieser auffällige, etwa 10 bis 100 m breite Gesteinsverband, in graue feinschiefrige Granatglimmerschiefer über, die nicht umsonst als monotone Serie des zentralen Schneebergerzuges bezeichnet werden. Während wir das Alter der Sedimentgesteine recht gut kennen, wissen wir über das Alter des Schneebergerzuges kaum etwas, haben doch verschiedene Gebirgsbildungsphasen die Gesteine vollig umgewandelt und damit nahezu alle Hinweise gelöscht. Sicher ist, dass er um vieles älter ist, als die permotriassischen Sedimente. Das Ötztal-Stubai-Altkristallin besteht hier aus einer eintönigen Abfolge von Glimmerschiefern und Paragneisen, die Einschaltungen von Orthogneisen und Amphiboliten enthält. Diese Einschaltungen sind als saure und basische magmatische Gesteine anzusehen, die zusammen mit den tonig-sandigen Sedimentgesteinen, welche das Ausgangsmaterial der Glimmerschiefer und Paragneise darstellen, umgewandelt (metamorph) und zu dem mächtigen Kristallinblock des Ötztal-Stubai-Altkristallins zusammengeschweißt worden. Das Alter der Gesteine kennen wir nicht, doch müssen wir ein Alter der sedimentären Ausgangsgesteine von über 500 Mio. Jahren annehmen. Zwei Gebirgsbildungen (Metamorphosen) haben die Gesteine intensiv geprägt: die variskische Gebirgsbildung vor ca. 300 bis 360 Mio. Jahren und die alpidische vor ca. 50 bis 100 Mio. Jahren. Eine unvorstellbar lange Zeit, in der ein Gebirge aufgetürmt und wieder abgetragen worden ist, Meeresbecken und Ozeane an seiner Stelle entstanden und erneut ein Gebirge aufgefaltet wurde, das heute noch in die Höhe wächst - die Alpen. Die heutige komplexe Geometrie dieses Bereichs, das Nebeneinander von jungen Meeresablagerungen (Schneeberger Weiße) und uralten Gesteinen des Altkristallins und des Schneebergerzuges auf engstem Raum, zwischen denen hunderte von Millionen Jahren und ganze Ozeane lagen, lassen erahnen, wie schwierig es ist, die Entstehung der Gesteine und damit der Schneeberger Erze zu entschlüsseln.


Entstehung der Erze

Warum gerade am Schneeberg und nicht auch andernorts? Warum im Altkristallin und nicht in den umgebenden Gesteinen? Wie alt sind die Erze, wo kommen sie her? Gibt es noch mehr in größerer Tiefe oder etwa westlich oder östlich von diesem Fundort? Fragen, die für ein Bergwerk von lebenswichtiger Bedeutung sind und die Generationen von Knappen, Markscheidern und Wissenschaftlern beschäftigt haben. Fragen aber auch, die nicht endgültig beantwortet werden können, sondern für die es allenfalls eine schlüssige Indizienkette von geologischen Beobachtungen und Messungen gibt. Die Blei-Zink-Vererzungen vom Schneeberg sind nicht die einzigen, die im Ötztal-Stubai-Altkristallin vorkommen. Es gibt ähnliche Vorkommen bei Tösens im Oberinntal und bei Annaberg oberhalb von Goldrain im Vinschgau, die zeitweise auch abgebaut wurden. Das Erzrevier am Schneeberg war jedoch bei weitem das ergiebigste. Geländebeobachtungen am Schneeberg, aber auch im Pflerscher Revier, haben gezeigt, dass die Vererzungen immer mehr oder weniger parallel zur Schieferung und zum mineralogischen Lagenbau der Nebengesteine (konkordant) auftreten. Die Schieferung wie auch die Erzlager verlaufen (streichen) etwa ONO-WSW und tauchen mit etwa 30° bis 35° nach Norden ab. Es sind im wesentlichen zwei parallele, erzführende Bereiche, die abgebaut wurden und von den Knappen Hangendgang (der obenliegende Gang) und Liegendgang (der untenliegende Gang) genannt wurden. Das sogenannte Kreuztrum ist ein weiterer Gang, der die beiden Lager mit geringem Winkel kreuzt bzw. verbindet. Alle zeigen eine stark schwankende Dicke (Mächtigkeit) zwischen 1 und 6 m und extrem variierende Erzgehalte. Die Erzlager verlaufen jedoch nicht kontinuierlich, sondern sind häufig abgesetzt durch tektonische Versetzungen einzelner Gesteinsschollen im Ausmaß von wenigen cm bis zu 70 m. Schon den mittelalterlichen Knappen war jedoch aufgefallen, dass die Gänge immer in der Nähe von Granitgneisbändern auftraten und dass die Vererzungen im Bereich von dunkelgrau schwarzen Graphitschiefern - wie sie z.B. an der Schneebergscharte auftreten - besonders reich waren.
All diese Beobachtungen im direkten Vergleich mit Erzbildungsprozessen, die heute am Meeresboden ablaufen - vielfach gefilmt und dokumentiert - aber auch Experimente haben dazu geführt, dass heute die meisten Geologen ein ähnliches Bild über die Entstehung der Lagerstätte Schneeberg haben: Die Blei-Zink-Anreicherungen vom Schneeberg entstanden vor über 500 Mio. Jahren an einem Meeresboden zugleich mit den tonig sandigen Sedimenten, die sie umgeben. So wie wir es heute an diversen Orten des Ozeanbodens beobachten können, wurden damals feine Erzschlämme am Meeresboden ausgefällt. Ob die Ausfällung vorwiegend durch anorganische Prozesse erfolgte, oder ob Bakterien daran beteiligt waren, lässt sich nicht mehr nachweisen. Die hohe Sulfidkonzentration im Bereich der graphitführenden Sedimente spricht dafür, dass die Anreicherung der Sulfide bevorzugt in einem Faulschlammmilieu unter Sauerstoffabschluss erfolgte. Ob die ehemals sauren vulkanischen Gesteine, die heute unter und über den Erzlagern liegen, in direktem Zusammenhang mit den Erzanreicherungen stehen oder nur für den Zustrom heißer Lösungen sorgten, der zu einer Mobilisation der Erze führte, ist nicht geklärt.
Fest steht, dass die anfänglich schlammigen Sedimente durch weitere Ablagerungen zunächst zu Sedimentgesteinen verfestigt wurden. Durch einen enormen Druck- und Temperaturanstieg (über 550° C und 6000 bar) während der variskischen Gebirgsbildung vor 300 bis 360 Mio. Jahren wurden die Sedimentgesteine intensiv verfaltet und geschiefert und so zu Glimmerschiefern, Paragneisen und Graphitschiefern umgewandelt; die Erzschlämme rekristallisierten und wurden so in wenigen Lagen konzentriert. Das heutige Bild der Lagerstätte entstand vor 80 bis 100 Mio. Jahren während der alpidischen Gebirgsbildung. Dabei wurden die Gesteine erneut hohen Drücken und Temperaturen ausgesetzt (wieder über 550°C und 6000 bar), noch einmal verfaltet und geschiefert. Die Erzlager wurden gefaltet und deformiert, die Erze durch Lösungen mobilisiert und es bildeten sich neue Erzminerale. Auch die Umgebung der Erzlager wandelte sich um, und neue Minerale kristallisierten: es entstanden grobkörnige Muskovit-Quarz-Schiefer mit hohem Feldspatgehalt. Im unmittelbaren Bereich um die Erze entstand die von den Geologen so genannte Filonefazies, bestehend aus grobkristallinen schwarzen Biotitblasten-Schiefern, die reichlich Granat und Karbonat führen und wirrstrahligen, häufig auch radialstrahligen Tremolit- und Anthophyllit-Felsen. Auch eine Neubildung von Granat und Albit ist zu beobachten. ln einer späten Phase der Gebirgsbildung wurde die Gesteinsserie durch spröde Bruchtektonik zerlegt, was zu den bereits beschriebenen Versetzungen der Erzlager und damit zu erheblichen Problemen beim Abbau und vor allem bei der Auffindung neuer Erzlager führte.


Die Erzminerale

Die beiden Haupterzminerale Zinkblende und Bleiglanz sind einfach zusammengesetzte Sulfide. Der Bleiglanz zeigt alle charakteristischen Eigenschaften der Sulfide: hohe Dichte von 7.6, geringe Härte von ca. 3 und im frischen Bruch einen unverwechselbaren, stark silbrigen Metallglanz auf den Spaltflächen, der jedoch an der Luft bald matt und dunkel wird. Er tritt in der Lagerstätte meist derb auf und nur selten wurden schöne Kristalle gefunden. Die Zinkblende des Schneebergs hat hohe Eisengehalte, was neben einem hohen Cadmiumgehalt (bis 4,5%) typisch für solche hochtemperierten Entstehungsbedingungen ist. Der Eisengehalt verleiht der Zinkblende einen dunklen, fast schwarzen, oft leicht rötlichen Glanz auf den meist kleinen Spaltflächen. Nicht selten läuft die Zinkblende an der Luft bunt - der Knappe sagt taubenhalsig - an und ist dann unverwechselbar. Die Geologen nennen die Lagerstätte Schneeberg eine typische polymetallische Pb-Zn-Erzanreicherung. Was damit gemeint ist, wird sofort klar, wenn man ein Buch über die Mineralien des Schneebergs in die Hand nimmt. Neben den Hauptmineralien Zinkblende (Zinksulfid, ZnS) und Bleiglanz (Bleisulfid, PbS), nach denen hier hauptsächlich geschürft wurde, gibt es eine Unmenge von weiteren Erzmineralen wie Magnetkies, Kupferkies, Pyrit, Arsenkies, Kobaltglanz, Fahlerz, Bournonit, Meneghinit, Magnetit, Gahnit, Antimonit, ja sogar gediegen Silber, um nur einige zu nennen. Dazu kommt eine große Zahl von sogenannten Gangartmineralien, wie Siderit, Ankerit, Tremolit, Anthophyllit, Biotit, Granat, Chlorit, Quarz, Kalzit..., die als Erzbegleiter auftreten. Neben diesen primären Erz- und Gangartmineralen gibt es noch eine Unzahl sekundärer Minerale, die durch Umwandlung und Verwitterung der primären Minerale entstehen, wie Hydrozinkit, Greenokit, Malachit, Azurit, Sepiolith, Schneebergit..., um nur einige zu nennen. Im Ganzen sind es weit über hundert Mineralien, die am Schneeberg gefunden und eindeutig bestimmt wurden und noch ist kein Ende abzusehen...

http://www.schneeberg.org


Für diesen Earthcache ist es nicht notwendig eine Führung, geführte Wanderung, Schaubergwerk … zu besuchen. Es könnte die Beantwortung allerdings erleichtern…

Logbedingungen: Begebe dich zu den Headerkoords und beantworte folgende Fragen:

1. Die Stützmauern, das Gestein rund um dich - ein Glimmerschiefer – welche Farben hat es?
2. Warum denkst du, dass verschiedene Färbungen vorkommen?
3. Warum ist so viel davon vorhanden, hängt das mit dem Bergbau zusammen? Wenn ja – warum und wie wird das nichterzhaltige Gestein im Fachjargon bezeichnet?
4. Es steht ein alter gelber/rostiger Waggon dort. Von welcher Firma wurde er hergestellt?

Ich würde mich freuen (optional), wenn du ein Foto von dir oder deinem GPSr von der Infotafel mit dem Log hochladen würdest!
Sende die Antworten auf die Fragen an mich (GC-Account). (Du brauchst nicht auf eine Logfreigabe zu warten, ich melde mich, wenn etwas nicht stimmt).
Logs mit Hinweisen zu den gestellten Fragen werden gelöscht.





Italiano

• Minerali sono state minate seguente: Argento lustro, galena, sfalerite (rame?)
• Am Schneeberg si trova oltre 70 minerali differenti.
• Un minerale prende il nome dal luogo di scoperta: Schneebergit.
• Facile da trovare sono sfalerite, galena argentifera, granato.
• Con la fortuna, si pirite, calcopirite, malachite, azzurrite, calcite, argento.
• Pirite, calcopirite e argento possono contenere tracce d'oro.


inquadramento geologico

Il giacimento di Monteneve si trova interamente nella zona del Basamento cristallino dell'Ötztal-Breonie. Gli orizzonti metalliferi si trovano in una posizione del tutto particolare, cioè nella parte superiore del Basamento varisico e prevarisico dell'Otztal-Breonie, incassati tra le dolomie bianche delle Rocce Bianche di Montenevoso-Rocce Bianche del Massaro ed una serie variopinta di micascisti granatiferi, marmi e anfiboliti del Complesso di Monteneve.
Le mineralizzazioni non si trovano solo a Monteneve stesso, ma anche in una banda relativamente sottile che comincia all'incirca a S. Martino di Monteneve e che poi attraversa in direzione nord-est la Valle di Lazzago e si dirige fino nella Val di Fleres. I sedimenti delle Rocce Bianche di Montenevoso e del Massaro, così come la banda bianca della Croda della Cintola sono rocce sedimentarie del Trias medio (Dolomia di Wetterstein). Esse si formarono dunque nella stessa epoca delle corrispondenti rocce delle Dolomiti: circa 230 milioni di anni (MA) fa. Questi depositi furono costruiti da piante e da animali secernenti calcare in un mare poco profondo e, se li si osserva con attenzione, vi si notano perfino resti di fossili. Alla base delle Dolomiti si trovano i cosiddetti gneiss conglomeratici. Queste sono rocce che corrispondono agli strati di Val Gardena (arenarie e conglomerati), depositati circa 290-245 MA fa (Permiano). A causa dell'orogensi alpina questi sedimenti furono sottoposti a pressioni e temperature tali che furono completamente metamorfosati ed oggi solo gli specialisti sono in grado di distinguere queste rocce dalle rocce scistose del basamento cristallino.
Le rocce del Complesso di Monteneve, che fiancheggiano il bordo meridionale delle mineralizzazioni, si distinguono nettamente da quelle del Basamento cristallino. La cosiddetta "fascia variopinta marginale" del Complesso di Monteneve consiste infatti in una serie di marmi giallastri e grigi, di anfiboliti verde-scuro, di scisti anfibolitici bruno-neri, di quarziti bianco-giallastre molto dure e di micascisti argentei con granati ben formati di qualche cm di grandezza. In campagna questa serie può essere riconosciuta facilmente, ma si può ritrovarla anche nella galleria Karl, a ca 830 m (all'imboccatura sul lato della Passiria. Verso sud questa vistosa associazione di rocce, larga da 10 a 100 m, trapassa in micascisti granatiferi grigi e molto scistosi, che non per nulla vengono definiti come "serie monotona" del Complesso di Monteneve centrale. Mentre conosciamo bene l'età delle rocce sedimentarie, sappiamo ben poco invece sull'età del Complesso di Monteneve, poiché diverse fasi orogenetiche hanno completamente metamorfosato le rocce ed hanno così cancellato ogni indicazione. Certo è che esso è molto più antico dei sedimenti permotriassici.
Il Basamento cristallino dell'Ötztal-Breonie consiste qui in una monotona serie di micascisti e paragneiss, con numerose intercalazioni di ortogneiss e di anfiboliti. Le intercalazioni vanno intese come rocce magmatiche acide e basiche che, assieme alle rocce sedimentarie argilloso-sabbiose, che costituiscono il materiale d'origine dei micascisti e dei paragneiss, sono state metamorfosate e conglobate insieme nel complesso cristallino dell'Ötztal-Breonie. L'età delle rocce non la conosciamo, tuttavia per le rocce sedimentarie di origine possiamo supporre un'età superiore ai 500 MA. Due fasi orogenetiche hanno intensamente metamorfosato le rocce: l'orogensi ercinica, ca 300 - 360 MA e quella alpina, ca 80 - 100 MA fa. Un tempo incredibilmente lungo, nel corso del quale una catena montuosa è stata prima costruita e poi demolita, al suo posto sono comparsi bacini marini e oceani, ed è stata costruita una nuova catena montuosa, che oggi cresce ancora in altezza - le Alpi. La complessa geometria odierna di questa zona, la compresenza in breve spazio di "giovani" sedimenti marini (Rocce Bianche di Montenevoso) e delle rocce primigenie del Basamento cristallino e del Complesso di Monteneve, tra le quali giacciono sepolti centinaia di milioni di anni e interi oceani, fanno bene immaginare quanto sia difficile interpretare l'origine delle rocce e dunque dei minerali di Monteneve.
Le rocce del Complesso di Monteneve sono rinomate per i loro granati almandini, perfettamente cristallizzati, di ca 10 cm di diametro.


la genesi della mineralizzazione

Perché a Monteneve e non anche altrove? Perché nel Basamento cristallino e non nelle rocce circostanti? Quanto sono antichi i minerali e da dove provengono? Ce se ne sono ancora di più a grande profondità o un po' più ad ovest o ad est del luogo in cui sono stati ritrovati? Domande che per una miniera sono di vitale importanza e che hanno impegnato generazioni di minatori, topografi minerari e scienziati. Domande però alle quali non può essere data una risposta definitiva, ma per le quali in ogni caso esiste una convincente catena d'indizi, basati su osservazioni geologiche e su misurazioni.
Le mineralizzazioni piombo-zincifere di Monteneve non sono le uniche presenti. Esistono giacimenti analoghi presso Tösens nell'alta Valle dell'Inn e presso Annaberg, sopra Coldrano in Val Venosta, che periodicamente furono anche coltivati. Il distretto minerario di Monteneve tuttavia era di gran lunga il più redditizio.
Osservazioni geologiche in campagna a Monteneve, ma anche nel distretto di Fleres, hanno dimostrato che le mineralizzazioni sono sempre più o meno parallele (concordanti) alla scistosità ed alla stratificazione mineralogica delle rocce incassanti. La scistosità, ma anche gli orizzonti mineralizzati, hanno un andamento ENE-WSW e si immergono con un'inclinazione di 30°-35° verso nord. Si tratta essenzialmente di due orizzonti metalliferi paralleli, che sono stati coltivati ed erano detti dai minatori "filone tetto" (quello superiore) e "filone letto" (quello inferiore). Il cosiddetto "filone incrociatore" è un altro filone che incrocia ad angolo basso e collega i due giacimenti. Questi filoni mineralizzati rivelano una potenza molto variabile, tra 1 e 6 m, ed un contenuto di minerale estremamente vario. Inoltre non sono continui ma spesso interrotti e spostati da faglie tettoniche con un rigetto da pochi cm fino a 70 m in alcuni casi. Già i minatori medioevali avevano osservato che questi orizzonti mineralizzati affioravano sempre in prossimità di bande di gneiss granitici e che le mineralizzazioni erano particolarmente ricche in prossimità di scisti grafitici grigio-scuri e neri, come li troviamo per esempio sulla Forcella di Monteneve.
Tutte queste osservazioni, in diretto confronto con i processi di mineralizzazione che oggi si svolgono sul fondo marino - più volte filmati e documentati - ma anche con degli esperimenti, hanno fatto sì che oggi la maggior parte dei geologi siano giunti alla stessa concezione sulla formazione del giacimento di Monteneve: gli arricchimenti di piombo e di zinco di Monteneve sono avvenuti più di 500 MA fa, contemporaneamente alla formazione dei sedimenti arenario-argillosi che li circondano. Così come oggi si può osservare in diversi luoghi del fondo oceanico, le fanghiglie metallifere si depositarono sul fondale marino. Mancano però gli indizi chiari per decidere se questa precipitazione sia avvenuta prevalentemente attraverso processi anorganici o se sia intervenuta un'azione batterica; l'elevata concentrazione di solfuri in prossimità dei sedimenti grafitici sembra indicare che l'arricchimento di solfuri sia avvenuto in un ambiente di fanghiglie marcescenti in assenza di ossigeno. Non è stato chiarito se allora le rocce vulcaniche acide, che oggi si trovano sotto e sopra i giacimenti, siano state in rapporto diretto con la mineralizzazione o se invece abbiano solamente provveduto all'afflusso di soluzioni idrotermali, che hanno portato ad una mobilizzazione del minerale.
Certo è che che i sedimenti inzialmente fangosi furono dapprima solidificati in rocce sedimentarie a causa del peso dei successivi depositi. A causa di enormi pressioni e temperature (più di 550° C e 6.000 bar) nel corso del metamorfismo orogenetico ercinico, 300 - 360 MA fa, le rocce sedimentarie furono intensamente ripiegate e deformate e quindi metamorfosate in micascisti, paragneiss e scisti grafitici; i fanghi metalliferi ricristallizzarono e vennero così concentrati in pochi livelli.
Il quadro attuale del giacimento si formò 80-100 MA fa, durante l'orogenesi alpina, nel corso della quale le rocce furono nuovamente sottoposte ad alte pressioni e temperature (ancora una volta più di 550° C e 6.000 bar), ancora una volta ripiegate e sfaldate. Gli orizzonti mineralizzati vennero piegati e deformati, i metalli furono mobilizzati per mezzo di soluzioni e si crearono nuovi minerali metalliferi. Anche la zona circostante ai giacimenti fu metamorfosata e critallizzarono nuovi minerali: si formarono scisti quarzo-muscovitici con elevato contenuto di feldspati e con una struttura a grana grossa. Nella zona immediatamente a contatto con le mineralizzazioni si formarono quelle rocce che i geologi chiamano "facies filone" e che consistono in scisti scuri con grandi porfiroblasti (cristalli) di biotite, con ricca presenza di granato e di carbonato e di fels tipici per la forma radiale, fibrolitica o confusa dei minerali principali, tremolite e antofillite. Si può osservare anche una neoformazione di granato e di albite. In una fase tardiva dell'orogenesi l'intera serie di rocce venne interessata da movimenti tettonici fragili, che provocarono i già descritti rigetti e spostamenti dei filoni mineralizzati, dando cì origine ai considerovoli problemi nella coltivazione e soprattutto nell'individuazione di nuovi giacimenti.


i minerali metalliferi

Entrambi i minerali metalliferi principali, blenda e galena, sono solfuri di composizione semplice. La galena presenta tutte le qualità caratteristiche dei solfuri: alta densità di 7,6, moderata durezza di ca 3 e, nei punti rottura recente, un'inconfondibile e intensa lucentezza argentea sulle superfici di sfaldamento che però, a contatto dell'aria, diviene subito opaca e scura. In genere la blenda si presenta nel giacimento in forma grossolana e solo raramente vengono trovati dei bei cristalli.
La blenda di Monteneve ha un alto tenore di ferro, cosa che, insieme con un alto contenuto di cadmio (fino al 4,5%), è tipica di queste condizioni di formazione ad alta temperatura. Il contenuto di ferro conferisce alla blenda una lucentezza scura, quasi nera, spesso rossastra sulle superfici di sfaldamento, in genere piccole. Non di rado la blenda esposta all'aria si copre di un velo di ossidazione con colori molto variopinti, che brillano come il "collare delle colombe", come dicono i minatori, risultando così inconfondibile.
I geologi definiscono il giacimento di Monteneve un tipico arricchimento polimetallico di Pb-Zn. Che cosa questo significhi diviene subito chiaro quando si prenda in mano un libro sui minerali di Monteneve. Oltre ai minerali dominanti, blenda (solfuro di zinco, ZnS) e galena (solfuro di piombo, PbS), alla ricerca dei quali qui si è principalmente scavato, c'è una quantità di minerali metalliferi come magnetite, calcopirite, pirite, arsenopirite, cobaltina, tetraedrite, bournonite, meneghinite, magnetite, ganite, antimonite, perfino argento puro, per nominarne alcuni. A questi si aggiunge un gran numero di cosiddetti di minerali di ganga, come siderite, ankerite, tremolite, antofillite, biotite, granato, clorite, quarzo, calcite..., che compaiono come minerali associati. Oltre a questi minerali primari e ai minerali del cosiddetto "facies filone" c'è ancora un buon numero di minerali secondari, che hanno origine dalla trasformazione e dalla degradazione chimico fisica dei minerali primari, come idrozincite, greenockite, malachite, azzurrite, sepiolite, schneebergite..., solo per nominarne alcuni. In totale si tratta di più di cento minerali che sono stati trovati e catalogati a Monteneve, e ancora non è finita ...

http://www.schneeberg.org


Per questa cache, non è necessario per la leadership, escursione guidata, il mio ... da visitare. Si potrebbe, tuttavia, facilitare le risposte.

Condizioni news: Headerkoords emesse a voi e rispondere alle seguenti domande:

1. I muri di sostegno, la roccia intorno a voi - un scisto mica - che colori ha?
2. Perché pensi che appaiono diversi colori?
3. Perché è così tanto di esso a disposizione, che è legato al settore minerario? Se sì - come e perché non è forse rocce portanti del minerale noto in gergo tecnico?
4. C'è un vecchio carro giallo / arrugginito lì. Quale azienda è stato fatto?

Sarei felice (opzionale) se vuoi caricare una foto di voi o il vostro GPSr dal consiglio di informazioni con il registro!
Invia le risposte alle domande a me (GC conto). (Non c'è bisogno di aspettare per un permesso di registro, ti chiamo se qualcosa non va).
Registri con riferimenti alle domande saranno cancellati.





English


• the following ores were mined: silvery galena, lead galena, zinc blende (copper?)
• the are more than 70 different minerals to find on Schneeberg
• one mineral is called after the place where it was found: Schneebergit
• easy to find are zinc blende, silver-containing lead galena, granate
• with a little luck one can find pyrite, copper pyrite, malachite, azurite, calcite, silver
• pyrite and copper pyrite and silver can contain traces of gold


geological framework

The Schneeberg ore deposit lies within the crystalline basement of the Oetztal-Stubai Alps. The metalliferous layers are in a very special position, in the upper part of the Variscan and pre-Variscan basement, embedded between the white Dolomit of the White Rocks of Schneeberg and Maiern and a multi-coloured series of garnet-bearing micaschists, marble and amphibolite of the Schneeberg Complex.
The ore-bodies are not only found at Schneeberg itself, but also in a relatively thin seam which starts approximately at St. Martin am Schneeberg, runs north-east across the Lazzacher Tal, and approaches the Pflerschtal. The sediments of the White Rocks of Schneeberg and Maiern, like the white band of the Gürtelwand, are Middle Triassic sedimentary rocks (Wettersteindolomit). They were thus formed at the same time as the corresponding rocks of the Dolomites: about 230 million years (MA) ago. These limestone deposits were laid down by plants and animals in a shallow sea and, in fact, if you look carefully, you can sometimes see fossil remains. Conglomeratic gneisses at the base of the Dolomites correspond to the Val Gardena layers (sandstone and conglomerates), deposited 290-245 MA ago in the Permian. During the Alpine orogenesis, these sediments were subjected to such pressures and temperatures that they were completely metamorphosed and today only specialists are able to distinguish them from the schistose rocks of the crystalline basement. The rocks of the Schneeberg Complex, which flank the southern border of the ore-bodies, are clearly different from those of the crystalline basement. The multi-coloured marginal belt of the Schneeberg Complex consists of a series of yellowish and grey marbles, dark-green amphibolite, brownish-black amphibolitic schists, very hard yellowish-white quartzite, and silvery micaschists with well-formed garnets, sometimes several centimetres across. In the field, this series is easily identified, but it may also be found inside the Karl gallery, about 830 m from the entrance on the Passeier side. Southwards, this clearcut association of rocks, between 10 and 100 m wide, passes to grey, highly schistose, garnet-bearing micaschists - not for nothing called the monotonous series of the central Schneeberg Complex.
While we know the age of the sedimentary rocks very well, little is known about the chronology of the Schneeberg complex, since several orogenetic phases have completely metamorphosed the rocks and obliterated all indications. Certainly, it is much older than the Permo-Triassic sediments. The crystalline basement of the Oetztal-Stubai Alps consists here of a monotonous series of micachists and paragneiss, with numerous intercalations of orthogneiss and amphibolite. These intercalations include acidic and basic magmatic rocks which, together with the clayey-sandy sedimentary deposits, which make up the original materials of the micaschists and paragneiss, and were metamorphosed and incorporated together within the Oetztal-Stubai crystalline complex. The age of these rocks is not known, but the original sedimentary rocks may be older than 500 MA. Two orogenetic phases intensely metamorphosed the rocks: the Hercynian orogenesis, which took place 300-360 MA ago, and the Alpine orogenesis, 80-100 MA old. This is an incredibly long period of time, during which a mountain chain first rose and was then demolished; in its place, seas and oceans appeared; and then a new mountain chain came into being - the Alps, which are still slowly rising. The complex present-day geometry of this area, the contemporary occurrence in a small space of young marine sediments (the White Rocks of Schneeberg) and the original rocks of the crystalline basement and the Schneeberg Complex, have seen entire oceans change over the course of millions of years. It is thus very difficult to interpret the origin of the rocks and of the minerals to be found at Schneeberg.


How mineralizations develop

Why at Schneeberg, and not elsewhere? Why in the crystalline basement, and not in the surrounding rocks? How old are the minerals, and where do they come from? Are there more at greater depths, or slightly to the east or west of the place in which they were found? For a mine and for the men who work in it, all these questions are of vital importance and have occupied generations of workers, mining experts and scientists. But definite answers cannot be given to all of them - only to those for which sufficient information, based on geological observations and surveys, is available. The lead-zinc mineralizations of Schneeberg are not the only ones present. There are similar deposits near Tösens in the high Inn valley and near Annaberg, above Coldrain in Vinschgau, which were once periodically mined. But the mining district of Schneeberg was by far the most profitable. Geological field surveys at Schneeberg and near Pflersch have shown that the mineralizations are always more or less parallel (concordant) with the schistosity and mineralogical stratification of the embedding rocks. The schistosity, and also the mineralized layers, run ENE-WSW and dip 30-35° north. There are essentially two parallel metalliferous horizons, called by the miners the top or ceiling vein (upper) and the bed vein (lower). The crossing (or cross) vein is another seam which intersects the two deposits at a low angle and links them. These mineralized veins vary in thickness between 1 and 6 m, and their mineral contents are also extremely varied. In addition, they are not continuous, but are often interrupted and displaced by tectonic faults, ranging from a few centimetres to 70 m in some cases. The Medieval miners had already noticed that these mineralized horizons always outcropped near bands of granitic gneiss and that the ore-bodies were particularly rich near dark-grey and black graphitic schists - as we can still find them, for example, on the Schneebergscharte.
All these observations, directly comparable with mineralization processes which are still in progress on the sea floor, as revealed by recent photographs and films, mean that geologists agree about the formation of the Schneeberg mineralization: enrichment in lead and zinc occurred more than 500 MA ago, at the same time as the formation of the sandy-clayey sediments which surround them. In the same way, today, metalliferous muds are still being deposited on the ocean floor in many points. However, there is no definite information as to whether this type of precipitation occurred mainly as a result of inorganic processes or whether bacterial action was involved. The high concentration of sulphides near graphitic sediments indicates that sulphide enrichment occurred in the absence of oxygen. Again, it has still not been clarified whether the acidic volcanic rocks, which are today found both under and above the ore deposits, are in direct relation with the mineralizations, or whether they only enhanced the flow of hydrothermal solutions, which mobilized the minerals. Certainly, the originally muddy sediments were first compressed into sedimentary rocks by the weight of the overlying deposits. Due to immense pressures and temperatures (more than 550°C and 6000 bar) during the Hercynian metamorphism, 300-360 MA ago, the sedimentary rocks were intensely folded and deformed, and then metamorphosed into micaschists, paragneiss and graphitic schists; the metalliferous muds recrystallized and concentrated into a few layers.
The present-day framework of the deposit formed 80-100 MA ago, during the Alpine orogenesis, when the rocks were again subjected to high pressures and temperatures (again exceeding 550°C and 6000 bar) and again folded. Mineralized layers were folded and deformed, metals were mobilized by solutions, and new metalliferous minerals were created. The area surrounding the ore-bodies was also metamorphosed and and quartz-muscovitic schists formed, with high contents of coarse-grained feldspars. In the area in immediate contact with the mineralizations, vein facies formed, consisting of dark schists with large porphyroblasts (crystals) of biotite, with abundant garnet and carbonate, and feldspar/ typically radial in shape, fibrolitic or mixed with the main minerals, tremolite and anthophyllite. There are also neoformations of garnet and albite. In a later orogenetic phase, the entire series of rocks was subjected to weak tectonic movements, which caused the above-mentioned displacements of the mineralized dykes, thus giving rise to considerable problems in excavating and above all in identifying new deposits.


Metalliferous minerals

Both the main metal-bearing minerals, blende and galena, are simple sulphides. Galena has all the typical features of sulphides: high density (7.6), moderate hardness (about 3) and, on recently broken surfaces, an unmistakable bright silvery gleam which, however, once in contact with the air, rapidly turns opaque and dark. Blende is generally coarse, and only rarely are fine crystals found. The Schneeberg blende has high content of iron - which, together with the high content of cadmium (up to 4.5%) - is typical of these conditions of formation at high temperature. The iron gives the blende a dark, almost black, gleam, often reddish on fresh surfaces, which are generally modest in size. Blende exposed to air is often oxidized into many colours, which shine like the ring-dove's collar, as the miners called it, and is therefore quite unmistakable. Geologists define the Schneeberg deposit as a typical polymetallic enrichment of Pb-Zn. That is, as well as the prevailing minerals, blende (zinc sulphide, ZnS) and galena (lead sulphide, PbS), which were the main minerals mined, there are also quantities of other metalliferous minerals such as magnetopyrite, calcopyrite, pyrite, arsenopyrite, cobaltine, tetrahedrite, bournonite, meneghinite, magnetite, ganite, antimonite, and even pure silver, to name but a few. Then there are plentiful associated gangue minerals, such as siderite, ankerite, tremolite, anthophyllite, biotite, garnet, chlorite, quartz, calcite, etc.. As well as these primary minerals and those of the so-called vein facies, there are also several secondary minerals, originating from the transformation and chemico-physical decay of the primary ones, such as hydrozincite, greenockite, malachite, azzurrite, sepiolite, schneebergite, etc. In total, more than one hundred minerals have been found and catalogued at Schneeberg, and there are still others ...

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For this cache, it is not necessary to leadership, guided hike, mine ... to visit. It could, however, facilitate responses…

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1. The retaining walls, the rock around you - a mica schist - what colors does it have?
2. Why do you think that different colors appear?
3. Why is so much of it available, which is related to the mining industry? If yes - why and how it is not ore bearing rocks known in technical jargon?
4. There is an old yellow / rusty wagon there. Which company was it made?

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