Deutsch
Bändereisenerz
Bändereisenerze auch BIFs genannt, sind eisenhaltige, im Meer entstandene Sedimentgesteine des frühen Proterozoikums, die eine charakteristische Schichtstruktur besitzten. Dabei wechseln sich eisenhaltige Lagen mit mikrokristallinen Silikatlagen (Jaspis) ab. Die einzelnen Schichten sind einige Millimeter bis einige Zentimeter stark. Es wird vermutet, dass bei der Entstehung der BIFs Cyanobakterien, die auch die Stromatolithen aufbauen, eine entscheidende Rolle spielten. Ursprung: Bändererze entstanden im Archaikum (vor 3800 bis 2500 Mio. Jahren) und im Proterozoikum (vor 2500 bis 1800 Mio. Jahren). Das im Zuge untermeerischen Vulkanismus in das Meer abgegebene Eisen sowie möglicherweise das durch verschiedene Ursachen in den freien Verwitterungskreislauf der Erde geratende Eisen blieb vor dieser Zeit in Form zweiwertiger Ionen im Meerwasser gelöst. Es wurde nicht wie heute durch den freien Sauerstoff (O2, Dioxygen) in Meer und Atmosphäre sofort zu dreiwertigem Eisen oxidiert, das in Form von schwer wasserlöslichen Verbindungen ausgeschieden (gefällt) worden wäre. Dreiwertiges Eisen wurde wegen des Fehlens von O2 im Meerwasser und Atmosphäre nicht gebildet, sondern zweiwertiges Eisen reicherte sich an, bis es durch unterschiedliche Vorgänge gebunden wurde und sich in dünnen Schichten am Meeresboden sammelte. Vor etwa 3800 Mio. Jahren entwickelten oxygen phototrophe Mikroorganismen, wahrscheinlich Vorfahren der heutigen Cyanobakterien, eine Form der Photosynthese, bei der O2 als Abfallprodukt gebildet wurde (sogenannte oxygene Photosynthese). Von dieser Zeit an wurde das zweiwertige Eisen zu dreiwertigem oxidiert und in Form von Hydroxiden und Oxiden gefällt, die in Schichten abgelagert wurden. Dieser Prozess verzehrte den in großen Mengen mikrobiell produzierten Sauerstoff. Der Vorgang verlief zyklisch über einen Zeitraum von mehreren 100 Mio. Jahren, in welcher der mikrobiell gebildete freie Sauerstoff stets vollständig durch die Oxidation des vorhandenen gelösten Eisens gebunden wurde. Die Ursachen des zyklischen Verlaufs der Eisenfällung sind nicht bekannt. Durch Diagenese bildeten sich aus den Ablagerungen die Bändereisenerze. Erst als das zweiwertige Eisen erschöpft und deshalb die Bändererzentstehung abgeschlossen war, konnte der Sauerstoffgehalt im Meerwasser und in der Erdatmosphäre auf Werte oberhalb von 0,2 bis 0,5 Prozent steigen. Dies wird die große Sauerstoffkatastrophe genannt. In begrenztem Maße bildeten sich Bändererze noch im Cryogenium (vor 750 bis 600 Mio. Jahren) und im Ordovizium (vor etwa 450 Mio. Jahren).
Entstehung:
Die Entstehung der Bändererze wurde intensiv untersucht, sie ist jedoch bis heute nicht abschließend geklärt. Einer der Hauptstreitpunkte ist die Rolle von Bakterien bei der Entstehung der Bändererze sowie die zeitliche Entwicklung der Sauerstoff-Konzentration in Verbindung mit der Frage, ob der Sauerstoff zum Zeitpunkt der Entstehung der Bändererze in ausreichend hohen Konzentrationen in der damaligen Atmosphäre vorhanden war. Generell wird angenommen, dass das Eisen vulkanischen Ursprungs war und durch Exhalation an den Mittelozeanischen Rücken und entlang von Tiefseegräben dem Meerwasser zugeführt wurde. Die Untersuchung der Verteilung und der Gehalte an Seltenen Erden ergab einen anormal hohen Gehalt an Europium im Gestein, welcher die vulkanische Herkunft bestätigt, ebenso die Nd-Isotopenzusammensetzung der Hornsteinlagen. Gegen die These, dass das Eisen aus der Verwitterung kontinentaler Gesteine stammt, spricht ebenfalls der geringe Gehalt an Aluminium in manchen BIFs und die Tatsache, dass meistens keine klastischen Sedimente wie Tone zusammen mit den Bändererzen auftreten. Eine Erklärung für die Entstehung der BIFs ist ein Zusammenspiel von biologischer Aktivität und durch vertikale Strömungen in die oberen Wasserschichten und ins Flachwasser gelangtes Eisen. Durch die Sauerstoffproduktion aus der oxygenen Photosynthese der zu dieser Zeit existierenden Cyanobakterien wurde das im Meerwasser gelöste Eisen unmittelbar oxidiert und es bildeten sich schwer wasserlösliche hydroxidische und oxidische Verbindungen des dreiwertigen Eisens (u, a. Eisen(III)hydroxid und Eisen(III)oxihydrate). Diese schwer wasserlöslichen Minerale sedimentierten, durch Wasserabgabe entstanden bei der Diagenese daraus die Minerale Magnetit und Hämatit. Es wird angenommen, dass die Aufnahme des Sauerstoffs durch das im Meerwasser gelöste Eisen immer nur eine gewisse Zeit andauerte, nämlich so lange, bis das verfügbare Eisen aufgebraucht war und der frei werdende Sauerstoff nicht mehr durch Eisen gebunden wurde. Dadurch soll eine für die Cyanobakterien schädliche Sauerstoffkonzentration entstanden sein, die zum Absterben der Bakterien führte. Nachfolgend kam es dann zur Sedimentation der Hornsteine. Diese sind anscheinend durch direkte abiotische Ausfällung von Siliziumdioxid und durch Siliziumdioxid abscheidende Organismen gebildet worden. Eine weitere Möglichkeit der Oxidation zweiwertigen Eisens ist die Tätigkeit anoxygen phototropher Bakterien, die mit Licht als Energiequelle Biomasse aus Kohlendioxid und Wasser erzeugen, indem sie zweiwertiges Eisen als Reduktionsmittel verwenden und dieses dadurch zu dreiwertigem Eisen oxidieren, dabei aber keinen Sauerstoff (Dioxygen, O2) bilden. Modellrechnungen haben ergeben, dass eine verhältnismäßig dünne Schicht freischwebender derartiger anoxygen phototropher Bakterien ausreicht, um alles gelöste Eisen im Meerwasser zu oxidieren und somit auszufällen. Auch eine abiotische Entstehung wird für möglich gehalten: Ionen des zweiwertigen Eisens werden durch UV-Strahlung und Blaulicht bis zu einer Wellenlänge von etwa 400 nm zu dreiwertigen Eisen-Ionen oxidiert, wobei die Elektronen auf Wasserstoff-Ionen übertragen werden und damit molekularer, elementarer Wasserstoff (H2) entsteht: 2 Fe2+ + 2 H+ → 2 Fe3+ + H2. Die dreiwertigen Eisen-Ionen bilden zusammen mit Wasser Hämatit oder zusammen mit zweiwertigen Eisen-Ionen und Wasser Magnetit. Die Entstehung der nach langer Zeit am Ausgang des Proterozoikums auftretenden Bändererze ist ebenfalls nicht völlig geklärt. Einerseits werden sie als Beleg für die Schneeball Erde-Hypothese gesehen: Die vollständige Eisbedeckung der Ozeane ist bei den damals schon hohen Sauerstoffkonzentrationen in Meer und Atmosphäre die Bedingung dafür, dass das Meerwasser anoxisch wird und gelöstes Eisen in großer Menge aufnehmen kann. Das Eisen wird mit dem Schmelzen des Eises oxidiert und scheidet sich als Sediment ab. Andererseits werden sie als Bildung von metallreichen, anoxischen Meereswässern erklärt. Ihr Metallgehalt ist vulkanischen Ursprungs, ihr Bildungsort sind Rift-Becken tektonischen Ursprungs, deren bodennahen Wasserschichten oft anoxisch sind. Für das Verschwinden der gebänderten Eisenerze vor rund 1,8 Mrd Jahren wird eine bessere Durchmischung des Ozeans mit Sauerstoff vermutet, möglicherweise im Gefolge des Sudbury-Impaktes. Aufbau: Bändererze haben einen geschichteten Aufbau, wobei sich eisenhaltige Lagen mit Hornsteinlagen (engl. chert, mikro-kryptokristalliner Quarz von <30 µm Korngröße) abwechseln. Die in den eisenhaltigen Lagen hauptsächlich auftretende Minerale sind Hämatit (Fe2O3) und Magnetit (Fe3O4). Die einzelnen Lagen sind einige Millimeter bis einige Zentimeter dick und verleihen dem Gesteinsquerschnitt das Aussehen der namengebenden Bänderung. Sie können in vielfacher Wiederholung auftreten, so dass Bändererzformationen Mächtigkeiten (Schichtdicken) von etwa 50 m bis 600 m aufweisen können, sie sind damit wirtschaftlich bedeutsame Eisenerzlagerstätten. Typen: Es gibt drei Typen von BIF: - Algoma-Typ - Linsenförmig und mit Grauwacken und Vulkaniten (Lagerstätten zum Beispiel in Canada und Australien). Die vulkanische Aktivität war submarin. - Superior-Typ - Großflächigere Ausdehnung wegen seiner Entstehung in Schelfgebieten. Eine Beziehung zu vulkanischen Aktivitäten ist bei diesem Typ nicht offensichtlich. - Rapitan-Typ - welcher am Ende des Neoproterozoikums (Riphäikum/Sinium/Keweenavan) in Zusammenhang mit glazialen Sedimenten auftreten (Bsp. in Menhouhou, SE-Marokko). Lagerstätten: Die regionale Verbreitung der Bändererze ist entsprechend dem proterozoischen Alter an die Schildgebiete der Kontinente gebunden, in denen Gesteine dieses Alters vorkommen. Bändererze sind von enormer wirtschaftlicher Bedeutung, bereits heute ist ein beträchtlicher Anteil abbauwürdig. Ihre Vorräte an Eisen werden auf 150 Mrd. Tonnen geschätzt, was bei einem Verbrauch von rund einer Milliarde Tonnen pro Jahr für eine lange Reichweite der Eisenreserven spricht. Große Vorkommen mit einem Alter von 2,6-2,1 Ga befinden sich im Transvaal, Südafrika. In Australien sind große Vorräte in den 2,7-2,4 Ga alten Bändererzen der Hamersley Range vorhanden. In Krivoy Rog in der Ukraine sind die Bändererze 2,6-1,9 Ga alt, etwa gleich alt sind die im Staat Minas Gerais (Itabirite), Brasilien, und im Labradortrog in Kanada . Manche Vorkommen sind später durch tektonische oder regionalmetamorphe Vorgänge einmal oder mehrfach metamorph überprägt worden. Neben dem Eisen treten untergeordnet auch andere Metalle in den Bändererzen auf, welche ebenfalls eine gewisse wirtschaftliche Bedeutung besitzen. Sie stellen die wirtschaftlich bedeutendsten Eisenerzlagerstätten der Erde dar, die für unsere heutige Stahlindustrie unerlässlich sind. Ohne BIFs würde unser alltägliches Leben stark beeinträchtigt sein – beispielsweise würde es keine Autos oder Waschmaschinen geben. Die wichtigsten Lagerstätten sind: - Serra dos Carrajas, Amazonia, Brasilien (Weltgrößte BIF-Lagerstätte mit 17 Mrd. t) - Itabira, Minas Gerais (Itabirite) - Krivoy Rog, Ukraine (Itabirite; ca. 2 Ga alt; 7 x 120 km groß) - Lake Superior, USA (Taconite) - Mesabi Range, Minnesota, USA (Taconite) - Saskatchewan, Canada - Kediat d'Idjil und Tiris, Bouclièr de Rgueibat sowie die 2008 entdeckte Lagerstätte Kaouat in Mauretanien (Itabirite, gehören zu den weltgrößten Lagerstätten, bereits um 1067 abgebaut) - Maru BIF, NW-Nigeria - Goa, Orissa, Jharkand und Bihar (Barbil, Keonjihar District), Indien (Itabirite und Jaspilite) - Kuruman und Griquatown, Transvaal-Supergroup, Northern Cape Province, Südafrika (Jaspilite) - Mt. Gould, Mt. Hale, Tom Price, Newan, Koolanooka Koolyanobbing), Marandoo, Brockman, Paraburdoo, Yandicoogina, Windarling, Kalgoorlie im Hamersley-Basin, West-Australien - Hajigak, Afghanistan (1,7 Mrd t) Isua Eisen-Formation, Westgrönland (Itabirite, mit 3,7 Ga die älteste Fe-Lagerstätte der Welt)
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1. Vor Ort an dem Exponat kannst Du ein Schild finden. Welche Jahreszahlen werden hier benannt? Und als was wird Bändereisenerz nicht bezeichnet?
2. Ohne Bändereisenerz würde unser alltägliches Leben stark beeinträchtigt sein. Für was findet es nach dem Abbau seine Verwendung?
3. Welche Breite hat das Exponat vor Ort?
4. Es ist keine Logbedingung, aber wir würden uns dennoch über ein Foto von Dir oder Deinem GPS an dem Stein freuen.
An den angegebenen Koordinaten befindet Ihr Euch im Geopark des Senckenberg-Museums. Hier findet Ihr weitere 6 Stationen, die zum Bummel durch die Erdgeschichte einladen.
Quellen: https://de.wikipedia.org/wiki/Bändererz
http://sammlungen.uni-frankfurt.de/objekt/44/b-ndereisenerz-oder-auch-bif-banded-iron-formation/
https://www.mineralienatlas.de/lexikon/index.php/Geologisches%20Portrait/Lagerst%C3%A4tten/B%C3%A4ndererze%20(BIF)?lang=de
English
Bone iron
Bone iron ore also known as BIFs, are iron-containing sedimentary rocks of the early Proterozoic, which have formed a characteristic layer structure. Iron-containing layers alternate with microcrystalline silicate layers (jasper). The individual layers are several millimeters to a few centimeters thick. It is assumed that the formation of the BIFs, which also build up the stromatoliths, played a decisive role. Origin: Banded ore originated in the Archaic (before 3800 to 2500 million years) and in the Proterozoic (2500 to 1800 million years ago). The iron released into the sea by submarine volcanic activity, as well as possibly the iron, which had been brought into the free weathering cycle of the earth by various causes, remained before this time dissolved in the form of divalent ions in seawater. It was not immediately oxidized to the trivalent iron by the free oxygen (O2, dioxygen) in the sea and atmosphere, which would have precipitated (precipitated) in the form of compounds which are difficult to dissolve in water. Trivalent iron was not formed in the sea water and atmosphere due to the absence of O2, but divalent iron accumulated until it was bound by different processes and collected in thin layers on the seabed. About 3800 million years ago, oxygen phototrophic microorganisms, probably ancestors of today's cyanobacteria, developed a form of photosynthesis in which O2 was formed as a waste product (so-called oxygene photosynthesis). From this time the divalent iron was oxidized to trivalent and precipitated in the form of hydroxides and oxides, which were deposited in layers. This process consumed the oxygen produced in large amounts by microbially. The process took place cyclically over a period of several hundred million years, during which the microbially formed free oxygen was always completely bound by the oxidation of the dissolved iron present. The causes of the cyclic course of the iron precipitation are not known. By diagenesis the bandeisen ores formed from the deposits. It was only when the divalent iron was exhausted and therefore the ligand concentration was completed, that the oxygen content in the sea water and in the earth's atmosphere could rise to values above 0.2 to 0.5 percent. This is called the great oxygen disaster. To a limited extent, band ores were still found in the cryogen (750 to 600 million years ago) and in the Ordovician (450 million years ago).
Origin:
The development of the ore ores has been intensively investigated, but it has not yet been conclusively clarified. One of the main controversies is the role of bacteria in the formation of the band ores as well as the temporal development of the oxygen concentration in connection with the question whether the oxygen was present at sufficiently high concentrations in the atmosphere at the time of the formation of the band ores. In general it is assumed that the iron was of volcanic origin and was supplied to the sea water by exhalation to the central ocean back and along deep sea trenches. The study of the distribution and the contents of rare earths revealed an abnormally high content of europium in the rock, confirming the volcanic origin, as well as the Nd isotope composition of the horny layer. Against the thesis that the iron comes from the weathering of continental rocks is also the low content of aluminum in some BIFs and the fact that usually no clastic sediments such as clays occur together with the band ores. An explanation for the formation of the BIFs is an interplay of biological activity and iron reached by vertical flows into the upper water layers and flat water. Oxygen production from the oxygen photosynthesis of the cyanobacteria existing at that time, the iron dissolved in seawater was immediately oxidized, and water-soluble hydroxidic and oxidic compounds of trivalent iron (u.a. iron (III) hydroxide and iron (III) oxihydrate were formed ). These minerals, which are difficult to dissolve in water, were sedimented, and the minerals magnetite and hematite were formed by the discharge of water during diagenesis. It is assumed that the absorption of oxygen by the iron dissolved in seawater always lasted only for a certain time, namely, until the available iron had been exhausted, and the liberated oxygen was no longer bound by iron. In this way, an oxygen concentration which is detrimental to the cyanobacteria has arisen, which led to the death of the bacteria. Subsequently, sedimentation of the hornstones occurred. These have apparently been formed by the direct abiotic precipitation of silicon dioxide and organisms deposited by silica. A further possibility of the oxidation of divalent iron is the activity of anoxygen phototrophic bacteria, which produce with light as a source of energy biomass of carbon dioxide and water by using divalent iron as a reducing agent, thereby oxidizing it to trivalent iron but without oxygen (dioxygen, O2) form. Model calculations have shown that a relatively thin layer of free-weaving such anoxic phototrophic bacteria is sufficient to oxidize all dissolved iron in seawater and thus precipitate it. An abiotic formation is also considered possible: ions of the divalent iron are oxidized by UV radiation and blue light to a wavelength of about 400 nm into trivalent iron ions, whereby the electrons are transferred to hydrogen ions and thus molecular, elementary hydrogen (H2): 2 Fe2 + + 2 H + → 2 Fe3 + + H2. The trivalent iron ions together with water form hematite or together with divalent iron ions and water magnetite. The formation of the band ore after a long time occurring at the end of the proterozoic is also not entirely clear. On the one hand, they are seen as evidence for the snowball earth hypothesis: the complete ice coverage of the oceans is the condition for the sea water to become anoxic and to absorb dissolved iron in large quantities. The iron is oxidized with the melting of the ice and separates as a sediment. On the other hand, they are explained as the formation of metal-rich, anoxic marine waters. Their metal content is of volcanic origin, their place of formation are Rift basins of tectonic origin, the ground-near water layers of which are often anoxic. For the disappearance of the banded iron ore around 1.8 billion years ago, a better mixing of the ocean with oxygen is presumed, possibly in the wake of the Sudbury impact. Construction: Band ores have a layered structure, iron-bearing layers alternating with horny layers (micro-cryptocrystalline quartz of <30 μm grain size). The minerals mainly present in the iron-bearing layers are hematite (Fe2O3) and magnetite (Fe3O4). The individual layers are several millimeters to a few centimeters thick and give the cross-section of the stone the appearance of the naming banding. They can occur in many repetitions, so that strip ore formations can have thicknesses (layer thicknesses) of about 50 m to 600 m, they are thus economically important iron ore deposits. types: There are three types of BIF: - Algoma type - Lenticular and with greywackles and volcanic rocks (deposits, for example, in Canada and Australia). The volcanic activity was submarine. - Superior type - Greater area due to its formation in shelf areas. A relationship to Volcanic activity is not obvious with this type. - Rapitan type - which is related to the end of the Neoproterozoic (Riphäikum / Sinium / Keweenavan) With glacial sediments (eg in Menhouhou, SE-Morocco). deposits: According to the proterozoic age, the regional distribution of the band ores is bound to the shielding regions of the continents in which rocks of this age occur. Band ores are of tremendous economic importance, already a considerable share is already detachable. Their inventories of iron are estimated to be 150 billion tonnes, which indicates a long range of iron reserves at a consumption of some one billion tonnes per year. Large deposits with an age of 2.6-2.1 Ga are located in the Transvaal, South Africa. In Australia large stocks are available in the 2,7-2,4 Ga old bands of the Hamersley Range. In Krivoy Rog in the Ukraine the band ores are 2.6-1.9 Ga old, the same are the same in the state Minas Gerais (Itabirite), Brazil, and the Labradortrog in Canada. Some occurrences were later metamorphically overwritten by tectonic or metamorphic processes. In addition to the iron, other metals occur in the organs of the bands, which also have some economic importance. They represent the most important iron ore deposits in the world, which are essential for our today's steel industry. Without BIFs our everyday life would be severely impaired - for example, there would be no cars or washing machines. The main deposits are: - Serra dos Carrajas, Amazonia, Brazil (the world's largest BIF deposit of 17 billion tonnes) - Itabira, Minas Gerais (Itabirite) - Krivoy Rog, Ukraine (Itabirite, about 2 Ga (7 x 120 km) - Lake Superior, USA (Taconite) - Mesabi Range, Minnesota, United States (Taconite) - Saskatchewan, Canada - Kediat d'Idjil and Tiris, Bouclièr de Rgueibat as well as the Kaouat deposit in Mauretania, discovered in 2008 (Itabirite, one of the world's largest deposits, already dismantled around 1067) - Maru BIF, NW-Nigeria - Goa, Orissa, Jharkand and Bihar (Barbil, Keonjihar District), India (Itabirite and Jaspilite) - Kuruman and Griquatown, Transvaal Supergroup, Northern Cape Province, South Africa (Jaspilite) Mt. Gould, Mt. Hale, Tom Price, Newan, Koolanooka Koolyanobbing), Marandoo, Brockman, Paraburdoo, Yandicoogina, Windarling, Kalgoorlie in Hamersley Basin, Western Australia - Hajigak, Afghanistan (1.7 billion tonnes) Isua Iron Formation, West Greenland (Itabirite, with 3.7 Ga the oldest Fe deposit in the world)
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1. On the spot you can find a sign. What are the annual figures? And as what is not iron ore?
2. Without the iron ore, our everyday life would be severely impaired. For what does it find after the reduce its use?
3. What is the width of the exhibit on site?
4. It is not a log condition, but we would still have a photo of you or your GPS on the stone looking forward.
At the indicated coordinates you are in the Geopark of the Senckenberg-Museum. Here you will find another 6 stations, which invite you to stroll through the earth's history.
Sources:
https://de.wikipedia.org/wiki/Bändererz
http://sammlungen.uni-frankfurt.de/objekt/44/b-ndereisenerz-oder-auch-bif-banded-iron-formation/
https://www.mineralienatlas.de/lexikon/index.php/Geologisches%20Portrait/Lagerst%C3%A4tten/B%C3%A4ndererze%20(BIF)?lang=de