image
Die Komplexlagerstätten
Tellerhäuser und Hämmerlein
Bergbau in Sachsen, Band 17
Bergbaumonografie

Bergbau in Sachsen
Band 17
Die Komplexlagerstätten Tellerhäuser
und Hämmerlein
Uranbergbau und Zinnerkundung
in der Grube Pöhla der SDAG Wismut
WERNER SCHUPPAN und AXEL HILLER
unter Mitarbeit von I
NGE KREJNY
Bergbaumonografie
Landesamt für Umwelt, Landwirtschaft und Geologie
Oberbergamt
Freiberg 2012

Vorwort
Die Sowjetische Aktiengesellschaft (SAG) Wismut, ab
1954 Sowjetisch-Deutsche Aktiengesellschaft (SDAG)
Wismut erkundete und bebaute nach dem Zweiten
Weltkrieg Uran-Lagerstätten, darunter auch im Gebiet
zwischen Pöhla und Tellerhäuser, im grenznahen
Raum zur ČSR bzw. ČSSR. Zu den letzten Zeugen
dieses Bergbaus gehören ein Besucherbergwerk, die
Anlagen zur Behandlung der aus dem Stolln austre-
tenden kontaminierten Wässer und zahlreiche wun-
derschöne Mineralstufen in der Sammlung der Wis-
mut GmbH. Beispiele sind im Anhang des Bandes zu
sehen. Mit vorliegender Beschreibung von Geologie,
Bergbau und Sanierung der Komplexlagerstätten Tel-
lerhäuser und Hämmerlein ist eine weitere Bergbau-
monografie zu Bergbauunternehmungen der SDAG
Wismut fertig gestellt.
Die SDAG Wismut war auf dem Gebiet der DDR
„Staat im Staate“. Bestand schon der Betriebsname
aus einem Pseudonym, um das eigentliche Hauptpro-
duktionsziel - den Abbau und die Aufbereitung von
Uranerzen - zu verschleiern, verliefen auch Erkun-
dung und Bergbau weitestgehend abgeschottet vom
übrigen Geo- und Montanwesen in der DDR. Entspre-
chend hoch ist nach den politischen und wirtschaftli-
chen Veränderungen von 1990/91 und nach Einstel-
Prof. Dr. Bernhard Cramer
Oberberghauptmann
Präsident des Sächsischen Oberbergamtes
lung des Bergbaus der Informationsbedarf bei Wis-
senschaft und Wirtschaft, in Behörden des Geo- und
Montanwesens und des Umweltschutzes wie auch in
der Öffentlichkeit. In der vorliegenden Bergbaumono-
grafie werden nun wesentliche Kenntnisse zum
Standort im Luchsbachtal veröffentlicht.
Bei den einst intensiven Erkundungsarbeiten im La-
gerstättenfeld zwischen Pöhla und Tellerhäuser wur-
den umfangreiche Vorräte insbesondere an Uran und
Zinn gefunden, die allerdings größtenteils noch in der
Tiefe verblieben sind. Damit bestehen geologische
Voraussetzungen für eine künftige Wiederaufnahme
des Bergbaus. Bei günstigen wirtschaftlichen Rah-
menbedingungen und unter der Voraussetzung der
Entwicklung neuartiger, verlustarmer und kostengüns-
tiger Aufbereitungsmethoden wäre eine erneute Berg-
bauperiode zur Gewinnung insbesondere der Zinner-
ze mit ihren Begleitkomponenten denkbar.
Ein Dank gilt den Autoren dieses Bandes, die durch
ihre jahrelange berufliche Tätigkeit als beste Kenner
der Lagerstätten ausgewiesen sind. Gleichzeitig dan-
ken wir der Wismut GmbH, die als Rechtsnachfolger
und Sanierer der Bergbauhinterlassenschaften der
SDAG Wismut diese Arbeiten ermöglichte und unter-
stützte.
Norbert Eichkorn
Präsident des Sächsischen Landesamtes
für Umwelt, Landwirtschaft und Geologie

Inhaltsverzeichnis
Seite
Zusammenfassung ............................................................................................................................................6
Summary ............................................................................................................................................................7
Einleitung ...........................................................................................................................................................8
1
Allgemeine Angaben ..........................................................................................................................9
1.1
Geografische Lage, klimatische und wirtschaftliche Verhältnisse .....................................................9
1.2
Geschichte des Bergbaus und der geologischen Untersuchung .................................................... 10
2
Geologischer Bau der Lagerstätten ................................................................................................ 12
2.1
Geologische Position ....................................................................................................................... 12
2.2
Gliederung des Lagerstättenbereichs ............................................................................................. 14
2.3
Nebengesteine ................................................................................................................................ 15
2.3.1
Regionalmetamorphe Gesteine ....................................................................................................... 15
2.3.2
Magmatische Gesteine .................................................................................................................... 22
2.3.3
Granitoberfläche und Kontaktmetamorphose ................................................................................. 24
2.3.4
Metasomatose ................................................................................................................................. 26
2.3.5
Quartäre Bildungen ......................................................................................................................... 28
2.4
Tektonischer Bau des Lagerstättenbereiches ................................................................................. 28
2.4.1
Faltenbau ......................................................................................................................................... 28
2.4.2
Bruchtektonik ................................................................................................................................... 29
2.5
Mineralisation .................................................................................................................................. 36
2.5.1
Gesamtprozessablauf ..................................................................................................................... 36
2.5.2
Schichtgebundene Mineralisation ................................................................................................... 38
2.5.3
Gangmineralisation ......................................................................................................................... 40
2.5.3.1
Gangformationen und Gangtypen ................................................................................................... 40
2.5.3.2
Hydrothermale Nebengesteinsveränderungen ............................................................................... 47
2.5.3.3 Mineralogisch-geochemische Spezialuntersuchungen ................................................................... 48
3
Spezielle Lagerstättenbeschreibung ............................................................................................... 49
3.1
Allgemeines ..................................................................................................................................... 49
3.2
Lokalisation der Uranvererzung, erzkontrollierende Faktoren ........................................................ 50
3.2.1
Verbreitung der Uranvererzung im Lagerstättenraum .................................................................... 50
3.2.1.1
Kluft-Gang-Netz ............................................................................................................................... 51
3.2.1.2
Strukturerzknoten ............................................................................................................................ 51
3.2.2
Erzlokalisation in den Gängen ......................................................................................................... 52
3.3
Schichtgebundene Vererzung in den Skarnlagern .......................................................................... 54
3.3.1
Skarnlager „Hämmerlein“ (Lagerstätte Hämmerlein) ...................................................................... 55
3.3.1.1
Aufschlussverhältnisse .................................................................................................................... 55
3.3.1.2
Geologische Situation ..................................................................................................................... 56
3.3.1.3
Vererzungsverhältnisse ................................................................................................................... 56
3.3.2
Skarnlager „Dreiberg“ ...................................................................................................................... 59
3.3.2.1
Aufschlussverhältnisse .................................................................................................................... 59
3.3.2.2
Geologische Situation ..................................................................................................................... 61
3.3.2.3
Vererzungsverhältnisse ................................................................................................................... 62
3.3.3
Skarnlager „Breitenbrunn“ ............................................................................................................... 64
3.3.3.1
Aufschlussverhältnisse .................................................................................................................... 64
3.3.3.2
Geologische Situation ..................................................................................................................... 65
3.3.3.3
Vererzungsverhältnisse ................................................................................................................... 65
3.4
Rohstoffcharakteristik ...................................................................................................................... 66
3.4.1
Uranerze .......................................................................................................................................... 66
3.4.2
Zinnerze ........................................................................................................................................... 67
3.5
Genetische Betrachtungen .............................................................................................................. 69
4

5
4
Geophysikalische Arbeiten ...............................................................................................................71
4.1
Geophysikalische Such- und Erkundungsarbeiten ..........................................................................71
4.2
Geophysikalische Betreuung der Bergarbeiten ...............................................................................72
4.2.1
-auf Uran ..........................................................................................................................................72
4.2.2
-auf Zinn ...........................................................................................................................................73
5
Hydrogeologie ..................................................................................................................................74
5.1
Hydrogeologische Situation, Grundwasserleiter ..............................................................................74
5.2
Wasserzulauf in die Grube und Wasserhaltung ...............................................................................76
5.3
Hydrochemische Verhältnisse ..........................................................................................................77
6
Ingenieurgeologie .............................................................................................................................78
7
Bergwirtschaftlich- bergtechnische Angaben ...................................................................................78
7.1
Aufschluss, Ausrichtung und Vorrichtung ........................................................................................78
7.2
Untersuchungs- und Erkundungsgrad .............................................................................................81
7.3
Bemusterung und Vorratsberechnung .............................................................................................83
7.3.1
Bemusterung und Vorratsberechnung der Uranvererzung ..............................................................83
7.3.2
Bemusterung und Vorratsberechnung der Zinnvererzung ...............................................................84
7.4
Abbau der Erze ................................................................................................................................86
7.4.1
Abbau von Uranerzen ......................................................................................................................86
7.4.2
Abbau von Zinnerzen .......................................................................................................................87
7.4.3
Abbau von Magnetit .........................................................................................................................88
7.5
Technologie der Gewinnung und Verarbeitung der Erze .................................................................89
7.5.1
Technologie der Gewinnung und Verarbeitung der Uranerze .........................................................89
7.5.2
Technologie der Gewinnung und Verarbeitung der Zinnerze ..........................................................91
8
Entwicklung der Rohstoffbasis .........................................................................................................94
8.1
Uranvorräte ......................................................................................................................................94
8.1.1
Zeitraum von 1968 bis 01.07.1975 ...................................................................................................94
8.1.2
Zeitraum vom 01.07.1975 bis 01.01.1983 .......................................................................................96
8.1.3
Zeitraum vom 01.01.1983 bis
01.01.1988 .......................................................................................97
8.1.4
Zeitraum vom 01.01.1988 bis 01.07.1991 .......................................................................................99
8.2
Vorräte an Zinn ...............................................................................................................................101
8.2.1
Zeitraum von 1969 bis 1971 ...........................................................................................................101
8.2.2
Zeitraum von 1971 bis 1975/1976 ..................................................................................................102
8.2.3
Zeitraum von 1975/1976 bis 1982 ..................................................................................................104
8.2.4
Zeitraum von 1982 bis 1991 ...........................................................................................................106
8.3
Magnetit ..........................................................................................................................................107
8.4
Silber ..............................................................................................................................................109
8.5.
Sonstige Begleitrohstoffe ...............................................................................................................111
9
Verwahrungs- und Sanierungsarbeiten ..........................................................................................113
9.1
Verwahrung des Grubengebäudes ................................................................................................114
9.2
Flutung und Wasserbehandlung ....................................................................................................114
9.3
Sanierung der Betriebsflächen, -anlagen und Halden ...................................................................118
Nachwort ........................................................................................................................................................120
Literaturverzeichnis ........................................................................................................................................121
Verzeichnis der Abbildungen..........................................................................................................................125
Verzeichnis der Beilagen auf CD....................................................................................................................127
Anhang ..........................................................................................................................................................128
Buchbesprechungen ......................................................................................................................................156

Zusammenfassung
Die Lagerstätten Hämmerlein und Tellerhäuser sind
Bestandteile des Erzfeldes Pöhla-Tellerhäuser, das in
der zweiten Hälfte des 20. Jahrhunderts im oberen
Westerzgebirge entdeckt und erkundet wurde. Dieses
Erzfeld, auch als „Komplexlagerstätte Westerzgebir-
ge“ bezeichnet, führt eine komplexe, im Wesentlichen
schichtgebundene Zinnvererzung des Skarntyps, die
teilweise durch eine hydrothermale Uran-Gangver-
erzung überlagert wird. Innerhalb des Erzfeldes wer-
den (von NW nach SO) die Sn-W-Lagerstätte Pöhla-
Globenstein, die Sn-Lagerstätte Hämmerlein und die
Sn-U-Lagerstätte Tellerhäuser ausgehalten.
Im regionalgeologischen Sinn liegt das Lagerstätten-
feld im Kreuzungsbereich der Fichtelgebirgisch-
Erzgebirgischen Antiklinalzone mit der Gera-
Jáchymov-Störungszone. Hier, im Übergangsbereich
von der Schwarzenberger Kuppel zur Tellerhäuser-
Hundsmarter-Mulde (Brachysynklinale von Tellerhäu-
ser) sowie in deren Zentralbereich stehen kambrisch-
ordovizische, regionalmetamorph überprägte Schie-
ferfolgen an. Sie bestehen überwiegend aus Glim-
merschiefern, in denen Einlagerungen von mehr oder
weniger stark verskarnten Metakarbonatgesteinen,
Gneisen, Quarziten, kohlenstoffführenden Schiefern
und Amphiboliten in intensiver Wechsellagerung und
zu erzhöffigen Profilabschnitten (Skarnlager und „pro-
duktive“ Pakete) gruppiert vorkommen. In der Brachy-
synklinale von Tellerhäuser werden sie von phylliti-
schen Schiefern überdeckt. Lithostratigraphisch wer-
den diese Gesteine im Wesentlichen der Joachims-
thaler (Jáchymov-) und der Thumer Gruppe zugeord-
net.
Die genannten Schichtfolgen werden von einem Gra-
nitrücken unterlagert, der als Teil des Eibenstock-
Karlsbader Massivs bzw. Westerzgebirgischen
Teilplutons den jüngeren oder Erzgebirgsgraniten zu-
gerechnet wird. Die Granitintrusion führte zu kontakt-
metamorphen und metasomatischen Prozessen in
den umgebenden Gesteinen, mit denen vor allem die
Bildung von Skarnlagern verknüpft war. Auch die hyd-
rothermale Gangmineralisation ist an den Exokontakt-
bereich dieses Granitmassivs gebunden.
Tektonische Störungen, Kluftzonen und Gangstruktu-
ren unterschiedlicher Orientierung durchsetzen in
großer Zahl die Gesteine des Lagerstättengebietes.
Entsprechend der Lage im Bereich der Gera-
Jáchymov-Störungszone dominieren dabei herzynisch
orientierte Bruchstrukturen; daneben spielen vor allem
erzgebirgisch streichende sowie annähernd meridio-
nal verlaufende Strukturen eine wichtige Rolle. Die
Uran-Gangvererzung ist überwiegend an herzynische
und submeridionale Strukturen gebunden. Die Zinn-
vererzung hingegen ist meist mit erzgebirgischen
Strukturen verknüpft.
Die Mineralisation des Gebietes Hämmerlein-
Tellerhäuser ist auf mehrere unterschiedliche und
verschiedenaltrige Bildungsprozesse zurückzuführen.
Von entscheidender Bedeutung waren die drei Haupt-
prozesse
- Skarnbildung mit Absatz der Magnetitvererzung,
- Vergreisenung mit Bildung der schichtgebundenen
Zinn- und Sulfidvererzung,
- Bildung der hydrothermalen Uranerzgänge.
Die Skarnbildung ist als postmagmatisch-metaso-
matischer Prozess zu verstehen, der zur Bildung der
Skarnlager und – nach tektonischen Bewegungen –
der Magnetitvererzung führte. Die nachfolgenden,
überwiegend katathermalen Prozesse umfassten eine
Vergreisenung von weiten Bereichen der Skarnlager
und von Kluft-Trümer-Zonen aus teilweise auch der
umgebenden, insbesondere der liegenden Schiefer
und führten zum Absatz der meist dispers einge-
sprengten Zinnvererzung. Dabei wird für das Zinn wie
auch für das Eisen eine Herkunft aus den unterla-
gernden Erzgebirgsgraniten angenommen. Der ab-
schließende massierte Absatz von Sulfiden in den
Skarnlagern wird auf Mobilisierung bzw. Umlagerung
ursprünglich dispers vor allem in den liegenden Schie-
fern verteilter Erzsubstanz zurückgeführt.
Die Bildung der hydrothermalen Uranerzgänge setzte
nach erneuten bruchtektonischen Bewegungen ein.
Dabei erfolgte der Absatz der Gangmineralisation in
mehreren Etappen unterschiedlichen Alters und ver-
schiedener Intensität. Dominierende Gangformation
war hier die spätvariszische kku-Formation, mit der
der Absatz der primären Uranvererzung verbunden
war. Postvariszisch kam es auf einem Teil der Gänge
zu einer Magnesium-Metasomatose (mgu-Formation),
später noch zu einer Bi-Co-Ni-Ag-Mineralisation (bi-
coni/ags-Formation). Die primäre Uranvererzung wur-
de dabei teilweise überprägt bzw. umgelagert. Von
der Gangvererzung erlangte außer dem Uran aller-
dings nur Silber zeitweilig eine gewisse bergwirt-
schaftliche Bedeutung als sporadisch auftretender
und gewonnener Begleitrohstoff.
Im Bereich Hämmerlein-Tellerhäuser ist eine schicht-
gebundene Vererzung in den Skarnlagern „Hämmer-
lein“, „Dreiberg“ und „Breitenbrunn“ ausgebildet. Ne-
ben Zinn (in Form von Kassiterit) als Hauptrohstoff
sind hier auch Magnetit und Sulfide (Sphalerit u. a.)
von Bedeutung. Letztere können mit der Zinnverer-
zung verknüpft sein, kommen aber teilweise auch au-
ßerhalb bzw. daneben vor. In erhöhten Konzentratio-
nen sind in den Skarnlagern außerdem Indium, Cad-
mium, Silber und Wismut festgestellt worden.
Die Uranvererzung der hydrothermalen Gänge liegt
allgemein als Pechblende vor. Bauwürdig war die
Uranvererzung nur in der Lagerstätte Tellerhäuser, wo
nahezu alle Uranerzgänge in dem nach NNW offenen
6

Keil zwischen
den tektonischen Strukturen „Gang
Luchsbach“ und „Schildbach“ liegen.
Die beiden Lagerstätten Hämmerlein und Tellerhäuser
sind mit übertägigen Bohrungen, überwiegend aber
mit bergmännischen Auffahrungen ausgehend von ei-
nem 7,8 km langen Stolln und untertägigen Bohrun-
gen erkundet worden. Während in Hämmerlein die
Auffahrungen von der Stollnsohle (bei ca. +590 m HN)
bis zur +500 m-Sohle reichten, wurde die Lagerstätte
Tellerhäuser über zwei Blindschächte bis zur +60 m-
Sohle erschlossen.
Die durchweg bergmännisch erkundete Uranverer-
zung ist teilweise abgebaut worden. Es wurden ca.
1 200 t Uran gewonnen; die dabei gelöschten Vorräte
von ca. 1 300 t Uran stellen nur einen kleinen Teil der
berechneten Gesamtvorräte dar. Auch Magnetiterze
wurden über einige Jahre hinweg im Nebenabbau
gewonnen. Bei der Zinnvererzung fand lediglich ein
Experimentalabbau in der Lagerstätte Hämmerlein
statt.
Nach den ermittelten Vorräten an Zinn sind sowohl
Hämmerlein als auch Tellerhäuser als mittelgroße La-
gerstätten zu bewerten; ihre gemeinsamen Vorräte
entsprechen denen einer großen Lagerstätte.
Nach der Einstellung des aktiven Bergbaus wurde ab
1991 das unterhalb der Stollnsohle liegende Gruben-
gebäude geflutet. Der Zugang zur Lagerstätte Teller-
häuser ist durch einen Damm im Hauptstolln gesperrt;
im Bereich Hämmerlein wird noch ein Besucherberg-
werk betrieben. Die übertägigen Betriebs- und Hal-
denflächen sind fast vollständig saniert. Das überlau-
fende Flutungswasser wird gereinigt und abgeleitet.
Summary
The deposits of Hämmerlein and Tellerhäuser are
constitutional parts of the ore field Pöhla-Tellerhäuser
situated in the upper Western Erzgebirge. Both
deposits were discovered and prospected during the
second half of the 20th century. The ore field, also
known as “complex deposit Western Erzgebirge”,
contains an almost strata-bounded skarn-type tin
mineralization local overprinted by hydrothermal vein-
type uranium mineralization. The territory can be
subdivided (from NW to SE) into the Pöhla-
Globenstein Sn-W deposit, the Hämmerlein Sn
deposit and the Tellerhäuser Sn-U deposit.
The deposit area is situated in the intersection of the
Fichtelgebirge-Erzgebirge anticline and the Gera-
Jáchymov fault zone, particularly in the transition area
from Schwarzenberg dome structure into the
Tellerhäuser-Hundsmarter syncline (Tellerhäuser
brachysyncline). The geological profile of this territory
is dominated by Cambro-Ordovician schists with
regional metamorphic overprint. They consist of mica
schists with included layers of different skarn-effected
metacarbonatic rocks, gneisses, amphibolites,
quarzitic and carbon-rich schists appearing in
intensive interbedding and forming special profile
sections, so called skarn layers and “productive” rock
packages. In the centre of the Tellerhäuser
brachysyncline the mica schist series is overlapped by
phyllitic schists. The complete metamorphic complex
has been classified by lithostratigraphic analysis as
Joachimsthal (Jáchymov) and Thum groups.
The metamorphic rocks are underlain by a granite
ridge counted as a part of the Eibenstock-Karlsbad
massif (Western Erzgebirge pluton) to the younger
intrusive complex. The granite intrusion led to contact-
metamorphic and metasomatic processes inside the
wall rocks causing the formation of skarn layers. The
distribution of hydrothermal vein-type mineralization is
also limited by the exocontact zone of this granite
massif.
Tectonic structures, veinlet zones and mineralized
veins of different spatial orientation crosscut the wall
rocks of the deposits area in large number. According
to the general position inside the Gera-Jáchymov fault
zone the geological structure is dominated by NW-SE
striking faults; however SW-NE and N-S striking fault
zones also play an important role. The vein-type
uranium mineralization is connected with the NW-SE
and N-S striking fault structures. In contrast, the tin
mineralization is controlled by SW-NE striking fault
and veinlet zones.
The mineralization of the Hämmerlein-Tellerhäuser
area is the result of several stages of different
character and age. Three of them are of outstanding
importance:
- formation of skarns with magnetite mineralization,
- greisenization with development of strata-bounded
tin and sulphide mineralization,
- formation of hydrothermal uranium-bearing veins.
The skarn stage has to be understood as
postmagmatic-metasomatic process leading to
formation of skarn layers and magnetite mineralization
divided from each other by tectonic events. The
following, mostly katathermal processes included the
greisenization of wide parts of the skarn layers and of
accompanying schists (especially the underlying
schists) as well as the precipitation of an impregnated
tin mineralization. The source of iron and tin might
have been the granite massif in the underground. The
following massive precipitation of sulphides in the
skarn layers was caused by mobilization and re-
deposition of dispersed ore material from the
underlying mica schist complex.
7

The formation
of hydrothermal uranium-bearing veins
took place after renewed fault-tectonic events. The
vein mineralization is a result of several stages
(formations) of different ages and intensity. The
mineral composition is dominated by the late Variscan
kku-formation causing the precipitation of primary
uranium mineralization. During post-Variscan time
most of the veins did undergo a magnesium-
metasomatic overprint (mgu-formation) locally
followed by a Bi-Co-Ni-Ag-mineralization of biconi-
and ags-formations. Meanwhile the primary uranium
mineralization was replaced and re-deposited.
Besides uranium, silver became the only component
from vein mineralization, which gained a temporary
importance as a by-product of mining.
The strata-bounded mineralization of the Hämmerlein-
Tellerhäuser area is located inside skarn layers
“Hämmerlein”, “Dreiberg” and “Breitenbrunn”. Tin in
form of kassiterite represents the main natural
resource. It is often accompanied by magnetite and
sulphides (sphalerite a. o.), which can also appear
separated from tin mineralization. On the other hand,
skarn layers contain elevated concentrations of
indium, cadmium, silver and bismuth.
The uranium mineralization of the hydrothermal veins
is mostly pitchblende. Minable concentrations were
limited to the Tellerhäuser deposit, where almost all
uranium-bearing veins are located in the wedge
between the structures “Gang Luchsbach” and
“Schildbach”.
The Hämmerlein-Tellerhäuser deposit area was
prospected both by surface drilling and by
underground mine workings (starting with a 7.8 km
long gallery) and drilling. Mine workings at
Hämmerlein were situated at the gallery level (+590
m) and reached down to the +500 m-floor. The
Tellerhäuser deposit was developed by two blind
shafts down to the +60 m-floor.
The uranium mineralization was partially mined with a
recovery of about 1 200 metric tons of uranium. The
mined uranium reserves of 1 300 t represent only a
small part of the assured and estimated resources.
Magnetite ore was temporary recovered as a by-
product. Tin mineralization has been the object of
exploitation tests in the Hämmerlein deposit.
According to the resources of tin, both deposits
Hämmerlein and Tellerhäuser can be classified to be
middle-large objects; together they represent
resources of a large deposit.
After decommission of mining in 1991 the mine
workings below the gallery level have been flooded.
The access to the Tellerhäuser deposit is closed by
brickwork; in the Hämmerlein area a tourist mine is
still open for visitors. The surface complex including
the waste rock dump has been reclaimed almost
completely. The flooding water is discharged after
treatment.
Einleitung
Im Südwestteil des Freistaates Sachsen befindet sich
zwischen den Städten Schwarzenberg und Kurort
Oberwiesenthal das Erzfeld Pöhla-Tellerhäuser, häu-
fig als „Komplexlagerstätte Westerzgebirge“ bezeich-
net. Innerhalb dieses Erzfeldes sind drei Lagerstätten
bekannt:
1. die Zinn-Wolfram-Lagerstätte Pöhla-Globenstein,
2. die Zinnlagerstätte Hämmerlein und
3. die Zinn-Uran-Lagerstätte Tellerhäuser.
Im Westen bzw. Nordwesten des Erzfeldes, dessen
Kontur dem früher hier ausgehaltenen Bergbau-
schutzgebiet entspricht, befinden sich zudem die Per-
spektivgebiete Breitenbrunn (Zinn) und Antonsthal
(Zinn-Wolfram).
Zur Lagerstätte Pöhla-Globenstein wurde bereits eine
Bergbaumonographie veröffentlicht (H
ÖSEL et al.
2003), so dass es dringend geboten scheint, auch die
beiden anderen Lagerstätten in der Reihe „Bergbau in
Sachsen“ vorzustellen.
Obwohl das gesamte Gebiet auf einen nicht unbedeu-
tenden Altbergbau verweisen kann, setzte erst im Zu-
ge des Uranbergbaus nach dem 2. Weltkrieg eine in-
tensive geologische Untersuchungstätigkeit ein, die
das Rohstoffpotential des Erzfeldes Pöhla-
Tellerhäuser offenbarte. Dabei ergänzten sich Beiträ-
ge der SAG/SDAG Wismut, des VEB Geophysik Leip-
zig und des VEB Geologische Erkundung Süd (GFE
Freiberg) in bemerkenswerter Weise.
Als im Jahr 1991 der Bergbau zum Erliegen kam, war
nur ein Teil der nachgewiesenen Uranvorräte abge-
baut. Trotz intensiver Bemühungen und hoher finan-
zieller Aufwendungen war es bis zu diesem Zeitpunkt
noch nicht gelungen, die enormen Zinn- und Wolfram-
vorräte des Gebietes einer industriellen Nutzung zu-
zuführen.
Die jüngste Vergangenheit war geprägt von aufwändi-
gen Sanierungsarbeiten im Bereich der Hinterlassen-
schaften des Uranbergbaus. Diese Maßnahmen sind
bis auf die Behandlung der Flutungswässer und einige
Restarbeiten nahezu vollständig abgeschlossen.
Ein Besucherbergwerk im Bereich der Lagerstätte
Hämmerlein vermittelt noch heute einen Eindruck von
den angewandten Technologien sowie eingesetzten
Mechanismen und bietet die Möglichkeit zur Besichti-
8

image
9
gung interessanter geologischer Aufschlüsse.
Eine Nutzung der nachgewiesenen Ressourcen, wie
sie auch in jüngster Vergangenheit wieder diskutiert
wurde, setzt günstige wirtschaftliche Rahmenbedin-
gungen und größere Investitionsaufwendungen vor-
aus. Unter diesen Prämissen dürfte das Erzfeld Pöh-
la-Tellerhäuser zu den interessantesten Objekten un-
ter den potentiellen sächsischen Bergbaustandorten
zählen.
1 Allgemeine Angaben
1.1
Geografische Lage, klimatische und
wirtschaftliche Verhältnisse
Das Erzfeld Pöhla-Tellerhäuser liegt im Süden des
Regierungsbezirkes Chemnitz (Bundesrepublik
Deutschland), im Erzgebirgskreis und grenzt im Sü-
den an die Tschechische Republik. Die Entfernung zu
den administrativen Zentren beträgt 35 km nach
Chemnitz bzw. 15 km zur Kreisstadt Annaberg-
Buchholz. Die ehemaligen Kreisstädte Schwarzen-
berg und Aue befinden sich in nordwestlicher Rich-
tung in 7 bzw. 15 km Entfernung.
Das Gebiet liegt am nordwestlichen Abhang des Fich-
telbergmassivs. Folglich ist das Geländerelief hier
stark gegliedert und weist typischen Mittelgebirgscha-
rakter auf. Es überwiegen Kerbtäler mit steilen Tal-
hängen, während die Berggipfel ruhigere Formen zei-
gen. Die NN-Höhen der Bergrücken erreichen 700-
1 000 m, die Tallagen liegen im Niveau von 500-
700 m. Generell steigt das Gelände in südlicher bzw.
südöstlicher Richtung an.
Abb. 1-1:
Übersichtskarte des Lagerstättengebietes

Über
90 % des Gebietes sind von Wäldern bedeckt,
unter denen Fichtenmonokulturen überwiegen. Die
Jahresmitteltemperatur liegt bei 5-6 °C; das Minimum
ist im Dezember zu verzeichnen mit -4 °C bis -7 °C,
das Maximum mit 10-16 °C wird im Juli-August er-
reicht (K
AUFMANN et al. 1988). Im Laufe des Jahres
fallen je nach Höhenlage und Witterungsverlauf
750 mm bis 1 400 mm Niederschlag. An der DWD-
Station Rittersgrün wurde ein langjähriges Mittel von
1 025 mm gemessen.
Das Territorium befindet sich im Einzugsgebiet der
Mittweida, die den Westteil des Fichtelbergmassivs
nach Nordwesten entwässert und in Schwarzenberg
in das Schwarzwasser mündet. Ihr wichtigster Neben-
fluss ist das Pöhlwasser, das das gesamte Betrach-
tungsgebiet durchfließt und mit Kunnersbach, Luchs-
bach sowie Friedrichsbach drei bedeutende rechtssei-
tige Zuflüsse besitzt.
Das Arbeitsgebiet ist relativ dünn besiedelt. Die wich-
tigsten Ortschaften sind Pöhla, Rittersgrün und Teller-
häuser mit insgesamt ca. 3 500 Einwohnern. Die Orts-
lagen ziehen sich vorzugsweise am Pöhlwasser bzw.
Klingerbach entlang und liegen außerhalb der berg-
baurelevanten Gebiete.
Wichtige Erwerbszweige sind Forstwirtschaft, Holz-
und Metallverarbeitung sowie der Tourismus. In den
unteren Lagen wird auch Landwirtschaft betrieben.
Das Erzfeld liegt im Naturpark Erzgebirge-Vogtland
und beinhaltet seinerseits die Naturschutzgebiete
„Zweibach“ sowie (randlich) „Am Taufichtig“ und
„Moor am Pfahlberg“.
Die nächstgelegene Bahnstation ist Grünstädtel, 4 km
nördlich von Pöhla, an der Bahnstrecke Schwarzen-
berg – Annaberg-Buchholz, die derzeit nur für den
Güterverkehr genutzt wird.
Im Pöhlwassertal verläuft die Staatsstraße S 271 von
Raschau nach Oberwiesenthal, die die Bundesstra-
ßen B 101 und B 95 verbindet. Die Anbindung an das
Autobahnnetz ist über die B 101/169 und die S 255
zur Anschlussstelle Hartenstein (BAB 72) gegeben.
Darüber hinaus besteht ein dichtes Netz von Neben-
straßen sowie befestigten Wirtschafts- und Waldwe-
gen, mit dem nahezu das gesamte Territorium er-
schlossen ist.
1.2
Geschichte des Bergbaus und der
geologischen Untersuchung
Das Schwarzenberger Bergbaurevier, in dem das Erz-
feld Pöhla-Tellerhäuser liegt, kann auf einen regen
mittelalterlichen Bergbau verweisen. Die meisten his-
torisch bedeutsamen Gruben liegen jedoch außerhalb
der eigentlichen Erzfeldkontur.
Bedingt durch den Reichtum an Eisenerzen wurde die
Region Schwarzenberg bereits zum Ende des
15. Jahrhunderts zu einem Zentrum des westerzge-
birgischen Bergbaus, da der Eisenbedarf des aufstre-
benden Silberbergbaus vor allem für die Gezäheferti-
gung enorm war. Als wichtige Eisenerzgruben werden
im 16. Jahrhundert „St. Johannes“ am Rothen Berg
bei Erla (Gangstruktur mit Roteisenerz), „St. Chris-
toph“ und „Fortuna“ bei Breitenbrunn, „Neusilberhoff-
nung“ und „Morgenstern“ bei Pöhla sowie die Fund-
grube „Roter Adler“ in Rittersgrün (magnetitführende
Skarne) angeführt. Neben der Eisenerzproduktion
weisen viele der genannten und kleineren Gruben ei-
ne z. T. beträchtliche Buntmetallproduktion aus, die
auf sulfidische Vererzungen in den aufgefahrenen
Skarnlagern bzw. in sie durchsetzenden Gängen zu-
rückzuführen ist. Der Niedergang des Bergbaus Mitte
des 19. Jahrhunderts erfasste den Eisenerzbergbau in
geringerem Maße. Erst nach der Jahrhundertwende
ging die Gewinnung stark zurück, und im Jahr 1924
stellte die „Neusilberhoffnung“ als letzte Zeche des
Gebietes die Produktion ein.
Eine Uranproduktion ist nur für die „Margarethe“-
Fundgrube bei Breitenbrunn nachweisbar, wo in den
Jahren 1853 und 1905/06 1,86 t Uranerze mit 0,97 t
U
3
O
8
-Inhalt gefördert wurden (SCHUMACHER 1946b).
Die im 19. Jahrhundert registrierten Uranvorkommen
der Grube „Menschenfreude“ bei Fällbach, des Tan-
nenbaumstollns bei Erla, im Ernst-August-Stolln und
im Weißen-Hirsch-Stolln bei Antonsthal sowie in der
Grube „Roter und Weißer Löwe“ bei Steinheidel be-
saßen rein mineralogische Bedeutung.
Die planmäßigen Arbeiten zur geologischen Lan-
desaufnahme in Sachsen in der zweiten Hälfte des
19. Jahrhunderts führten zur Erstellung der Geologi-
schen Karte im Maßstab 1:25 000 für das Königreich
Sachsen. Das Blatt Oberwiesenthal (147 bzw. 5543)
wurde in den Jahren 1881-1883 von A. S
AUER erstellt.
Die Kartierung des Blatts Johanngeorgenstadt (146
bzw. 5542) durch F. S
CHALCH wurde 1884 abge-
schlossen. Diese, ihrem Charakter nach lithologischen
Karten wurden von H. M
ÜLLER unter Berücksichtigung
der Gangstrukturen überarbeitet. Eine Neukartierung
erfolgte 1917 durch R. R
EINISCH (5543) bzw. 1899/
1900 durch C. G
ÄBERT (5542). Diese Kartenedition
bildete für lange Jahre die Grundlage aller geologi-
schen Arbeiten im Gebiet.
In den dreißiger Jahren des 20. Jahrhunderts wurden
im Zuge der Autarkiebestrebungen des faschistischen
Deutschlands Arbeiten zur Zinkgewinnung in der Gru-
be „St. Christoph“ durch die Sachsenerz AG erneut
aufgenommen, jedoch 1945 endgültig eingestellt.
Eine Neuaufnahme der bergmännischen Arbeiten in
bis dahin ungekanntem Ausmaß erfolgte durch die
Tätigkeit der SAG/SDAG Wismut nach Ende des
2. Weltkrieges. Bereits 1946 begannen Untersu-
10

chungsarbeiten
des Objekts 1 im Gebiet Breitenbrunn
(Margarethe-Stolln). 1947 erfolgten Arbeiten durch
das Erkundungsobjekt 23 im Gebiet Antonsthal-Erla
(Revier Tannenbaumstolln). Anfang November 1948
wurde aus Teilen des Objekts 1 und dem Objekt 23
das Gewinnungsobjekt 8 gebildet, das in den Jahren
bis 1953 in mehreren Lagerstätten zwischen Schwar-
zenberg und Rittersgrün Uranerze förderte sowie um-
fangreiche Erkundungsarbeiten realisierte.
Am NW-Abhang des Kaffenbergs, unweit der Sied-
lung Ehrenzipfel, wurde eine kleine Uranlagerstätte
(Tellerhäuser-alt) entdeckt und bis 1955 restlos abge-
baut.
Daneben wurden die Uranvorkommen Kaffenberg
(Stolln 4), Ehrenzipfel I (Schacht 247), Ehrenzipfel II
(Stolln 7) und Oberrittersgrün (Schurf 14) nachgewie-
sen, die wegen ihrer geringen Vorräte als nicht bau-
würdig eingeschätzt wurden. Der geologische Bau
und die strukturellen Besonderheiten dieser Uranvor-
kommen wurden in mehreren Berichten der Kameral-
abteilungen der Objekte 8 und 1 behandelt (Š
IŠKIN et
al. 1953, S
AMUSENKO et al. 1953 b, KAŜEEV et al.
1955).
Im Jahr 1957 begannen bergmännische Erkundungs-
arbeiten in den Revieren Niederglobenstein (Stolln 19)
und Pöhla (Schurf 24). Die Auffahrungen in der La-
gerstätte Pöhla-Globenstein trafen zwar keine bau-
würdige Uranvererzung, jedoch eine bedeutende
Magnetitvererzung an (S
CHWARZE & HARLAß 1960).
Als Arbeitsgrundlage dienten bei der SDAG Wismut
bis dahin die Geologischen Karten im Maßstab
1 : 100 000, die von A. W
ATZNAUER und M. WEISER
auf der Grundlage der Geologischen Spezialkarten
(1:25 000) erstellt wurden. Blatt Eibenstock war 1951,
Blatt Annaberg 1952 erschienen.
Eine erste Zusammenfassung des neuen Wissens-
standes für das Gesamtgebiet des Westerzgebirges
erfolgte nahezu zeitgleich mit der Erstellung der „Geo-
logischen Karte des Gebietes Aue-Schwarzenberg-
Johanngeorgenstadt“ (Maßstab 1 : 10 000; Š
IŠKIN
et al. 1958).
1965 wurden durch die SDAG Wismut erneut Arbeiten
im Erzfeld Pöhla-Tellerhäuser aufgenommen. Zu-
nächst erfolgten planmäßige Arbeiten zur geologi-
schen Spezialkartierung im Maßstab 1 : 25 000, die
durch Strukturbohrungen zur Klärung der Uranhöffig-
keit der Mulde von Tellerhäuser begleitet wurden.
Mittlerweile hatte der VEB „Geologische Erkundung
Süd“ im Auftrag der Maxhütte Unterwellenborn Erkun-
dungsarbeiten auf Magnetit in der Lagerstätte Pöhla-
Globenstein begonnen, die jedoch wegen störender
Zinn- und Arsengehalte in den Erzen abgebrochen
werden mussten. Es folgten Arbeiten zur Einschät-
zung der Zinnressourcen des Westerzgebirges, die
von regionalen geophysikalischen Arbeiten des VEB
Geophysik Leipzig (Gravimetrie im Maßstab
1 : 100 000, Magnetik im Maßstab 1 : 25 000 bis
1 : 50 000) begleitet wurden. Gebietsweise wurde bis
zum Maßstab 1 : 5 000 verdichtet. Zur Einschätzung
der Magnet-Anomalie Hämmerlein wurden 1966 meh-
rere Bohrungen niedergebracht (H
ÖSEL 1967). Mit
zwei dieser Bohrungen wurde sichtbare Uranverer-
zung angetroffen. Parallel dazu traf auch die Wismut-
Bohrung E 10/66 im Raum Tellerhäuser bauwürdige
Uranvererzung an. Noch vor Abschluss der Neukartie-
rung des Blatts Oberwiesenthal (Û
RTAJKIN et al. 1969)
wurde durch A
BROSIMOV mit der Kartierung des West-
teils des Blatts Oberwiesenthal im Maßstab 1 : 10 000
begonnen (A
BROSIMOV et al. 1971). Diese Arbeiten
wurden durch umfangreiche Bohrarbeiten begleitet.
Im Oktober 1967 wurde der Stolln Pöhla in einem
Steinbruch im Luchsbachtal in einem Niveau von
585 m HN
1
angeschlagen, um die Bohrgebiete Häm-
merlein, Dreiberg und Tellerhäuser bergmännisch zu
untersuchen. Die Auffahrung, die im September 1970
eine Gesamtlänge von 7 845,8 m erreichte, durchör-
terte nach ca. 3 000 m das Skarnlager „Hämmerlein“.
Hier erfolgten 1968-1971 bergmännische Erkun-
dungsarbeiten auf Uran, die nur unbedeutende Uran-
ressourcen nachweisen konnten. Das führte nicht nur
zur negativen Einschätzung der Uranhöffigkeit des
Gebiets Hämmerlein, sondern auch zu einer zurück-
haltenden Bewertung der beiden Erkundungsreviere
Dreiberg und Tellerhäuser, d. h. des Nord- bzw. Süd-
abschnittes der Lagerstätte Tellerhäuser.
1969 wurde mit der Auffahrung des Querschlags 2 in
der Lagerstätte Hämmerlein eine reiche Zinnverer-
zung innerhalb des Skarnlagers angetroffen, die von
1970 bis 1980 durch Berg- und Bohrarbeiten auf Kos-
ten des Staatshaushaltes der DDR erkundet wurde.
Vorratsberechnungen erfolgten zum Stand vom
15.11.1971, 01.10.1975, 01.04.1980 und 01.01.1982.
Ab 1972 wurden durch die SDAG Wismut Erkun-
dungsarbeiten auf Zinn im gesamten Erzfeld Pöhla-
Tellerhäuser aufgenommen. Die ersten Ergebnisse
sind in den Berichten zur Vorratsberechnung per
01.10.1975 zusammengefasst.
Die Erkundungsarbeiten in den Revieren Tellerhäuser
und Dreiberg waren ab 1972 auf Uran und Zinn aus-
gerichtet und wurden gemischt finanziert. Die Uraner-
kundung erfolgte zunächst (1972) auf der Stollnsohle
(+600 m) und 1973-1975 auf der Sohle +240 m. Sie
1
Als Höhensystem in der Grube Pöhla wurde HN verwendet (im
Gegensatz zu Schlema-Alberoda, wo NN-Höhen angegeben wur-
den).
11

12
führte zur ersten Uran-Vorratsberechnung per
01.07.1975 in der Lagerstätte Tellerhäuser. Bis 1982
erfolgte der Aufschluss der Uranvererzung bis zur
Sohle +120 m mit gleichzeitiger bergmännischer Er-
kundungstätigkeit. 1983 wurde die Lagerstätte Teller-
häuser in die planmäßige Uranerzgewinnung durch
den Bergbaubetrieb Aue einbezogen. Der Uranabbau
erfolgte bis zum 28.06.1991.
Arbeiten zur Zinnerkundung fanden hier von 1973 bis
1981 sowie von 1988 bis 1990 statt. Berechnungen
der Gesamtvorräte wurden zum 01.10.1975 und
01.01.1982 durchgeführt. 1991 wurde ein Teilbereich
des Skarnlagers „Dreiberg“ neu bewertet.
Im Rahmen der Zinnerkundung erfolgte auch die Wie-
deraufnahme der Arbeiten in der Lagerstätte Pöhla-
Globenstein, wo 1973-1975 Übertage-Bohrungen auf
Zinn und 1977-1978 auf Wolfram niedergebracht wur-
den. Die Zinn- und Wolframerkundung wurde im Zeit-
raum 1982-1988 durch über- und untertägige Bohrar-
beiten sowie Bergarbeiten weitergeführt. Vorratsbe-
rechnungen erfolgten zum 01.10.1975 (Zinn),
01.10.1979 (Wolfram) und 01.07.1988 (Zinn und Wolf-
ram).
Die Erkundungsergebnisse der SDAG Wismut fanden
gemeinsam mit den Erkenntnissen aus neueren petro-
logischen, strukturgeologischen und isotopengeo-
chemischen Arbeiten zum mittleren und westlichen
Erzgebirge Eingang in die Neuauflage der Geologi-
schen Karte des Freistaates Sachsen, Blatt Kurort
Oberwiesenthal (L
EONHARDT 1999), die somit den
derzeitigen Kenntnisstand zum Bearbeitungsgebiet
zusammenfasst.
2
Geologischer Bau der
Lagerstätten
2.1 Geologische Position
Das Erzfeld Pöhla-Tellerhäuser befindet sich am
Westrand der Erzgebirgs-Zentralzone, die sich in die
Fichtelgebirgisch-Erzgebirgische Antiklinalzone ein-
ordnet.
Während der NW-Teil des Gebietes im Übergangsbe-
reich zwischen der aus Augengneisen aufgebauten
Schwarzenberger Kuppel und der Tellerhäuser-
Hundsmarter-Mulde (E
LICKI et al. in PÄLCHEN & WAL-
TER
[Hrsg.] 2008) liegt, befindet sich die Lagerstätte
Tellerhäuser im Zentralbereich dieser auch als Bra-
chysynklinale von Tellerhäuser bezeichneten Struktur.
Das Nebengestein der Lagerstätten wird durch eine
kambrisch-ordovizische Schieferfolge gebildet, die
schwach bis mäßig regionalmetamorph überprägt ist.
In der Phyllit- und Glimmerschieferfolge treten mehre-
re sogenannte Skarnlager und uranproduktive Pakete
auf. Das sind Bereiche, in denen Skarne, Karbonat-
gesteine (Marmor), Muskovitgneise, Quarzitschiefer,
Amphibolite und kohlenstoffführende Schiefer in in-
tensiver Wechsellagerung anzutreffen sind. Die
Skarnlager haben entscheidende Bedeutung für die li-
thologische Kontrolle der Zinn- sowie Uranerzkonzen-
tration, während sich der Einfluss der „produktiven“
Pakete auf die hydrothermalen Gangvererzungen be-
schränkt. Diese Profilabschnitte wurden deshalb de-
tailliert untersucht.
Das gesamte Lagerstättenfeld wird von einem NW-SO
streichenden Granitrücken unterlagert, der flach nach
NO einfällt. Der Granit stellt einen nicht durch Erosion
angeschnittenen Teil des Eibenstock-Karlsbader
Massivs (neuerdings als Eibenstock-Neudecker Mas-
siv bezeichnet) dar. Er wird der jüngeren Intru-
sionsphase des variszischen Zyklus (YIC) zugerech-
net und gehört somit zur Gruppe der Erzgebirgsgrani-
te. Im Kontaktbereich sind Biotitisierung und Albitisie-
rung der Glimmerschiefer sowie Verskarnungsprozes-
se bis zu einer maximalen Entfernung von 1 000 m
vom Kontakt zu beobachten. Im kontaktnahen Bereich
tritt eine Vielzahl von geringmächtigen Aplitgängen
auf. In räumlicher Nähe zum Granitmassiv wurden
Lamprophyrgänge nachgewiesen, die NW-SO strei-
chende Intrusionsbahnen bevorzugen.
Die Lagerstätten Tellerhäuser und Hämmerlein liegen
innerhalb der Gera-Jáchymov-Zone (auch als Neu-
deck-Crimmitschauer Störungszone bekannt), die die
Lage der großen Uranlagerstätten im Bereich der
Böhmischen Masse und ihrer NW-Umrandung kontrol-
liert. Die tektonische Hauptstruktur innerhalb des Erz-
feldes stellt die NW-SO streichende Rittersgrüner Stö-
rung dar. Im Liegenden dieser Störung kam es im
Kreuzungsbereich mit der Süderzgebirgischen Tiefen-
störung und weiteren verschieden orientierten Bruch-
strukturen zur Ausbildung eines dichten Gangnetzes,
welches den Absatz einer mehrphasigen hydrother-
malen Gangmineralisation ermöglichte.
Es werden ein variszischer und ein postvariszischer
Mineralisationskomplex unterschieden, die sich ihrer-
seits in mehrere Phasen (Gangformationen) unter-
gliedern lassen. Ein Teil der Mineralisation des varis-
zischen Zyklus wurde speziell in den Skarnkörpern
abgesetzt (Zinn-, Magnetit- und Zinkvererzung). Die
variszische Uranvererzung und die postvariszische
Mineralisation blieben auf die Gangstrukturen be-
schränkt.
Die Uranvererzung in den Gängen der Lagerstätte ist
hydrothermalen Ursprungs, während für die Genese
der Zinnvererzung pneumatolytisch-hydrothermale
Prozesse als Quelle in Betracht kommen.
Die jüngsten endogenen Bildungen sind stockförmige
Körper und Gänge tertiärer Basalte und Phonolithe.

image
Abb. 2-1:
Geologische Übersichtskarte des Lagerstättenfeldes
13

image
14
Abb. 2-2:
Geologischer Längsschnitt durch das Lagerstättenfeld
2.2 Gliederung des Lagerstättenbereichs
Im Erzfeld Pöhla-Tellerhäuser lassen sich von NW
nach SO drei Lagerstätten abgrenzen:
- die Zinn-Wolfram-Lagerstätte Pöhla-Globenstein,
- die Zinnlagerstätte Hämmerlein und
- die Zinn-Uran-Lagerstätte Tellerhäuser.
Während die Lagerstätte Pöhla-Globenstein durch ein
separates Grubenfeld über Schurf 24 und Stolln 19
(mit Blindschacht 12) aufgeschlossen ist, sind die bei-
den anderen Lagerstätten durch das Grubenfeld Pöh-
la-Tellerhäuser erschlossen. Dabei stellt der 7,8 km in
Richtung SO aufgefahrene Stolln Pöhla den gemein-
samen Zugangsgrubenbau dar.
Die gegenseitige Abgrenzung der Lagerstätten Häm-
merlein und Tellerhäuser ist nicht unproblematisch, da
sich in den grundrisslichen und Schnittdarstellungen
teilweise Überschneidungen der beiden Konturen er-
geben.
Die Lagerstätte Hämmerlein umfasst den zinnhöffigen
Bereich des Skarnlagers „Hämmerlein“ und seine un-
mittelbaren Hangend- und Liegendschiefer in einem
Niveau von ca. +200 m HN bis +650 m HN. Ihr Zen-
tralbereich wurde im Niveau +585 m mit den Quer-
schlägen 1 und 2 erkundet. Von hier aus wurde die
Zinnvererzung im Streichen und Einfallen verfolgt und
somit die Lagerstätte nach NW, SW und NO kontu-
riert.
Nach derzeitigem Kenntnisstand erstreckt sich die
Lagerstätte Hämmerlein von der Hirtenberg-Störung
als ca. 1,5 km breiter Streifen über ca. 2,5 km Länge
nach SO. Die NO- und die SW-Grenze sind durch die
Bauwürdigkeitsgrenze bestimmt. Der Verlauf der SO-
Grenze der Lagerstätte Hämmerlein ist wegen fehlen-
der Aufschlüsse nicht abschließend geklärt, da mit
dem endgültigen Vertauben des Hämmerlein-Lagers
erst an der Störung „Dreiberg“ zu rechnen ist.
Die Grenzen der komplexen Zinn-Uran-Lagerstätte
Tellerhäuser ergeben sich als Gesamtkontur der
Zinnvererzung in den Skarnlagern „Breitenbrunn“ und
„Dreiberg“ sowie der Uranerzkontur in den hydrother-
malen Gängen. Im Süden und Osten wird die Lager-
stätte im Bereich der Ortslage Tellerhäuser durch die
Störungen „Wilder Mann“ und „Eisensteinberg“ be-
grenzt, im SW etwa durch die Rittersgrüner Störung.
Von hier aus zieht sie sich als 1-2 km breiter Streifen
ca. 4 km nach NW, wobei die Zinnvererzung im Drei-
berg-Lager und die Uranvererzung der Gänge bis et-
wa 1,5 km nordwestlich der Dreiberg-Störung nach-
weisbar sind und somit über die SO-Grenze der Zinn-
vererzung im Hämmerlein-Lager hinaus reichen.
Die Zinnvererzung im Breitenbrunn-Lager ist zwischen
den Querschlägen 6 und 10 im Niveau der Stollnsohle
zu verfolgen. Im Dreiberg-Lager erstreckt sie sich
über 4 km Länge und einen Teufenbereich von ± 0 m
HN bis zur Stollnsohle.
Die Uranvererzung reicht von der Stollnsohle bis zur
Granitoberfläche und bildet einen ca. 3 km langen,
nach NW geöffneten Keil zwischen den Strukturen
„Schildbach“ und „Gang Luchsbach“.
Für den bergmännisch nicht aufgeschlossenen uran-
höffigen Bereich nordwestlich des Querschlags 9209
hat sich die Bezeichnung NW-Flanke oder Tellerhäu-
ser-NW eingebürgert.
Als SO-Flanke der Lagerstätte Tellerhäuser versteht
sich der jenseits von Blindschacht 1 befindliche SO-

image
Flügel
der Brachysynklinale von Tellerhäuser, in dem
das Gesteinseinfallen nach NW gerichtet ist.
2.3 Nebengesteine
2.3.1 Regionalmetamorphe Gesteine
Ein mächtiger Komplex von Gneisen, Glimmerschie-
fern und Phylliten bildet die Umrandung der Schwar-
zenberger Augengneiskuppel. Diese Hüllgesteine
werden wegen fehlender Fossilfunde auf der Grund-
lage lithostratigraphischer Prinzipien (vgl. L
ORENZ &
HOTH 1990) vom Liegenden zum Hangenden in die
Niederschlager, Keilberg-, Joachimsthaler und Thu-
mer Gruppe unterteilt. Das Alter dieser Gesteine ist
strittig, jedoch wird von den meisten Autoren jüngstes
Präkambrium (Niederschlager Gruppe) bis Ordovi-
zium (Thumer Gruppe) angenommen.
Die Prägung der Gesteine erfolgte überwiegend durch
regionalmetamorphe Prozesse. Der Metamorphose-
grad wird durch den Übergangsbereich zwischen
Amphibolit- und Grünschieferfazies (Epi- bis Mesozo-
ne) charakterisiert.
Glimmerschiefer (und Phyllite) haben einen Anteil von
ca. 60 % am Gesamtprofil. Weitere 10 % der Profil-
mächtigkeit entfallen auf Gneise und 30 % auf hetero-
gen gebaute Gesteinspakete einschließlich der soge-
nannten Skarnlager.
Abb. 2-3:
Stratigraphisch-magmatisches Schema
Keilberg-Gruppe
Als älteste Gesteine sind in der Grube Pöhla durch
den Hauptstolln kristalline Schiefer der kambrischen
Keilberg-Gruppe aufgeschlossen. So sind im Mund-
lochbereich die obersten Abschnitte der Raschauer
Folge entwickelt, während im weiteren Stollnverlauf
die hier ca. 250 m mächtige Obermittweidaer Folge
vollständig durchfahren wurde.
Am Aufbau der Raschauer Folge
sind hier Biotitschie-
fer und feldspatführende Zweiglimmerschiefer betei-
ligt. Die Obermittweidaer Folge
besteht aus Chlorit-
Albit- und Zweiglimmerschiefern, die vor allem im un-
teren Profilabschnitt die charakteristischen Einlage-
rungen von Metagrauwacken und Metakonglomeraten
enthalten. Neben dieser lithologischen Ausbildung
sprechen auch Beobachtungen an Einzelaufschlüssen
und die Mächtigkeitsveränderungen in geologischen
15

Schnitten
für eine Winkeldiskordanz an der Basis der
Obermittweidaer Folge (A
BROSIMOV et al. 1985).
Der obere Teil der Keilberg-Gruppe, die Fichtelberg-
Folge, ist im Betrachtungsgebiet als ca. 100-250 m
mächtiges Paket von quarzreichen Glimmerschiefern
mit verbreiteter Granat- und untergeordneter Feld-
spatführung ausgebildet (A
BROSIMOV et al. 1985).
Charakteristische Gesteinsvarietäten sind Quarz-
Muskovit- und Quarz-Chlorit-Muskovit-Schiefer, die
sich durch eine auffällige Granatführung (Blasten bis
2 cm Durchmesser) und grobflasrige Textur auszeich-
nen. Ausgesprochene, zumeist hellgraue Quarzit-
schiefer mit gelegentlicher Sulfid- und Magnetitfüh-
rung sind vor allem an der Basis und der Hangend-
grenze der Folge entwickelt.
Bereits im Bereich der Lagerstätte Hämmerlein wird
die Keilberg-Gruppe, die die uran- und zinnhöffigen
Profilabschnitte unterlagert, durch das Granitmassiv
abgeschnitten und spielt somit im Lagerstättenraum
keine wesentliche Rolle.
Joachimsthaler Gruppe
Die Joachimsthaler Gruppe stellt im Raum Hämmer-
lein-Tellerhäuser den Gesteinskomplex mit der reichs-
ten lithologischen Vielfalt dar. Ihre Gesamtmächtigkeit
erreicht 1 000 - 1 100 m. Der Metamorphosegrad der
Gesteine entspricht der Amphibolitfazies.
Die Joachimsthaler Gruppe wurde im Lagerstättenbe-
reich durch die Bearbeiter der SDAG Wismut in drei
Folgen gegliedert. Die Untere und Mittlere Folge las-
sen sich mit der Grießbach-Folge parallelisieren, die
obere Folge entspricht der Breitenbrunner Folge (s.
Abb. 2-2).
Die Untere Folge
stellt einen bis 400 m mächtigen,
monotonen Komplex von Zweiglimmerschiefern dar,
der Ähnlichkeit mit den Bildungen der Fichtelberg-
Folge der Raschauer Gruppe aufweist und nur be-
dingt von ihr abzugrenzen ist. Auch für diesen Pro-
filabschnitt sind die Granat- bzw. Feldspatführung so-
wie das Auftreten chloritreicher Varietäten als charak-
teristische Eigenschaften zu vermerken, jedoch ist die
Quarzführung der Schiefer weniger auffällig und die
Granate bilden nur mm-kleine Blasten (M
ATÛŠIN et al.
1980).
Die Mittlere Folge
der Joachimsthaler Gruppe weist
eine Mächtigkeit von 200-450 m auf. Den Hauptanteil
bilden Zweiglimmerschiefer, die z. T. eine auffällige
Granatführung (Almandin) aufweisen. Innerhalb die-
ses Glimmerschieferkomplexes treten horizontweise
gehäuft Einlagerungen von Muskovitgneisen, Skar-
nen, Marmoren, Amphiboliten, Quarzit- und Kohlen-
stoffschiefern auf. Diese Profilabschnitte, die einen
günstigen Einfluss auf die Lokalisation der Uranverer-
zung in den durchsetzenden hydrothermalen Gängen
ausüben, wurden im betrieblichen Sprachgebrauch
der SDAG Wismut als „produktive“ Pakete bezeichnet.
Für die auffälligsten Teile dieser Pakete, in denen Me-
takarbonatgesteine das Profil dominieren, wurde die
Bezeichnung „Skarnlager“ eingeführt. In einigen Fäl-
len sind Skarnlager, die ihrerseits für die Lokalisation
stratiformer Vererzungen von Bedeutung sind, und
„produktive“ Pakete identisch.
Die Grenze zur Unteren Folge wird im Liegenden des
Skarnlagers „Hämmerlein“ gezogen. Dieser ca. 30 m
mächtige Horizont stellt eine Wechsellagerung von
Skarnen, Quarziten, Muskovitgneisen, verskarnten
und kohlenstoffführenden Schiefern dar, der die Loka-
lisation der Zinnvererzung im Revier Hämmerlein ent-
scheidend kontrolliert. Weiter südöstlich, in der Lager-
stätte Tellerhäuser verliert das Skarnlager seine Be-
deutung für die Kontrolle der Zinnvererzung. Die Ur-
sache dafür ist im lateralen Wechsel der lithologi-
schen Zusammensetzung zu suchen, die auch zu ei-
ner scheinbaren Teilung in drei Lagerteile („H
1
“ bis
„H
3
“) führt.
Im Bereich Tellerhäuser ist das Skarnlager „Dreiberg“
überaus deutlich ausgebildet. Außerdem enthält hier
die Mittlere Folge der Joachimsthaler Gruppe in ihrem
höheren Teil mehrere uranproduktive Gesteinspakete,
in denen Skarne nur untergeordnet entwickelt sind. So
werden vom Liegenden zum Hangenden folgende
lagerstättenkundlich relevante Gesteinskomplexe/
Schichtpakete unterschieden:
Paket „H
3
“(H für Hämmerlein),
Paket „H
2
“,
Paket „H
1
“,
Skarnlager „D“ (Dreiberg-Lager),
Paket „C“ (C für Kohlenstoffführung),
Paket „A“ (A für Amphibolite).
Das Paket „H
3
“ wurde in der NW-Flanke der Lager-
stätte Tellerhäuser durch Bohrungen und die Auffah-
rung im Bereich der Strecke 923 (+120 m-Sohle) auf-
geschlossen. Es weist eine Mächtigkeit von 20-25 m
auf und besteht aus kohlenstoff- sowie albitführenden
Glimmerschiefern. Im unteren Teil des Pakets wurden
in der Strecke 923
D
bis dm-große eingeschaltete Ge-
rölle körniger Glimmerschiefer beobachtet. Die Ab-
grenzung zum Hangenden und Liegenden ist relativ
undeutlich ausgebildet und aushaltende Horizonte mit
typischer Lithologie fehlen. Das Paket keilt nach SW
aus.
Durch ein 30-40 m mächtiges, monotones Paket albit-
führender Glimmerschiefer getrennt, folgt im Hangen-
den das Paket „H
2
“. Hier sind kohlenstoffreiche, albit-
führende und seltener verskarnte Glimmerschiefer
sowie einzelne Amphibolitlinsen anzutreffen, deren
Gesamtmächtigkeit maximal 20 m beträgt. Die Han-
gend- und Liegendgrenzen des Paketes sind eben-
falls recht unscharf ausgebildet.
16

Darüber
lagert wiederum eine 25-40 m mächtige Fol-
ge albitreicher Zweiglimmerschiefer, bevor im Han-
genden das Paket „H
1
“ folgt. Es führt verskarnte
Glimmerschiefer und kohlenstoffreiche Schiefer sowie
geringmächtige Lagen von Muskovitgneisen, Pyroxen-
Amphibol-Skarnen und Amphiboliten. Die Mächtigkeit
des Paketes schwankt von 10 m bis 25 m. Die Lie-
gendgrenze ist deutlich ausgebildet (Skarne, Gneise
oder verskarnte Schiefer), während im Hangenden
der Kohlenstoffgehalt der Glimmerschiefer allmählich
zurückgeht. Verskarnte und kohlenstoffreiche Varietä-
ten lassen sich im Streichen und Einfallen über meh-
rere hundert Meter verfolgen. Die deutlichste Ausbil-
dung weist das Paket in der NW-Flanke der Lagerstät-
te (Strecken 924 und 924
P
, Sohle +120 m) auf.
Durch ein 50-80 m mächtiges Quarz-Glimmerschiefer-
paket getrennt folgt im Hangenden des „H
1
“-Pakets
das Skarnlager „Dreiberg“, das mit seinem mächtigen
Skarnkomplex einen Leithorizont in der Lagerstätte
Tellerhäuser bildet und die Lokalisation der Zinnverer-
zung kontrolliert. Die lithologische Abgrenzung des
Skarnlagers ist überaus deutlich ausgeprägt. Im Lie-
genden lässt sich ein mehrere Meter mächtiges
Muskovitgneispaket verfolgen. Den Hauptanteil des
Lagers bilden Granat-, Pyroxen-, Epidot- und Amphi-
bolskarne. Im Bereich des „Ganges Luchsbach“ sind
magnetitführende Varietäten verbreitet. Innerhalb der
Skarne trifft man auf Linsen und Lagen von Musko-
vitgneisen, verskarnten und kohlenstoffführenden
Glimmerschiefern. Die Hangendgrenze wird entweder
durch ein Gneispaket oder durch Amphibolskarne ge-
bildet. Die Gesamtmächtigkeit des Lagers liegt bei 20-
25 m und kann stellenweise bis 35 m anwachsen. Die
Grenzen des uranproduktiven Profilteiles und der
Skarnverbreitung im Dreiberg-Lager sind im Wesentli-
chen identisch.
Das Paket „C“ wird durch einen 40-60 m mächtigen
Glimmerschieferkomplex vom Lager „Dreiberg“ ge-
trennt, der in der SO-Flanke an Mächtigkeit verliert (5-
10 m). Das Hauptmerkmal des 30-40 m (selten bis
60 m) mächtigen „C“-Paketes ist der bedeutende An-
teil an kohlenstoffreichen, z. T. quarzitischen Schie-
fern, die gewöhnlich mit 5-20 %, stellenweise mit bis
zu 50 % an der Gesamtmächtigkeit beteiligt sind. Sie
wechsellagern mit Skarnen, verskarnten Glimmer-
schiefern, Gneisen und Amphiboliten. Die vorherr-
schenden Skarnvarietäten sind pyroxen- bzw. epi-
dotreich und werden häufig von Erlanen begleitet.
Gneis liegt als sog. roter Tafelgneis („mgn“-Typ) vor.
Die Grenzen des Paketes „C“ zum Hangenden und
Liegenden sind deutlich ausgebildet. Die auffälligste
Entwicklung weist das Paket im Zentralteil der Lager-
stätte Tellerhäuser auf. Charakteristisch ist der häufi-
ge Wechsel der lithologischen Typen. Einige vollstän-
dige Durchörterungen des Paketes „C“ weisen bis zu
40 verschiedene Gesteinsvarietäten auf (Bohrlöcher
Sn-965 und Sn-966). Die Mächtigkeit der einzelnen
Lagen schwankt von einigen Dezimetern bis ca. 2 m.
In der NW- sowie SO-Flanke wächst die Mächtigkeit
der plattigen Gneiskörper auf 5-10 m an. Kohlenstoff-
führende Schiefer und Skarne keilen dabei aus.
Die überlagernden Granat-Glimmerschiefer haben ei-
ne Mächtigkeit von 130-170 m. Darüber ist das uran-
produktive Paket „A“ ausgebildet, das durch Auffah-
rungen in der SO-Flanke der Sohle +300 m aufge-
schlossen wurde. Die Gesamtmächtigkeit dieses Pa-
ketes beträgt 40-60 m. Charakteristische Gesteine
sind verskarnte Schiefer (Erlane), die von Granat-
Pyroxen-Skarnen, Amphiboliten und kohlenstofffüh-
renden Glimmerschiefern begleitet werden. Während
im Mittelteil des Profils Skarne, die Linsen und Lagen
von Marmor und kohlenstoffführenden Glimmerschie-
fern enthalten, vorherrschen, sind im Hangend- sowie
Liegendbereich verskarnte Schiefer mit eingelagerten
Amphiboliten charakteristisch. Der Grad der Verskar-
nung nimmt allmählich ab, so dass die Grenzen des
Paketes unscharf sind. In der NW-Flanke keilt das
„A“-Paket schnell aus. In südöstlicher Richtung wurde
ein Rückgang der Mächtigkeit auf 10-20 m registriert.
Hier treten verskarnte und kohlenstoffführende Glim-
merschiefer auf.
Des Weiteren wurde hier 20-30 m oberhalb des Pake-
tes noch eine bis zu 15 m mächtige Linse kohlenstoff-
reicher Schiefer angetroffen.
Das uranproduktive Paket „A“ wird von einem 250-
300 m mächtigen Glimmerschieferpaket überlagert,
das einige Quarzit- und Muskovitgneishorizonte ent-
hält. Die Hangendgrenze, die der Basis der Breiten-
brunner Folge entspricht, ist unscharf ausgebildet und
wird relativ schematisch gezogen.
Die Obere (Breitenbrunner) Folge
der Joachimsthaler
Gruppe hat in der Lagerstätte Tellerhäuser eine
Mächtigkeit von 150-250 m. Für den liegenden Teil
sind Zweiglimmerschiefer mit teilweise auffälliger
Feldspatführung das vorherrschende Gestein. Im
hangenden Teil (etwa oberhalb der Stollnsohle,
+600 m) lässt sich ein aushaltender Gneishorizont
beobachten. Mit 10-25 m Abstand zum Gneis setzt im
Hangenden eine Wechsellagerung von Glimmerschie-
fern mit Metakarbonatgesteinen, Amphiboliten, koh-
lenstoffführenden und verskarnten Schiefern ein. Die
Mächtigkeit dieses sogenannten „B“-Paketes (Brei-
tenbrunn) erreicht 15 m in der NW-Flanke und 30-
45 m im Zentralteil sowie in der SO-Flanke. Meist
überwiegt der Anteil der Glimmerschiefer, doch gele-
gentlich erreichen Amphibolite, verskarnte und koh-
lenstoffführende Schieferpakete Mächtigkeiten von 5-
7 m. Auch in diesem Schichtkomplex wurde in
verskarnten Bereichen eine Zinnvererzung festge-
stellt.
Thumer Gruppe
Im Lagerstättenbereich ist nur der untere Teil der
17

image
Thumer
Gruppe, die Herolder Folge, entwickelt. Diese
Gesteine bilden mit Mächtigkeiten von ca. 250 m den
oberen Teil des Profils. Ihre Grenze gegenüber der
Joachimsthaler Gruppe verläuft in einem Niveau von
750-800 m HN und wird mit der Metamorphosegrenze
von Amphibolit- und Grünschieferfazies gleichgesetzt.
A
BROSIMOV et al. (1971) vermerken eine deutliche tek-
tonische Störung entlang der Kontaktfläche, die nach
moderner Interpretation als im Zuge der Deckenstape-
lung entstandene Bewegungsbahn gedeutet werden
kann.
Es treten phyllitische Schiefer auf, die eine verbreitete
Graphitführung aufweisen. Im unteren Teil entwickelte
Skarn- bzw. Marmorlinsen mit Mächtigkeiten im dm-
Bereich (Äquivalente der Skarnlager des Reviers Zlaty
Kopec/Goldenhöhe) treten im hangenden Teil zu
Gunsten von Quarzit- und Grünschiefereinlagerungen
zurück.
Petrographie
Die im Lagerstättenprofil anteilsmäßig dominierenden
Quarz-Glimmerschiefer bzw. Zweiglimmerschiefer
sind hell- bis dunkelgrau gefärbt. Hauptbestandteile
sind Quarz (50-60 %), Muskovit und Biotit (30-50 %);
in granatreichen Varietäten tritt Almandin (10-20 %)
hinzu (M
ATÛŠIN et al. 1988). Als Akzessorien werden
Zirkon, Apatit, Rutil und Turmalin beobachtet (W
ILD-
NER
1969).
Quarz bildet streifen- oder linsenförmige Aggregate,
die parallel zur Schieferung orientiert sind. Muskovit
und Biotit sind meist eng miteinander verwachsen,
wobei der Muskovitanteil in den meisten Fällen über-
wiegt. Selten sind biotitfreie, granatreiche Varietäten
anzutreffen.
Granat ist unregelmäßig verteilt. Er bildet entweder
kleine Idioblasten bis 2 mm Größe mit deutlichen Kris-
tallflächen oder 2-10 mm große, gerundete Porphy-
roblasten mit „Schneeball“-Struktur.
Quarz-Albit-Glimmerschiefer
bestehen aus Quarz (20-
40 %), Albit (30-60 %), Muskovit und Biotit (10-30 %).
Gelegentlich führen sie Granat (bis 15 %). Akzesso-
risch treten Apatit, Rutil, Turmalin und Erzminerale
hinzu. Die charakteristische Besonderheit dieser Ge-
steine ist das Auftreten großer Albit-Porphyroblasten
(1-5 mm), die eine gerundete, langgestreckt elliptische
Form aufweisen (M
ATÛŠIN et al. 1988). Diese Albit-
Xenoblasten besitzen häufig eine helizitische Struktur.
Albit ist auch in Form kleiner, xenomorpher Blasten
bis 1 mm Größe innerhalb der granoblastischen
Grundmasse (Quarz) ausgebildet.
In den granatreichen Varietäten tritt Almandin entwe-
der in Form gerundeter Porphyroblasten von 1-3 mm
Größe innerhalb glimmerreicher Partien auf, oder er
bildet kleinste (< 1 mm) idiomorphe Einschlüsse in
den Albit-Porphyroblasten.
Abb. 2-4:
Granat-Muskovit-Schiefer mit orientiert
eingewachsenen Rutilnadeln im Granat;
Brl. E 9/1966 bei 347,5 m;
Bildbreite 4,8 mm
Es dominieren schiefrige, gebänderte, augige oder
gefältelte Texturen. Granolepidoblastische, lepidogra-
noblastische und porphyroblastische Strukturen sind
charakteristisch.
Die beschriebenen albitführenden Schiefer leiten über
zu Quarz-Feldspat-Gesteinen,
die als geringmächtige
Lagen von 0,5 m bis 6 m Mächtigkeit in ihnen auftre-
ten können. Diese mittel- bis grobkörnigen Gesteine
zeichnen sich durch eine sehr schwach ausgebildete
Schieferung aus. Sie bestehen aus Albit oder Albit-
Oligoklas (60-70 %), Quarz (20 %), Biotit und Musko-
vit (bis 10 %) sowie bisweilen Granat (10-20 %). Die
Feldspat-Xenoblasten erreichen in diesen Gesteinen
1-5 mm Größe (M
ATÛŠIN et al. 1988). Sie sind häufig
parallel orientiert und werden von einer feinkörnigen
Quarzmasse umgeben, die vereinzelte Glimmerblätt-
chen enthält. Die Textur ist massig, seltener schiefrig.
Es werden granoblastische und porphyroblastische
Strukturen beobachtet.
Innerhalb der Glimmerschiefer im Kern der Brachy-
synklinale von Tellerhäuser nehmen die kohlenstoff-
führenden Varietäten wegen ihrer Bedeutung für die li-
thologische Kontrolle der Uranvererzung eine Sonder-
stellung ein.
Die kohlenstoffführenden Glimmerschiefer
sind dun-
kelgrau bis schwarz gefärbt. Der Mineralbestand vari-
iert in weiten Grenzen: 40-60 % Quarz, 10-30 % Albit,
10-30 % Muskovit (seltener Biotit), ca. 10 % Granat,
kohlige Substanz und Pyrit. Man kann drei Varietäten
unterscheiden (M
ATÛŠIN et al. 1988):
Kohlenstoffführende Quarz-Muskovit-Schiefer
beste-
hen aus Quarz, Muskovit sowie geringen Mengen Al-
bit und Granat. Die kohlige Substanz ist feindispers
gleichmäßig im gesamten Gestein verteilt. Es wurden
auch schnurförmige Anreicherungen von 1-3 mm
Länge beobachtet, die mit Pyrit assoziieren und paral-
18

image
image
lel zur Schieferung
orientiert sind. Häufig tritt die koh-
lige Substanz in Muskovitaggregaten, entlang der
Spaltflächen, sowie feindispers verteilt in den Granat-
Porphyroblasten auf.
Die kohlenstoffführenden Quarz-Muskovit-Schiefer
bilden innerhalb der Zweiglimmerschiefer Lagen mit
Mächtigkeiten im cm- bis m-Bereich, die sich zu lin-
senförmigen Einlagerungen in der Glimmerschiefer-
folge gruppieren.
Kohlenstoffführende Quarz-Albit-Glimmerschiefer
zeichnen sich durch das Auftreten kohliger Substanz
innerhalb der Albit-Porphyroblasten aus. Fadenförmi-
ge Aggregate oder feindisperse Beimengungen mit
deutlicher Orientierung zeichnen die reliktische Schie-
ferung nach. Auch im Glimmeranteil dieser Gesteine
kommen einzelne Ansammlungen und feine kohlige
Bänder vor. Durch das seltene Auftreten selbständiger
Anreicherungen kohliger Substanz und ihre ungleich-
mäßige Verteilung sind dieser Gesteine schwer von
gewöhnlichen Quarz-Albit-Glimmerschiefern zu unter-
scheiden.
Abb. 2-5:
Kohlenstoffführender Quarz-Albit-Musko-
vit-Schiefer; Brl. E 81/1967 bei 637,8 m;
Bildbreite 3,4 mm; Nic.+
Kohlenstoffführende Glimmerquarzite,
die z. T. in koh-
lenstoffführende Quarzite übergehen, bestehen
hauptsächlich aus feinkörnigem Quarz (80 % und
mehr). Die Muskovitblättchen sind parallel orientiert
und gruppieren sich zu dünnen Lagen. Die kohlige
Substanz ist relativ gleichmäßig verteilt, obwohl im
Glimmeranteil häufigere Einschlüsse mit einzelnen
Anreicherungen zu beobachten sind.
Die beschriebenen Gesteine lagern in der Regel zwi-
schen Gneisen und erreichen Mächtigkeiten im cm-
bis dm- Bereich. Die Kohlenstoffgehalte schwanken
von einigen Zehnteln bis 3 % und betragen durch-
schnittlich 1 %. Sulfidisch gebundener Schwefel ist
normalerweise in Konzentrationen um 1 % vertreten,
kann aber in Einzelproben über 10 % der Gesteins-
masse ausmachen.
Für alle kohlenstoffführenden Schiefer sind gefältelte
und augige Texturen charakteristisch. Die Strukturen
sind granolepidoblastisch, porphyroblastisch, helizi-
tisch oder porphyroblastisch-tektonoklastisch.
Aufgrund ihrer deutlichen tektonischen Überprägung
werden die im Raum Hämmerlein entwickelten koh-
lenstoffführenden Schiefer von M
ATÛŠIN et al. (1980)
als Blastomylonitzonen mit eingewandertem graphiti-
schem Material interpretiert.
Muskovitgneise
sind im gesamten Lagerstättenraum
weit verbreitet. Sie bilden Linsen und Lagen mit Mäch-
tigkeiten von einigen dm bis 5 m oder ausgedehnte
plattige Körper mit Mächtigkeiten von 10-30 m. Die
Gneise sind hellgrau oder rötlich gefärbt. Sie beste-
hen aus Quarz, Albit (je 30-40 %), Muskovit und
Mikroklin (je 5-15 %). Gelegentlich finden sich auch
Biotit, Serizit und Hämatit (W
ILDNER 1969). Apatit und
langprismatischer Zirkon treten akzessorisch auf. Ty-
pisch ist ein wechselndes Verhältnis der Quarz-, Albit-
und Mikroklinanteile. Isometrische Quarz- und Feld-
spatblasten von 0,5-1,5 mm Größe bilden die Grund-
masse, in der einzelne Albit- und Mikroklin-Porphyro-
blasten enthalten sind, die wiederum Quarzeinschlüs-
se enthalten (M
ATÛŠIN et al. 1988). Die Muskovit-
schüppchen sind streng parallel orientiert und neigen
zur Bildung absätziger Bänder. Es sind gneisartige
Texturen und granoblastische bis granolepidoblasti-
sche Strukturen zu beobachten.
Die sonst allgemein als Metarhyolithe angesehenen
Gneise werden von S
OKOLOVA & KREMNEVA (1979)
und K
OSTIN (1984) als metasomatische Bildungen ge-
deutet.
Abb. 2-6:
Muskovitgneis mit gegittertem Mikroklin;
Brl. E 12/1966 bei 256 m;
Bildbreite 1,4 mm; Nic.+
Amphibolite und Amphibolschiefer
treten in Linsen
und Lagen auf, deren Mächtigkeiten von einigen Zen-
timetern bis zu mehreren Metern schwankt und gele-
gentlich 10-15 m erreicht.
19

image
image
image
Diese
Metabasite sind sehr dichte, dunkelgrüne Ge-
steine. Sie bestehen aus Amphibol (30-50 %) und
Plagioklas (20-40 %) sowie wechselnden Anteilen von
Quarz, Biotit, Granat (jeweils bis 10 %), Sphen, Epidot
und Erzmineralen (jeweils bis 5 %). Die Amphibole
sind durch Hornblende und Aktinolith vertreten, die
gestreckte Prismen mit unregelmäßiger Begrenzung
bilden, welche parallel zur Schieferung orientiert sind.
Unverzwillingter Albit bildet xenomorphe, 0,5-1,5 mm
große Porphyroblasten mit häufigen Einschlüssen von
Amphibol, Epidot, Sphen und Erzmineralen (M
ATÛŠIN
et al. 1988).
Es liegen massige oder schiefrige Texturen vor. Durch
Wechsellagerung von amphibol- und albitreichen La-
gen entstehen bisweilen lagige Texturen. Die Struktu-
ren sind granoblastisch, glomeroblastisch oder
porphyroblastisch.
Abb. 2-7:
Epidot-Amphibol-Gestein mit Relikten
von Albitporphyroblasten bzw. Epidot-
Albit-Amphibolit; Brl. E 81/1967 bei
367,8 m; Bildbreite 3,4 mm; Nic.+
Abb. 2-8:
Amphibolit mit Hornblende;
Brl. E 78/1967 bei 108,5 m;
Bildbreite 1,5 mm; Nic.+
Quarzite und Quarzitschiefer
bilden linsenförmige und
plattige Körper mit Mächtigkeiten von einigen dm bis
zu mehreren Metern.
Die Färbung der Gesteine ist hellgrau. In den Quarzi-
ten treten neben 80-95 % Quarz nur unbedeutende
Mengen von Albit, Granat, Biotit und Muskovit auf
(M
ATÛŠIN et al. 1988). In den Quarzitschiefern beträgt
der Glimmergehalt 10-15 %. Akzessorisch treten Apa-
tit, Zirkon, Turmalin und Erzminerale hinzu (W
ILDNER
1969). Die Grundmasse besteht aus xenomorphen
Quarzaggregaten bis 1 mm Größe, die stellenweise
mit Albit verwachsen sind. Muskovit und Biotit besit-
zen eine deutliche Parallelorientierung und bilden in
der Regel dünne Bänder.
Es treten feinschiefrige, schiefrige und gebänderte
Texturen auf. Die Strukturen sind granoblastisch, stel-
lenweise lepidogranoblastisch.
Bemerkenswert ist, dass einige Bearbeiter die Quarzi-
te speziell im Raum Hämmerlein nicht als sedimentär-
metamorphe Gesteine, sondern als metasomatische
Bildungen betrachten (S
OKOLOVA & KREMNEVA 1979
und M
ATÛŠIN et al. 1980).
Abb. 2-9:
Quarzit; Brl. E 10/1966 bei 158,7 m;
Bildbreite 1,5 mm; Nic.+
Marmor
ist in Form reliktischer Linsen und Lagen in-
nerhalb mächtiger Skarnkörper anzutreffen. Wegen
der verbreiteten Verskarnungsprozesse weisen nur
wenige Bereiche Mächtigkeiten im Meterbereich auf.
Marmore sind als hellgraue oder weiße, massige Ge-
steine mit granoblastischer Struktur ausgebildet. Im
Raum Hämmerlein dominieren dichte, schwach dolo-
mitisierte Kalkmarmore gegenüber gebänderten Va-
rietäten mit silikatischen Einlagerungen. Neben Calcit
und Dolomit führen sie untergeordnete Mengen von
Gips, Wollastonit, Magnetit, Chlorit, Hämatit, Glim-
mern und Sulfiden (N
EPOČATYĤ et al. 1971). In silikat-
reichen Lagen wurden auch Diopsid, Tremolit, Ser-
pentin, Talk und Quarz beobachtet, die den Übergang
zu Skarnen andeuten.
20

image
image
image
image
Hauptbestandteil
der nahezu reinen Kalkmarmore in
der Lagerstätte Tellerhäuser ist Calcit, der von unbe-
deutenden Mengen Quarz, Albit, Chlorit und Muskovit-
Serizit begleitet wird (W
ILDNER 1969).
Abb. 2-10: Marmor mit granoblastischer Struktur;
Brl. E 82/1967 bei 856 m;
Bildbreite 1,5 mm; Nic.+
Phyllite,
die innerhalb der Thumer Gruppe anzutreffen
sind, sind hellgrau oder graugrün bis dunkelgrau ge-
färbt und zeigen einen charakteristischen Seidenglanz
auf den Schieferungsflächen.
Sie bestehen aus Muskovit, Serizit, Chlorit, Quarz und
Albit. Häufig lassen sich Beimengungen von Karbona-
ten und kohliger Substanz nachweisen (W
ILDNER
1969). Im mikroskopischen Bild wird deutlich, dass
Serizit durch Rekristallisation von Muskovit entlang
von Gleitflächen entstanden ist, die diskordant zur ur-
sprünglichen Schieferung verlaufen. Dadurch ent-
stand die feine S-förmige Fältelung der Phyllite. Quarz
zeigt ebenfalls Rekristallisationserscheinungen. Chlo-
rit verdrängt Biotit. Albit bildet bis 1,5 mm große, ge-
streckte Porphyroblasten, die Einschlüsse von Serizit,
Chlorit und kohliger Substanz aufweisen. Diese Ein-
schlüsse sind S-förmig angeordnet (helizitische Struk-
tur) und unter verschiedensten Winkeln gegenüber
der Schieferung orientiert.
Die Textur ist feinschiefrig oder gebändert, in kohlen-
stoffführenden Varietäten oft mikrogefältelt. Es liegen
kataklastische Strukturen vor.
Die beschriebenen Besonderheiten der Phyllite lassen
eine Deutung als Diaphtorese-Produkte zu (M
ATÛŠIN
et al. 1988). Einige Bearbeiter sehen diese Gesteine
als Phyllonite an, die durch Dislokationsmetamorpho-
se entstanden sind.
Abb. 2-11: Biotit-Chlorit-Granat-Albit-Phyllit;
Brl. E 81/1967 bei 220,7 m;
Bildbreite 3,3 mm; Nic.+
Abb. 2-12: Albit-Zweiglimmer-Phyllit; Brl. E 106/1967
bei 40 m; Bildbreite 3,3 mm; Nic.+
Abb. 2-13: Kohlenstoffführender Albitphyllit;
Brl. E 78/1967 bei 22,5 m;
Bildbreite 3,8 mm; Nic.+
21

image
image
image
Abb. 2-14: Feinkörniger Chlorit-Muskovit-Schiefer;
Brl. E 106/1967 bei 175 m;
Bildbreite 3,3 mm; Nic.+
Abb. 2-15: Kohlenstoffführender Granat-Albit-Mus-
kovit-Schiefer; Brl. E 108/1967 bei
167 m; Bildbreite 3,3 mm; Nic.+
2.3.2 Magmatische Gesteine
Magmatische Gesteine sind im Lagerstättenraum
Hämmerlein-Tellerhäuser in Form variszischer Granite
und mit ihnen verbundener Ganggesteine sowie tertiä-
rer Basalte und Phonolithe aufgeschlossen.
Granite:
Das unterlagernde Granitmassiv ist im Unter-
suchungsgebiet durch Bohrungen, jedoch nicht durch
bergmännische Auffahrungen aufgeschlossen.
Der Granit liegt als mittel- bis grobkörniges, häufig
porphyrkörniges, rosa gefärbtes Gestein vor, in dem
bis 4 cm große Einsprenglinge von Kalifeldspat fest-
zustellen sind. Seltener bilden durchsichtige bis leicht
rauchige Quarzaggregate solche Einsprenglinge.
Der durchschnittliche Mineralbestand des Gesteins
wird mit 31 % Quarz, 27 % Plagioklas, 23 % Or-
thoklas, 7 % Muskovit, 4 % Biotit und 1-2 % Topas
angegeben; als Akzessorien wurden Apatit, Zirkon,
Turmalin, Kassiterit, Andalusit, Fluorit, Leukoxen,
Karbonat sowie Erzmineral beobachtet (M
ATÛŠIN et al.
1980). Andere Autoren vermerken, dass der Kalifeld-
spat zumindest anteilig als Mikroklin vorliegt (N
EPOČA-
TYĤ
et al. 1971), und das Auftreten von Protolithionit
(T
OKAREV et al. 1975).
In der unmittelbaren Kontaktzone zum Nebengestein
finden sich feinkörnig ausgebildete Granitvarietäten.
Jedoch sind allgemein die hypidiomorphe Struktur und
massige Textur des Granits charakteristisch.
Der Endokontaktbereich des Granitmassivs ist be-
reichsweise durch die Entwicklung autometasomati-
scher Prozesse gekennzeichnet, die zur Verdrängung
des Biotits durch Muskovit bzw. zur Umwandlung der
Feldspäte in Topas, Fluorit und Turmalin führten
(M
ATÛŠIN et al. 1988).
Die petrographischen Besonderheiten sind die Grund-
lage für die Einordnung des Granitkörpers in den Jün-
geren Intrusivkomplex (YIC) bzw. die Gruppe der Erz-
gebirgsgranite und seine Deutung als lokale Aufwöl-
bung im östlichen Flankenbereich des Karlsbad-
Eibenstocker Granitmassivs.
Abb. 2-16: Granit mit schwach serizitisiertem Plagi-
oklas und perthitischem Kalifeldspat;
Brl. E 82/1967 bei 1245 m;
Bildbreite 3,7 mm; Nic.+
Aplite:
Innerhalb des engeren Exokontaktbereiches
(bis 100 m Abstand vom Kontakt) ist eine Vielzahl von
Aplitgängen durch Bohrungen und Auffahrungen auf-
geschlossen worden. Die Aplitgänge weisen Mächtig-
keiten von einigen cm bis maximal 1 m auf. Sie sind
herzynisch, W-O oder SW-NO orientiert und fallen in
der Regel recht steil, mit 55-90°, ein.
22

image
image
Die
Aplite sind weiß bis blass rosa gefärbt und fein-
körnig ausgebildet. Sie bestehen aus Quarz (30-
40 %), Kalifeldspat (25-35 %), Plagioklas (15-30 %)
und etwas Muskovit (1-8 %). Häufig werden Xenolithe
der Nebengesteine in den Apliten beobachtet (T
OKA-
REV
et al. 1975).
Kersantite
treten im Hauptstolln bis ca. 1,5 km Auffah-
rungslänge und im Zentralteil der Lagerstätte Teller-
häuser auf.
Bei den im Stolln durchfahrenen Vorkommen handelt
es sich um näherungsweise W-O streichende Gänge
von maximal 5 m Mächtigkeit mit variablem Einfallen
(40-85°) in südliche Richtung. Bei der Kartierung wur-
den diese Gesteine als Biotitkersantite
angesprochen
(vgl. A
ČEEV & HARLAß 1968) und sind somit dem LD1-
Typ nach B
AUMANN et al. (2000) zuzuordnen. Genaue-
re Untersuchungen stehen aus.
Im Grubenfeld Tellerhäuser sind außerdem soge-
nannte Chloritkersantite
(vgl. AČEEV & HARLAß 1968)
aufgeschlossen, die dem LD2-Typ (B
AUMANN et al.
2000) entsprechen. Ihre Verbreitung ist auf einen ca.
150 m breiten, herzynisch orientierten (Streichen um
310°) Streifen entlang des „Ganges Luchsbach“ be-
schränkt. Meist sind 1-3 parallele Kersantitgänge mit
Mächtigkeiten von 0,5 m bis 2 m (maximal bis 6 m)
aufgeschlossen; stellenweise ist eine Kersantitschar
mit mehreren kulissenartig angeordneten Einzelgän-
gen ausgebildet. Das Einfallen ist steil und schwankt
zwischen 75° SW und 75° NO. Im Streichen lassen
sich die Kersantite über mehr als 2 km verfolgen,
während sie vertikal in einem Intervall von mehr als
500 m nachgewiesen sind.
Abb. 2-17: Lamprophyr (Minette) mit Biotit zwischen
den Plagioklasleisten; Brl. E 78/1967 bei
616 m; Bildbreite 4 mm; Nic.+
Die Gesteine haben eine grau-braune bis grau-grüne
Färbung und sind vielfach porphyrisch ausgebildet.
Die Einsprenglinge werden von Plagioklas und Biotit
gebildet. Die felsitische Grundmasse besteht aus ca.
50 % Plagioklas (An 35 %), Biotit (40 %), Quarz und
Kalifeldspat. Gelegentlich treten Augit, Amphibol und
Serizit auf. Der Biotit ist gewöhnlich stark chloritisiert.
Die im Bereich des Skarnlagers „Dreiberg“ (Rampen-
auffahrung +240 m-Sohle) innerhalb der Magne-
titskarnkörper aufgeschlossenen Kersantite weisen
keinerlei Verskarnungserscheinung auf.
Basalte
sind aus Erkundungsbohrungen in der SO-
Flanke der Lagerstätte Tellerhäuser bekannt, mit Auf-
fahrungen jedoch nicht angetroffen worden. Die
Mächtigkeiten der zumeist aushaltenden gangförmi-
gen Vorkommen können bis zu 10 m anwachsen. Es
handelt sich um dunkelgrüne bis schwarze Gesteine
mit massiger Textur.
Die Grundmasse, die aus Plagioklas, Pyroxen, Erzmi-
neral und chloritisiertem, grünlich-braunem vulkani-
schem Glas besteht, enthält Einsprenglinge von Pla-
gioklas und Pyroxen (Augit). In einigen Fällen treten
Olivin und Calcitmandeln auf (K
OSTIN 1984). Das Mi-
neralgefüge zeigt Porphyr-, Mikroporphyr- oder Man-
delsteinstruktur.
Abb. 2-18: Olivin-Pyroxen-Basalt mit basaltischer
Hornblende (1); Brl. E 13/1968 bei
241,5 m; Bildbreite 3,3 mm; Nic.+
Phonolithe
treten innerhalb des Lagerstättenbereichs
sporadisch in Form geringmächtiger Dykes auf, wes-
halb sie hier streng genommen als Tinguaite ange-
sprochen werden müssten.
Als Intrusionsbahnen werden vorzugsweise W-O
streichende Bruchstrukturen genutzt. Auf der Stolln-
sohle sind diese Verhältnisse mit den Störungen
„Zweibach“ und „Wilder Mann“ am SO-Rand des Gru-
benfeldes aufgeschlossen.
23

image
image
24
Darüber hinaus ist häufig ein abschnittsweises Ein-
schleppen auf NW-SO streichende Strukturen zu be-
obachten, so dass die Angabe genereller Lagerungs-
verhältnisse nicht immer möglich ist.
2.3.3
Granitoberfläche und
Kontaktmetamorphose
Unter Berücksichtigung der Teufenlage wurde mit na-
hezu hundert Bohraufschlüssen auf einer Fläche von
ca. 13 km² ein guter Erkundungsgrad der Granitober-
fläche erreicht (s. Abb. 2-21 bzw. Beilage 1)
In größeren
Teufen (+85 m- bis +180 m-Sohle) wur-
den hier weitere, um 250-260° streichende, steil ein-
fallende Phonolithgänge von 10 cm bis 30 cm Mäch-
tigkeit angetroffen, die an Gangkreuzen auf NW-SO
bis submeridional streichende Störungen einschlep-
pen und hier bis 0,5 m Mächtigkeit erreichen können.
In generalisierter
Form lässt sich das Granitrelief als
langgestreckter, herzyn streichender, flach nach NO
einfallender Rücken kennzeichnen. Die Granitoberflä-
che liegt im Niveau von +400 m HN bis -600 m HN.
Das Einfallen ist im Scheitelbereich des Granitrü-
ckens, also an der SW-Flanke der Lagerstätte Teller-
häuser, mit Winkeln von 25-30° am steilsten. Im ihrem
Zentralteil fällt die Kontaktfläche mit weniger als 10°
sehr flach ein. Bereichsweise zeichnen sich kleinere
horizontale Plateaus ab. Weiter im NO, zur Lagerstät-
te Hämmerlein hin, betragen die Fallwinkel der Gra-
nitoberfläche 10-15°.
Im Zentralteil
der Lagerstätte Hämmerlein ist ein ca.
0,5 m mächtiger Phonolithgang bekannt, der überwie-
gend in 300-310° streichenden, mit 80-85° nach SW
einfallenden Strukturen verläuft. Ein weiteres Vor-
kommen mit komplizierter Morphologie wurde im Be-
reich der Hirtenberg-Störung aufgeschlossen.
In der SO-Flanke der Lagerstätte Tellerhäuser wurden
mit Bohrungen mächtigere Phonolithdykes und stock-
förmige Körper angetroffen. Schließlich befindet sich
etwa 1 km nördlich des Hämmerleinkreuzes ein Pho-
nolithstock, der bis nach über Tage reicht.
Im Zentralbereich
der Lagerstätte Tellerhäuser ist die
Morphologie des Granitreliefs etwas komplizierter. Es
zeichnen sich einige SW-NO orientierte Rinnen, die
durch kleinere Rücken getrennt sind, ab. Im Profil zei-
gen sich Höhendifferenzen von maximal 150 m zwi-
schen den positiven und negativen Strukturen, die
Abstände von 1 000-1 200 m zueinander aufweisen.
Das
Gestein ist hellgrau, dunkelgrau oder graugrün
gefärbt. Es wurden überwiegend porphyrische Varie-
täten angetroffen, in denen Ägirin-Augit, seltener
Hornblende und Sanidin die Einsprenglinge bilden.
Die intersertale, z. T. vitrophyrische Grundmasse be-
steht aus Sanidinleisten, deren Zwischenräume durch
Augit, Magnetit, Sphen und vulkanisches Glas ausge-
füllt werden (M
ATÛŠIN et al. 1988). In den geringmäch-
tigen Gängen ist verbreitet eine intensive Kaolinisie-
rung und Karbonatisierung der Mineralsubstanz zu
beobachten.
Die
regionalmetamorphen Gesteine des Lagerstätten-
raumes unterlagen im Exokontaktbereich des Granit-
massivs verschiedenen kontaktmetamorphen Um-
wandlungen. Der Kontakthof ist wegen der regional-
metamorphen Vorprägung der Gesteine zwar ver-
gleichsweise undeutlich ausgebildet, doch lassen sich
an Hand von Mineralneubildungen und Rekristallisati-
onserscheinungen auch in den Glimmerschiefern eine
Hornfels- und eine Biotitisierungszone nachweisen.
Abb. 2-19:
Phonolith mit Titanoaugit; Brl. E 82/1967
bei 957,9 m; Bildbreite 1,4 mm; Nic.+
Abb. 2-20:
Hornfels mit Quarz und Muskovit-
Blättchen; Brl. E 82/1967 bei 1050,2 m;
Bildbreite 3,8 mm; Nic.+

image
image
image
image
Abb. 2-21
Ausschnitt aus der Karte der Granitoberfläche [Gesamtkarte als Beilage 1 auf CD]
Die Hornfelszone ist bis in eine Entfernung von 100-
150 m vom Granitkontakt zu verfolgen. In den Glim-
merschiefern ist eine Rekristallisation von Quarz und
Plagioklas festzustellen, durch die die parallele Orien-
tierung der Minerale verschwindet. Biotit und idio-
morphe Turmalinaggregate werden neu gebildet. Im
Glimmeranteil der Gesteine tritt gelegentlich Andalusit
auf (M
ATÛŠIN et al. 1980).
Die Biotitisierungszone hat eine bedeutend größere
Ausdehnung als die Hornfelszone. Ihre Grenze liegt
500-600 m von Granitkontakt entfernt. Der neugebil-
dete Biotit weist eine intensive Braunfärbung und
deutlichen Pleochroismus auf. Er entwickelt sich in
feinschuppigen Aggregaten nach Muskovit, Feldspa-
ten, Granat und Amphibol. Häufig treten Biotittrümer
auf, die diskordant zur Schieferung orientiert sind.
Insgesamt ist im granitnahen Raum (250-300 m vom
Kontakt) eine Zunahme des Biotitanteils festzustellen.
In größerer Entfernung vom Pluton ist der Biotit unre-
gelmäßig verteilt.
Er erscheint trümerartig-metasoma-tisch und ist wahr-
scheinlich an Bereiche intensiver Klüftigkeit gebunden
(M
ATÛŠIN et al. 1988).
Abb. 2-22: Quarz mit Mosaikstruktur im Hornfels;
Brl. E 82/1967 bei 1050,2 m;
Bildbreite 1,5 mm; Nic.+
25

image
2.3.4 Metasomatose
Im Verlauf der geologischen Entwicklung des Lager-
stättenfeldes kam es mehrfach zum Ablauf intensiver
metasomatischer Prozesse (siehe 2.5.1). Ein Teil die-
ser Prozesse führte nur zur Neubildung einzelner Mi-
nerale ohne grundlegende Veränderungen des Ge-
steinsgefüges wie in feldspatführenden, verquarzten
oder turmalinisierten Glimmerschiefern bzw. in epido-
tisierten Amphiboliten.
Bei intensiver Albitisierung und im Ergebnis der
postmagmatischen Skarn- und Greisenprozesse kam
es jedoch zur Entstehung spezieller metasomatischer
Gesteine mit charakteristischem Mineralbestand und
speziellen strukturell-texturellen Merkmalen.
Abb. 2-23: Lagerungsverhältnisse von Albititen im Querschlag 1 bei 795 m, SO-Stoß, nach V
ELIČKIN & VLASOV
1972 (1 - Glimmerschiefer; 2 - Albitite; 3 - Chlorit; 4 - Milchquarz; 5 - tektonische Klüfte)
Albitmetasomatite
: Albitführende Metasomatite sind
im gesamten Profil des Lagerstättengebietes nachge-
wiesen. Sie überprägen Glimmerschiefer, Skarne und
Amphibolite. Die Albitmetasomatite bilden linsenför-
mige bis plattige Körper, deren Lage durch tektoni-
sche Strukturen (Zufuhrkanäle) kontrolliert wird. In
petrographischer Hinsicht lassen sich zwei Varietäten
unterscheiden: Albit-Amphibol- und Albit-Chlorit-Meta-
somatite (M
ATÛŠIN et al. 1988). In der Nähe des Gra-
nitmassivs (bis 300-400 m Abstand) dominieren Albit-
Amphibol-Metasomatite, die sich aus Albit, Aktinolith,
Epidot sowie untergeordneten Anteilen von Axinit und
Prehnit zusammensetzen. Die Albit-Chlorit-Metaso-
matite (s. Abb. 2-23) treten in einem Abstand von
600 m bis über 1 000 m vom Granitkontakt auf. Sie
bestehen aus Albit, Chlorit und Epidot sowie etwas
Calcit. Ähnlich wie bei den Skarnen lässt sich eine
Übergangszone aushalten, in der beide Abarten der
Albitmetasomatite gemeinsam auftreten und die im
Abstand von 500-600 m vom Granitkontakt zu suchen
ist. In einigen Fällen sind auch monomineralische Al-
bitgesteine anzutreffen, die dann gewöhnlich die
Kernbereiche der metasomatischen Aureolen bilden.
Häufig werden die Metasomatitkörper von Trümerzo-
nen begleitet, die Albit, Aktinolith, Chlorit, Epidot und
Fluorit führen (M
ATÛŠIN et al. 1988).
Skarne
: Die an kontaktmetamorphe Veränderungen
gebundenen Verskarnungsprozesse sind an Karbo-
natgesteinen weitaus deutlicher ausgebildet als an
alumosilikatischen Varietäten. Die Verskarnung lässt
sich auch im Abstand von mehr als 1 000 m vom Gra-
nitkontakt noch nachweisen, auch wenn sie hier nur
Teile der Karbonathorizonte, vorzugsweise die Han-
gend- und Liegendpartien, erfasst hat. Der Skarnpro-
zess lässt sich in zwei Teilstadien unterteilen, denen
jeweils charakteristische Mineralparagenesen und
strukturell-texturelle Besonderheiten der Metasomato-
seprodukte entsprechen. Dabei trägt das ältere
Skarnstadium, aus dem überwiegend Pyroxen-
Granat-Skarne hervorgingen, den Charakter einer
Austauschreaktion (Stoffverschiebung) zwischen kar-
bonatischen und alumosilikatischen Ausgangsgestei-
nen, während das jüngere Stadium mit seinen Magne-
tit-Amphibol-Skarnen eine nachträgliche Überprägung
unter massiver Eisenzufuhr darstellt (M
ALYŠEV 1979).
Das ältere Teilstadium
führt in den echten Skarnen
Granat, Pyroxen und Epidot-Zoisit (M
ATÛŠIN et al.
1980). Untergeordnet treten Vesuvian, Axinit und Wol-
lastonit auf. Der Granat ist der Grossular-Andradit-
Reihe (mit dominierender Andradit-Komponente) zu-
zuordnen, während es sich bei den Pyroxenen um
Glieder der Diopsid-Hedenbergit-Reihe handelt. Im
Zuge des älteren Verskarnungsstadiums entstanden
aus karbonatreichen Edukten Pyroxen-Granat- oder
Epidot-Granat-Skarne mit massiger oder gebänderter
Textur. Granat und Pyroxen stellen die frühesten, na-
hezu gleichzeitigen Bildungen dar, die nachfolgend
lokal durch Vesuvian, Axinit und Epidot-Zoisit (in die-
ser Abfolge) verdrängt wurden.
Die Skarne sind bis zu einem Abstand von maximal
500 m vom Granitmassiv als Pyroxen-Granat-Skarne
ausgebildet. Nach einer Übergangszone, in der Pyro-
xen, Granat und Epidot gemeinsam und ohne gegen-
26

image
image
seitige Verdrängung
existieren, folgt mit 500-800 m
Abstand zur Granitoberfläche der Pyroxen-Epidot-
Skarnbereich (M
ATÛŠIN et al. 1988). Mit Annäherung
an das Granitmassiv nimmt die Intensität der Verskar-
nung zu, obwohl selbst in unmittelbarer Granitnähe
Marmorrelikte beobachtet werden konnten.
Aus alumosilikatischen Gesteinen gingen Plagioklas-
Epidot-Gesteine mit wechselndem Pyroxenanteil (sog.
Erlane oder Erlanfelse) und Orthoklas-Epidot-
Gesteine hervor. Für alle Varietäten sind massige
oder Bändertexturen, die eine reliktische Schieferung
erkennen lassen, charakteristisch. Unter den neuge-
bildeten Mineralen dominieren Pyroxen und Epidot-
Zoisit sowie Feldspate (Albit-Oligoklas und Kalifeld-
spat). Granat ist wie Axinit und Tremolit in unterge-
ordneter Menge anzutreffen (M
ATÛŠIN et al. 1980). Als
älteste Bildungen sind Pyroxen und Plagioklas anzu-
sehen, denen Kalifeldspat (oft den Plagioklas ver-
drängend), Tremolit, Axinit und Epidot-Zoisit folgen.
Abb. 2-24: Pyroxenskarn nach Serizitschiefer;
Brl. E 9/1966 bei 525,6 m;
Bildbreite 3,3 mm; Nic.+
Abb. 2-25: Feinkörniger Epidot-Pyroxen-Skarn mit
Orthoklas; Brl. E 88/1967 bei 449 m;
Bildbreite 3,9 mm; Nic.+
Die Erlane bilden langgestreckte Linsen und Lagen
mit großflächiger Erstreckung, die eine deutliche
räumliche Bindung an die Metakarbonathorizonte er-
kennen lassen und die Skarnkörper förmlich um-
schließen. Überschlägige Berechnungen (M
ALYŠEV
1979) ergaben, dass die in die Karbonatgesteine ein-
getragenen SiO
2
- und Al
2
O
3
-Mengen etwa dem Stoff-
austrag aus den Schiefern entsprechen. Umgekehrt
ist auch der Ca-Verlust der Metakarbonate mit der
entsprechenden Zufuhr in die Alumosilikatgesteine
vergleichbar. Für Fe, Mg und Mn ist ein allgemeiner
Eintrag zu konstatieren, dessen mögliche Quelle im
Biotit der unterlagernden Glimmerschiefer und Granite
gesehen wird.
Ein weiteres Produkt des älteren Verskarnungsstadi-
ums sind die in den „produktiven“ Paketen verbreitet
anzutreffenden verskarnten Glimmerschiefer. Diese
gebänderten Gesteine stellen faktisch eine enge
Wechsellagerung von Glimmerschieferrelikten mit
Skarnlagen dar, die in mm- bis cm-Abständen entwi-
ckelt sind. Die Mineralneubildungen entsprechen den
Erlanen. Die strukturell-texturellen Merkmale machen
eine Entstehung aus karbonatführenden Schieferva-
rietäten wahrscheinlich.
Das jüngere Teilstadium
des Skarnprozesses führte
zur Bildung von Amphibolen, Magnetit und etwas
Granat sowie Epidot. Die älteste Bildung sind dabei
Amphibole der Tremolit-Aktinolith-Reihe, die vorzugs-
weise Pyroxene der älteren Skarnparagenese ver-
drängen. Im Verlauf der Amphibolbildung zeigt sich
eine Evolution des Chemismus vom Tremolit hin zu
immer eisenreicheren Aktinolithen. In beträchtlichem
Umfang tritt auch gemeine Hornblende auf, die häufig
durch Magnetit und gelegentliche Granatneubildungen
verdrängt wird. Magnetit bildet zonar gebaute Kristalle
mit oktaedrischem oder rhombendodekaedrischem
Habitus bzw. dichte körnige Massen. Üblicherweise
verdrängt er Amphibole, es wurden aber auch Magne-
titaggregate beobachtet, die von eisenreichen Aktino-
lithen durchtrümert bzw. umwachsen waren
(MATÛŠIN
et al. 1980).
Durch das jüngere Verskarnungsstadium entstanden
Magnetit-Amphibol-Skarne bzw. reine Magnetit- und
Amphibolskarne. Bei unvollständiger Umwandlung tre-
ten Pyroxen-Amphibol-, Pyroxen-Granat-Amphibol-
Skarne usw. auf (s. Abb. 2-26). Die Verskarnung geht
von Trümern sowie Klüften aus und erfasst gleicher-
maßen Muskovitgneise, Glimmerschiefer und ältere
Skarne. In alumosilikatischen Gesteinen ist die Inten-
sität der Prozesse geringer, und häufig kam es nur zur
Bildung von Amphibolnestern und -trümern.
In den (mächtigen) Karbonatlagen des Skarnlagers
„Dreiberg“ entstanden bis ca. 5 m mächtige Magne-
titskarne. Die Form dieser Erzkörper ist äußerst unre-
gelmäßig und ihre Verbreitung auf einen Bereich bis
300 m von der Struktur „Gang Luchsbach“
27

image
image
Abb. 2-26: Granat-Epidot-Amphibol-Skarn mit zonar
gebautem, anisotropem Granat;
Brl. E 82/1967 bei 861 m;
Bildbreite 1,4 mm; Nic.+
beschränkt. Die Magnetitskarne im Hämmerlein-Lager
lassen ebenfalls eine deutliche Abhängigkeit von
Bruchstrukturen erkennen. Textur und Struktur der
jüngeren Skarnbildungen zeigen deutlichen Verdrän-
gungscharakter.
Greisen:
Vergreisenungserscheinungen sind im Re-
vier Hämmerlein-Tellerhäuser weit verbreitet. Echte
Greisen wurden im Endokontakt des Granitmassivs in
einzelnen Bohraufschlüssen festgestellt (s. Abb.
2-27). Zur Ausbildung von zusammenhängenden
Greisenkörpern, die eine nutzbare Zinnvererzung
beinhalten, kam es im Granit nach derzeitiger Kennt-
nis nicht.
Weit verbreitet sind dagegen Greisenbildungen nach
biotitreichen Glimmerschiefern, Skarnen und Albitme-
tasomatiten. Ein Maximum der Vergreisenung ist im
Abstand von 300-400 m vom Granitkontakt zu ver-
zeichnen (M
ATÛŠIN et al. 1988). In der Regel sind steil
einfallende, WSW-ONO streichende Greisenzonen im
Liegenden der Skarnlager zu beobachten, von denen
aus die Skarnlager überprägt wurden. Die Mineral-
neubildungen sind in den Skarnen mit der Umwand-
lung von Granat, Pyroxen und Amphibol in Fluorit-
Glimmer-Aggregate am auffälligsten. In den Glimmer-
schiefern wurden Biotit und Feldspate verdrängt, es
kam zur Bildung von Turmalin-Trümern. In der Regel
werden die vergreisten Schiefervarietäten von einem
Trümernetz durchzogen. Diese Trümer sind bis 1 cm
mächtig und bestehen aus Quarz, Muskovit, Topas,
Siderophyllit, Fluorit, Chlorit, Sulfiden (Arsenopyrit)
und Kassiterit (M
ATÛŠIN et al. 1988).
2.3.5 Quartäre Bildungen
Quartäre Ablagerungen sind im Untersuchungsgebiet
sowohl als pleistozäne als auch als holozäne Bildun-
gen vertreten. Ihre Bedeutung für die Lagerstätten-
Abb. 2-27: Vergreister Granit mit Topas nach
Muskovit; Brl. E 82/1967 bei 1245 m;
Bildbreite 1,4 mm; Nic.+
bereiche sind zu vernachlässigen, da es sich aus-
schließlich um geringmächtige oberflächennahe Bil-
dungen handelt.
Fast alle Bergrücken und Hanglagen sind von pleisto-
zänen Fließlehmen und Wanderschuttdecken mit
Mächtigkeiten von 1-2 m überdeckt, die als kaltzeitli-
che Verwitterungsprodukte des Permafrostbereiches
einzustufen sind. In ausgedehnten Felsgebieten, so
am Höllstein bei Zweibach, finden sich hingegen klei-
nere Blockschuttmeere (L
EONHARDT et al. 1999).
Entlang der größeren Bachläufe sind fluviatile Ablage-
rungen holozänen Alters entwickelt. Es handelt sich
um Auenlehme und sandig-kiesiges Material mit
Mächtigkeiten in der Größenordnung von 1-3 m. Im
Gipfelbereich des Pfahlberges ist trotz zeitweiligen
Abbaus ein Hochmoor mit knapp 3 m mächtigen Torf-
ablagerungen erhalten geblieben. Als typisches Pla-
teaumoor steht es mit einer Fläche von 21,58 ha seit
1961 unter Naturschutz.
2.4
Tektonischer Bau des
Lagerstättenbereiches
2.4.1 Faltenbau
Die Lagerstätten Hämmerlein und Tellerhäuser befin-
den sich im NW-Flügel bzw. im Zentralteil einer fla-
chen Synklinalstruktur, der Brachysynklinale von Tel-
lerhäuser. Der Hauptteil des Grubengebäudes
schließt den nordwestlichen Faltenschenkel auf, und
die Gesteine besitzen hier ein Streichen von 50-70°
bei flachem SO-Einfallen (10-15°). Diese ruhigen La-
gerungsverhältnisse werden nur bereichsweise durch
flexurartige Elemente kompliziert, die mit ungewöhnli-
chen Mächtigkeitszunahmen einzelner lithologischer
Varietäten einhergehen. Solche Flexuren sind im
Zentralteil der Lagerstätte Hämmerlein (Stollnsohle)
und im Skarnlager „Dreiberg“ (Feld-Strecke 9015 auf
der +240 m-Sohle) zu beobachten.
28

In der äußersten
SO-Flanke der Lagerstätte Teller-
häuser (Feld-Strecke 9201 auf der +120 m-Sohle)
wurden Gesteine des Paketes „C“ in horizontaler La-
gerung bzw. mit NW-Einfallen von 5-10° bei nordöstli-
chem Streichen angetroffen. Der Muldenkern, der für
die tiefer liegenden Pakete „H
1
“, „D“ und „C“ im Be-
reich des Blindschachtes 1 zu suchen ist, weist für die
produktiven Pakete „A“ und „B“ eine horizontale Ver-
schiebung von ca. 500 m nach NNO bzw. 800 m nach
SO auf.
Innerhalb der kohlenstoffführenden Glimmerschiefer
treten häufig kleine Falten auf, deren Ausmaße durch
die Mächtigkeit dieser Gesteinspakete bestimmt wer-
den. Es überwiegen liegende Falten mit annähernd
horizontalen Achsenebenen. Ähnliche Bildungen
konnten in Skarnen, Amphiboliten und Zweiglimmer-
schiefern nicht nachgewiesen werden.
Die Faltenbildung ging mit einer intensiven Umvertei-
lung des Gesteinsmaterials zwischen Faltenkern und
-schenkeln einher. Infolge dieser Prozesse sind Mäch-
tigkeitsschwankungen, häufiges Auskeilen und die
Veränderung der Abstände der Gesteinspakete fest-
zustellen. Im Normalfall weisen die Kernbereiche ge-
genüber den Faltenschenkeln erhöhte Mächtigkeiten
auf. Weniger plastische Gesteinspakete wurden unter
dem Druck der auflagernden Gesteine, der auch die
allgemein schichtparallel ausgebildete Schieferung
hervorgebracht hat, ausgewalzt und teilweise boudi-
niert.
Für die Gneiskörper, die sich in der Regel sicher über
größere Abstände verfolgen lassen, wurde in den Mul-
denkernen gelegentlich das Verschmelzen mehrerer
Pakete, was mit dem Auskeilen der Zwischenmittel
einhergeht, beobachtet.
2.4.2 Bruchtektonik
Der Bau des Lagerstättenbereiches wird in entschei-
dendem Maße durch Bruchstrukturen bestimmt. Be-
dingt durch die Lage im Einflussbereich der Gera-
Jáchymov-Störungszone ist ein Vorherrschen herzy-
nisch gerichteter, also NW-SO bis NNW-SSO strei-
chender Strukturen zu beobachten. Es sind jedoch
auch andere Störungssysteme entwickelt, und die
Vergitterung der unterschiedlich orientierten Bruch-
strukturen bildet die tektonische Voraussetzung für die
Ausbildung eines dichten Kluft-Gang-Netzes. So wer-
den die jeweiligen Hauptstörungen meist von einer
Vielzahl kleinerer Strukturen begleitet, die das tektoni-
sche Inventar sehr variabel gestalten.
Im Raum Hämmerlein wird das tektonische Bild von
der submeridional verlaufenden Hirtenberg-Störung
und in untergeordnetem Maße von NW-SO streichen-
den, parallel zur Rittersgrüner Störung verlaufenden
Strukturen bestimmt (s. Abb. 3-5). Die stärksten Dis-
lokationen des Hämmerlein-Lagers sind an submeri-
dionalen Störungen nachweisbar, deren Frequenz mit
wachsendem Abstand von der Hirtenberg-Störung
deutlich abnimmt. NW-SO streichende Strukturen ha-
ben wegen ihrer geringen Verwerfungsbeträge eben-
so wie SW-NO streichende Störungen nur lokale Be-
deutung für den Lagerstättenbau.
Eine herausragende Bedeutung erlangt die Bruchtek-
tonik im SO-Teil des Lagerstättenfeldes. So stellt sich
der Zentralteil der Lagerstätte Tellerhäuser als ein
nach NW divergierender keilförmiger Staffelbruch dar,
der durch die Strukturen „Schildbach“ im Osten bzw.
NO und „Gang Luchsbach“ im SW begrenzt wird (s.
Abb. 3-1). Darüber hinaus ist eine Vielzahl aushalten-
der NNW-SSO streichender Gangstrukturen und ein
engständiges System kleinerer, SW-NO gerichteter
Störungen entwickelt. Die Intensität der Bruchtektonik
steigt mit der Annäherung an den Kreuzungsbereich
der beiden Hauptstörungen.
Ähnliche Verhältnisse deuten sich in der NW-Flanke
auf der Sohle +120 m an, wo mit Annäherung der her-
zyn streichenden Struktur „Kirchenholz-I“ an die sub-
meridional verlaufende Schildbach-Störung eine güns-
tige Entwicklung des Kluft-Gang-Netzes zu be-
obachten ist. Das Ausmaß dieses möglichen Struktur-
knotens kann jedoch mit dem erreichten Aufschluss-
grad noch nicht eingeschätzt werden.
Nach ihrer Orientierung können die Bruchstrukturen
im Arbeitsgebiet in sechs verschiedene Gruppen un-
terteilt werden:
- NW-SO streichende,
- submeridionale,
- NNW-SSO streichende,
- SW-NO streichende,
- W-O streichende und
- schichtgebundene.
In allen Gruppen treten Strukturen unterschiedlicher
Größenordnung auf. Im Interesse der Übersichtlichkeit
erfolgt die Beschreibung der Störungssysteme an-
hand einiger Hauptstrukturen.
NW-SO streichende Störungen
Eine große Zahl der auf ihre Uranführung hin unter-
suchten Gangstrukturen ist an NW-SO orientierte Stö-
rungen gebunden. Ihr Streichen schwankt zwischen
305° und 330°. Gewöhnlich ist steiles Einfallen (> 45°)
nach SW, seltener nach NO festzustellen. Die größe-
ren Strukturen sind recht regelmäßig in Abständen
von 400 m bis 600 m ausgebildet und verlaufen annä-
hernd parallel. Die Bewegungen auf den Störungen
trugen den Charakter von Abschiebungen oder Blatt-
verschiebungen.
29

image
image
image
30
Die Rittersgrüner
Störung wurde auch in den benach-
barten Urangruben Oberrittersgrün, Ehrenzipfel und
Tellerhäuser-alt (jeweils mehrere Aufschlüsse) unter-
sucht. Im NW-Abschnitt herrschen Streichrichtungen
von 310-320° bei SW-lichem Einfallen (60-75°) vor.
Südöstlich von Ehrenzipfel „biegt“ das Streichen auf
340-350° ein, und die Störung setzt sich über die
Staatsgrenze zur Tschechischen Republik hinaus fort
(A
BROSIMOV et al. 1985). Die Mächtigkeit liegt bei ca.
50 m, mit Maxima um 100 m und Minima von 20-
25 m. Der SW-Flügel ist abgeschoben, und die verti-
kale Sprunghöhe wird mit 200-300 m beziffert. An der
Ausfüllung der Bruchzone sind vor allem brekziierte
und mylonitisierte Nebengesteine beteiligt. Ab-
schnittsweise sind Kersantit- und Phonolithgänge
bzw. hydrothermale Mineralisationen mit Vorherr-
schen der kku-Formation entwickelt, jedoch wurde
keine Uranvererzung nachgewiesen.
Das
lokale Hauptelement der Gera-Jáchymov-
Störung, die Rittersgrüner Störung, verläuft südwest-
lich der Lagerstättenkontur und ist nur im Grubenfeld
Hämmerlein (Stollnsohle, Querschlag 2 bei ca.
1 300 m) bergmännisch aufgeschlossen. Hier ist sie
als 20-30 m mächtige Bruchstruktur ausgebildet, die
sich in eine über 350 m mächtige Zone erhöhter Klüf-
tigkeit und tektonischer Gesteinsdeformation einord-
net. Bei einem Streichen von 305-320° fällt die Haupt-
struktur mit 70-80° nach SW ein. Die Ausfüllung der
Störung wird von grobstückigen Brekzien verquarzter
Glimmerschiefer, ausgewalztem Nebengestein und
Reibungsletten dominiert. Mineralisierte Trümer mit
Mächtigkeiten bis 20 cm, die überwiegend aus Milch-
quarz und etwas hellgrünem Fluorit bestehen, sind im
hangenden bzw. liegenden Teil der Struktur konzen-
triert (V
ELIČKIN & VLASOV 1972).
1 - Quarz-Glimmerschiefer; 2 - Verquarzung; 3 - Milchquarz, in violetten Stän-
gelquarz übergehend; 4 - Bleichung; 5 - Limonitisierung; 6 - klüftige Gesteine;
7 - zerscherte Gesteine; 8 - Brekziierung; 9 - tektonische Klüfte; 10 - Letten.
Abb. 2-28:
Bau von Elementen der Rittersgrüner Störung vor Ort in den Strecken 230 (A) und 231 (B), nach
V
ELIČKIN & VLASOV 1972
Unter den bebauten Gangstrukturen weist der „Gang
Luchsbach“ den interessantesten Aufbau und besten
Aufschlussgrad auf (s. Abb. 3-1 u. a.). Er wurde mit
Auffahrungen in den Lagerstätten Tellerhäuser und
Hämmerlein (hier als Gang Hämmerlein bezeichnet)
angetroffen
Die nachgewiesene Erstreckung beläuft sich auf ca.
5 km im Streichen und über 500 m im Einfallen. Das
Generalstreichen beträgt 305°. Es ist SW-liches Ein-
fallen mit Winkeln von 50-70° zu beobachten. Die
Mächtigkeit der Struktur liegt bei 50 m. Es sind nur
unbedeutende Verwerfungsbeträge (um 2 m) nach-
weisbar. Der Internbau wird durch intensive Klüftung
der Gesteine, kulissenartig angeordnete Kersantit-
gänge, mylonitische Strukturen, einschleppende Pho-
nolithgänge und mehrere mineralisierte Trümer be-
stimmt. Die Gangmineralisation umfasst alle hydro-
thermalen Phasen, die im Erzfeld ausgebildet sind.
Darüber hinaus wird die Verbreitung magnetitführen-
der Skarne im Skarnlager „Dreiberg“ durch den „Gang
Luchsbach“ kontrolliert. Einerseits beschränkt sich
das Auftreten von Magnetit auf einen Bereich von ca.
300 m nordöstlich bzw. südwestlich von „Gang
Luchsbach“, andererseits sind die maximalen Magne-
titkonzentrationen mit Mächtigkeiten von 5 m im Zent-

ralteil der
Störungszone anzutreffen. Ein Rückgang
der Magnetitmächtigkeit ist auch in Richtung zum
Granitkontakt festzustellen. Aus dieser Tatsache lässt
sich auf eine entscheidende Rolle der Struktur „Gang
Luchsbach“ als Kanal für die Stoffzufuhr im jüngeren
Skarnstadium schließen.
Die Luchsbach-Störung ist durch Auffahrungen im
Raum Tellerhäuser (Sohlen +300 m bis +120 m) so-
wie im Revier Hämmerlein (Stollnsohle, Querschlag 1
bei ca. 950 m) aufgeschlossen. Ihre Erstreckung ist
mindestens mit der von „Gang Luchsbach“ vergleich-
bar, zumal eine weitere Fortsetzung bis in die Lager-
stätte Pöhla-Globenstein wahrscheinlich ist (H
ÖSEL et
al. 2003). Das Streichen liegt bei 315-325°, und es
wurde durchgängiges SW-Einfallen (45-60°) festge-
stellt.
Die Morphologie der Störungszone zeigt in den bei-
den betrachteten Lagerstätten einige signifikante Un-
terschiede. In der Lagerstätte Hämmerlein stellt die
Luchsbach-Störung eine über 200 m mächtige Kluft-
Gang-Zone dar, in deren hangendem Teil die teilwei-
se mineralisierte Hauptstörungszone mit einer Mäch-
tigkeit bis 2,5 m verläuft und eine Häufung von Gän-
gen bzw. Trümern mit Milchquarz-, Fluorit- und Kar-
bonatführung angetroffen wurde (V
ELIČKIN & VLASOV
1972). Hier wurde eine sporadisch entwickelte Uran-
und Arsenidführung beobachtet. Die Abschiebungsbe-
träge der Störung werden mit 80-100 m angegeben.
In der Lagerstätte Tellerhäuser ist die Luchsbach-
Störung nur undeutlich ausgebildet. Mit Annäherung
an die Struktur „Schildbach“ nehmen die Mächtigkeit
der Gesamtstruktur, die Anzahl der Rupturflächen und
der mineralisierten Gänge kontinuierlich ab. Auf der
+120 m-Sohle (Bereich Querschlag 9203/9205) ist nur
noch eine bis zu 60 cm mächtige Einzelstruktur nach-
weisbar. Diese wird durch mylonitisches Material und
eine absätzig ausgebildete hydrothermale Gangmine-
ralisation mit Vorherrschen von kku- und biconi-
Formation ohne bedeutende Uranerzführung ausge-
füllt. Die Verwerfungsbeträge liegen im Bereich weni-
ger Meter. Die Fortsetzung der Luchsbach-Störung
nach SO, über die Struktur „Schildbach“ hinaus, ist
nicht mit Sicherheit nachgewiesen.
Aus Aufschlüssen in den Grubenfeldern Hämmerlein,
Tellerhäuser und Ehrenzipfel-II (Stolln 7) ist das Stö-
rungssystem „Ehrenzipfel“ mit einer horizontalen und
vertikalen Erstreckung von über 5 km bzw. über
600 m bekannt. Das Streichen schwankt zwischen
305° und 320°, das Einfallen ist mit 50-70° (aus-
nahmsweise auch steiler) nach SW gerichtet. Die
Verwerfungsbeträge werden mit ca. 4 m angenom-
men (M
ATÛŠIN et al. 1980). Es handelt sich um eine
Störungszone mit 3-5 Rupturflächen, die neben de-
formiertem Nebengestein durch Letten und minerali-
sierte Gänge ausgefüllt werden. Dabei überwiegen
einfache Quarzgänge und nur 1-2 Gänge zeichnen
sich durch Fluorit-Baryt-Karbonat-Führung aus. Deren
Mächtigkeit erreicht in Schiefergesteinen 20-30 cm
und kann in Skarnintervallen bis 100 cm anwachsen.
Uranmineralisation ist nur sporadisch entwickelt. Zwi-
schen den mineralisierten Trümern finden sich defor-
mierte und gebleichte Nebengesteine.
Das Störungssystem „Kirchenholz“ besteht in den
Aufschlüssen auf der +240 m-Sohle aus zwei Teil-
strukturen, die Streichrichtungen um 315° und SW-
Einfallen mit Winkeln von 45-55° aufweisen. Die
Strukturen werden von altem Blastomylonit-Material
ausgefüllt und zeigen nur geringe Neigung zu jüngerer
Aktivierung. Die Mineralisation beschränkt sich auf
unbedeutende Calcit- und Ankerit-Trümer (V
LASOV et
al. 1986), was bei der granitfernen Lage der Auf-
schlüsse nicht verwundern kann.
Submeridionale Bruchstrukturen
Die auffälligsten Strukturen dieses Systems sind die
Hirtenberg-Störung und „Schildbach“ (s. Abb. 2-1), die
sich jedoch in ihrer Morphologie und Mineralisation
ebenso deutlich unterscheiden wie nach den an ihnen
erfolgten tektonischen Bewegungen.
Daneben sind in der Ostflanke des Erzfeldes die Stö-
rungen „Eisensteinberg“ und „Mittweida“ zu erwähnen,
die augenscheinlich bevorzugte Aufstiegswege für die
basaltischen Laven bildeten. Sie sind von über Tage
und aus Bohraufschlüssen bekannt. Da bergmänni-
sche Aufschlüsse fehlen, liegen keine umfassenden
Erkenntnisse zu ihrem internen Aufbau vor.
Wegen ihrer reichen Uranerzführung ist die Struktur
„Schildbach“ am besten untersucht. Sie ist durch die
gesamte Lagerstätte Tellerhäuser auf eine Länge von
ca. 3 km zu verfolgen. Mittels Bohrungen konnte eine
horizontale und vertikale Erstreckung von 4,5 bzw.
1 km nachgewiesen werden.
„Schildbach“ zeigt ein Generalstreichen von 340-350°
und Einfallwinkel von 60-70° WSW. In Kreuzungsbe-
reichen mit großen herzyn streichenden Strukturen ist
einerseits ein Einschleppen auf 320-330° zu beobach-
ten, andererseits kann die Struktur dazwischen auf
nahezu meridionales Streichen „umbiegen“. In den
erwähnten Schleppungsbereichen ist das Einfallen
gewöhnlich flacher (45-55°), während N-S streichende
Abschnitte ein steileres Einfallen (z. T. bis 75-80°)
aufweisen. Die Struktur „Schildbach“ zeigt einen kom-
plizierten, kulissenartigen Aufbau. Über weite Erstre-
ckung lassen sich zwei oder mehr subparallel verlau-
fende Teilstrukturen verfolgen. Die Gesamtmächtig-
keit der Kluft-Gang-Zone erreicht dabei stellenweise
20 m, die Mächtigkeit der einzelnen Gangstrukturen
liegt dagegen bei 1-2 m. Mächtigkeitsmaxima sind in
Scharungsbereichen mit herzyn streichenden Struktu-
ren festzustellen, wenn Glimmerschiefer das Neben-
gestein bilden. Im Verbreitungsgebiet von Gneisen
31

image
image
image
32
und massig texturierten Skarnen geht die Mächtigkeit
zurück.
Die Lagerung der Nebengesteine und das verbreitete
Auftreten von Harnischflächen lassen auf mehrfach
erfolgte Abschiebungs-, Schrägabschiebungs- und
Verschiebungsbewegungen unterschiedlichen Alters
schließen. Im Ergebnis dieser Bewegungen ist der
westliche Block um ca. 12-15 m gegenüber dem östli-
chen abgesunken (M
ATÛŠIN et al. 1988).
An der Ausfüllung der einzelnen Bruchelemente sind
brekziierte, mylonitisierte oder hydrothermal überpräg-
te Nebengesteine, eine mehrphasige hydrothermale
Gangmineralisation und Phonolithgänge beteiligt.
Die Salbänder sind stets tektonisch ausgebildet und
mit Letten belegt. Ihre Mächtigkeit kann zwischen we-
nigen mm und 10-20 cm schwanken. Der mineralisier-
te Teil wird durch teleskopierte linsenförmige Körper
der einzelnen Gangformationen gebildet. Er ist zwi-
schen 20 cm und 150 cm mächtig. Die kku- und bico-
ni- Formation sind im Schildbach-System anteilig am
stärksten entwickelt.
Entlang der Hauptbewegungsbahnen lässt sich eine
Vielzahl spitzwinklig verlaufender, mit Letten ausge-
füllter Fiederspalten beobachten. Sie fallen gewöhn-
lich etwas steiler ein. Ihre Mächtigkeit liegt im mm- bis
dm-Bereich. Sie führen Linsen mit hydrothermaler
Gangmineralisation, meist aber nur eines Stadiums
bei fehlendem Teleskoping.
Im Normalfall ist das Nebengestein zwischen den tek-
tonischen Bewegungsbahnen sowie im liegenden und
hangenden Flügel hydrothermal alteriert. Die Über-
gänge zum unveränderten Nebengestein erfolgen
allmählich.
Etwa 600 m westlich von „Schildbach“ verläuft nahezu
parallel eine unbenannte submeridionale Struktur mit
variablem Einfallen. Bei Mächtigkeiten bis 1 m führt
sie kaum Mineralisation und ist deshalb nicht verfolgt
worden.
Die Hirtenberg-Störung stellt die wichtigste Bruch-
struktur der Lagerstätte Hämmerlein dar. Sie ist als
100-200 m mächtige Zone erhöhter Klüftigkeit, Brekzi-
ierung und Kataklase am Westrand der Lagerstätte
auf der Stollnsohle zu verfolgen. Die Störung besteht
aus mindestens zwei Haupttrümern, die im Abstand
von ca. 50 m zueinander verlaufen. Beide weisen ein
Streichen von 0-20° und östliches Einfallen auf. Die im
Hangenden ausgebildete Haupt-Rupturfläche fällt mit
45-50° deutlich flacher als das liegende Nebentrum
(55-80°) ein. Die Mächtigkeit der überwiegend mit
brekziiertem und mylonitisiertem Nebengestein aus-
gefüllten Bewegungsbahnen liegt bei 30-80 cm und
kann lokal bis 2 m anwachsen (V
ELIČKIN & VLASOV
1972). An den einzelnen Rupturen sind Abschiebun-
gen bis 15 m nachweisbar und die resultierende Am-
plitude für die Gesamtstruktur wird mit mehr als 50 m
angegeben (M
ATÛŠIN et al. 1980). Die Bewegungen
erfolgten mehrheitlich vor dem Skarnprozess. Minera-
lisationen finden sich nur lokal im Kontaktbereich von
Skarnen und Schiefern oder an Gangkreuzen. Es sind
absätzige Quarz-Fluorit-Linsen bis 20 cm Mächtigkeit
mit sporadischer Karbonatführung ausgebildet.
Abb. 2-29:
Bau einer großen Struktur der Hirtenberg-Störung in Strecke 224, Firste bei 87 m (A) und vor Ort in
Strecke 226 (B), nach V
ELIČKIN & VLASOV 1972
(1 - Chlorit-Glimmerschiefer; 2 - Zweiglimmerschiefer; 3 - Quarzitschiefer; 4 - Chlorit-Aktinolith-Albit-Gesteine; 5 - Verquar-
zung; 6 - Milchquarz; 7 - grünlich-grauer Fettquarz; 8 - rötlich-grauer Quarz mit Sulfidimprägnation; 9 - Bleichung; 10 - zer-
scherte Gesteine; 11 - Aufblätterung; 12 - Brekziierung; 13 - tektonische Klüfte; 14 – „Letten“)

Etwa 100-200
m östlich der Hirtenberg-Störung ver-
läuft die Struktur „MAK“, eine ebenfalls nach Osten
(40-45°) einfallende Abschiebung mit 10-15 m Ampli-
tude
(MATÛŠIN et al. 1980). Sie hat eine Mächtigkeit
von 20-40 cm, ist nicht mineralisiert und führt reichlich
blastomylonitisches Material. Im Verbreitungsbereich
von Skarnen sind abschnittsweise zwei Rupturflächen
ausgebildet.
Mit einem Abstand von 300 m folgt weiter östlich die
analog gebaute Störung „I“, die vor allem nordöstlich
des Stollns deutlich ausgebildet ist. Dazwischen ver-
läuft die durch ihr westliches Einfallen (50-55°) auffal-
lende Struktur „II“, an der speziell nordöstlich der
Stollntrasse Aufschiebungen von 5-10 m nachgewie-
sen wurden (M
ATÛŠIN et al. 1980).
NNW-SSO streichende Bruchstrukturen
Die starke Entwicklung des NNW-SSO streichenden
Störungssystems ist eine charakteristische Besonder-
heit der Lagerstätte Tellerhäuser. Es nimmt eine her-
ausragende Stellung sowohl nach der Anzahl der
Strukturen als auch nach ihrer wirtschaftlichen Bedeu-
tung bezüglich der Uranvererzung ein.
Dieses System von Störungen ist durch Auffahrungen
auf den Sohlen +300 m bis +85 m nachgewiesen. Auf
der Stollnsohle wurde es weder im Raum Tellerhäuser
noch in der Lagerstätte Hämmerlein angetroffen.
Die zugehörigen Bruchstrukturen bilden eine etwa
250 m breite Gangschar im Hangenden von „Schild-
bach“. Bei optimaler Ausbildung besteht diese Schar
aus 12-15 aushaltenden, intensiv mineralisierten
Bruchstrukturen mit Mächtigkeiten über 10 cm und ei-
ner Vielzahl von Apophysen, Bogentrümern und Dia-
gonalstrukturen
(MATÛŠIN et al. 1988). Das Streichen
ist auffällig konstant mit Werten von 330-340°. Die
Mehrzahl der Störungen fällt steil, mit 70-90° nach
ONO, selten nach WSW, ein. Mit bergmännischen
Auffahrungen konnte eine streichende Erstreckung
von über 2 km nachgewiesen werden.
Die vertikale Reichweite ist mit den vorhandenen Auf-
schlüssen nicht sicher einzuschätzen, da das vermu-
tete Auskeilen im nicht aufgeschlossenen Teufenbe-
reich zwischen +300 m HN und +600 m HN erfolgen
dürfte.
Die nordöstliche Begrenzung der NNW-SSO strei-
chenden Gangschar wird durch ihre Hauptstruktur,
genannt „Kunnersbach“, gebildet (s. Abb. 3-1). Die
Störung ist als bis zu 50 m breite Zone mit drei und
mehr Mineralgängen zu verfolgen. Diese weisen
Mächtigkeiten von 20-200 cm auf und führen eine
mehrphasige hydrothermale Mineralisation. Beson-
ders auffällig sind die Fluorit-Baryt-Paragenesen, die
Mächtigkeiten über 1 m erreichen können. Lettige
Salbänder und brekziierte Nebengesteine in der
Gangmasse zeugen von intensiven Dislokationsbe-
wegungen auf diesen Bewegungsbahnen. Zweifellos
ist das Kunnersbach-System die Hauptaufrissfläche
dieser Gangschar. Die resultierenden Amplituden fal-
len mit 1-2 m jedoch relativ gering aus (V
LASOV et al.
1986). Zwischen den Gängen ist das Nebengestein
deformiert und intensiv serizitisiert.
Weiter nach SW folgen im Abstand von 100 bzw.
250 m mit „Höllbach“ und „Friedrichsbach“ zwei weite-
re große Gangstrukturen mit analoger räumlicher
Orientierung. Bei Mächtigkeiten bis 1 m treten sie in
ihrer Bedeutung gegenüber „Kunnersbach“ zurück.
Auch der Anteil tektonischen Materials an ihrer Ausfül-
lung ist geringer. Dagegen haben Gänge der mgu-
Formation einen wesentlichen Anteil an der Minerali-
sation dieser Strukturen.
SW-NO streichende Bruchstrukturen
Zum SW-NO orientierten Bruchsystem werden Stö-
rungen mit 220-240° (vereinzelt bis 255°) Streichen
zusammengefasst. Das Einfallen ist ausnahmslos
nach SO gerichtet, wobei sich zwei Häufigkeitsmaxi-
ma bei 40-50° bzw. 60-75° andeuten.
Der Raum Tellerhäuser weist mit den Störungen
„Dreiberg“ und „Zweibach“ zwei markante SW-NO ge-
richtete Großstrukturen auf (s. Abb. 3-10 u. a.). Da-
neben existieren einige kleinere Störungen und ein
Kluftsystem mit dieser Orientierung.
In Hämmerlein wurden mehrere weniger auffällig aus-
gebildete Störungen des SW-NO streichenden Sys-
tems nachgewiesen, die durch horizontale Erstre-
ckungen von einigen Hundert Metern, geringe Mäch-
tigkeiten und unbedeutende Bewegungsamplituden
charakterisiert sind. Dafür ist das entsprechend orien-
tierte Kluftsystem äußerst intensiv entwickelt und teil-
weise mineralisiert.
Die Dreiberg-Störung wurde auf allen Sohlen in Tel-
lerhäuser (mit Ausnahme der +85 m-Sohle) durch
Querschläge bzw. technische Auffahrungen durchör-
tert. Dadurch konnte eine Erstreckung von mindes-
tens 1 500 m im Streichen und ca. 500 m im Einfallen
nachgewiesen werden. Das Streichen schwankt um
240°. Das Einfallen ist mit Winkeln von 50-80° nach
SO gerichtet. Die Mächtigkeit der Dreiberg-Störung
beträgt allgemein 1-3 m. Abschnittsweise lassen sich
zwei bis drei Trümer beobachten, die im Abstand von
bis zu 10 m verlaufen, jeweils als Bewegungsbahnen
dienten und durch Mineralgänge ausgefüllt sind. Die
Mächtigkeiten dieser Trümer erreichen 50 cm bis
200 cm.
Die Ausfüllung der Störung besteht aus Letten, brekzi-
iertem Nebengestein und „altem“ Quarz. Im Kreu-
zungsbereich mit „Gang Luchsbach“ konnte auf der
+210 m-Sohle das lokale Einschleppen von Chlorit-
33

image
34
kersantitgängen und Flussspat-Mineralisation be-
obachtet werden. Uranerze und ihre Begleitkompo-
nenten wurden nicht angetroffen. Die Dreiberg-
Störung verwirft sowohl die Nebengesteine als auch
die hydrothermalen Uranerzgänge. Die Abschie-
bungsbeträge für die Gesteine liegen bei 15-20 m. Bei
den Gängen erschwert das steile Einfallen die Quanti-
fizierung der Sprunghöhe. Die aufgeschlossenen tek-
tonischen Verhältnisse charakterisieren die Dreiberg-
Störung als langlebige, mehrfach aktivierte Bruch-
struktur.
Auf der +240 m- und der Stollnsohle ist mit „Zwei-
bach“ eine weitere markante SW-NO streichende Stö-
rungszone angefahren worden. Sie besteht aus zwei
Trümern, die im Abstand von bis zu 150 m zueinander
verlaufen. Mit einem Streichen von 250-260° nimmt
„Zweibach“ eine Zwischenstellung zwischen SW-NO
und O-W streichenden Strukturen ein. Ihr Einfallen ist
mit 70-75° nach SSO gerichtet. Die beiden bis zu 1 m
mächtigen Haupttrümer, zwischen denen häufig Dia-
gonalklüfte und -störungen auftreten, sind mit myloni-
tischem Material ausgefüllt. Auf der Stollnsohle sind
Baryt und Phonolith an der Gangfüllung beteiligt, wo-
bei die Salbänder stets tektonisch ausgebildet sind.
Die übrigen Strukturen des SW-NO streichenden Sys-
tems in der Lagerstätte Tellerhäuser wurden wegen
ihrer geringen Mächtigkeit (meist unter 30 cm) und
Erstreckung nicht mit Namen belegt. Ihr Streichen
schwankt zwischen 230° und 250°, und normalerwei-
se ist steiles SO-Einfallen festzustellen. Diese Struktu-
ren liegen als Mylonit- oder Kluftzonen mit lettiger
Ausfüllung vor. Auf den tieferen Sohlen lässt sich eine
SW-NO streichende Störung, die von einem Phono-
lithgang ausgefüllt wird, verfolgen.
Abb. 2-30: Bau von Elementen der Zweibach-Störung auf der Stollnsohle, nach
V
ELIČKIN & VLASOV 1972
(1 - Phonolithgang; 2 - helle, glimmerführende Quarz-Feldspat-Gesteine; 3 - dunkle, kohlenstoffführende Schiefer;
4 - verskarnte Gesteinslagen; 5 - verquarzte Brekzien; 6 - Quarzgänge; 7 - Bleichung/Chloritisierung; 8 – Karbonattrü-
mer/Pyritisierung; 9 - tektonische Klüfte mit Letten; 10 - Klüfte/Verschieferung; 11 - tektonische Brekzien;
12 - stark klüftige Gesteine)
Viele Uranerzgänge werden von den größeren Struk-
turen dieser Gruppe ohne auffällige Verwürfe durch-
schlagen. Einige große NW-SO bis NNW-SSO strei-
chende Störungen und die Störung „Schildbach“ ver-
werfen ihrerseits diese Strukturen. Andererseits zei-
gen die Erzgänge in den Kreuzungsbereichen Mäch-
tigkeitsmaxima und Konzentrationen von Uranerzlin-
sen.
In der Lagerstätte Hämmerlein finden sich kleinere
SW-NO orientierte Bruchstrukturen, die im Abstand
von 50-70 m zueinander verlaufen und somit ein recht
regelmäßiges Störungssystem bilden. Dazwischen
sind einzelne diagonal verlaufende Bewegungsbah-
nen zu verfolgen.

Im Nordteil verläuft
„EFA“ (s. Abb. 3-5); die anderen
Strukturen wurden mit Buchstaben bezeichnet. Das
Einfallen der Strukturen ist auffällig konstant und stets
nach SO gerichtet, entweder mit 40-50° oder mit 60-
75°. Normalerweise ist nur eine 10-80 cm mächtige
Rupturfläche ausgebildet, in der sich aufgeblätterte
Nebengesteine, feinkörnige Brekzien und spärliche
Quarzmineralisation finden (M
ATÛŠIN et al. 1980). Die
steiler einfallenden Strukturen führen zusätzlich Letten
und einige Fluorit- und Karbonatlinsen. Je nach Ne-
bengestein werden die SW-NO gerichteten Störungen
von einer verskarnten, albitisierten oder chloritisierten
Aureole begleitet.
Nach dem Charakter der Bewegungen, die vor dem
Skarnprozess erfolgten (M
ATÛŠIN et al. 1980), lassen
sich Abschiebungen und Blattverschiebungen aushal-
ten, jedoch sind die Verwerfungsbeträge gering und
erreichen nur in Einzelfällen 5-10 m.
In den Glimmerschiefern im Liegenden des Hämmer-
lein-Lagers ist ein steil stehendes, SW-NO orientiertes
Kluftsystem zu beobachten. Es ist mit bis zu zwei
Klüften pro Meter sehr engständig ausgebildet und in-
tensiv mineralisiert. Es überwiegen Quarz- und Quarz-
Turmalin-Trümer, die teilweise Arsenopyrit führen.
Darüber hinaus wurden Feldspat, Chlorit, Amphibole,
Pyrit, Chalkopyrit, Ankerit und Calcit nachgewiesen.
Auch im Raum Tellerhäuser ist in Glimmerschiefern
im Liegenden des Dreiberg-Lagers und im „B“-Paket
ein SW-NO orientiertes System steilstehender Kluft-
Trümer-Zonen ausgebildet, das teilweise eine Zinn-
vererzung enthält (siehe 3.3.2.3 und 3.3.3.3).
W-O streichende Bruchstrukturen
Das W-O streichende Störungssystem mit Streichrich-
tungen von 250-270° ist insgesamt schwach entwi-
ckelt.
Die einzige aushaltende Struktur ist „Wilder Mann“,
aufgefahren in der SO-Flanke von Tellerhäuser auf
der Stollnsohle (s. Abb. 3-14). Ihr Streichen schwankt
zwischen 260° und 270°. Das Einfallen ist nach Süden
gerichtet (55-85°). Die Einzeltrümer mit Mächtigkeiten
zwischen 50 cm und 400 cm verlaufen im Abstand
von bis zu 70 m. Sie führen mylonitisiertes Nebenge-
stein und Phonolithgänge mit tektonisch überprägten
Kontakten. Häufig sind die Phonolithe gebleicht und
von Calcittrümern durchsetzt. Stellenweise bildet der-
ber grau-weißer Quarz die Gangausfüllung oder es
treten jüngere Fluorit-Baryt-Bildungen mit Co-Ni-
Arseniden und gediegen Arsen auf. Die Nebengestei-
ne zeigen in Störungsnähe Merkmale tektonischer
Beanspruchung, intensive Serizitisierung und Ver-
quarzung (T
OKAREV et al. 1975).
Mit Grubenbauen wurde für die Struktur eine strei-
chende Erstreckung von 1 500 m nachgewiesen und
es ist wahrscheinlich, dass es sich um die Fortsetzung
der aus der Nordflanke der Lagerstätte Johanngeor-
genstadt bekannten Großstruktur handelt. „Wilder
Mann“ verwirft Nebengesteine und kleinere herzyn
streichende Gänge. Der Verwerfungsbetrag konnte
mit den vorliegenden Aufschlüssen noch nicht ermit-
telt werden.
Auf den Tiefbausohlen der Lagerstätte Tellerhäuser
wurden keine markanten Bruchzonen dieser Gruppe
angetroffen. Hier zeigen einige SW-NO streichende
Störungen bei Annäherung an die größeren Uranerz-
gänge ein Einschwenken der Streichrichtung auf W-O.
Das Einfallen ist mit Winkeln von 45-85° stets nach
Süden gerichtet.
Weitere W-O streichende Strukturen sind nördlich des
Grubenfeldes Hämmerlein mit der Stollnauffahrung
durchörtert worden. Es handelt sich um einzelne steil
(60-80°) nach Süden bis seiger einfallende Störungen
mit Mächtigkeiten bis 70 cm. Sie führen aufgeblätter-
tes und durchbewegtes, teilweise auch brekziiertes
Nebengestein, das verquarzt und chloritisiert ist (V
E-
LIČKIN
& VLASOV 1972). Zumindest eines der beiden
Salbänder weist Lettenbestege auf.
Die Mineralisation besteht aus weiß-grauem Quarz
und blassviolettem bis grünlichem Fluorit. Gelegent-
lich sind jüngere Absätze von gelbem Fluorit zu be-
obachten. Entlang der Störungen sind bis zu 1,5 m
mächtige Alterationszonen mit gebleichten Glimmer-
schiefern ausgebildet.
Im Stollnabschnitt zwischen 1 835 m und 2 100 m
wurde eine W-O gerichtete tektonische Zone mit meh-
reren bis zu 80 cm mächtigen Einzelstrukturen durch-
fahren (V
ELIČKIN & VLASOV 1972). Die mächtigsten
Rupturflächen konzentrieren sich im Liegend- und
Hangendabschnitt der nach Süden einfallenden Stö-
rungszone. Ihre Morphologie zeigt weitgehende Über-
einstimmung mit den oben beschriebenen Einzelstruk-
turen des W-O streichenden Störungssystems.
Schichtgebundene Bruchstrukturen
Schichtgebundene Bruchstrukturen sind im gesamten
Lagerstättenraum weit verbreitet. Die Intensität ihrer
Ausbildung hängt vom Charakter des Gesteinsver-
bandes ab. Heterogen gebaute Abschnitte des Profils
zeigen aufgrund wechselnder physiko-mechanischer
Gesteinseigenschaften eine größere Häufigkeit dieser
Strukturen.
Im Raum Tellerhäuser wächst ihre Anzahl und Mäch-
tigkeit (maximal bis 100 cm) speziell beim Auftreten
graphitführender Gesteine in den Wechsellagerungen
(M
ATÛŠIN et al. 1988). Für die Lagerstätte Hämmerlein
wird eine intensive Entwicklung schichtgebundener
35

image
36
Störungen in Skarnen und Gneisen sowie angrenzen-
den Glimmerschieferlagen betont (V
ELIČKIN & VLASOV
1972).
Schichtgebundene Störungen verlaufen gegenüber
dem Nebengestein konkordant bis subkonkordant. Im
aufgefahrenen Bereich weisen diese Strukturen SW-
NO orientiertes Streichen, flaches Einfallen nach SO
(5-20°) und üblicherweise Mächtigkeiten von 5-40 cm
auf (T
OKAREV et al. 1975).
Die Ausfüllung besteht in den Glimmerschieferpake-
ten hauptsächlich aus schwarzen, dichten bis feinkör-
nigen Blastomyloniten mit undeutlicher, teilweiser ge-
bogener Schieferung. In einer pseudo-fluidalen
Grundmasse treten cm-große grau-weiße Feldspat-
Blasten und granoblastischer Quarz als eingesprengte
Körner auf (M
ATÛŠIN et al. 1980). Weiterhin wurden
organische Substanz, Biotit, Muskovit und Granat-
Porphyroblasten mit Quarz-Graphit-Einschlüssen be-
obachtet. Durch jüngere Bewegungen bedingt finden
sich auch brekziiertes oder aufgeblättertes Nebenge-
stein und Letten.
Die Mineralisation der schichtgebundenen Störungen
ist schwach entwickelt und zumeist auf Linsen mit me-
tamorphogenem Quarz beschränkt. An Kreuzungsbe-
reichen mit großen herzyn verlaufenden Gängen wur-
de lokales Einschleppen von Karbonat- und Quarz-
Fluorit-Baryt-Mineralisation in die schichtgebundenen
Störungen beobachtet (T
OKAREV et al. 1975). Einge-
schleppte imprägnative Uranmineralisation, wie an der
Schildbach-Störung auf der +240 m- und Stollnsohle
beobachtet, stellt eine Ausnahmeerscheinung dar.
Abb.2-31:
Bau schichtgebundener Störungen in Muskovitgneisen im Querschlag 2, NW-Stoß bei 181-188 m,
nach V
ELIČKIN & VLASOV 1972
(1 - Muskovitgneise; 2 - Amphibolisierung und Amphiboltrümer; 3 - Albitisierung; 4 – Chloriti-sierung; 5 – Milchquarz;
6 - grobkörniger Kassiterit)
In den Skarnen und Gneisen des Hämmerlein-Lagers
sind subkonkordante Bruchstrukturen häufig in Form
nahezu horizontal verlaufender Kluftzonen zu verfol-
gen, die zu spitzwinkelig verlaufenden Verzweigungen
neigen. Diese über mehrere Dekameter aushalten-
den, maximal 5-7 cm mächtigen Strukturen sind mit
strahligen Aktinolithaggregaten ausgefüllt (V
ELIČKIN &
VLASOV 1972). In den Gneisen sind sie in schmale Au-
reolen von metasomatischem Albit, der durch fein-
disperse Hämatiteinschlüsse rötlich gefärbt ist, einge-
bettet. Häufig erfährt der Aktinolith durch Greisenpro-
zesse eine nachträgliche Chloritisierung mit der Bil-
dung von Serizit, Fluorit und feinverteiltem Kassiterit.
Selten finden sich Quarzlinsen mit grobkristallinem
Kassiterit (s. Abb. 2.31).
Nach ihrem Charakter stellen die schichtgebundenen
Störungen des Lagerstättenbereichs Analoga zu den
als „Schwebende“ bezeichneten Strukturen der klas-
sischen Lagerstätten wie Annaberg, Marienberg und
Schneeberg dar. Sie entstanden im Zusammenhang
mit der Gesteinsverfaltung, die zur Bildung der Bra-
chysynklinale von Tellerhäuser führte. Somit sind sie
älter als die übrigen Bruchstrukturen und wurden in
einzelnen Phasen der nachfolgenden geologischen
Entwicklung reaktiviert.
2.5 Mineralisation
2.5.1 Gesamtprozessablauf
In den Gesteinen des Gebietes Hämmerlein-Teller-
häuser ist eine vielgestaltige Mineralisation ausgebil-
det, die auf etliche unterschiedliche und verschieden-
altrige Bildungsprozesse zurückzuführen ist. Damit
haben sich besonders B. I. M
ALYŠEV und N. T. SOKO-
LOVA
beschäftigt. Nach ihren Untersuchungen begann
die Veränderung der hier abgelagerten Schichtenfolge
mit ihrer Gefügeprägung infolge Faltung und Schiefe-
rung sowie Umkristallisation, überwiegend in Quarz-
Muskovit-(Glimmer)schiefer, im Rahmen von Prozes-
sen der Regionalmetamorphose und -metasomatose.
Nachfolgende weitere Deformations- und Kristallisati-
onsprozesse, insbesondere durch quasihorizontale
Bewegungen an Schicht- bzw. Homogenitätsgrenzen,

waren verknüpft
mit der Bildung der bereits genannten
annähernd schichtparallelen Blastomylonit-Störungs-
zonen, in die organische Substanz einwanderte. Au-
ßerdem bildeten sich Granat-Porphyroblasten in den
Schiefern und - in einem weiteren Stadium - durch
Na-Metasomatose Feldspat-, d. h. Albit-Porphyrobla-
sten bzw. Albit-Glimmerschiefer. Diese Na-Metaso-
matose war mit einer Zufuhr von Na und Al verbunden
und äußerte sich in einer Verdrängung von Granat
und Muskovit durch Albit und Chlorit.
Zu den frühesten und am weitesten verbreiteten me-
tasomatischen Prozessen im Gebiet wird von S
OKO-
LOVA
& KREMNEVA (1979) nach der Na-Metasomatose
auch eine Verquarzung gerechnet, die in den Glim-
merschiefern im Liegenden der Skarnlager vor sich
ging, vor allem in Zonen entlang flacher, schicht- und
schieferungsparalleler Störungen. Hier sind in unre-
gelmäßigen, länglich in der Schieferungsebene ge-
streckten Körpern in den Schiefern insbesondere die
Feldspäte und Glimmer durch feinkörnigen Quarz
verdrängt. Diskordante Trümer mit Skarnmineralen
und die gelegentlich beobachtete Verdrängung der
verquarzten Gesteine durch Skarnminerale belegen,
dass die Verquarzung vor der Skarnbildung erfolgte.
Oft neben der Verquarzung, aber mehr lokal ausge-
bildet, tritt in Feldspat- und Quarz-Glimmerschiefern
auch eine K-Metasomatose auf. Hierbei bildeten sich
in diesen Gesteinen feinkörnige Quarz-Kalifeldspat-
Aggregate (meist mit Mikroklin) an Stelle der (ande-
ren) Feldspäte; teilweise erhielten sie ein quarzit- oder
gneisartiges Aussehen. Solche K-Metasomatite bilden
wie auch die Verquarzungszonen und die Na-
Metasomatite relativ geringmächtige (max. 2-4 m) La-
gen in Glimmerschiefern. Auch in ihnen sind diskor-
dante Trümer mit Skarnmineralen zu beobachten. Die
K-Metasomatose war mit K-Zufuhr und Na-Wegfuhr
verknüpft.
In diese tektonisch deformierten und regionalmeta-
morph amphibolitfaziell veränderten altpaläozoischen
Schichtserien erfolgte anschließend die Intrusion gra-
nitischer Magmen des Westerzgebirgischen Teilplu-
tons. Diese Intrusion ging nach heutigen Vorstellun-
gen (F
ÖRSTER in PÄLCHEN & WALTER [Hrsg.] 2008) im
Oberkarbon, vor ca. 320 Ma vor sich. Sie führte zu ei-
ner Kontaktmetamorphose in den umgebenden Ge-
steinen, die sich vor allem in einer Biotitisierung und
Hornfelsbildung (siehe 2.3.3) äußerte.
Als nächstfolgender und die Mineralisation in diesem
Gebiet stark prägender erster Hauptprozess wird die
Skarnbildung angesehen. Sie beginnt mit Magnesia-
skarnen (Pyroxenskarnen), die hier allerdings nur
schwach entwickelt sind
(SOKOLOVA & KREMNEVA
1979). Danach folgen Kalkskarne, die wiederum in
zwei verschiedenaltrige Gruppen unterteilt werden.
Den frühen Skarnen werden die hauptsächlich aus
Pyroxen (Diopsid-Hedenbergit-Reihe), Granat (Andra-
dit-Grossular-Reihe) und Epidot, untergeordnet auch
Vesuvian und Axinit bestehenden sogenannten ei-
gentlichen Skarne zugerechnet sowie vor allem aus
Feldspat, Pyroxen und Epidot gebildete Nebenskarne
bzw. Skarnoide und verskarnte Gesteine. Die eigentli-
chen Skarne dürften überwiegend aus karbonatischen
oder Feldspat-Gesteinen entstanden sein, die Ne-
benskarne bzw. verskarnten Gesteine aus Glimmer-
schiefern oder Gneisen. Die späten Skarne sind vor
allem durch Amphibole (überwiegend aktinolithische)
und Magnetit gekennzeichnet und dürften meist aus
Karbonaten und frühen Skarnen im Wesentlichen
durch deren Verdrängung bei Zufuhr von Eisen ent-
standen sein. Die letztere hat bei entsprechender In-
tensität zur Bildung von Magnetiterzlagern geführt.
Charakteristisch ist für die späten Skarne auch eine
intensive Albitisierung der unmittelbaren Nebenge-
steine durch Bildung eingelagerter feinkörniger Albit-
Quarz-Aggregate, deren rosa Färbung durch Hämatit-
einschlüsse bedingt ist. Während die Ausbildung und
Verbreitung der frühen Skarne vor allem durch litholo-
gische Gegebenheiten bestimmt wird (Bindung an be-
stimmte Gesteinshorizonte), spielen bei den späten
Skarnen strukturell-tektonische Faktoren eine größere
Rolle (bevorzugte Ausbildung in den tektonischen
Hauptrichtungen NW-SO und WSW-ONO, häufig in
Trümern und Gängen im Skarnlager selbst oder in
den angrenzenden Schiefern).
Eine weitere Albitisierung erfolgte nach S
OKOLOVA &
KREMNEVA (1979) in den Glimmerschiefern unterhalb
der Skarnlager. Längs der Schieferung bildeten sich
hier bis zu 3-4 cm mächtige Streifen mit weißem, sehr
feinkörnigem Albit (ohne Hämatit) in Chlorit-Albit-
Aggregaten.
Als anschließender, unter anderem der Greisenbil-
dung vorauslaufender metasomatischer Prozess (sie-
he auch H
ÖSEL et al. 2003) wird eine Turmalinisierung
angesehen. Dabei bildeten sich, neben dem älteren,
mit der Gesteinsbildung und der Kontaktmetamorpho-
se zusammenhängenden, dispers verteilten Turmalin,
längs schicht- bzw. schieferungsparalleler Störungen
verlaufende Zonen mit Neubildungen von Turmalin,
Albit und z. T. Chlorit. Diese Zonen, in einzelnen Be-
reichen auch Trümer und bis ca. 4-5 cm mächtige
Gänge, durchsetzen verskarnte Gesteine und Albit-
Chlorit-Metasomatite unterhalb der Skarnlager.
Die zweite Hauptetappe der Mineralisation im Gebiet
stellen nach M
ALYŠEV (1979) und SOKOLOVA (1979)
die frühen hydrothermalen Prozesse dar, mit denen
hier die Bildung der Zinn- und Sulfidvererzung im Zu-
sammenhang steht. Diese überwiegend schichtge-
bundene Mineralisation leitet gleichzeitig über bzw. ist
verknüpft mit den ersten Stadien der Gang-
mineralisation. Diese umfassen die spätvariszische
Quarz- und die Quarz-Sulfid-Formation (q- bzw. kb-
Formation). Eingeleitet wird diese Etappe durch eine
Vergreisenung insbesondere in den Skarnlagern und
den sie unterlagernden Glimmerschiefern. Typische
37

Minerale dieser
vergreisten Bereiche sind Glimmer
(vor allem Serizit), Fluorit, Chlorit und Quarz sowie
Kassiterit und z. T. Sulfide als Einsprenglinge. In den
Skarnen bilden diese vergreisten und zinnvererzten
Bereiche schichtparallel ausgedehnte Lagen (die teil-
weise das gesamte Skarnlager umfassen), Linsen und
Nester, während in den unterlagernden Schiefern
diskordante, überwiegend SW-NO bis fast W-O strei-
chende Trümer mit Turmalin und den obengenannten
Mineralen überwiegen.
Nach der Greisenbildung und dem Absatz der Zinn-
vererzung folgte ein massierter Absatz von Sulfiden,
vor allem Sphalerit, Pyrit und Arsenopyrit. Die Sulfide
liegen als imprägnationsartig eingesprengte Verer-
zung, Nester, konkordante Linsen und Trümer bzw.
Gänge vor. Während die überwiegend Quarz führen-
den Trümer bzw. Gänge mit Kassiterit als Äquivalente
der q-Formation angesehen werden, entsprechen die
sulfidischen Trümer der kb-Formation.
Einer dritten Hauptetappe der Mineralisation werden
die späteren hydrothermalen Gangbildungen zuge-
rechnet, die hauptsächlich auf NW-SO bis N-S strei-
chenden Strukturen in der Lagerstätte Tellerhäuser
ausgebildet sind. Sie beginnen mit der kku-Formation,
in der der Absatz der primären Uranvererzung erfolg-
te. Das Alter der kku-Pechblende in der vergleichba-
ren Lagerstätte Schlema-Alberoda ist mit ca. 275 Ma
bestimmt worden. Diese in der „klassischen“ Freiber-
ger Gliederung als uqk-Formation bezeichneten
Gangbildungen enthalten neben Pechblende vor al-
lem Quarz (hornsteinartiger und Kammquarz), Calcit
und Fluorit. Sie stellen hier die jüngsten bzw. letzten
spätvariszischen Bildungen dar.
Die kku-Gänge wurden teilweise postvariszisch durch
eine Mg-Metasomatose überprägt, wobei Calcit durch
Dolomit verdrängt wurde. Dabei wurde auch ein Teil
der Pechblende umgelagert. Eine Selenzufuhr (wie in
Schlema-Alberoda) spielte hier nur eine unwesentli-
che Rolle. Die Bildungen dieser mgu-Formation füllen
oft die zentralen Teile von Gängen aus, während die
randlichen Teile aus kku-Mineralen bestehen.
Auch die nachfolgende biconi-Formation ist vorzugs-
weise auf älteren Gängen entwickelt; teilweise füllen
ihre Hauptgangarten Quarz, Ankerit und Siderit aber
auch selbständige Gänge und Trümer aus. Neben
Co-, Ni- und Fe-Arseniden sowie gediegen Wismut,
Arsen und Silber als Neubildungen aus entsprechen-
der Zufuhr tritt hier auch umgelagerte Pechblende auf.
Eng verknüpft mit der biconi- ist die ags-Formation.
Charakteristisch hierfür sind Calcit und Quarz, dazu
gediegen Arsen und Silber sowie weitere Silbermine-
rale und Sulfide.
Eine fl-ba-Abfolge im Lagerstättenbereich scheint jün-
ger als die bisher beschriebenen Paragenesen bzw.
Prozesse zu sein. Dabei handelt es sich um drusen-
reiche Bildungen aus Fluorit, Quarz und Baryt auf ei-
nigen Gangstrukturen.
Ob Calcitgänge als selbständige k-Formation die
jüngsten hydrothermalen Bildungen darstellen oder ob
hier eine atypische (Rand-)Fazies bereits genannter
Formationen vorliegt, gilt als unsicher.
2.5.2 Schichtgebundene Mineralisation
Die im Gebiet ausgebildete schichtgebundene Minera-
lisation ist epigenetischer Natur, durch Infiltrationsme-
tasomatose in und um Skarn-Karbonatgesteins-Lager
entstanden. Von Interesse sind hierbei im Wesentli-
chen Magnetit, Kassiterit, Fluorit und Sulfide.
Magnetit ist in der späteren, zweiten Skarnbildungs-
etappe abgesetzt worden. Der Absatz von Magnetit
und Fe-Amphibolen an den als geochemische Barrie-
re wirkenden Skarnen der frühen Etappe erfolgte in
mehr oder weniger schichtkonkordanten Linsen bzw.
Lagen, teilweise auch unregelmäßigen Körpern und in
diskordanten Trümern bzw. Gängen im Skarnlager
selbst oder in den angrenzenden Schiefern und Gnei-
sen. So entstanden Amphibol-Magnetit-Skarne bzw.
fast reine Magnetitskarne. Der Magnetit ist hier meist
mit Aktinolith verwachsen und bildet z. T. imprägnativ
verteilte Körner oder Kornaggregate, häufiger aber
dichte, kompakte Massen. Oft ist er in Form zonar ge-
bauter Kristalle, ausgebildet als Rhombendodekaeder
oder Oktaeder, anzutreffen. Nicht selten ist eine Marti-
tisierung des Magnetits zu beobachten, die meist von
Spaltrissen und Korngrenzen ausgeht (z. B. im Drei-
berg-Lager). In Trümern bzw. Gängen kommen neben
Magnetit und Amphibol auch Epidot, Axinit und
manchmal Prehnit vor.
Kassiterit ist im Zusammenhang mit einer Vergreise-
nung entstanden, die insbesondere die Skarnlager er-
fasste. Letztere wirkten nach M
ALYŠEV (1979) als
struktureller Schirm für die Sn-haltigen Lösungen,
weshalb die Vererzung in den Skarnlagern und in den
Schiefern unmittelbar in ihrem Liegenden ausgebildet
ist. Dabei ist sie in den Skarnen allgemein als Schicht-
Imprägnation verteilt, gelegentlich auch in Form ge-
ringmächtiger, schichtparallel ausgedehnter Linsen,
Nester und Trümer; diskordant verlaufende Erzkörper
sind nur von untergeordneter Bedeutung. In den un-
terlagernden Schiefern hingegen dominieren diskor-
dante geringmächtige Trümer, selten Gänge; nahe
der Skarnlager-Untergrenze spielen auch konkordante
Trümer eine größere Rolle. Die Häufigkeit diskordan-
ter und konkordanter Spalten bzw. zinnführender
Trümer vergrößert sich nahe SW-NO bis W-O strei-
chender Störungen. Die Intensität der Vergreisenung
und Erzführung der Skarne nimmt im Bereich von An-
tiklinalfalten und verstärkter SW-NO-Klüftung deutlich
zu. Am stärksten waren die Amphibole von den Alte-
rationsprozessen betroffen, die durch Chlorit, Quarz
38

image
image
image
und Fe-Oxide
(Hämatit u. a.) ersetzt wurden, während
Pyroxen, Granat und andere Skarnminerale nur
schwächere Umbildungen zeigen. Kassiterit ist eng
mit Chlorit, Quarz und Fluorit vergesellschaftet.
Am häufigsten ist Kassiterit in Form von Einsprenglin-
gen im Skarn festzustellen. Diese bilden meist prisma-
tisch-körnige Metakristalle oder Verwachsungen von
solchen, wobei der Durchmesser dieser Aggregate bis
zu 1-2 cm betragen kann (s. Abb. 2-32). Teilweise
liegt er aber auch in sehr feinkörnigen, quasi pelito-
morphen Bildungen von 0,01 mm bis 0,001 mm Grö-
ße vor. Nicht selten gruppieren sich feine Körner zu
schnur- oder kammartigen Aggregaten, teilweise auch
rundlichen oder trümchenartigen Gebilden mit kon-
zentrischem, quasi kollomorphem Aufbau, die als
„Holzzinn“ bezeichnet werden (s. Abb. 2-33 u. 2-34).
Außerdem ist Kassiterit in Form feinster Nädelchen
von ca. 0,001 mm Stärke und 0,01 mm Länge zu be-
obachten. Diese Nädelchen kommen zusammen mit
pelitomorphem Kassiterit oder „Holzzinn“, oft auch in
radialstrahligen Verwachsungen vor. Außer den dis-
pers verteilten Einsprenglingen tritt Kassiterit in den
Skarnen auch in konkordant lagernden nester- bzw.
linsenartigen und gangähnlichen Bildungen auf. Diese
bestehen aus Verwachsungen von zonar gebauten
prismatischen Kassiteritkristallen mit Quarz, Fluorit
und Chlorit, die bis ca. 30 cm mächtig sind und sich
als Linsen bis zu einem Meter, als Lagen bis zu ca.
20 m Länge erstrecken können (s. Abb. A6-3).
Abb. 2-32: Zonar gebaute Kassiteritkristalle; Quer-
schlag 2 bei 156 m; Bildbreite 3,7 mm;
Nic.+
Außer den oben bereits genannten Mineralen sind
auch Skapolith, Calcit, Hämatit, Scheelit und Bertran-
dit festgestellt worden. Hämatit ist recht verbreitet an-
zutreffen und verdrängt teilweise Magnetit. Skapolith
verdrängt stellenweise die Amphibole, wobei er ihren
Habitus übernimmt. Calcit bildet kleine Nester im ver-
greisten Skarn.
Scheelit und Bertrandit kommen nur sporadisch vor
(in der benachbarten Lagerstätte Pöhla-Globenstein
ist als Be-Träger Phenakit identifiziert worden).
Abb. 2-33: Sphärolithischer Kassiterit im Skarn;
Strecke 216 bei 9 m; Bildbreite 0,6 mm;
Nic.+
Abb. 2-34: Trum mit kollomorphem Kassiterit und
Quarz im Magnetitskarn; Strecke 216 bei
9
m; Bildbreite 0,6 mm; Nic.+
In den Schiefern ist Kassiterit überwiegend an feine
SW-NO streichende oder subkonkordante Trümer mit
Quarz, Albit, Turmalin, Muskovit, Fluorit, Chlorit, To-
pas, manchmal auch Sulfiden und anderen Mineralen
gebunden. Seine prismatischen Kristalle bzw. deren
Verwachsungen sowie konzentrische und zonar ge-
baute Aggregate finden sich meist an den Salbändern
(s. Abb. 2-35). Geringmächtige Alterationszonen in
Form einer Vergreisenung begleiten diese Trümer (mit
den gleichen Mineralen wie in den Trümern selbst).
Fluorit ist in vergreisten Bereichen weit verbreitet. Er
imprägniert wie auch neugebildeter Quarz geradezu
die Skarne in Form kleiner Einsprenglinge bzw. ist in
39

image
40
Arsenopyrit
tritt häufig auf, überwiegend in gering-
mächtigen Trümern, Lagen oder Nestern.
Pyrit bildet meist Schichtimprägnationen
unterschied-
licher Konzentration oder diskordante Trümer im
Skarnlager.
2.5.3 Gangmineralisation
2.5.3.1
Gangformationen und Gangtypen
Wie bereits erwähnt, lässt sich die hydrothermale Mi-
neralisation in mehrere Abfolgen gliedern. Während
der gesamten Betriebszeit wurde die für das Erzge-
birge traditionelle Gliederung in Gangformationen
durch die Bearbeiter beibehalten. Davon soll auch hier
nicht abgewichen werden.
Abb. 2-35:
Kassiterit am Salband eines konkordan-
ten Quarztrums im Glimmerschiefer;
Strecke 106
l
bei 10 m;
Bildbreite 1,4 mm; Nic.+
Der
spätvariszische Mineralisationszyklus
umfasst
neben kontaktmetasomatischen und Greisenbildun-
gen drei hydrothermale Gangformationen. Die postva-
riszischen Bildungen unterteilen sich in fünf hydro-
thermale Formationen. Der Mineralbestand der ein-
zelnen Abfolgen ist in Tabelle 2.1 zusammengefasst.
kleinen Nestern als metasomatische Bildung aus
Amphibol in zinnerzführenden Skarnen immer anzu-
treffen. In vererzten Schiefern kommt er in den bereits
beschriebenen Trümern und deren Alterationszonen
vor.
Als älteste gangförmige hydrothermale Bildungen tre-
ten fast monomineralische Milchquarzgänge auf. Sie
werden zur sog.
q-Formation
zusammengefasst.
Meist wurden wenig aushaltende Gangtrümer und
Linsen mit Mächtigkeiten bis 20 cm angetroffen. In ih-
nen sind derber Quarz, wenig Feldspat und äußerst
sporadische Nester von Erzmineralen enthalten. In
den mächtigeren Gängen sind parallel verwachsene
stängelige Quarzaggregate mit Drusenräumen in der
Gangmitte zu beobachten. Die Erzminerale wie Kassi-
terit, Wolframit, Scheelit und Molybdänit deuten auf
Parallelen zu den entsprechenden Quarz-Wolframit-,
Quarz-Kassiterit- und Quarz-Molybdänit-Abfolgen, die
aus anderen erzgebirgischen Lagerstätten bekannt
sind, hin.
Die Sulfidvererzung, genauer ausgedrückt die Minera-
lisation des Sulfidstadiums, umfasst eine ganze Reihe
von Erzmineralen. Genannt seien hier Arsenopyrit,
Sphalerit, Löllingit, Pyrrhotin, Pyrit, Markasit, Chalko-
pyrit, Galenit, Stannin, Bismuthinit und gediegen
Wismut. Die Erzminerale liegen z. T. als dispers ver-
teilte, dabei oft wolkig angereicherte Einsprenglinge
vor. Häufig sind sie allerdings auch massig in konkor-
danten Linsen und Nestern konzentriert; auch auf
diskordanten Trümern sind sie anzutreffen, am häu-
figsten Sphalerit, Arsenopyrit und Pyrit. Die Sulfidve-
rerzung ist nicht selten in Bereichen der Zinnverer-
zung in den Skarnen entwickelt und durchsetzt bzw.
verdrängt sie teilweise, auch die Kassiteritaggregate.
Da die Erkundungstätigkeit nicht auf diese Gänge
ausgerichtet war, erwies sich eine detaillierte Gliede-
rung der „alten Quarzgänge“ weder als sinnvoll noch
als praktikabel.
Besonders Sphalerit kommt oft in größeren Mengen
vor. Er bildet hier nicht selten bis mehrere Dezimeter
mächtige und sich über etliche Meter erstreckende
kompakte, nahezu monomineralische Linsen längs
Schichtgrenzen bzw. schichtgebundener Störungen
oder unregelmäßige, z. T. nesterartige Anhäufungen.
Charakteristisch ist sein erhöhter Gehalt an isomorph
eingebautem Cadmium. Seine Färbung liegt zwischen
braun und - bei erhöhtem Fe-Gehalt - schwarz (Varie-
tät Christophit). Solcher schwarzer Sphalerit ist oft mit
Magnetit verwachsen und enthält reliktische, bruch-
stückartige Einschlüsse von Skarn. Auch optisch recht
attraktiv waren Verwachsungen mit schneeweißem
Calcit im Hämmerlein-Lager auf der Stollnsoh-
le/Lagerstätte Hämmerlein (s. Abb. A6-5). Unterhalb
des Skarnlagers ist der Sphalerit in den unmittelbar
unterlagernden Glimmerschiefern in diskordanten
Trümern wie oben beschrieben anzutreffen.
Eine vergleichsweise unterdrückte Ausbildung ist
auch für die Quarz-Sulfid-Abfolge, die sogenannte
kb-
Formation
, charakteristisch. Die betreffenden Gänge
und Trümer weisen Mächtigkeiten im cm-Bereich auf.
Sie bestehen überwiegend aus derbem Milch- und
Fettquarz. Sporadisch treten Fluorit und Chlorit auf.
Als Seltenheit bilden sulfidische Erzminerale kleine
Nester und Trümer in der quarzigen Grundmasse.
Die kb-Formation ist wie die q-Formation in SW-NO
bzw. W-O streichenden Gängen zum Absatz gekom-
men. In den NNW-SSO bis NW-SO orientierten Struk-
turen sind die Bildungen beider Formationen als brek-
ziierte Relikte in jüngeren Gangbildungen anzutreffen.
Die insgesamt atypische Ausbildung der q- und kb-

image
image
Tab. 2.1:
Mineralbestand der hydrothermalen Gänge im Raum Hämmerlein-Tellerhäuser
(nach M
ATÛŠIN et al.1988, ergänzt)
Zyklus
sprätvariszischer
postvariszischer
Formation
q
kb
kku
mgu
biconi
ags
fl-ba
k
häufige
Quarz
Quarz
Hornstein
Quarz
Dolomit
Parankerit
Ankerit
Quarz
Calcit
Quarz
Fluort
Calcit
verbreitete
Orthoklas
Chlorit
Albit
Fluorit
Calcit
Calcit
Fluorit
Siderit
Quarz
Baryt
Gangarten
seltene
Fluorit
Titanit
Apatit
Turmalin
Clorit
Fluorit
Baryt
Gips
Anhydrit
Apophyllit
Adular
Fluorit
Calcit
Baryt
häufige
Kassiterit
Pyrit
Chalkopyrit
Sphalerit
Pyrit
Pyrrhotin
Chalkopyrit
Pechblende
Hämatit
Pyrit
Pechblende
Chalkopyrit
Hämatit
Co-Ni-
Arsenide
Löllingit
Pechblende
Argenit
Proustit
Pyrit
Markasit
Pyrit
verbreitete
Scheelit
Wolframit
Galenit
Arsenopyrit
Coffinit
Galenit
Sphalerit
Pyrit
Coffinit
Goethit
Clausthalit
ged. As
ged. Bi
Galenit
Coffinit
Pyrargyrit
Bismuthinit
ged. As
ged. Ag
ged. Bi
Chalkopyrit
Erzminerale
seltene
Molybdänit
Bertrandit
Fahlerze
Aikinit
Löllingit
Cu-Ag-
Selenide
ged. Ag
Pyrit
Silberkiese
Stephanit
Polybasit
Dyskrasit
Realgar
Spalerit
Bismuthinit
ged. = gediegen
Formation in Form fast reiner Quarzgänge ist auf das
Abwandern der Erzsubstanz dieser Abfolgen in die
Skarnhorizonte zurückzuführen.
Abb. 2-36: Chalcedon-Sphärolithe mit aufgewach-
senem Fluorit (schwarz) und Quarz;
Strecke 16
b
-16
c
; Bildbreite 4,2 mm; Nic.+
Nach ihrem Verbreitungsgrad stellt die
kku-
Formation
die dominierende spätvariszische Gang-
formation im Lagerstättenraum Hämmerlein-Teller-
häuser dar. Sie ist in nahezu allen NW-SO, NNW-
SSO und submeridional streichenden Gangsystemen
verbreitet und schleppt nicht selten in die übrigen
Strukturen ein. Sie stellt die primäre Uranerz-
Formation dar und wird durch nachfolgende hydro-
thermale Prozesse intensiv überprägt. Die Gang-
mächtigkeit liegt gewöhnlich im dm-Bereich.
Hauptmineral der kku-Formation ist Quarz, der in zwei
Varietäten auftritt (M
ATÛŠIN et al. 1988). Als ältere Bil-
dung ist rotbrauner kryptokristalliner Quarz (Horn-
stein) in Salbandnähe zu beobachten, wo er gelegent-
lich von Adular-Rhomboedern und hellgrünem Fluorit
begleitet wird. Von einigen Autoren wird diese Assozi-
ation in neuerer Zeit in eine selbständige Formation,
die Folgengruppe qhm (K
USCHKA 1972) eingeordnet.
Wiederholt wurden Gangabschnitte dokumentiert, die
nahezu vollständig durch Hornstein ausgefüllt waren.
Besonders auffällig ist sein Auftreten im Gang
„Schildbach“, wo er faktisch in allen Aufschlüssen be-
obachtet wurde.
Die zweite Quarzmodifikation ist der sogenannte
Kammquarz, ein Aggregat parallel verwachsener
41

image
image
kurzprismatischer
Kristallindividuen. Er bildet meist bis
zu 2 cm mächtige Krusten direkt am Salband der
Gänge oder um Hornstein bzw. Quarzbruchstücke der
älteren Gangformationen.
An der Basis zeigt sich auch hier eine schmale Zone
feinkörniger Struktur, in der die geometrische Auswahl
der Kristallkeime erfolgte. Häufig lassen sich schon
bei makroskopischer Untersuchung mehrere Aus-
scheidungsrhythmen erkennen. Für Hämmerlein be-
schrieb M
ALYŠEV (1974) bis zu drei Rhythmen von
Kammquarz oder von aufeinanderfolgenden Fluorit-
Kammquarz-Absätzen.
Farblich zeigt der Kammquarz Übergänge von farblos
über weiß, milchig-trüb und rötlich bis hin zu bräun-
lich-schwarz. Vereinzelt ist er als Amethyst, Bergkris-
tall oder Rauchquarz ausgebildet.
Als verbreitete Bildung tritt hellgrüner bzw. bläulich bis
violett gefärbter Fluorit auf, der entweder rhythmische
Wechsellagerungen mit Kammquarz bildet, die jeweils
mit Fluoritabsätzen beginnen, oder aufgewachsen auf
Quarz in grobkristalliner Form (Würfel, selten Okta-
eder oder Rhombendodekaeder) erscheint. Allgemein
sind die intensiver gefärbten Fluoritaggregate in der
Gangmitte zu beobachten. Dunkelviolette bis schwar-
ze Fluorite (Stinkspat) assoziieren räumlich mit der
Uranvererzung.
Calcit ist aus den westerzgebirgischen Uranlagerstät-
ten als paragenetischer Begleiter der Uranpechblende
bekannt. Im Lagerstättenraum ist er relativ schwach
verbreitet. Selten findet man ihn in derben Massen in
der Gangmitte oder in Form von skalenoedrischen
Kristallen, die meist einen Überzug von Hämatit auf-
weisen.
Abb. 2-37: Rhythmisch gebaute Kammquarz-Aggre-
gate (Q
1
-Q
7
) mit aufgewachsener Pech-
blende (Pbl), die von Calcit (C) und Do-
lomit (D) verdrängt wird; +120 m-Sohle,
Strecke 333 bei 49,5 m;
Bildbreite 16,6 mm
Die Pechblende der kku-Formation zeichnet sich
durch ihren starken pechartigen Glanz aus. Sie bildet
mehrere cm starke Krusten auf Kammquarz oder nie-
rig-traubige Aggregate im Calcit. Diese Aggregate be-
sitzen entweder schaligen Aufbau oder sie liegen als
Sphärolithe vor. Im mikroskopischen Bild zeigen sie
charakteristische Schwundrisse und kataklastische
Durchtrümerungen, die durch Calcit, Löllingit und Sul-
fide ausgefüllt werden (s. Abb. 2-39 bis 2-41) Verbrei-
tet sind auch rhythmische Abscheidungen von Pech-
blende und Fluorit bzw. Calcit der kku-Formation
(M
ATÛŠIN et al. 1988).
Abb. 2-38: Rhythmische Quarz-Fluorit-Abscheidung
am Salband; Strecke 7601 bei 10 m;
Bildbreite 9,8 mm
Coffinit bildet kleine, unregelmäßig geformte Körner
oder radialstrahlige Verwachsungen gestreckter tetra-
gonaler Kriställchen in der Nähe von Pechblendeag-
gregaten, die er ebenso entlang von Rissen und Mik-
roklüften verdrängt. In Hämmerlein wurden auch
rhythmische Pechblende-Coffinit-Absätze beobachtet
(M
ATÛŠIN et al. 1980). Der Coffinitanteil liegt allgemein
im Vergleich zur Pechblende unter 5 %.
In Schwundrissen der Pechblende finden sich häufig
kleinste Sulfid-Aggregate, zumeist Pyrit, seltener
Sphalerit und Chalkopyrit. M
ALYŠEV (1974) vermerkt
am Ende der Kammquarzbildung das vereinzelte Auf-
treten von „frühen“ Co-Ni-Arseniden und von
Clausthalit.
In den verbliebenen Hohlräumen des Ganges können
die jüngeren Bildungen der kku-Formation, wie Baryt,
Gips, Anhydrit und Apophyllit, in unbedeutenden
Mengen auskristallisieren. Speziell Baryt und Anhydrit
werden nachfolgend häufig durch Quarz der postva-
riszischen biconi-Formation verdrängt.
42

image
image
image
image
image
Abb. 2-39: Mehrere Pechblendegenerationen
(Pbl
1
-Pbl
3
) mit Quarz (Q) der kku-Forma-
tion werden von Calcit (C) und Sulfiden
(S) verdrängt; Strecke 1312 bei 10 m;
Bildbreite 2,4 mm
Abb. 2-40: Pechblende umkrustet Calcit und wird
von ihm verdrängt; Querschlag 9015
bei 697 m; Bildbreite 0,6 mm
Der
postvariszische Mineralisationszyklus
wird
durch die Abscheidung der
mgu-Formation
eröffnet.
Dabei kommt es zur Aktivierung der herzynisch bis
submeridional orientierten Bruchstrukturen, die in der
Regel mit Bildungen der kku-Formation belegt sind.
Die mgu-Formation stellt eine hydrothermal-
metasomatische Überprägung der Uranerzgänge dar
(MATÛŠIN et al. 1988).
Dabei erfolgt eine weitgehende Aufarbeitung des
Ganginhaltes. Quarz und Hornstein werden katakla-
siert; Bruchstücke werden partiell aufgelöst. Das geht
einher mit einer nahezu vollständigen Verdrängung
des kku-Calcits durch Magnesium-Karbonate (s. Abb.
A6-8). Mineralogisch handelt es sich um Ca-Mg-Fe-
Karbonate mit wechselnden Kationenverhältnissen,
also um Mischkristalle der Dolomit-Ankerit-Reihe.
Abb. 2-41: Grobkörnige Pechblendeaggregate (Pbl)
werden von Fluorit (F), Coffinit (Cf) und
Löllingit (L) verdrängt; +120 m-Sohle,
Strecke 325 bei 94 m; Bildbreite 1,2 mm
Ihre Färbung variiert von gelblich-weiß über rosa bis
fleischrot, je nach Gehalt an feindispersem Hämatit.
Die intensive Rotfärbung gilt als lokaler Indikator für
benachbarte Uranerzkonzentrationen. Rosa gefärbte
und rote Karbonate bilden oft eine Art Aureole um die
Uranerzlinsen.
Die Form der verdrängten Calcitskalenoeder wird oft
durch reliktische Hämatitsäume konserviert, die in der
dolomitischen Gangmasse eingeschlossen sind. In
kleineren Drusenräumen finden sich rhomboedrische
Dolomitkristalle, die häufig treppenartig miteinander
verwachsen sind.
Unter dem Einfluss der hydrothermalen Lösungen
vollzog sich auch die weitgehende Umlagerung der
Uranvererzung. Die Pechblende wurde dabei in star-
kem Maße aufgelöst und in Form derber eingespreng-
ter Massen neu abgeschieden. Häufig enthalten diese
Aggregate im Zentrum eingeschlossene Relikte von
kku-Pechblende, die nicht der Auflösung unterlag.
Kompakte nierig-traubige Aggregate sind selten.
Pechblende der mgu-Formation zeichnet sich im Ver-
gleich mit kku-Pechblende durch kleinere Sphärolite
mit geringerem Reflexionsvermögen aus (M
ATÛŠIN et
al. 1988). Beim direkten Vergleich fällt auch die grün-
lich-schwarze Färbung der mgu-Pechblende auf. Cof-
finit ist analog zur kku-Formation entwickelt.
Ständiger Begleiter des Dolomits ist Chalkopyrit in
Form eingesprengter oder aufgewachsener Kristalle
bis etwa 1 cm Größe. Pyrit tritt in der Verbreitung
deutlich zurück.
Die Aufarbeitung des Ganginhaltes erfasste auch den
Fluorit, der meist in der Nähe der Uranvererzung zum
erneuten Absatz kam. Hier bildet er körnige Aggrega-
te oder zonar gebaute Kristalle mit violetter bis
43

image
image
image
schwarzer
Färbung (Stinkspat).
Als mineralogische Seltenheit fanden sich auf der
+120 m-Sohle im Gangsystem „Friedrichsbach“ in ro-
ten Dolomit-Ankerit eingewachsene Selenide. Neben
dem makroskopisch erkennbaren Clausthalit dürften
auch Cu-Ag-Selenide aufgetreten sein.
Als jüngste Bildung der mgu-Formation ist Calcit mit
säuligem oder flachrhomboedrischem Habitus anzu-
sehen, der kleine Drusen ausfüllt.
Die Bildung der
biconi-Formation
erfolgte als Aktivie-
rung der uranführenden Gangstrukturen oder in selb-
ständigen Gängen. Die Mineralisation ist in Form von
Linsen mit Mächtigkeiten bis maximal 50 cm auf her-
zynisch, submeridional, SW-NO und W-O streichen-
den Strukturen anzutreffen.
Abb. 2-42: Ankerit hat Fluorit bei Erhaltung von
Kammquarz vollständig verdrängt;
Strecke 209 bei 7 m; Bildbreite 14 cm
Das häufigste Mineral ist milchig-weißer bis gelblicher
Ankerit, der fein- bis mittelkörnige Massen oder Ver-
wachsungen verzerrter rhomboedrischer Kristalle bil-
det (M
ALYŠEV 1974). Daneben trifft man grünlich-
gelben Siderit, häufig aufgewachsen auf Ankerit, an.
Er bildet feinkörnige Massen oder Kristalle mit
flachrhomboedrischem Habitus.
Die übrigen Karbonate treten in ihrer Häufigkeit zu-
rück. Dolomit und Calcit sind meist die jüngsten Bil-
dungen der biconi-Formation. Dolomit zeigt weiße bis
hellgraue Färbung und bildet treppenförmig verwach-
sene rhomboedrische Kristalle. Calcit ist farblos, weiß,
rötlich oder schwarz gefärbt. Seine Kristalle zeigen
flachrhomboedrische Formen.
Stark verbreitet tritt Quarz auf, der entweder die cha-
rakteristischen, als „Kastenquarz“ bekannten
Verdrängungspseudomorphosen nach Baryt bildet
oder zuckerkörnige Massen. Als weitere Varietät ist
ein ziegelroter, selten schwarzer Hornstein anzutref-
n.
sind ebenso ver-
reitet wie zonar gebaute Kristalle.
nschlüssen von weiß über
sa bis fleischrot variiert.
fe
Fluorit bildet grobkörnige Massen oder Verwachsun-
gen würfeliger Kristalle. Die Färbung ist sehr variabel.
Gelbe, grüne und violette Varietäten
b
Baryt erscheint, wie beispielsweise im Gang „Kun-
nersbach“ auf der +120 m-Sohle, in Form radialstrah-
lig verwachsener tafliger Kristalle, deren Färbung je
nach Anteil von Hämatitei
ro
A
Gemeinsames Wachstum von Baryt
(hellgrau) und Fluorit (schwarz) mit fe
Pyritimprägnation (kleine schwarze
Körner); Strecke 106
b
bei 400 m
bb. 2-43:
iner
;
Bildbreite
4,2 mm
rm in Verwachsung mit kubischen Diarseni-
en auf.
Strecke 921
A
lock 0985) auf der +120 m-Sohle.
usgebildet, selten findet es sich in kristalliner Form.
ngetroffen und abge-
aut (s. Abb. A6-10 und A6-11).
Die Erzminerale,
überwiegend Arsenide und gediege-
ne Elemente, finden sich als eingesprengte Massen in
den Gangarten. In kristalliner Form wurden kubische
Diarsenide (Chloanthit-Smaltin) und Löllingit angetrof-
fen. Safflorit, Nickelin und Rammelsbergit treten in
derber Fo
d
Gediegen Arsen bildet körnige Massen oder schalige
Aggregate, die als „Scherbenkobalt“ bezeichnet wer-
den. Bedeutende Vorkommen waren die Schleppung
Gang „Schildbach“/„Gang Luchsbach“ auf der Stolln-
sohle (hier mit Proustit) und der Gang
(B
Gediegen
Wismut tritt eingewachsen in Hornstein
oder Fluorit auf. Bisweilen ist es als „Federwismut“
a
Gediegen Silber der biconi-Formation bildet dendriti-
sche Aggregate in derben Massen von gediegen Ar-
sen. Ein spektakuläres Silbervorkommen wurde im
bereits erwähnten Block 0985 a
b
44

image
image
image
image
image
Abb. 2-44: Rhombische Arsenide in einem Baryt-
Karbonat-Gang; Strecke 1204 bei 9 m;
Bildbreite 0,6 mm
Abb. 2-45: Zonar gebaute Skutteruditkristalle (Sk)
mit etwas Löllingit (L), aufgewachsen auf
Safflorit-Rammelsbergit (S+R);
Feld-Strecke 9202 bei 290 m;
Bildbreite 1,2 mm
Uranvererzung in Form von Pechblende, Uran-
schwärze und Coffinit ist innerhalb der biconi-
Formation auf überprägte Gangintervalle der kku-
bzw. mgu-Formation beschränkt. Die Uranerze der
beiden älteren Gangformationen werden dabei aufge-
löst und meist an Ort und Stelle erneut ausgeschie-
den. Die Pechblende ist dann weich, erdig bis rußartig
ausgebildet und geht in Uranschwärze über.
Als jüngste Bildungen sind neben Calcit gewöhnlich
Sulfide in geringen Mengen anzutreffen. Unter ihnen
sind Pyrit und Galenit am stärksten verbreitet.
Erwähnenswert ist ein Vorkommen von derben Chal-
kopyritmassen mit Bornit und Fahlerz (Tennantit?) in
weißem, körnigem Quarz vom Gang „Kunnersbach“
auf der +120 m-Sohle.
Mit wenigen Fundpunkten in einigen großen Gang-
strukturen ist die
ags-Formation
nur unterdrückt und
lokal ausgebildet. Die Vorkommen sind in unmittelba-
rer Nähe von Gangintervallen mit Mineralisation der
biconi-Formation entwickelt, deren Erzsubstanz teil-
weise umgelagert wird. Markante Fundpunkte waren
die Schleppung Gang „Schildbach“/„Gang Luchsbach“
auf der Stollnsohle, das Gangsystem „Schildbach“ auf
der +180 m-Sohle im „C“-Paket und die NW-Flanke
auf der +120 m-Sohle (Strecken 921
A
und 924).
Als Gangart überwiegt weißer bis farbloser Calcit, der
in der Regel kleine Kristalle oder spätige Massen bil-
det (M
ATÛŠIN et al. 1980). Quarz tritt dagegen etwas
zurück. Er ist in schaligen Aggregaten, feinkörnig oder
kristallin anzutreffen.
Die Erzminerale sind gediegen Silber, Arsen und
Wismut, Sulfide sowie Sulfarsenide. Meist bilden sie
körnige Aggregate im Calcit und Quarz, oder sie kris-
tallisieren in Drusenräumen. Häufigstes Erzmineral ist
Pyrit-Markasit, der sowohl kristallin als auch in erdigen
Massen („Leberkies“) beobachtet wurde.
Relativ häufig sind Proustit und Argentit-Akanthit. Ge-
legentlich tritt gediegen Silber als „Haarsilber“ oder
„Fadensilber“ auf. Die Vorkommen von Pyrargyrit und
Bismuthinit sind sehr zerstreut. Gediegen Arsen ist
erdig ausgebildet, und gediegen Wismut kann Kristal-
le bilden.
Abb. 2-46: Proustit (Pr) mit gediegen Arsen (As),
Calcit (C) und Quarz (Q); Sohle +120 m,
Umfahrung Blindschacht 1;
Bildbreite 2,4 mm
Seltene Funde von Argentopyrit, Sternbergit, Stepha-
nit und Dyskrasit sind nur durch wenige Einzelproben
belegt. M
ATÛŠIN et al. (1980) erwähnen einen Einzel-
fund von Realgar mit gediegen Arsen in Hämmerlein.
45

image
image
Abb. 2-47: Reliktische Silberdendriten, durch Quarz
(Q) und Skutterudit (Sk) verdrängt;
Feld-Strecke 9202 bei 290 m;
Bildbreite 2,4 mm
Die Verbreitung der Fluorit-Baryt-Abfolge (
fl-ba
) ist
auf die Störungssysteme „Kunnersbach“ und „Gang
Luchsbach“ in Tellerhäuser beschränkt. Das Haupt-
mineral ist Fluorit, der in Kristallen oder derben Mas-
sen mit gelblicher bis grüner Färbung auftritt. Farblo-
se, weiße und hellgelbe Fluoritwürfel, die in Beglei-
tung von Barytkristallen vorkommen, verdanken ihre
Entstehung nachfolgender Umlagerung. Baryt er-
scheint meistens in Form gut ausgebildeter Kristalle
mit tafligem oder gestreckt-prismatischem Habitus.
Wegen ihrer intensiven honiggelben Färbung und des
starken Glanzes sind diese Bildungen gesuchte und
von Mineralienliebhabern hoch geschätzte Sammel-
objekte, die den Fundpunkt in den 1980er Jahren
weltweit bekannt gemacht haben (s. Abb. A6-15 und
A6-16 sowie Titelbild).
Quarz bildet mm-große weiße bis farblose Kristalle
oder feinkörnige Massen.
Als Erzmineral ist nur Chalkopyrit regelmäßig anzu-
treffen. Er bildet Imprägnationen im Fluorit oder kleine
Kristalle in Drusenräumen. Die übrigen Sulfide wie
Sphalerit, Pyrit, Galenit oder Bismuthinit sind von Ein-
zelfunden bekannt.
Die im Lagerstättenraum verbreiteten geringmächti-
gen Calcitgänge und -trümer, die manchmal etwas
Pyrit führen, werden schematisch zur sog.
k-Forma-
tion
zusammengefasst. Wahrscheinlich handelt es
sich jedoch um Bildungen der bereits beschriebenen
Abfolgen in atypischer Fazies.
Eine Oxidationszone ist wegen der mächtigen Über-
deckung des Lagerstättenbereichs nicht ausgebildet.
Trotzdem sind in den Hauptgängen einige Minerale
aufgetreten, die auf eine sporadische Einwirkung oxi-
dierender Wässer schließen lassen. So wurden im
„Gang Luchsbach“ auf der +300 m-Sohle Co-Ni-
Arsenide mit Beschlägen von Annabergit und Erythrin
festgestellt. Chalkopyrit vom selben Gang weist Mala-
chitüberzüge auf, und wahrscheinlich waren noch wei-
tere sekundäre Kupferminerale vertreten. Gang „Kun-
nersbach“ führte auf der +240 m-Sohle Chlorargyrit.
Ebenfalls auf der Sohle +240 m wurde Johannit be-
obachtet, während weitere Verwitterungsprodukte der
Pechblende nicht untersucht wurden.
Gangtypen
Die beschriebenen Gangformationen sind nicht
gleichmäßig in allen Gängen entwickelt. Auf die Be-
ziehungen von räumlicher Orientierung und Charakter
der Mineralisation wurde bereits bei der Beschreibung
der Bruchtektonik (siehe 2.4.2) verwiesen.
Die Analyse der mineralogischen Kartierung zeigt,
dass in den Uranerzgängen der Lagerstätte Teller-
häuser die Paragenesen der kku- und biconi-
Formation am weitesten verbreitet sind.
Mächtige und aushaltende Gänge weisen eine kom-
plizierte Mineralisation auf, die aus einander überprä-
genden Mineralkomplexen mehrerer Formationen be-
steht. In kleineren Gängen, Trümern und Apophysen
der Hauptstrukturen sind dagegen häufig nur Bildun-
gen eines Mineralisationsstadiums nachweisbar.
Für die Lagerstätte Hämmerlein ist allgemein eine
Dominanz von Quarz-Fluorit-Gängen der kku-
Formation zu konstatieren, die vorrangig innerhalb
des Skarnlagers abschnittsweise Karbonatmineralisa-
tion führen.
Bauwürdige Uranerze wurden in Gängen bzw. Gang-
intervallen mit Mächtigkeiten über 5 cm und mit über-
wiegender Entwicklung von kku- und mgu-Formation
angetroffen.
Die einzelnen Gänge zeigen deutliche Unterschiede in
Bezug auf die vorherrschenden Begleitminerale in den
Uranerzen. Es lassen sich Quarz-, Quarz-Karbonat-
und gemischte Quarz-Baryt-Fluorit-Karbonat-Pech-
blendegänge unterscheiden
(MATÛŠIN et al. 1988).
Quarz-Pechblendegänge
sind vor allem in den
Hauptstrukturen wie „Schildbach“ und „Kunnersbach“
entwickelt. Sie beinhalten beträchtliche, qualitativ
hochwertige Uranvorräte. Die Länge der Erzintervalle
erreicht in einigen Fällen, wie auf Gang „Schildbach“,
mehrere hundert Meter.
Der Ganginhalt besteht aus brekziiertem Quarz der q-
bzw. kb-Formation, Hornstein und Pechblende, Ne-
bengesteinsbrekzien und Letten. In untergeordneter
Menge sind Kammquarz, Fluorit und Karbonate ver-
treten. Außerhalb der Erzintervalle gestaltet sich die
Mineralisation abwechslungsreicher, da die postvaris-
zischen Formationen stärker entwickelt sind. Örtlich
werden diese Gänge vollständig durch tektonisches
Material ausgefüllt.
46

Quarz-Karbonat-Pechblendegänge
sind zumeist in
NW-SO bis NNW-SSO streichenden Strukturen klei-
neren bis mittleren Ausmaßes anzutreffen. Dieser
Gangtyp führt Uranvorräte mit durchschnittlichen bis
guten Parametern nach Qualität und Quantität. Die
Mineralisation setzt sich aus Bildungen der kku- und
mgu-Formation zusammen. Die Hauptbestandteile
sind Dolomit und Kammquarz, der gewöhnlich in Form
brekziierter Relikte in Salbandnähe anzutreffen ist. In
den Erzintervallen wird der Mineralbestand durch
Pechblende, Hämatit, Hornstein, Coffinit und Fluorit
sowie Spuren von Sulfiden ergänzt. Außerhalb der
Erzintervalle geht der Anteil von Kammquarz und Do-
lomit zurück. Die Mineralisation besteht hier überwie-
gend aus „altem“ Quarz und Karbonaten der biconi-
Formation.
Gemischte
Quarz-Baryt-Fluorit-Karbonat-Pechblen-
degänge
sind vergleichsweise wenig verbreitet. In ty-
pischer Ausbildung wurden sie auf Großstrukturen wie
„Gang Luchsbach“ und „Kunnersbach“ beobachtet, wo
sie einzelne Linsen mit einer Erstreckung bis ca.
100 m bilden können. Die geringen Uranvorräte dieser
Gangabschnitte sind qualitativ geringwertig und selten
bauwürdig. Die Pechblende tritt in Assoziation mit
Quarz, Stinkspat, Rotbaryt, Dolomit oder anderen
Karbonaten auf. Der Anteil der einzelnen Gangarten
ist dabei sehr variabel.
2.5.3.2 Hydrothermale Nebengesteins-
veränderungen
Die Nebengesteine entlang der Gänge weisen im La-
gerstättenraum intensive hydrothermale Veränderun-
gen auf. Diese Alterationshöfe lassen sich mit Mäch-
tigkeiten von einigen cm bis maximal 1-1,5 m über die
gesamte Erstreckung der Gangstrukturen verfolgen.
Äußerlich sind sie als Bleichungszonen oder durch in-
tensive Rotfärbung der Gesteine gekennzeichnet.
Häufig ist am Salband eine mehrere cm mächtige
Quarzhülle entwickelt.
Durch die hydrothermale Überprägung erfolgten tief-
greifende Veränderungen im Mineralbestand der Ne-
bengesteine. Besonders auffällig ist dabei die große
Vielfalt der Neubildungen. Die Ursache dafür ist im
Auftreten unterschiedlichster Gesteinsvarietäten, in
der Intensität verschiedener Prozesse postmagmati-
scher Überprägung (Verskarnung, Albitisierung,
Vergreisenung) und in der mehrphasigen Aktivierung
der Hydrothermalsysteme zu suchen. Die Anfälligkeit
für hydrothermale Veränderungen ist bei verschiede-
nen Ausgangsgesteinen unterschiedlich und nimmt in
folgender Reihe ab: Skarne - Skarnoide (Erlane) -
Glimmerschiefer - Gneise (M
ALYŠEV & VLASOV 1975).
Die petrographischen Untersuchungen an den Altera-
tionszonen zeigten Befunde, die den Verhältnissen
der Lagerstätte Schlema-Alberoda ähneln. Wegen der
weitgehenden Analogien in der hydrothermalen
Gangmineralisation der beiden Objekte sind auch
gleichartige Prozesse der Nebengesteinsveränderung
zu vermuten. Dabei sind ein älteres Hydroglimmer-
Karbonat-Stadium, das zeitlich mit der Ausscheidung
der kku-Formation parallelisiert wird, und ein jüngeres
Chlorit-Karbonat-Stadium, das mit dem Absatz der
mgu-Formation in Verbindung steht, zu unterscheiden
(S
OKOLOVA 1966).
Durch die ältere Überprägung kommt es bei ausrei-
chender SiO
2
-Verfügbarkeit zunächst zur Bildung ei-
nes Quarzsaumes in unmittelbarer Nähe des Salban-
des. In größerem Abstand zum Gang werden die
Feldspäte in Adular oder in Quarz-Serizit-Aggregate
umgewandelt. Aus den Skarnmineralen (Pyroxene
und Amphibole) bilden sich hier Chlorit und Mg-Fe-
Karbonate.
Durch das jüngere Alterationsstadium werden die Se-
rizit-Chlorit-Metasomatite nochmals überprägt. Dabei
erfolgen eine intensive Karbonatisierung aller Kompo-
nenten und eine Freisetzung von Eisen aus den Chlo-
riten, die damit Mg-reicher werden (Übergang zur
Pennin-Reihe). Als Neubildungen sind Karbonate
(Calcit, Dolomit, seltener Ankerit) und Hämatit, fein-
nadelig in Chlorit eingewachsen, zu beobachten.
Entsprechend der Zusammensetzung des Aus-
gangsmaterials werden Skarne durch vollständige
Verdrängung von Pyroxenen und Amphibolen in Chlo-
rit-Karbonat-Metasomatite umgewandelt. Während
Epidot-Zoisit und vor allem Granat kaum anfällig für
diese Alterationen sind (M
ALYŠEV & VLASOV 1975),
werden eingeschlossene Anreicherungen von Magne-
tit oder Pyrit intensiv hämatitisiert.
In Glimmerschiefern rekristallisiert Quarz mit mosaik-
artigen Strukturen, und Muskovit wird durch Serizit-
Hydroglimmer-Aggregate verdrängt (T
OKAREV et al.
1975). Feldspäte gehen in Adular oder Serizit über;
aus Biotit entsteht Chlorit. Bei intensiver Entwicklung
des jüngeren Alterationsstadiums ist die Bildung von
Hämatit und Karbonaten zu verzeichnen.
In Erlanen überlagern sich die für Skarne und Glim-
merschiefer beschriebenen Alterationen.
In graphitischen Glimmerschiefern wurden die Bildung
von Quarz-Serizit-Aggregaten und die Verringerung
des Kohlenstoffgehaltes (bis zu seinem völligen Feh-
len) beobachtet.
Am wenigsten anfällig für die Alterationsprozesse zei-
gen sich Muskovitgneise, in denen analoge Mineral-
neubildungen wie in den Glimmerschiefern, jedoch mit
deutlich geringerer Intensität festgestellt wurden (M
A-
LYŠEV
& VLASOV 1975).
Zusammenfassend ist festzustellen, dass bei den hy-
drothermalen Alterationen eine allgemeine Zufuhr von
CO
2
erfolgt, während für Calcium, Magnesium und Ei-
47

image
48
sen entweder Verluste (bei Skarnen) oder ein Eintrag
(bei Glimmerschiefern) zu konstatieren sind (T
OKAREV
et al. 1975). Die Stoffverschiebungen zwischen Gang-
inhalt und Nebengestein laufen somit in Abhängigkeit
von der Zusammensetzung der Hydrothermen und
Nebengesteine sowie räumlich und zeitlich differen-
ziert ab.
Abb. 2-48: Metasomatische Gesteinsumwandlungen entlang tektonischer Störungen und kleiner SW-NO
streichender Klüfte nach T
OKAREV et al. 1975
(1 - Glimmerschiefer, 2 - Gneise; 3 - Quarz- und Quarz-Sulfid-Gänge; 4 - gebleichte Skarnoide; 5 - Feldspatisierung;
6 - Amphibolisierung; 7 - chloritisierte Amphiboltrümer mit Streichen und Einfallen; 8 - Axinittrümer)
2.5.3.3 Mineralogisch-geochemische
Spezialuntersuchungen
Durch Einschlussuntersuchungen an Gangarten aus
verschiedenen Formationen wurden Erkenntnisse
über die Bildungsbedingungen der hydrothermalen
Gangmineralisation gewonnen. Zur Bestimmung der
Bildungstemperatur wurde das bekannte Verfahren
zur Homogenisierung von mehrphasigen Einschlüs-
sen durch Erhitzen angewendet. Die gemessenen
Homogenisierungstemperaturen dürften mit einiger
Genauigkeit den Temperaturen der mineralbildenden
Hydrothermen entsprechen. Die Ergebnisse der Mes-
sungen sind Tabelle 2.2 zu entnehmen.
Durch die Untersuchungen konnten die vermuteten
hohen Bildungstemperaturen für die q- und kb-
Formation bestätigt werden.
Die Uranerzbildung erfolgte in einem niedrigeren
Temperaturbereich (60-140 °C, hauptsächlich: 100-
130 °C). Die Bildungstemperatur des Kammquarzes
konnte nicht eindeutig bestimmt werden. Die extre-

Tab. 2.2.:
Ergebnisse von Einschlussuntersuchungen an Gangarten (aus M
ATÛŠIN et al.1988)
Formation
Mineral
Anzahl der Messungen
Homogenisierungstemperatur
°C
q und kb
Milchquarz
5
340-430
Kammquarz
10
60-420
Calcit
4
65-110
Fluorit (violett)
15
90-140
kku
Baryt (tafelig)
2
130
mgu
Dolomit (rosa)
1
140
Ankerit (weiß)
1
120
biconi
Quarz (drusig)
3
< 60
Fluorit (gelb)
3
105-130
fl-ba
Baryt (gelb, drusig)
3
< 60
ags und k
Calcit
2
< 60
men Schwankungen der Homogenisierungstempera-
tur lassen auf ein gestörtes Gleichgewicht im Hydro-
thermalsystem schließen. Zuverlässigere Resultate
(mit 140 °C) lieferte eine Serie gleichartiger Ein-
schlüsse in violettem Fluorit, der in Paragenese mit
Kammquarz auftritt. Diese Werte werden durch die
Messungen an Baryt und Calcit, den jüngeren Bildun-
gen der kku-Formation, gestützt.
Die Einschlüsse von Dolomit und Ankerit der mgu-
bzw. biconi-Formation zeigen ähnliche Homogenisie-
rungstemperaturen wie der kku-Fluorit. Hierdurch wird
auch die Vorstellung gestützt, dass die Umlagerung
der Pechblende unter ähnlichen Bedingungen erfolgte
wie ihr primärer Absatz durch die kku-Formation.
Die niedrigeren Temperaturen (< 60 °C) für Ein-
schlüsse in Calcit der ags- und k-Formation sowie in
umgelagertem Baryt (fl-ba) deuten auf telethermale
Bildungsbedingungen hin.
Problematisch ist die Deutung der Homogenisierungs-
temperatur der Einschlüsse im biconi-Quarz und im fl-
ba-Fluorit. Möglicherweise handelt es sich bei dem
gelben Fluorit um eine Bildung der biconi-Formation,
für die eine Temperatur von 105-130 °C absolut plau-
sibel erscheint. Auch die Einstufung des „drusigen
Quarzes“ in die biconi-Formation muss kritisch über-
prüft werden.
Durch kryometrische Untersuchungen an Fluorit und
Quarz der kku-Formation wurden die Einschlüsse als
SO
4
2-
-HCO
3-
-Na
+
-Lösungen mit Konzentrationen von
1-3 Masse-% bestimmt. Gelber Fluorit (fl-ba-Abfolge)
enthielt Cl
-
-Ca
2+
-Mg
2+
-Lösungseinschlüsse mit einer
Konzentration von 20 Masse-%.
Seit 1985 wurden von sowjetischen Mineralogen
mehrfach Proben für die absolute Altersbestimmung
der Uranerze aus der Lagerstätte Tellerhäuser ent-
nommen. Die Ergebnisse der Datierungen sind jedoch
weder in Veröffentlichungen noch in betriebsinternen
Dokumenten aufzufinden. Wegen der Übereinstim-
mungen in den Mineralisationsverhältnissen mit der
Lagerstätte Schlema-Alberoda und anderen Uranla-
gerstätten des Westerzgebirges sind auch Analogien
in der Altersstellung der Uranvererzung zu vermuten.
Als primär uranführende Gangformation ist die kku-
Formation anzusehen, deren Alter durch verschiede-
ne Autoren anhand von Altersdatierungen an Pech-
blenden mit 275-280 Mio Jahren bestimmt wurde. Die
nachfolgenden Mineralisationsstadien führten zur Um-
lagerung der Uranerze. Die Datierungen an Pech-
blenden der mgu-Formation ergaben Alter zwischen
140 Mio Jahren und 160 Mio Jahren, während die
Pechblende-Datierungen an Probenmaterial der bico-
ni-Formation Werte von 90-100 Mio Jahren lieferten
(S
CHUPPAN et al. 1994). Die jüngsten Pechblende-
Umlagerungen, deren Alter im Raum Schlema und
Johanngeorgenstadt mit 5-16 Mio Jahren bestimmt
wurde, können sporadisch in Bildungen der ags-
Formation auftreten.
3 Spezielle Lagerstätten-
beschreibung
3.1 Allgemeines
Die wesentlichste Besonderheit des Lagerstätten-
komplexes Hämmerlein-Tellerhäuser ist die hier aus-
gebildete räumliche Überlagerung einer stratiformen,
d. h. an Skarnlager gebundenen zinnbetonten Bunt-
metallvererzung durch eine hydrothermale Uran-
Gangvererzung. Dieses räumliche Zusammentreffen
zweier doch recht unterschiedlicher Vererzungs- bzw.
Lagerstättentypen ergibt sich aus den besonderen
49

geologischen
Verhältnissen in diesem Gebiet. Die
Ausbildung einer stratiformen Vererzung mit Zinn u. a.
ist an Horizonte kristalliner Schiefer mit wesentlichen
Anteilen metakarbonatischer Einlagerungen gebun-
den, die von Graniten des Westerzgebirgischen
Teilplutons unterlagert werden. Gesteinskomplexe mit
metakarbonatischen Einlagerungen stellen ebenso
wie solche mit kohlenstoffführenden Schiefern oder
Amphiboliten dort günstige Nebengesteine für die
Ausbildung einer hydrothermalen Uran-Gangverer-
zung dar, wo diese Gesteine im Kontakthof oben ge-
nannter Granite von NW-SO und anders streichenden
mineralisierten tektonischen Störungen möglichst in-
tensiv durchsetzt werden. Die zinnführenden Skarnla-
ger sind also ein Teil der höffigen Nebengesteine für
die Uranerzgänge dieses Gebietes. Insgesamt wurde
hier eine ganze Reihe solcher Abschnitte des geologi-
schen Gesamtprofils mit Wechsellagerungen günsti-
ger Nebengesteine festgestellt, die als „produktive“
Pakete bezeichnet werden. In diesen Nebengesteinen
ist in der Lagerstätte Tellerhäuser ein ganzes Bündel
von Uranerzgängen ausgebildet. In Hämmerlein hin-
gegen ist die Dichte tektonischer Strukturen bzw. des
Gangnetzes bedeutend geringer und nur ein einziges
„produktives“ Gesteinspaket in Form des Skarnlagers
„Hämmerlein“ vorhanden, eine Uranvererzung des-
halb hier auch nur schwach entwickelt.
Die beiden unterschiedlichen Vererzungstypen be-
dingten natürlich auch unterschiedliche Methoden der
Untersuchung, Bemusterung, Vorratsberechnung und
letztlich der Gewinnung und Verarbeitung. Deshalb
werden im Weiteren auch Uran-Gangvererzung und
schichtgebundene Vererzung (z. T. noch nach Einzel-
rohstoffen differenziert) getrennt beschrieben. Ent-
sprechend der faktisch bisher erreichten Bedeutung
wird dabei jeweils mit der Uranvererzung begonnen.
Die getrennte Beschreibung entsprechend den unter-
schiedlichen Vererzungstypen führt angesichts deren
Überlagerung zwangsläufig zu einigen Wiederholun-
gen von Fakten bzw. Zusammenhängen, die nach un-
serer Meinung aber für das Verständnis der Lagerstät-
tensituation und der Erkundungsgeschichte durchaus
hilfreich sind.
3.2
Lokalisation der Uranvererzung,
erzkontrollierende Faktoren
3.2.1
Verbreitung der Uranvererzung im
Lagerstättenraum
Grundlegende Erkenntnisse über magmatogene, litho-
logische, tektonische und mineralogische Faktoren
der Erzlokalisation, die in anderen westerzgebirgi-
schen Uranlagerstätten gewonnen wurden, finden
sich auch im Raum Hämmerlein-Tellerhäuser bestä-
tigt:
1. Die Uranvererzung ist in ihrer Verbreitung an den
Kontakthof des unterlagernden Granitmassivs ge-
bunden. Oberhalb der +600 m-Sohle geht die
Uranführung stark zurück, wie die Bergarbeiten im
Raum Hämmerlein und im Schleppungsbereich
der Strukturen „Schildbach“/„Gang Luchsbach“ ge-
zeigt haben. Von über Tage gestoßene Bohrungen
haben zwar einzelne tagesnahe Anomalien mit ge-
ringer Intensität angetroffen, jedoch ist hier nicht
mit bauwürdigen Urankonzentrationen zu rechnen.
Beim Hineinsetzen der Gänge in das Granitmassiv
ist das Auskeilen der Uranvererzung zu erwarten.
Die vorhandenen Bohraufschlüsse bestätigen die-
se These.
2. Im Bereich einer möglichen Uranvererzung, der
durch die Kontaktzone vorgezeichnet ist, wird die
Kontrolle der Erzverteilung primär durch den litho-
logischen Faktor ausgeübt. Die Uranvorräte sind
im Bereich der Wechsellagerungen von Gesteinen
mit unterschiedlichen physiko-chemischen Eigen-
schaften konzentriert. Von entscheidender Bedeu-
tung ist dabei das Redox-Potential, das die Fähig-
keit bestimmt, Uranverbindungen aus den zirkulie-
renden hydrothermalen Lösungen durch Reduktion
auszufällen. Als besonders günstige Nebengestei-
ne für die Uranerzfällung werden kohlenstofffüh-
rende Glimmerschiefer und Skarne, speziell
magnetit- und sulfidführende Varietäten, angese-
hen. Ungünstige Eigenschaften sind dagegen bei
hellen Muskovitschiefern und mgn-Gneisen aus-
gebildet.Besondere Erwähnung verdient in diesem
Zusammenhang die Tatsache, dass nicht einzelne
„produktive“ Gesteinslagen zwangsläufig zu maxi-
maler Vererzung führen, sondern vielmehr die en-
ge Wechsellagerung verschiedener Gesteinstypen,
die auch „unproduktive“ Varietäten einschließt.
Diese Tendenz wird durch die Ergebnisse des
Streckenvortriebs eindrucksvoll bestätigt. Der Vor-
trieb von Gangstrecken außerhalb der Skarnlager
traf nur 5-10 % der Gangfläche vererzt an, und
zwar ausnahmslos Armerzintervalle. Innerhalb der
Skarnlager stieg der Anteil der vererzten Gangflä-
che auf 40-65 % (M
ATÛŠIN et al. 1988).
3. Die Rolle tektonischer Prozesse ist speziell für die
Ausbildung des Kluft-Gang-Netzes von entschei-
dender Bedeutung (siehe 3.2.1.1). Doch auch für
die Lokalisation der Uranerzlinsen in der Gangflä-
che sind in vielen Fällen tektonische Besonderhei-
ten verantwortlich. Neben den „klassischen“ Gang-
kreuzen sind Schleppungen, Veränderungen von
Streichen und Einfallen, Anscharungen von
Apophysen oder Bogentrümern, kammerartige
Verdickungen und kreuzende Kluftzonen die auf-
fälligsten Erscheinungen. Die genaue Betrachtung
der Seigerrisse zeigt, dass fast alle Erzlinsen an
morphologisch kompliziert gebaute Gangabschnit-
te gebunden sind. Da diese kleintektonischen
Elemente selten über größere Entfernungen proji-
zierbar sind, konnten sie bei der Betriebserkun-
dung nur bedingt berücksichtigt werden.
50

51
4. Als grundsätzliche Voraussetzung für die Uranerz-
bildung ist der Absatz uranführender hydrotherma-
ler Mineralisationen in den Gängen zu betrachten.
Das Auftreten dieser Gangformationen im Kontakt-
hof des Granites und in größerer Entfernung vom
Granitmassiv ist durch Bergarbeiten und Bohrauf-
schlüsse nachgewiesen. Die bevorzugte Ausfüllung
von NW-SO, NNW-SSO und N-S streichenden
Strukturen ist Ergebnis des zeitlichen Zusammen-
spiels von Öffnungsbewegungen und hydrotherma-
ler Tätigkeit.
3.2.1.1 Kluft-Gang-Netz
Die Erzgänge sind unregelmäßig über den Lagerstät-
tenraum verteilt. Sie stellen auch keine Einzelstruktu-
ren dar, sondern gruppieren sich zu Gangscharen mit
verschiedener räumlicher Orientierung. Die Heraus-
bildung dieses Kluft-Gang-Netzes im Sinne einer la-
gerstättenrelevanten Struktur ist durch das Zusam-
menwirken verschiedener Faktoren (tektonische,
magmatogene, lithologische) bedingt:
1. Die Rittersgrüner Störung, am SW-Rand des La-
gerstättenfeldes verlaufend, verändert durch das
Einkreuzen der Süderzgebirgischen Tiefenstörung
in auffälliger Weise ihre Orientierung. Das „Ein-
schwenken“ der Streichrichtung von 340-345° auf
310-320° bewirkt eine starke Entwicklung des
NNW-SSO und NW-SO orientierten Störungsmus-
ters. Dieser Effekt wird dadurch verstärkt, dass
N-S verlaufende Störungszonen, die aus dem Re-
vier Joachimsthal (Jáchymov) herübersetzen, die-
se Störungen kreuzen. Folglich bietet der Kreu-
zungsbereich dieser drei Störungssysteme optima-
le tektonische Bedingungen für die Lagerstätten-
bildung - eine Vielzahl kleiner und großer Bruch-
strukturen, an denen über längere geologische
Zeiträume hinweg in mehreren Etappen Öffnungs-
bewegungen erfolgten.
2. Ein weiterer Faktor für die Ausbildung des Kluft-
Gang-Netzes ist in der Lage des Granitmassivs zu
suchen. Das Kluft-Gang-Netz ist in der Nähe des
Granitkontakts intensiver entwickelt als in Granit-
ferne. Die Ursache liegt in der Kontaktmetamor-
phose, die umfassende Veränderungen der physi-
ko-mechanischen Eigenschaften der Nebengestei-
ne bewirkte. Biotitisierung von Schiefern und
Verskarnung von Karbonatgesteinen erhöhen die
Sprödigkeit (Kompetenz) und vermindern damit die
Fähigkeit, Spannungszustände durch Gesteinsde-
formationen abzubauen. Folglich wird die Bildung
und Öffnung disjunktiver Strukturen erleichtert und
es kann sich im Gefolge massiver Öffnungsbewe-
gungen in den Hauptstrukturen parallel ein System
von Klüften, kleinen Gängen, Diagonalstrukturen
und Apophysen entwickeln.
3. Der heterogene Bau der Nebengesteine ermöglicht
eine optimale Ausbildung sprödbruchartiger De-
formationen. Bau und Orientierung der dabei ge-
bildeten Bruchstrukturen hängen in starkem Maße
von den durchsetzten Nebengesteinen ab. Intensi-
ve Wechsellagerungen von Gesteinen mit wech-
selnden physiko-mechanischen Eigenschaften, wie
sie in den „produktiven“ Paketen auftreten, bewir-
ken Ablenkungen und Verzweigungen der Störun-
gen. Dadurch ist die Möglichkeit gegeben, dass
sich neben den Hauptstörungen Begleitstrukturen
entwickeln. Einzelstrukturen neigen bei heterogen
gebautem Nebengestein zur Bildung von Gang-
scharen, ohne dabei vollständig aufzutrümern und
auszukeilen. In den Kreuzungsbereichen von Stö-
rungen wird eine Vergitterung der Strukturen er-
möglicht.
Dagegen zeigen sich Störungen in monotonen
Glimmerschiefern außerhalb des Kontakthofes
oder in Phylliten der Thumer Gruppe meist absät-
zig, weniger scharf ausgebildet, kaum mineralisiert
und in Folge geringerer Öffnungsbeträge vollstän-
dig mit mylonitisiertem Nebengestein ausgefüllt.
3.2.1.2 Strukturerzknoten
Aus den Gesetzmäßigkeiten der Erzverteilung im La-
gerstättenraum ergibt sich, dass Uranerzkonzentratio-
nen dort zu erwarten sind, wo NW-SO, NNW-SSO
und N-S streichende Störungszonen in „produktiven“
Paketen verlaufen. Für diese Höffigkeitsgebiete wurde
der Begriff „Strukturerzknoten“ eingeführt. Er bezeich-
net den Kreuzungsbereich von Gangschar und „pro-
duktivem“ Nebengestein (s. Abb. 3-1). Die Struktur-
erzknoten lassen sich über mehrere Sohlen verfolgen.
Sie fallen entsprechend dem allgemeinen Ge-
steinseinfallen flach mit 5-10° in südöstlicher Richtung
ein und laufen wegen der unterschiedlichen Streich-
richtungen der Hauptstrukturen aufeinander zu. Die
Strukturerzknoten des „C“-Paketes vereinigen sich im
Zentralfeld der +120 m-Sohle. Allgemein scheinen alle
Erzknoten mit steigender Teufe, also bei Annäherung
an das Granitmassiv, eine positive Entwicklung zu er-
fahren. Da Teufenaufschlüsse bis in unmittelbare Nä-
he des Granitmassivs fehlen, muss jedoch offen blei-
ben, welche Perspektive diese Bereiche haben.
Von Sohle zu Sohle verändern sich Größe und Form
der Erzknoten in Abhängigkeit von der Morphologie
der Gangstrukturen und vom Bau der „produktiven“
Pakete. Insgesamt lassen sie sich besser verfolgen
als die einzelnen Gänge, deren Zuordnung wegen des
flachen Gesteinseinfallens zu permanenten Unsicher-
heiten führt. Ein weiterer Vorteil ergibt sich aus dem
statistischen Effekt, der aus der Betrachtung der ge-
samten Gangschar folgt und die Überbewertung zufäl-
liger Erscheinungen ausschließt.

image
image
image
Abb. 3-1:
Geologischer Grundriss Sohle +120 m (Tellerhäuser)
Diese praktischen Vorzüge wurden für die Vorrats-
prognose genutzt, indem die prognostischen Vorräte
nach Erzknoten ermittlet wurden. Eine Übersicht über
die Bezeichnung der Strukturerzknoten der Lagerstät-
te Tellerhäuser gibt die folgende Tabelle 3.1.
Tab. 3.1:
Zuordnung der Strukturerzknoten zu den Gangsystemen und den „produktiven“ Paketen
(aus M
ATÛŠIN et al. 1988)
Gangsystem \ Paket
„B“
„A“
„C“
„D“
„H
1
H
2
H
3
Gang Luchsbach
001*
011
101 (101A**)
201
301
311
321
Friedrichsbach
-
-
-
202
302
312
322
Kunnersbach
-
-
-
203
303
313
323
Schildbach
004*
014
104 (104A**)
204 (204A*)
304
314
324
* Teilweise als Erzknoten 601 bzw. 604 geführt
** Strukturerzknoten im SO-Flügel der Tellerhäuser-Brachysynklinale
3.2.2
Erzlokalisation in den Gängen
Die Uranminerale bilden Linsen, Nester und Trümer
innerhalb der mit Gangarten (Quarz, Karbonate, Fluo-
rit, Baryt usw.) ausgefüllten Erzgänge. In einigen sel-
tenen Fällen wurden Gangabschnitte aufgeschlossen,
die nur mit Pechblende und Uranschwärze, begleitet
von Nebengesteinsbruchstücken, ausgefüllt waren.
Bauwürdige Gänge weisen Mächtigkeiten von über
5 cm, meist sogar mehr als 15 cm, auf. Die Mächtig-
keiten der Uranminerale liegen gewöhnlich bei 0,5-
20 cm, können jedoch bis über 1 m erreichen. Die
Projektion der Gänge (Flach- oder Seigerriss) zeigt,
dass die Uranerze als Linsen über die Gangfläche
verteilt sind. Diese werden durch taube Intervalle von-
52

image
image
einander
getrennt. Kleine Linsen mit einer Fläche von
wenigen m² zeigen ovale bis langgestreckte Formen.
Große Linsen, die mehrere hundert m² messen kön-
nen, sind unregelmäßig geformt, jedoch meist in einer
Richtung gestreckt. In dieser Darstellung wird deut-
lich, dass die Erzlinsen in bestimmten Gangbereichen
konzentriert sind. Diese säulen- bis bandförmigen Be-
reiche werden als sogenannte Erzfälle bezeichnet (s.
Abb. 3-2 bis 3-4).
Abb. 3-2:
Seigerrissausschnitt Gang Luchsbach [Gesamtriss als Beilage 2 auf CD]
Abb.3-3:
Seigerrissausschnitt Gang Schildbach I [Gesamtriss als Beilage 3 auf CD]
53

image
Abb. 3-4:
Seigerrissausschnitt Gang Friedrichsbach II [Gesamtriss als Beilage 4 auf CD]
Sie bilden die uranhöffigen Abschnitte der Gänge. Ihr
Verlauf orientiert sich am Einfallen der Nebenge-
steinskontakte oder an Scharungslinien mit anderen
Gangstrukturen. Die Erzfälle sind dort ausgebildet, wo
der Gang durch „produktive“ Gesteine verläuft. Ihre
Breite hängt von der Mächtigkeit des „produktiven“
Paketes ab und kann bis zu 100 m betragen. Ihre
Länge erreicht in den Hauptgängen einige hundert
Meter, vorausgesetzt die lateralen Veränderungen
führen nicht zum Auskeilen der „produktiven“ Gestei-
ne. In einigen großen Gängen wie „Gang Luchsbach“
wurden entlang der „produktiven“ Pakete mehrere
Erzfälle übereinander angetroffen, die nahezu parallel
verlaufen und durch taube Bereiche getrennt sind.
Kleine Gänge und Apophysen weisen oft nur einen
Erzfall auf, der durch die Begrenzung des Ganges
abgeschnitten wird, oder es finden sich nur einzelne
Erzlinsen.
Die Erzfälle sind von großer Bedeutung für die Pla-
nung und Führung der Erkundungs- und Gewin-
nungsarbeiten, da sie im Gegensatz zu den einzelnen
Erzlinsen verlässlich projizierbare Größen darstellen.
So wurden beim Aufschluss neuer Sohlen bekannte
Erzfälle gezielt unterfahren.
3.3
Schichtgebundene Vererzung in den
Skarnlagern
Im Gebiet Hämmerlein-Tellerhäuser sind in den Me-
tamorphiten der Joachimsthaler Gruppe drei Schicht-
komplexe ausgebildet, für die ein hoher Anteil an
Skarn-Metakarbonat-Gesteinen kennzeichnend ist
und in denen eine schichtgebundene zinnbetonte
54

image
Buntmetallvererzung
angetroffen worden ist. Diese
drei Schichtkomplexe werden kurz als Skarnlager be-
zeichnet, womit gemeint ist, dass es sich nicht um ei-
nen mehr oder weniger gleichförmig durchgehenden
Skarnhorizont handelt, sondern um einen skarndomi-
nierten Profilabschnitt mit Einlagerungen von Gnei-
sen, Glimmerschiefern, Marmor usw. Das unterste
davon, das Skarnlager „Hämmerlein“ (bzw. Hämmer-
lein-Lager) weist in der gleichnamigen Lagerstätte ei-
ne Vererzung auf. Die höher folgenden Skarnlager
„Dreiberg“ (bzw. Dreiberg-Lager) und „Breitenbrunn“
(bzw. Breitenbrunn-Lager) führen in der Lagerstätte
Tellerhäuser eine entsprechende Vererzung.
Abb. 3-5:
Geologischer Grundriss Sohle +585 m (Hämmerlein)
3.3.1 Skarnlager „Hämmerlein“
(Lagerstätte Hämmerlein)
3.3.1.1 Aufschlussverhältnisse
Der Aufschluss des Skarnlagers „Hämmerlein“ erfolg-
te auf der Stollnsohle (=Sohle +590 m) mit den zwei
Querschlägen 1 und 2 im Streichen des Lagers mit
2 510 m Gesamtlänge und weiteren 5735 m Stre-
ckenauffahrungen im Streichen und Fallen. Eine zwei-
te querschlägige Auffahrung wurde im Ansteigen des
Skarnlagers aus einem Überhauen 320 m nordwest-
lich der Querschläge 1 und 2 ca. 21 m oberhalb der
Stollnsohle mit 728 m Länge angelegt. Eingefügt sei
hier, dass die Bezeichnung von Auffahrungen als
Querschläge und Strecken oder Feldstrecken in
Hämmerlein und Tellerhäuser aus ihrer ursprüngli-
chen Anlage für die Suche und Erkundung allgemein
NW-SO streichender Uranerzgänge zu verstehen ist.
Im Einfallen, unterhalb der Stollnsohle liegende Teile
des Hämmerlein-Lagers sind über zwei Flachen und
daraus aufgefahrene Querschläge und Strecken auf
den Sohlen +530 m und +500 m aufgeschlossen wor-
den. Aus den auf den Sohlen +590 m und +530 m in
50-60 m Abstand aufgefahrenen Strecken einge-
brachte Kernbohrungen nach oben und unten durch.
das Lager mit Teufen bis zu 170-230 m vervollstän-
digten seinen Aufschluss (zum Erkundungsnetz siehe
7.3.2) auf fast 2 km im Streichen und 1,5 km in Fall-
richtung
Auch die durchgeführten Experimentalabbauarbeiten
auf drei Versuchsblöcken mit Kammer-Pfeiler-Abbau
(siehe 7.4.2) trugen zur Erhöhung des Aufschluss-
und Erkundungsgrades der Lagerstätte bei.
Insgesamt sind zur Erkundung der Zinnvererzung in
der Lagerstätte Hämmerlein 32 000 m Vortrieb,
138 900 m Bohrung und 25 638 m
3
Abbau getätigt
worden. Dazu kommen in diesem Bereich noch
16 272 m Vortrieb für die Uran-Erkundung. Außerdem
55

sind hier
die mit Bohrungen im Abstand von ca. 100-
200 m auf mehreren Profilen von der Tagesoberfläche
aus geschaffenen zusätzlichen Aufschlusspunkte zu
erwähnen.
3.3.1.2 Geologische Situation
Entsprechend ihrer geologischen Position im Über-
gangsbereich von der SO-Umrandung der Schwar-
zenberger Kuppel zur Brachysynklinale von Teller-
häuser sind die metamorphen Gesteinsserien im Be-
reich der Lagerstätte Hämmerlein im Prinzip durch
SW-NO-Streichen und ein flaches Einfallen nach SO
gekennzeichnet. Durch flache Faltenstrukturen höhe-
rer Ordnung und eine Reihe tektonischer Störungen
ist dieser grundsätzliche geologische Bau lokal kom-
plizierter gestaltet. Begrenzt wird der Lagerstättenbe-
reich strukturell betrachtet im SW etwa durch die Rit-
tersgrüner und im NO durch die Luchsbach-Störung,
die beide NW-SO streichen. Im NW ist die N-S gerich-
tete Hirtenberg-Störung und im SO die SW-NO strei-
chende Dreiberg-Störung als Begrenzung dieses Be-
reiches anzusehen.
Innerhalb dieses Bereiches ist in dem der Mittleren
Folge der Joachimsthaler Gruppe zuzurechnenden
Skarnlager „Hämmerlein“ und den unterlagernden
Glimmerschiefern eine Zinnvererzung ausgebildet.
Die bereits erwähnten, allgemein NW-SO streichen-
den flachen Faltenstrukturen höherer Ordnung sind
die Ursache dafür, dass die Lagerung des vererzten
Schichtkomplexes im Detail recht stark variiert. So
ändert sich das allgemeine Streichen des Hämmer-
lein-Lagers von NW-SO im Westteil der Lagerstätte
auf SW-NO im mittleren und Ostteil. Das allgemein
flache, von ca. 5° bis gelegentlich über 15° variieren-
de Einfallen des Lagers nach SW bis SO verstärkt
dabei den in der grundrisslichen Darstellung (siehe
Abbildung 3-5) vermittelten Eindruck größerer Lage-
rungsänderungen. Die den Lagerstättenbereich
durchsetzenden tektonischen Störungen verkomplizie-
ren die Lagerungsverhältnisse weiter, auch wenn sie
meist nur geringmächtig sind und die anstehenden
Gesteine nur wenig verwerfen. Insbesondere an sub-
meridionalen Strukturen wie „MAK“ sowie an SW-NO
streichenden Störungen (Störung „EFA“ u. a.) können
Verwerfungsbeträge von 5 m bis etwa 20 m beobach-
tet werden. An den recht verbreiteten NW-SO strei-
chenden Störungen hingegen sind die Verwürfe nur
gering (maximal wenige Meter). Auf einigen davon
wurde eine Uran-Gangvererzung angetroffen (z. B.
Störung bzw. Gang „Hämmerlein“).
Die bereits primär vorhandenen Mächtigkeitsunter-
schiede in den Ausgangsgesteinsschichten des
Skarnlagers, deren Überprägung durch metamorph-
metasomatische Prozesse sowie die Faltungs- und
Bruchtektonik haben zu einer komplizierten Morpho-
logie mit stark wechselnden Mächtigkeiten und Ver-
werfungen an tektonischen Störungen geführt. Das
Skarnlager wird dadurch in mehrere Teilkörper aufge-
gliedert, die entweder auskeilen oder kulissenartig
hintereinander gelagert sind. Im zentralen Teil, d. h.
im Bereich von Querschlag 1 und 2, beträgt seine
Mächtigkeit ca. 13 m, maximal bis 20 m; im Einfallen
nach SO zu nimmt sie dann von 6-8 m auf 2-4 m ab.
Dabei ändert sich gelegentlich (in Bereichen flacher
Brachyantiklinalfalten) auch der Fallwinkel. In der
streichenden Erstreckung ist das Skarnlager bis zu
seinem Auskeilen im SW bzw. NO auf bis zu 1 900 m
ausgebildet, davon auf 550 m als Amphibol-Magnetit-
Skarn und randlich als Pyroxen-Granat-Skarn. Auch in
der Fallrichtung, d. h. nach NW und SO keilen bei et-
wa gleicher Gesamterstreckung erst die Amphibol-
Magnetit-Skarne und dann die Pyroxen-Granat-
Skarne aus. Im Skarnlager selbst treten neben Glim-
merschiefereinlagerungen auch Linsen und Lagen
von Muskovitgneis auf, die gelegentlich boudinartig
zerrissen erscheinen. Außerdem sind linsenartige und
nestförmige Relikte von calcitischem Marmor zu beo-
bachten, vor allem im SO-Teil des Lagers. Ähnlich ei-
ner Aureole begleiten verskarnte Gesteine bzw. soge-
nannte Nebenskarne (Feldspat-Pyroxen-Gesteine)
das Skarnlager. Sie sind insbesondere über dem La-
ger verbreitet, vergleichsweise seltener darunter.
Die Granitoberfläche befindet sich im Bereich der La-
gerstätte Hämmerlein rund 300 m unterhalb des
Skarnlagers. Sie bildet hier an einem NW-SO verlau-
fenden Rücken eine schwach ausgeprägte, von SW
nach NO von ca. 400 m auf ca. 100 m HN abfallende
Aufwölbung (siehe Abbildung 2-20), über der die oben
erwähnten flachen Faltenstrukturen ausgebildet sind.
Damit ergibt sich vereinfacht betrachtet das Gesamt-
bild eines im Streichen wie auch im Fallen auskeilen-
den vererzten Skarnlagers über einer Granitaufwöl-
bung, bestimmt einerseits durch das (primäre) Auskei-
len des karbonatischen Ausgangsgesteinshorizontes
und andererseits durch die zunehmende Entfernung
von der Granitoberfläche. Die maximale Entfernung
einer bauwürdigen Zinnvererzung von der Granitober-
fläche ist hier wie auch in den anderen Lagerstätten
dieses Typs im Westerzgebirge mit ca. 600 m ermittelt
worden.
3.3.1.3 Vererzungsverhältnisse
Die schichtgebundene Vererzung an Zinn (und seinen
Begleitrohstoffen) in der Lagerstätte Hämmerlein ist
überwiegend dispers eingesprengt und feintrümerig
ohne scharfe, deutliche Erzkörperkontur, d. h. mit all-
mählichem Übergang von vererzten in unvererzte Be-
reiche. Die Konturen der Erzkörper ergeben sich so-
mit entsprechend den Schwellengehalten für die zwei
Zinnerztypen Skarnerz (0,15 %) und Schiefererz
(0,10 %).
56

image
Abb. 3-6:
Schematisierter geologischer Längsschnitt - Hämmerlein
Skarnerzkörper sind konkordante, linsen- bis lagen-
förmige Körper im Skarnlager von allgemein 2-4 m
Mächtigkeit (z. T. auch 5-8 m, maximal 12-13 m) auf
ca. 1 km
2
Fläche. Dabei sind über 90 % der Zinnvorrä-
te im Skarnerz an ein Haupterzlager im Skarnlager
„Hämmerlein“ gebunden, das überwiegend im unteren
Teil, teilweise aber auch im oberen Teil dieses Lagers
auftritt (s. Abb. 3-6). Manchmal nimmt es dessen volle
Mächtigkeit ein; am seltensten befindet es sich im
mittleren Teil des Skarnlagers. Gelegentlich treten
kleinere Skarnerzkörper über diesem Haupterzlager
auf, seltener auch unter ihm. Ihre Mächtigkeit kann
2,0-2,5 m erreichen.
Die Skarnerzkörper sind wie auch das Skarnlager
selbst petrographisch sehr wechselhaft ausgebildet.
Neben Skarnen unterschiedlicher Zusammensetzung,
die 75-85 % ihres Aufbaus ausmachen, treten Lagen
und Linsen an verskarnten Schiefern, Skarnoiden und
Gneisen auf. Auch in verskarnten Schiefern unmittel-
bar im Liegenden des Skarnlagers kann eine Zinn-
vererzung auftreten.
Die Vererzung in den Skarnerzkörpern ist ebenfalls
sehr unregelmäßig verteilt, was vermutlich mit der
petrographischen Wechselhaftigkeit zusammenhän-
gen dürfte. So treten neben mehr oder weniger inten-
siv vererzten Intervallen (bis 5,17 % Sn) erzfreie Inter-
valle auf und solche, deren Zinngehalt unter dem
Schwellengehalt (siehe 7.3.2) liegt. Durch tektonische
Störungen mit Verwerfungsbeträgen von maximal 8-
10 m werden der geologische Bau und die Morpholo-
gie der Erzkörper weiter verkompliziert.
Der Kassiterit ist in den Skarnen allgemein mit Quarz,
Chlorit und Fluorit vergesellschaftet. Er bildet über-
wiegend klein- bis feinkörnige Einsprenglinge, wobei
die Korngrößen von 0,001 mm bis 20 mm schwanken.
Die Hauptmenge des Kassiterits (ca. 70 %) liegt in der
Kornklasse von 0,02 mm bis 0,5 mm. Die gröberen
Fraktionen sind insbesondere in den reicheren Erzen
des Zentralteils der Lagerstätte (um Querschlag 2)
anzutreffen. In Nestern und Linsen, die 20-30 cm
Mächtigkeit und ca. 1,5 m Länge erreichen, ist hier
der Kassiterit lokal auch in größeren Aggregaten zu-
sammen mit Quarz und z. T. auch Chlorit angerei-
chert. Untergeordnet tritt der Kassiterit auch in Form
feiner Nädelchen auf oder als zonar aufgebautes
„Holzzinn“ (vor allem an der SW- und NO-Flanke).
Gelegentlich sind in den Zinnskarnen Calcit, Hämatit,
selten auch Scheelit und Bertrandit zu finden.
57

image
image
image
image
Abb. 3-7: Längsschnitte durch den Experimen-
talblock 7541 mit Erzverteilung (s. CD)
Abb. 3-8:
Querschnitte durch den Experimentalblock
7541 mit Erzverteilung (s. CD)
Die Sulfidvererzung ist in der Regel besonders im un-
teren Teil des (Zinn-)Skarnerzkörpers ausgebildet.
Dabei handelt es sich um Linsen und Nester mit Ar-
senopyrit, Löllingit, Sphalerit, Pyrit, Chalkopyrit,
Pyrrhotin, Bismuthinit, gediegen Wismut und Stannin.
Daneben tritt sie auch auf steilfallenden Trümern auf
(meist Arsenopyrit, Sphalerit und Pyrit). Sphalerit ist
oft in größeren Anhäufungen anzutreffen; nicht selten
bildet er schichtkonkordante kompakte Linsen (z. B.
Bereich Querschlag 2).
Neben der Zinn- und Sulfidvererzung tritt in den Skar-
nen eine Magnetitvererzung auf. Sie ist vor allem in
den peripheren Teilen des Lagers, insbesondere im
unteren Abschnitt vorzufinden. Der Magnetit ist so-
wohl in Form vereinzelter Einsprenglinge oder kleiner
Linsen und Trümer als auch massiger Erzkörper mit
bis zu 2 m Mächtigkeit und einigen Dekametern
Erstreckung ausgebildet, überwiegend in Amphi-
bolskarnen. Nicht selten zeigt er Umwandlungser-
scheinungen in Hämatit (Martit). Innerhalb der Magne-
titkörper treten manchmal nestartige Sphaleritanhäu-
fungen auf.
In den in die Zinn-Skarnerzkörper eingelagerten
Glimmerschiefern und Gneisen gehen die Gehalte an
Zinn, wie auch an Zink und Eisen stark zurück.
Schiefererzkörper sind meist im Liegenden des Skarn-
lagers ausgebildet. Sie weisen eine komplizierte Mor-
phologie auf und sind deutlich tektonisch kontrolliert,
d. h. an Störungs- bzw. Kluft-Trümer-Systeme gebun-
den (s. Abb. 3-7 u. 3-8). Der Kassiterit kommt hier in
konkordanten und diskordanten Trümern vor, die eini-
ge Millimeter bis Zentimeter mächtig werden können.
Diese Trümer enthalten außerdem Quarz, Albit, Tur-
malin, Muskovit, Fluorit, Chlorit, Calcit und weitere Mi-
nerale (s. Abb. A6-4). Der Kassiterit bildet hier meist
prismatische Kristalle bzw. Kristallaggregate; er ist
allgemein gröber ausgebildet als in den Skarnen
(meist 0,1 mm bis 0,5 mm Größe). An den Trümern
sind geringmächtige Nebengesteinsveränderungen in
Form einer Vergreisenung zu beobachten.
Die Schiefererzkörper bilden z. T. flachfallende,
schichtkonkordante, also etwa SW–NO streichende
Lager, z. T. auch stockwerkartige Körper von bis zu
30-40 m Mächtigkeit (beim Haupterzkörper noch da-
rüber). Sie können unmittelbar unter dem Skarnlager
folgen, aber auch im Abstand von bis zu 20-25 m un-
ter ihm einsetzen. Selten treten auch Schiefererzkör-
per im Hangenden des Skarnlagers auf. Allgemein
bestehen sie aus mehr oder weniger vergreisten und
hydrothermal veränderten Schiefern mit Lagen und
Linsen von Gneisen, Skarnen und verskarnten Schie-
fern, die oft in unterschiedlichem Maße verquarzt sind.
58

image
Abb. 3-9:
Geologischer Grundriss Sohle +300 m (Tellerhäuser)
Der größte Schiefererzkörper ist im Zentralteil der La-
gerstätte angetroffen worden mit Ausmaßen von ca.
280 m x 120 m bei bis zu 50 m Mächtigkeit. Daneben
ist noch eine Reihe kleinerer Erzkörper auf der gan-
zen Fläche unter dem Skarnlager vorhanden.
Auch innerhalb der Schiefervererzung, die noch ab-
setziger als die Skarnvererzung ausgebildet ist und in
einzelnen Erzintervallen Zinngehalte von bis zu
1,20 % aufweist, kommen nicht selten erzfreie bzw.
nicht konditionsgerechte Bereiche vor; diese sind bei
der Vorratsberechnung mittels eines linearen Erzfüh-
rungskoeffizienten (d. h. für die Mächtigkeit) berück-
sichtigt worden.
Im Unterschied zur Skarnvererzung ist in den Schie-
fererzen nur das Zinn (im Kassiterit) von Bedeutung.
Insgesamt sind in der Lagerstätte Hämmerlein Bilanz-
vorräte (C
1
+ C
2
) von 12,263 Mio t Erz mit 51 107 t
Zinn, d. h. einem Durchschnittsgehalt von 0,42 % er-
mittelt worden. Dabei handelt es sich um 6,623 Mio t
Skarnerz mit 32 234 t Zinn und 5,640 Mio t Schiefe-
rerz mit 18 873 t Zinn (Durchschnittsgehalte jeweils
0,49 % bzw. 0,33 %). Weitere Angaben dazu, so zu
zusätzlichen Außerbilanz- und prognostischen Vorrä-
ten, sind aus Abschnitt 8.2 zu ersehen.
3.3.2 Skarnlager „Dreiberg“
3.3.2.1 Aufschlussverhältnisse
Das stratigraphisch über dem Hämmerlein-Lager fol-
gende Skarnlager „Dreiberg“ ist ca. 2-3 km weiter
südöstlich, in der Lagerstätte Tellerhäuser vor allem
auf den Sohlen +240 m und +120 m aufgeschlossen
und erkundet worden. Es liegt hier ca. 350-600 m un-
terhalb der Stollnsohle, also ca. 650-900 m unter der
Tagesoberfläche.
Der Aufschluss begann zunächst - von den Bohrun-
gen von der Tagesoberfläche in diesem Bereich ab-
gesehen - mit Auffahrungen auf der +240 m-Sohle.
Hier wurden eine Reihe von Querschlägen und Feld-
strecken bzw. Strecken (Bezeichnung erfolgte ent
59

image
Abb. 3-10: Geologischer Grundriss Sohle +240 m (Tellerhäuser)
sprechend der primären Anlage für die Uranerkun-
dung - siehe auch 3.3.1.1) im Streichen und Fallen
des Skarnlagers zur Zinnerkundung genutzt.
Von diesen Erkundungsauffahrungen aus, deren Ab-
stand im Streichen 470-500 m und im Fallen 350-
600 m betrug, wurden Kernbohrungen nach unten
oder oben durch das Skarnlager geteuft (s. Abb. 3-12
u. 3-13). Der Bohrlochabstand auf diesen Erkun-
dungslinien betrug anfangs 100-200 m und wurde an-
schließend größtenteils auf 50 m verdichtet. Die Bohr-
lochteufe lag meist zwischen 45 m und 180 m, maxi-
mal bei 350 m. Mittels dieses Erkundungsnetzes wur-
den C
2
-Bilanzvorräte ermittelt, dazu randlich prognos-
tische, d. h. Δ
1
-Vorräte.
Auf der +120 m-Sohle wurde für eine detailliertere Er-
kundung ein dichteres Aufschlussnetz geschaffen.
Dazu dienten Streckenauffahrungen im Abstand von
60 m im Einfallen des Dreiberg-Lagers, wobei z. T.
Uranerkundungsstrecken genutzt wurden. Auf diesen
Erkundungslinien wurden Kernbohrungen im Abstand
von überwiegend 12,5 m, teilweise auch von 25 m
durch das Lager geteuft. Mit dieser Erkundungsnetz-
dichte konnten auch C
1
-Bilanzvorräte berechnet wer-
den. Mit weiteren Auffahrungen für die Erkundung und
den Abbau von Uran sind ebenfalls Aufschlüsse im
Dreiberg-Lager auf dieser Sohle entstanden.
60

image
image
Auch auf
den Sohlen +300 m, +180 m und +60 m
(+85 m) sind mit Auffahrungen zur Uranerkundung
Aufschlüsse im Dreiberg-Lager geschaffen worden,
andererseits mit solchen für den Magnetitabbau in
diesem Lager (siehe 7.4.3) zwischen den Sohlen
+180 m und +240 m. Außerdem haben etliche Such-
Erkundungsbohrungen von der Tagesoberfläche aus
weitere Aufschlusspunkte ergeben.
3.3.2.2 Geologische Situation
Der Lagerstättenbereich Tellerhäuser befindet sich im
NW- und Zentralbereich der Brachysynklinale von
Tellerhäuser. Die hier anstehenden metamorphen
Schichtkomplexe sind allgemein durch SW-NO-
Streichen und flaches Einfallen nach SO (meist nicht
über 10-15°) bis horizontale Lagerung gekennzeich-
net. Auch hier verkomplizieren flache Faltenstrukturen
höherer Ordnung und zahlreiche tektonische Störun-
gen den geologischen Bau.
In der Mittleren Folge der Joachimsthaler Gruppe ist
in diesem Bereich in Glimmerschiefern ca. 60-80 m
oberhalb des Horizontes, der in der Lagerstätte
Hämmerlein das gleichnamige Skarnlager enthält, das
Skarnlager „Dreiberg“ ausgebildet. Es besteht im We-
sentlichen aus Skarnen sowie verskarnten Glimmer-
schiefern und enthält gelegentlich Marmorlinsen;
Gneise bilden häufig die Liegend- und Hangendbe-
grenzung des Lagers. Wie sein Internbau ist auch
seine Mächtigkeit sehr veränderlich und schwankt von
1 m bis 20-30 m, maximal bis 35 m. Die großen Mäch-
tigkeiten von über 20 m treten im zentralen Teil des
Lagers, etwa einem aus den Störungen „Gang Luchs-
bach“, „Schildbach“ und „Dreiberg“ gebildeten Drei-
eck, auf. Nach außen zu nimmt die Mächtigkeit - wenn
auch unregelmäßig - bis zu seinem Auskeilen ab. Im
SW wird das Lager teilweise vom Granit abgeschnit-
ten; im NW, zur Lagerstätte Hämmerlein zu, über-
schneidet es sich flächenmäßig mit dem unterlagern-
den Hämmerlein-Lager.
Das Dreiberg-Lager wird innerhalb des tektonischen
Keils aus Rittersgrüner und Eisensteinberg-Störung
von einer ganzen Reihe weiterer, überwiegend NW-
SO bis N-S streichender tektonischer Störungen
durchsetzt. Mit relativ geringen Verwerfungsbeträgen
von meist nur wenigen Metern, in Ausnahmen bis ca.
20 m (Störung „Schildbach“) bewirken sie einen staf-
felbruchartigen Versatz des Lagers. Neben tektonisch
beanspruchtem Nebengestein führen sie häufig eine
hydrothermale Mineralisation, teilweise mit Uran, nicht
selten auch Kersantitgänge. Von Bedeutung für die
Ausbildung des Lagers ist auch die SW-NO strei-
chende Dreiberg-Störung mit bis über ca. 20 m Ver-
satz.
Die Skarne des Dreiberg-Lagers sind überwiegend
Pyroxen-Granat-Skarne mit Amphibol, z. T. auch mit
Magnetit, teilweise auch Granat-Pyroxen-Skarne und
Magnetit- bzw. Magnetit-Amphibol-Skarne. Eingela-
gerte Glimmerschiefer oder Gneise sind meist
verskarnt. Magnetit tritt in diesem Lager - und ganz
besonders in seinem SW-Teil - deutlich stärker auf als
in den anderen Skarnlagern, wie auch Amphibol-
Magnetit-Skarne hier eine weite Verbreitung besitzen.
Gelegentlich enthalten die bis ca. 5 m mächtigen lin-
sen- bis lagenförmigen Magnetiterzkörper bis 1-3 m
mächtige Lagen oder Linsen, manchmal auch bruch-
stück- oder boudinartige Einschlüsse von Gneis bzw.
gneisähnlichen K-Metasomatiten (nach S
OKOLOVA &
KREMNEVA 1979), die gleichsam im Magnetit oder
Magnetitskarn „schwimmen“(s. Abb. 3-11). Auch im
liegenden und hangenden Gneis sind schieferungspa-
rallele Trümer von 5-10 cm, maximal 20 cm Mächtig-
keit ausgebildet, die folgendermaßen symmetrisch
ausgebildet sind: außen Amphibol, dann Amphibol +
Chlorit + Magnetit, innen Magnetit (oft als Martit).
Diskordant dazu treten Gänge mit Neben-
gesteinsbrekzie, Quarz, Amphibol und Sulfiden auf,
die diese Trümer durchsetzen. Die Gesteine dieses
Skarnlagers zeigen ebenfalls eine Vergreisenung und
hydrothermale Beeinflussung, womit die Zinn-, Zink-
und anderen Vererzungen im Zusammenhang stehen.
Abb. 3-11: Boudinierte Lagen von Muskovitgneis im
Kammerkomplex der +240 m-Sohle
Die Granitoberfläche befindet sich im Bereich der La-
gerstätte Tellerhäuser ca. 20-200 m unterhalb des
Dreiberg-Lagers. Am NO-Abhang des schon bei Häm-
merlein erwähnten NW-SO gerichteten Granitrückens
bildet sie hier zwei flache SW-NO bis fast W-O verlau-
fende Aufwölbungen. Diese fallen von ca. +400 m HN
am SW-Rand der Lagerstätte mit durchschnittlich 10-
15° nach NO zu ab, wobei die tieferen Teile der Gra-
nitoberfläche dazwischen bis ca. 100-150 m niedriger
liegen.
Eine Aufwölbung liegt unter dem Zentralteil der La-
gerstätte bzw. des Dreiberg-Lagers, die zweite im SO-
Teil, im Bereich der Störung „Zweibach“.
61

image
Abb. 3-12: Schematisierter geologischer Längsschnitt - Tellerhäuser
Insgesamt gesehen lässt sich also auch hier konsta-
tieren, dass der Lagerstättenbereich Tellerhäuser
über einem Abschnitt des Westerzgebirgischen
Teilplutons mit rückenartigen Aufwölbungen ausgebil-
det ist. Dieser Bereich zeichnet sich durch Kreuzung
bzw. Vergitterung vor allem von NW-SO bis N-S strei-
chenden mit SW-NO orientierten tektonischen Struk-
turen aus, die für die Skarnbildung und Vergreisenung
und damit letztendlich für die Vererzung insbesondere
in den mächtigsten und aushaltendsten der hier vor-
handenen Metakarbonatgesteinshorizonte von we-
sentlicher Bedeutung waren.
3.3.2.3 Vererzungsverhältnisse
Auch im Dreiberg-Lager stellen die Zinnerzkörper im
Prinzip mehr oder weniger konkordante lagen- und
linsenförmige Gebilde mit fein eingesprengter, teilwei-
se auch trümerartiger Vererzung, meist ohne deutli-
che geologische Grenzen im Skarnlager dar, d. h. ihre
Kontur wird durch den geologischen Schwellengehalt
bestimmt. Manchmal stimmen ihre Grenzen auch mit
Grenzen des Lagers überein, wie z. B. im SW-Teil der
detailliert erkundeten Vorräte. Dabei weisen sie auch
in diesem Lager eine große Veränderlichkeit von
Mächtigkeit und Gehalt im Streichen wie im Fallen
auf. Teilweise umfassen sie das ganze Skarnlager,
z. B. im SW-Abschnitt; teilweise ist der liegende
und/oder der hangende Bereich vererzt. Manchmal
reicht die Vererzung bis in den liegenden Gneis oder
Glimmerschiefer hinein. Die Mächtigkeit der Erzkörper
liegt meist zwischen 1-2 m und 5 m (maximal bis
14 m), die Zinngehalte zwischen 0,2 % und 1,0 % bei
bis zu 4,1 % in Einzelproben. Dabei sind allgemein die
höheren Gehalte charakteristisch für Bereiche größe-
rer Mächtigkeit. Der überwiegende Teil der Zinnvorrä-
te befindet sich im liegenden, d. h. unteren Teil des
Lagers, ebenso allgemein auch die höheren Gehalte.
Der Haupterzkörper wird nicht selten von annähernd
parallel verlaufenden kleineren Erzkörpern begleitet.
Manchmal sind auch im Hangenden des Dreiberg-
Lagers in einzelnen Bohrungen Zinnvererzungen in
geringmächtigen Lagern von Skarnen oder ver-
skarnten Glimmerschiefern angetroffen worden.
62

image
image
image
image
image
image
Abb. 3-13: Schematisierter geologischer Querschnitt – Tellerhäuser
Hier konnten dann nur einzelne Erzlinsen ausgehalten
werden.
Gelegentlich sind im Liegenden des Skarnlagers auch
Vererzungen im Glimmerschiefer durch Bohrungen
und Auffahrungen auf der +240 m-Sohle festgestellt
worden. Dabei handelt es sich um feine Quarz-
Kassiterit-Trümer in SW-NO streichenden Trümer-
Kluft-Zonen. Wegen ihres häufigeren Antreffens auf
der Stollnsohle, im Bereich des Skarnlagers „Breiten-
brunn“, werden diese Trümertyp-Erze dort etwas nä-
her beschrieben.
Das Erzmineral Kassiterit ist meist dispers in Form
körniger oder prismatischer Einsprenglinge von Zehn-
tel bis Hundertstel Millimetern, selten 1-2 mm Größe
anzutreffen. Makroskopisch erkennbare Kassiteritkri-
stalle kommen selten vor. Diese Kassiterit-Imprägna-
tion ist am häufigsten an Pyroxen-Granat-Skarne mit
Amphibol, oft aber auch an Amphibol- bzw. Amphibol-
Magnetit-Skarne gebunden, die Amphibol (Aktinolith
und Tremolit), Pyroxen (Diopsid-Hedenber-git-Reihe),
Fluorit und Magnetit enthalten. Außerdem tritt der
Kassiterit auch in feinen konkordanten und diskordan-
ten Trümchen mit Quarz, Sulfiden und Turmalin auf.
An Nebengesteinsveränderungen ist die Neubildung
von Chlorit, Quarz und Fluorit festzustellen.
Charakteristisch für dieses Erzlager sind relativ hohe
Eisen-, d. h. Magnetitgehalte; die Zinkgehalte (gebun-
den an Sphalerit) sind dagegen nicht so bedeutend.
Dabei sind die Bereiche mit den höchsten Eisengehal-
ten nicht identisch mit denen der höchsten Zinngehal-
te, d. h. eine direkte Beziehung besteht nicht. Auch
außerhalb der Zinnerzkontur dieses Lagers (im Han-
genden) kommen stratiforme Magnetiterzkörper vor
(siehe 7.4.3 und 8.3).
Im Unterschied zum Hämmerlein-Lager tritt der Spha-
lerit hier allgemein nur feinkörnig eingesprengt auf.
Geringmächtige kompakte Linsen und diskordante
Trümer, z. T. mit Pyrit und Chalkopyrit, sind hier weit-
aus seltener.
Insgesamt sind im Dreiberg-Lager in der Lagerstätte
Tellerhäuser Bilanzvorräte (C
1
+ C
2
) von 5,321 Mio t
63

image
Erz
mit 41 034 t Zinn, d. h. einem Durchschnittsgehalt
von 0,77 % berechnet worden. Dazu kommen noch
Außerbilanzvorräte sowie prognostische Vorräte (sie-
he 8.2).
3.3.3 Skarnlager „Breitenbrunn“
3.3.3.1 Aufschlussverhältnisse
Ein weiteres, das obere Zinnerzlager der Lagerstätte
Tellerhäuser, ist im Skarnlager „Breitenbrunn“ ausge-
bildet, das ca. 450-500 m über dem Dreiberg-Lager
folgt. Das Breitenbrunn-Lager ist auf der Stollnsohle
aufgeschlossen und erkundet worden. Im NW-Teil
liegt es auf der Stollnsohle und im SO-Teil darunter,
wobei es sich ca. 200-300 m unter der Tagesoberflä-
che befindet.
Der Aufschluss begann hier mit dem Hauptstolln
selbst im Einfallen des Lagers. Von ihm aus wurden
Auffahrungen im Streichen und Fallen getätigt, über-
wiegend südwestlich des Stollns. Von diesen als Er-
kundungsprofile dienenden Strecken und Querschlä-
gen wurden dann Kernbohrungen durch das Skarnla-
ger geteuft. Der Abstand zwischen den Erkundungsli-
nien war mit 350 m bis 770 m recht unterschiedlich;
der Abstand zwischen den Bohrungen lag anfangs
zwischen 200 m und 100 m und wurde dann auf den
erzführenden Flächen auf 50 m verringert. Die Bohr-
lochteufe lag allgemein zwischen 60 m und 170 m, in
tieferen Untertagebohrungen zwischen 240 m und
600 m (unter Einbeziehung des Dreiberg-Lagers).
Nachdem mit diesem Erkundungsnetz C
2
-Vorräte er-
mittelt worden waren, wurde auf einer ausgewählten
Fläche im NW-Teil des Lagers (Bereich Querschlag
6/Strecke 7507) eine Netzverdichtung zur Berechnung
von C
1
-Vorräten vorgenommen. Dabei wurden weitere
Strecken im Einfallen des Lagers im Abstand von
60 m angelegt und daraus Bohrungen durch das
Skarnlager im Abstand von 12,5 m geteuft. Zusätzlich
wurden zur Untersuchung von Trümer-Kluft-Zonen im
SW-Abschnitt Fächer von vertikalen und geneigten
Bohrungen in 10-15 m Abstand angelegt.
Weitere Aufschlüsse sind auf der Stollnsohle mit der
Uranerkundung entstanden, z. B. längs der Schild-
bach-Störung. Auch die von über Tage im Bereich des
Lagers geteuften einzelnen oder auf Profilen im Ab-
stand von bis zu 200 m, teilweise auch 100 m ange-
ordneten Bohrungen haben weitere Aufschlusspunkte
ergeben.
Abb. 3-14: Geologischer Grundriss Sohle +600 m (Tellerhäuser)
64

3.3.3.2 Geologische
Situation
Die allgemeine Lagerstättensituation für Tellerhäuser
ist schon unter 3.3.2.2 für das Dreiberg-Lager ge-
schildert worden und bedarf deshalb keiner erneuten
Beschreibung.
Im Zentralteil der Brachysynklinale von Tellerhäuser
ist in der Oberen oder Breitenbrunner Folge (bzw.
Breitenbrunn-Formation) der Joachimsthaler Gruppe,
die vertikal wie horizontal durch eine stark wechseln-
de lithologische Zusammensetzung charakterisiert ist,
über einem Muskovitgneis-Horizont ein Schichtkom-
plex mit Metakarbonatgesteinen ausgebildet. Dieser
Schichtkomplex weist vor allem im SW- bis SO-Teil
der Lagerstätte einen hohen Anteil an Skarnen und
verskarnten Gesteinen auf. Dieser als Skarnlager
„Breitenbrunn“ bzw. Breitenbrunn-Lager ausgehaltene
Komplex enthält auch eine Zinnvererzung.
Das Breitenbrunn-Lager zeichnet sich bei großer
Wechselhaftigkeit in seinem Gesteinsaufbau und sei-
ner Mächtigkeit durch relative Beständigkeit in seiner
allgemein flachen, teilweise annähernd horizontalen
Lagerung aus. Allerdings bewirken gerade bei dieser
flachen Lagerung die Änderungen von Mächtigkeit
und Einfallen einzelner Schichten schnell deutliche
Änderungen des Streichens, wie z. B. der geologische
Grundriss der Stollnsohle hier zeigt (s. Abb. 3-14).
Das Lager wird dazu von zahlreichen Störungen
durchsetzt. Dabei überwiegen NW-SO bis N-S strei-
chende Störungen („Ehrenzipfel“, „Luchsbach“,
„Schildbach“ u. a.) sowie SW-NO bis fast W-O gerich-
tete Strukturen („Dreiberg“, „Zweibach“, „Wilder
Mann“). Diese Störungen bewirken Versätze des La-
gers von einigen Metern; sie führen meist tektonisch
zerriebenes Material, häufig auch eine hydrothermale
Mineralisation. Auf einzelnen Strukturen ist hier eine
Uranvererzung angetroffen worden (z. B. „Schild-
bach“).
Die Mächtigkeit des Lagers schwankt von 1 m bis
15 m. Dabei sind höhere Mächtigkeiten allgemein an
Kreuzungsbereiche mit NW-SO bis N-S gerichteten,
aber auch an SW-NO bis W-O streichenden Störun-
gen festzustellen.
Das Breitenbrunn-Lager reicht nach SW bis über die
Staatsgrenze zur Tschechischen Republik hinweg,
wobei es sich an die Granitoberfläche annähert. Nach
NW und SO keilt das Lager aus; im NO ist die Be-
grenzung nicht untersucht worden, aber vermutlich
auch durch Auskeilen bzw. Ausstreichen gegeben.
Am Aufbau des Lagers sind neben Skarnen und
Skarnoiden auch mehr oder weniger verskarnte
Glimmerschiefer und Gneise sowie Amphibolite in in-
tensiver Wechsellagerung beteiligt. Besonders die
enge Verknüpfung mit Gneislagen ist ein Charakteris-
tikum dieses Skarnlagers. Die Skarne sind meist Gra-
nat-Pyroxen- und Pyroxen-Granat-Skarne mit Amphi-
bol, seltener Magnetit-Amphibol- und Sulfidskarne.
Die letzteren bilden geringmächtige Lagen in Granat-
Pyroxen-Skarnen und führen imprägnativ verteilt
Magnetit, Pyrit, Sphalerit und Chalkopyrit. Magnetit
und Sphalerit kommen auch in schlierenförmigen Ab-
sonderungen vor.
Das Breitenbrunn-Lager befindet sich bei nach NO
zunehmendem Abstand ca. 100-800 m über der Gra-
nitoberfläche, deren Ausbildung im Bereich Tellerhäu-
ser bereits beim Dreiberg-Lager beschrieben worden
ist.
3.3.3.3 Vererzungsverhältnisse
Auch die im Lager „Breitenbrunn“ ausgebildeten Zinn-
erzkörper sind durch den festgelegten geologischen
Schwellengehalt konturiert, wobei sie teilweise mit der
Begrenzung des Skarnlagers zusammenfallen. Bei
ebenfalls lagen- bzw. linsenförmiger Ausbildung der
überwiegend fein eingesprengten, z. T. auch trümer-
artigen Vererzung befinden sich die Erzkörper meist
im unteren Teil des Lagers, weniger im oberen oder
mittleren Teil; selten nehmen sie die Gesamtmächtig-
keit des Lagers ein. Die Mächtigkeit der Erzkörper
liegt zwischen 0,3 m und 9,7 m, im Mittel bei 2-3 m;
die Zinngehalte liegen bei 0,4-0,5 %, bei Maximalwer-
ten in einzelnen Durchörterungen bis 5,25 %.
Der Kassiterit bildet meist fein- bis kleinkörnige
Einsprenglinge, d. h. von 0,01 mm bis 1 mm, selten
über 2 mm Größe. Sie weisen überwiegend isometri-
sche bis prismatische Formen auf und sind dispers-
imprägnativ in den Gesteinen der Erzkörper verteilt.
Gelegentlich ist der Kassiterit auch in feinen Trümern,
in der Regel zusammen mit Quarz, zu finden. Im Un-
terschied zum Dreiberg-Lager ist die Zinnvererzung
im Breitenbrunn-Lager hauptsächlich an z. T. amphi-
bolführende Pyroxen-Granat-Skarne und Granat-
Pyroxen-Skarne gebunden, selten an magnetitführen-
de Varietäten. Eingelagerte verskarnte Glimmerschie-
fer und Gneise können ebenfalls vererzt sein.
Die Eisen- bzw. Magnetitgehalte sind im Breiten-
brunn-Lager allgemein niedriger als im Dreiberg-
Lager, ebenso die Zinkgehalte. Der Gehalt an Magne-
tit liegt unter 1 %, ist also bergwirtschftlich unbedeu-
tend. Deshalb wurde hier auch keine Berechnung von
Vorräten davon durchgeführt. Die an meist mehr oder
weniger dispers eingesprengten Sphalerit gebunde-
nen Zinkgehalte (0,34 % in den C
1
-Zinnerzen) erlan-
gen bei der Gewinnung und Verarbeitung der Zinn-
erze wirtschaftliches Interesse.
Außer der allgemein dispersen, schichtgebundenen
Zinnvererzung im Skarnlager „Breitenbrunn“ selbst ist
in den umgebenden Schichten, insbesondere im
Schichtkomplex des im Abschnitt 3.2 beschriebenen
„B“-Paketes, des öfteren eine meist an SW-NO strei-
65

chende
Trümer-Kluft-Zonen gebundene Zinnverer-
zung angetroffen worden. Dabei handelt es sich um
feine, in der Regel nur einige Millimeter mächtige
Quarz-Kassiterit-Trümer, die in allgemein steil (nach
SO) einfallenden Zonen von etwa 2 m bis 20 m, ma-
ximal 30 m Mächtigkeit oft gehäuft in Streifen oder
Bündeln auftreten. Gelegentlich sind auch flache,
schichtparallel streichende Zonen entwickelt, beson-
ders im unmittelbaren Liegenden des Skarnlagers
(bzw. in diesem selbst). Daneben kommen hier auch
monomineralische Trümer mit Amphibol, Axinit, Epidot
und Feldspäten vor, seltener mit Kassiterit oder Sulfi-
den (Arsenopyrit, Pyrit, Sphalerit, Chalkopyrit).
Solche Trümer sind am besten in Glimmerschiefern
mit Lagen von Skarnen, Skarnoiden und Amphiboliten
ausgebildet. Aufgeschlossen wurden sie auf der
Stollnsohle z. B. im Querschlag 6b und in den Stre-
cken 7507 und 7510 sowie daraus geteuften Bohrun-
gen. Die Zinnvererzung in diesen Trümer-Kluft-Zonen
hat sehr absetzigen Charakter, d. h. neben konditions-
gerechten Bereichen folgen relativ schnell wieder ar-
me bzw. erzfreie Abschnitte. Der Erzführungskoeffi-
zient ist hier mit 0,20 bis 0,25 sehr niedrig. Das vorlie-
gende Erkundungsnetz lässt damit keine sichere Be-
wertung dieses Vererzungstyps in der Lagerstätte Tel-
lerhäuser zu, weshalb diese Erze auch aus der Vor-
ratsberechnung 1982 herausgenommen worden sind.
Bei einer künftigen detaillierten Erkundung sollten sie
aber unbedingt beachtet werden (siehe Schiefererze
in Hämmerlein).
Insgesamt sind im Breitenbrunn-Lager Bilanzvorräte
(C
1
+ C
2
) von 4,89 Mio t Erz mit 21 415 t Zinn, d. h.
einem Durchschnittsgehalt von 0,44 % berechnet wor-
den. Dazu kommen noch Außerbilanzvorräte sowie
prognostische Vorräte (siehe 8.2).
3.4 Rohstoffcharakteristik
3.4.1 Uranerze
Die im Bereich Hämmerlein-Tellerhäuser angetroffe-
nen Uranerze sind im Unterschied zu den Zinnerzen
nicht speziell untersucht worden, da sie für die SDAG
Wismut keinen neuen Erztyp, sondern stofflich-para-
genetische Analoga zu den vergleichsweise gut unter-
suchten Erzen der Lagerstätte Schlema-Alberoda dar-
stellen. Die nachfolgenden Angaben fußen deshalb
auf den erfolgten mineralogischen Untersuchungen
und eigenen Beobachtungen der Bearbeiter.
Die Uranerze lassen sich nach ihrer stofflichen Zu-
sammensetzung, genauer gesagt nach ihren Nutz-
komponenten, in zwei Typen unterteilen:
1. Pechblende-Erze bzw. reine Uranerze
2. komplexe Silber-Uran-Erze.
Pechblende-Erze
enthalten neben der Pechblende
selbst und Nebengesteins-Bruchstücken vorzugswei-
se Minerale der kku-Formation, vor allem Quarz, Fluo-
rit und Calcit sowie Spuren von Sulfiden. Die Minerale
der mgu- und der biconi-Formation treten dagegen
deutlich zurück.
Quarz ist das häufigste Mineral der Pechblende-Erze
und liegt gewöhnlich in hornsteinartiger Ausbildung
mit bräunlicher Färbung oder als farblos-grauer
Kammquarz vor. Bisweilen tritt auch Rauchquarz auf.
Recht selten sind brekziierter „alter“ Quarz (Milch-
quarz, Fettquarz) oder die zuckerkörnige Varietät aus
der biconi-Formation anzutreffen.
Fluorit ist allgemein violett-schwarz gefärbt (Stinkspat)
und eigentlich stetiger Begleiter der Uranvererzung;
dabei ist er meist mit Kammquarz oder der Pechblen-
de selbst verwachsen.
Unter den Karbonaten überwiegt einschlussreicher
Calcit mit trüb-grauer bis schwärzlicher Färbung, der
oft direkt mit Pechblende verwachsen ist. Es wurden
auch rhythmische Calcit-Pechblende-Abscheidungen
beobachtet. Untergeordnet findet sich Dolomit, der
Calcit auf mgu-Gängen vollständig verdrängt und
durch dispers eingelagerten Hämatit rötlich gefärbt ist.
Gegenüber den Erzen von Schlema-Alberoda tritt Do-
lomit im Untersuchungsgebiet jedoch deutlich zurück.
Siderit und Ankerit sind wie auch Baryt nur äußerst
seltene Bestandteile der Uranerze. Die Pechblende
bildet krustenartige, z. T. rhythmische Abscheidungen
oder angedeutete blasig-traubige Aggregate und ist
meist verwachsen mit Quarz, Fluorit und Karbonaten.
Diese kollomorphen Bildungen besitzen einen kon-
zentrisch-schaligen oder sphärolithischen Aufbau. Sie
weisen oft Schwundrisse und feine Spalten auf, die
mit Calcit, Sulfiden, Coffinit und Löllingit ausgefüllt
sind. Manchmal, vor allem in mgu-Gängen, liegen sie
als brekzienartige Bruchstücke vor und erscheinen
korrodiert. In biconi-überprägten Gangabschnitten
geht die Pechblende teilweise in Uranschwärze über.
Coffinit als zweites, aber nur untergeordnet auftreten-
des Uranmineral macht allgemein nicht mehr als 5 %
der Uranvererzung aus. Es ist in bzw. neben der
Pechblende in feinen Trümchen oder in unregelmäßi-
gen Körnern zu finden.
In den Pechblende-Erzen treten beständig, jedoch nur
in geringen Mengen Sulfide auf, unter denen Pyrit-
Markasit und Chalkopyrit absolut dominieren. Seltener
sind Galenit (z. T. selenhaltig) und Sphalerit anzutref-
fen. Die Sulfide finden sich als Einschlüsse in den
Gangarten, Kluftfüllungen in der Pechblende oder als
Körner an Mineralgrenzen.
Hämatit kommt stäubchenartig fein verteilt im horn-
steinartigen Quarz und Dolomit und in Form von fein-
blättrigen Krusten teilweise zusammen mit Lepidokro-
kit auf Kammquarz, Calcit und Dolomit vor.
66

Pechblende-Erze
stellen den dominierenden Uranerz-
Typ im Lagerstättenbereich dar.
Als seltene Bestandteile der Pechblende-Erze sind
Co-Ni-Fe-Arsenide und gediegen Arsen zu nennen,
die meist derbe Aggregate in der Gangmasse bilden.
Beim Auftreten in größerer Menge und in Kombination
mit Silbererzen können diese Minerale Komplexerze
bilden, die für eine Gewinnung von Interesse sind.
Komplexe Silber-Uran-Erze
wurden im Raum Teller-
häuser als silberführende Pechblende-Erze in Gang-
bereichen mit Bildungen der biconi-/ags-Formation
angetroffen. Erzminerale sind außer Pechblende vor
allem kubische und rhombische Co-Ni-Arsenide (Skut-
terudit, Safflorit, Rammelsbergit u. a.), gediegen Ar-
sen, Silber und Wismut, Löllingit, Nickelin und spärlich
auftretende Sulfide. Als Gangarten treten neben ver-
schiedenen Quarzvarietäten verbreitet Fluorit und
Karbonate auf. Bei den Karbonaten kommen zu Calcit
und Dolomit noch gelblich-weißer rhomboedrischer
Ankerit und grünlich-gelber blättriger Siderit. Bisweilen
tritt auch grau-weißer bis rötlicher taflig-blättriger Baryt
auf. In ihren Merkmalen entsprechen die genannten
Minerale weitgehend der Ausbildung in den reinen
Uranerzen.
Die Pechblende liegt teilweise in brekzienartigen Stü-
cken vor und erscheint korrodiert und matt, z. T. ruß-
artig und in Uranschwärze übergehend; teilweise bil-
det sie sphärolithische Kügelchen oder Krusten in
bzw. um Karbonate, Quarz oder Co-Ni-Arsenide.
An Silbermineralen sind gediegen Silber (dendritisch,
in Blechen und als Haarsilber) sowie Silbersulfide und
-sulfarsenide, vor allem Proustit, Argentopyrit und Ar-
gentit-Akanthit, festgestellt worden.
Komplexe Silber-Uran-Erze sind mehrfach, vor allem
auf dem Gang „Schildbach“ angetroffen und abgebaut
worden. Bei ihrer Aufbereitung nach einem speziellen
technologischen Schema sind sowohl Uran als auch
Silber ausgebracht worden. Entsprechend ihrem doch
recht sporadischen Auftreten erlangten diese Erze
aber nur untergeordnete Bedeutung.
Der Vollständigkeit halber ist hier noch zu erwähnen,
dass Uranerze aus Gängen, die ein Zinnerzlager
durchsetzen, bei ihrer Gewinnung eigentlich einen
weiteren Typ komplexer Erze, d. h. Zinn-Uran-Erze
ergeben. Beim Abbau solcher Gangbereiche wird
zwangsläufig zinnführendes Nebengestein mit herein-
gewonnen. Dieser Zinnerz-Anteil geht allerdings bei
der üblichen Weiterverarbeitung durch Sortierung und
Aufbereitung zu Urankonzentrat verloren.
3.4.2 Zinnerze
In Verbindung mit den Erkundungsarbeiten auf Zinn
sind auch umfangreiche Untersuchungen zur Aufbe-
reitung der angetroffenen Erze bzw. zur Gewinnung
des Zinns und seiner Begleitrohstoffe durchgeführt
worden. Diese Arbeiten umfassten eine mineralo-
gisch-technologische Kartierung im Bereich der De-
tailerkundung in der Lagerstätte Hämmerlein, Roh-
stoffuntersuchungen, Voruntersuchungen zu ver-
schiedenen Aufbereitungstechnologien sowie halb-
technische Versuche in einer Pilotanlage.
Dabei wurde festgestellt, dass die mineralische Zu-
sammensetzung der Erze sowie die Zinnverteilung
und Korngröße des Kassiterits die Aufbereitung und
das Zinnausbringen beeinflussen. Zu unterscheiden
ist hierbei hauptsächlich zwischen Skarnerzen und
Schiefererzen. Beim ersteren dieser beiden Haupterz-
typen wiederum ist das Zinnausbringen auch abhän-
gig vom Gehalt an Magnetit, Amphibol, Pyroxen und
Granat, da diese Minerale bedeutsame, wenn auch
unterschiedliche Anteile von mikroskopisch feinem
(< 0,008 mm) Kassiterit und isomorph eingebautem
Zinn enthalten. Im Magnetit wurden 0,12 % Zinn fest-
gestellt, davon 70 % als Kassiterit und 30 % isomorph
eingebaut. Als mittlerer Zinngehalt in Amphibolen
wurden 0,40 % ermittelt mit 23 % Kassiterit-Anteil, in
Pyroxen 0,026 % mit weniger als 2 % Anteil Kassiterit
und in Granat 0,31 % Zinn mit 8 % Anteil Kassiterit.
Auch in Chlorit ist mit 0,38 % ein bedeutsamer Zinn-
gehalt (davon 78 % als Kassiterit) bestimmt worden.
Danach sind hier bei den Skarnerzen fünf Untertypen
ausgehalten worden. Damit ergeben sich die in der
folgenden Tabelle 3.2 genannten Erztypen, die im
Weiteren näher charakterisiert werden, wobei die Be-
schreibung auf den in 2.5.2 und 3.3 gemachten Anga-
ben aufbaut.
Der Granat-Pyroxen-Untertyp der Skarnerze besteht
hauptsächlich aus Granat (ca. 60 %) und Pyroxen (ca.
10 %); dazu kommen Amphibol (ca. 8 %), Chlorit (ca.
7 %), Magnetit (ca. 9 %) und andere Minerale. Das
Zinn liegt allgemein als Kassiterit vor, der meist
(94 %) in Korngrößen von 0,02 mm bis 0,5 mm auf-
tritt. Kollomorpher Kassiterit ist mit weniger als 10 %
vertreten.
Der Granat-Pyroxen-Amphibol-Untertyp enthält als
Hauptminerale Granat (ca. 45 %), Amphibol (ca.
20 %) und Pyroxen (ca. 16 %). Kassiterit liegt auch
hier überwiegend in Körnern von 0,02 mm bis 0,5 mm
Größe vor (ca. 92 %). Er bildet fast ausschließlich
körnig-prismatische Kristalle bzw. Verwachsungen
davon; nur 3 % machen kollomorphe Formen aus.
Der Amphibol-Untertyp besteht neben Amphibol (ca.
68 %) aus Chlorit (ca. 11 %), Granat (ca. 7 %), Quarz,
Magnetit und weiteren Mineralen. Hier ist der Haupt-
teil des Zinns in den drei erstgenannten Mineralen
eingebaut. Kassiterit-Einsprenglinge haben meist
0,02 mm bis 0,1 mm Größe, seltener bis 0,5 mm. In
den untersuchten Proben dieses Untertyps ist mit
28 % der höchste Anteil mit einer Korngröße unter
67

68
0,008 mm festgestellt worden (siehe Tabelle 3.2).
Der Amphibol-Magnetit-Untertyp weist vor allem
Amphibol (ca. 50 %), Magnetit (ca. 16 %) und Chlorit
(ca. 10 %) auf. Dazu kommen noch Granat (ca. 7 %),
Pyroxen (ca. 1 %), Sulfide und andere Minerale. Das
Zinn liegt hier überwiegend als Kassiterit vor. Dieser
ist zu ca. 94 % körnig ausgebildet, meist in Korngrö-
ßen zwischen 0,02 mm und 0,5 mm. Ein geringer Teil
(bis 7 %) ist kollomorpher Kassiterit.
Der Magnetit-Untertyp besteht überwiegend aus
Magnetit, wobei der Anteil dieses Minerals zwischen
30 % und 90 % liegen kann und im Mittel ca. 60 % be-
trägt. Daneben kommen Amphibol (ca. 10 %), Chlorit
(ca. 10 %), Quarz (ca. 6 %), Sphalerit (ca. 2,5 %),
Fluorit (ca. 1 %) und andere Minerale vor. Der Kassi-
terit bildet meist eingesprengte Einzelkristalle oder
feinkörnige Aggregate, vorwiegend mit 0,02 mm bis
0,5 mm Korngröße; der Anteil kollomorphen und peli-
tomorphen Kassiterits ist mit 2-4 % sehr gering.
Tab. 3.2:
Zinnerztypen der Lagerstätte Hämmerlein (nach P
RIBYTKOV et al. 1980)
Haupttyp
Untertyp
Gehalt an
Eisenmineralen
%
Gehalt an
Amphibolen
%
Zinnanteil als Kassiterit
< 0,008 mm
%
Granat-Pyroxen
< 8
< 10
15
Granat-Pyroxen-Amphibol
< 8
10 bis 30
8
Amphibol
< 8
> 30
28
Amphibol-Magnetit
8 bis 30
17
Skarnerz
Magnetit
> 30
16
Schiefererz
9
Die beiden letztgenannten Untertypen sind unter den
Hämmerleiner Skarnerzen am weitesten verbreitet.
Gleichzeitig stellen sie die Erztypen mit einer komple-
xen Vererzung dar, da sie neben der Zinnvererzung
auch Eisen-, d. h. Magnetiterze sowie Zinkerze füh-
ren. Die drei erstgenannten Skarnerz-Untertypen sind
dagegen deutlich geringer verbreitet und weisen au-
ßer dem Zinn keine weitere bedeutende Vererzung
auf. In Tellerhäuser ist keine derartige Untersuchung
bzw. Kartierung vorgenommen worden; vor einer
künftigen Gewinnung sollte sie aber auch dort erfol-
gen, wenngleich grundsätzlich von den gleichen Erz-
typen wie in Hämmerlein ausgegangen werden kann.
Der zweite Haupterztyp, die Schiefererze, ist haupt-
sächlich außerhalb der Skarnlager ausgebildet; er ist
aber auch in Form von Zwischenlagen und Linsen in
den Lagern selbst anzutreffen. Schiefererze, d. h.
meist zinnvererzte Glimmerschiefer, bestehen zu ca.
35 % aus Glimmer (Muskovit und Biotit), ca. 36 %
Quarz, ca. 12 % Feldspat (Albit-Oligoklas) und ca.
8 % Chlorit. Akzessorisch treten dazu Rutil und ande-
re Titanminerale, Almandin, Apatit, Hämatit, Sulfide
(Pyrit, Arsenopyrit, Sphalerit) und Zirkon auf. Schiefer-
erze sind allgemein relativ stark durchtrümert von ge-
ringmächtigen Feldspat-Quarz-, Feldspat-Quarz-Tur-
malin- und Turmalin-Trümern. Gelegentlich ist eine
Sulfidführung festzustellen.
Die Zinnvererzung ist in den Schiefern äußerst unre-
gelmäßig verteilt. Das vorhandene Zinn ist dabei zu
ca. 95 % an Kassiterit gebunden; zu ca. 5 % ist es
isomorph in gesteinsbildende Minerale, vor allem Py-
roxen, Amphibol und Chlorit eingebaut. Der Kassiterit
tritt hier meist in den Trümern auf, seltener in Form
von Einsprenglingen (von 0,01-1 mm Größe). Die kas-
siteritführenden Trümer sind allgemein nur einige mm
bis 1-2 cm mächtig und enthalten hauptsächlich
Quarz, Turmalin, Feldspat, Chlorit, Fluorit und Kassi-
terit. Letzterer weist hier Korngrößen von 0,1 mm bis
2 mm auf, vereinzelt auch Körner bis 3 mm Größe.
Außer in kristallinen Aggregaten kommt der Kassiterit
untergeordnet (ca. 5 %) auch in kollomorphen und pe-
litomorphen Bildungen vor. Pelitomorpher Kassiterit
bildet winzige linsenförmige oder unregelmäßige Ag-
gregate im Nebengestein, kollomorpher Kassiterit
bzw. „Holzzinn“ formlose Anhäufungen im Nebenge-
stein und in Trümern. Allgemein ist der Kassiterit der
Schiefererze grobkörniger als der der Skarnerze.
Zinnerzführende Schiefer bilden wie bereits erwähnt
auch Linsen und Lagen im Skarnlager oder unmittel-
bar darunter. Sie sind deshalb auch des Öfteren mit in
die Skarnerz-Vorratskontur einbezogen worden. Sie
sind hier häufig als Quarz-Chlorit-Gesteine ausgebil-
det. In diesen überwiegen kristalline Kassiterit-Ein-
sprenglinge, deren Korngröße etwa der der Skarn-
erze entspricht. Daneben kommen dort auch Lagen
von praktisch tauben bzw. erzarmen verskarnten
Schiefern vor. Sie weisen nur pelitomorphen Kassiterit
auf; ihr Zinngehalt beträgt allgemein 0,09-0,1 %.
Weiterhin treten im Skarnlager und an dessen Rand-
bereichen zum Glimmerschiefer auch Lagen und Lin-
sen von Gneisen bzw. gneisartigen Gesteinen auf, die
teilweise erhöhte Zinngehalte aufweisen (Mittelwert
ca. 0,09 % Sn). Sie führen Trümer mit Quarz, Chlorit,
Fluorit und Kassiterit, wobei die Korngröße dieses

Kassiterits
allgemein 0,02-0,1 mm beträgt, maximal
0,5 mm.
Die durchgeführten Erkundungsarbeiten haben ge-
zeigt, dass abgesehen von den obengenannten Aus-
nahmen in Form allgemein geringmächtiger Schiefer-
oder Gneislagen im Skarnlager in der Regel Skarn-
und Schiefererze räumlich getrennt auftreten und da-
mit auch getrennt gewonnen werden können. Dabei
ist zu berücksichtigen, dass entsprechend den bishe-
rigen Aufbereitungsuntersuchungen das Zinnausbrin-
gen der teilweise schwer aufbereitbaren Skarnerze
durch Schiefererz-Beimischung verbessert werden
konnte. Dies steht vor allem damit im Zusammen-
hang, dass das Zinnausbringen der verschiedenen
Erztypen - abgesehen vom Ausgangsgehalt an Zinn -
einerseits durch den Anteil an isomorph eingebautem
Zinn und andererseits durch den Anteil an Kassiterit
mit < 0,008 mm Korngröße bestimmt wird. Dieser mik-
roskopisch feine Kassiterit war mit der seinerzeit an-
gewandten Aufbereitungstechnologie praktisch nicht
ausbringbar.
Wie aus Tabelle 3.2 ersichtlich ist, beträgt im Schie-
fererz der an mikroskopisch feinen Kassiterit gebun-
dene Zinnanteil 9 %. Bei einem ermittelten Anteil von
5 % isomorph eingebautem Zinn war damit ein Zinn-
ausbringen von 86 % möglich.
Für die untersuchten Skarnerze war ein Zinnanteil von
im Mittel 16 %, der an mikroskopisch feinen Kassiterit
gebunden ist, bestimmt worden. Mit einem Anteil von
24 % isomorph eingebautem Zinn ergab sich hier ein
mögliches Zinnausbringen von 60 %. Das mögliche
Zinnausbringen aus Skarn-Schiefer-Mischerzen liegt
entsprechend den Anteilen zwischen den genannten
Maximalwerten.
3.5 Genetische Betrachtungen
Die im Gebiet Hämmerlein-Tellerhäuser ausgebildete
mehrgestaltige Mineralisation lässt den Einfluss einer
ganzen Reihe von Faktoren erkennen, die in ihrer
räumlich und zeitlich unterschiedlichen Wirkung zu ih-
rem Gesamtbild beigetragen haben. Am wesentlich-
sten sind dabei die strukturellen, die magmatischen
und die lithologischen erzkontrollierenden Faktoren.
Diese Faktoren äußern sich in dem offensichtlichen
genetischen Zusammenhang zwischen Deformation,
Magmatismus und Mineralisation, wie er auch beson-
ders von H
ÖSEL (1994 und 2003) für andere Lager-
stätten des Erzgebirges (hier Ehrenfriedersdorf und
Pöhla-Globenstein) hervorgehoben worden ist.
Ausgangspunkt der Betrachtung sind dabei die allge-
meinen Züge des geologischen Baus des Gebietes
Hämmerlein-Tellerhäuser (siehe 2.1). Diese sind
durch seine Lage im Kreuzungsbereich der NW-SO
streichenden Gera-Jáchymov-Störungszone mit der in
der Fichtelgebirgisch-Erzgebirgischen Antiklinalzone
verlaufenden Süderzgebirgischen Tiefenstörung
(B
AUMANN et al. 2000) über dem NO-Abhang einer
NW-SO gerichteten Aufwölbung von Graniten des
Westerzgebirgischen Teilplutons gekennzeichnet.
Für die Mineralisation in den Lagerstätten Hämmerlein
und Tellerhäuser waren nach M
ALYŠEV (1979) und
S
OKOLOVA (1979) drei Hauptprozesse von entschei-
dender Bedeutung:
-
Skarnbildung mit Absatz der Magnetitvererzung
-
Vergreisenung mit Bildung der schichtgebundenen
Zinn- und Sulfidvererzung
-
Bildung der hydrothermalen Erzgänge.
Die Skarnbildung ist nach ihren Merkmalen als
postmagmatisch-metasomatischer Prozess aufzufas-
sen, der vor allem im Bereich von Schichtkomplexen
mit Metakarbonat-Anteilen über der NO-Flanke eines
herzynisch gestreckten Granitmassivs vonstatten ging
und zur Bildung der Skarnlager führte. Für eine präva-
riszische oder regionalmetamorphe Skarnbildung oder
Vererzung sind keine schlüssigen Indizien (Lagenge-
füge u. ä.) gefunden worden. Die in einem frühen Sta-
dium der Skarnbildung entstandenen Skarne mit
hauptsächlich Pyroxen, Granat und Epidot sind in ei-
nem Bereich von bis etwa 1 000 m Abstand vom Gra-
nitkontakt ausgebildet, wobei innen, bis etwa 500 m
Abstand, Pyroxen-Granat-Skarne kennzeichnend sind
und, nach einer Übergangszone, auf den äußeren et-
wa 300 m überwiegend Pyroxen-Epidot-Skarne. Da-
bei nimmt im Allgemeinen die Intensität der Verskar-
nung vom Granit weg ab (wenngleich andererseits
selbst in unmittelbarer Granitnähe noch reliktische
Vorkommen von nahezu unverändertem Marmor fest-
gestellt worden sind). Für das spätere, zweite Stadium
der Skarnbildung sind vor allem Amphibole und
Magnetit charakteristisch. Insbesondere die Bildungen
dieses Stadiums lassen eine Bindung an tektonische
Bruchstrukturen erkennen (bevorzugte Ausbildung in
den Hauptrichtungen NW-SO und WSW-ONO, z. T. in
Trümern und Gängen im Skarnlager oder in den an-
grenzenden Schiefern) und weisen in ihrer Ausbildung
deutliche Verdrängungsmerkmale auf, wie schichtin-
terne diskordante Reaktionsfronten und ähnliches. Die
tektonischen Strukturen sind hierbei auch als Trans-
portwege für die Zufuhr vor allem von Eisen zu sehen,
wobei M
ALYŠEV (1979) als Quelle den Biotit der Schie-
fer im Liegenden der Skarnlager und der darunter fol-
genden Granite ansieht. Aus letzterem wird das Eisen
bei der Umbildung in Muskovit und Mg-Chlorit frei.
Die nachfolgende Vergreisenung erfasste weite Be-
reiche der Skarnlager und auf Kluft-Trümer-Zonen
z. T. auch die umgebenden, vor allem die unterla-
gernden Schiefer. Sie führte auch zum Absatz der
meist imprägnativ bzw. dispers verteilten Zinnverer-
zung und in der weiteren Folge zu einem massierten
Absatz von Sulfiden. Diese meist schichtgebundene
Mineralisation ist verknüpft mit den ersten Stadien der
69

Gangmineralisation
im Untersuchungsgebiet, die die
spätvariszische Quarz- und die Quarz-Sulfid-Forma-
tion (q- bzw. kb-Formation; siehe 2.5.3.1) umfassen.
Die vergreisten und zinnvererzten Bereiche sind ge-
kennzeichnet durch Serizit/Muskovit, Chlorit, Fluorit,
Quarz und Kassiterit, die Sulfidvererzung hauptsäch-
lich durch Sphalerit, Pyrit und Arsenopyrit. Die Zinnve-
rerzung ist bis etwa 600 m vom Granitkontakt entfernt
ausgebildet. Auch für das Zinn werden als Quelle in
erster Linie die unterlagernden Granite, genauer ge-
sagt deren melanokrate Minerale, im Wesentlichen al-
so der Biotit angesehen. Damit haben sich u. a. T
I-
SCHENDORF
et al. (1969 und 1970) und MALYŠEV
(1979) beschäftigt. Allerdings besteht speziell für das
Gebiet Hämmerlein-Tellerhäuser in dieser Hinsicht
noch erheblicher Untersuchungs- bzw. Klärungsbe-
darf. So weist der in den Bohrungen angetroffene
Granit nicht selten nur Zinngehalte um 10 g/t auf, ent-
spricht damit also nicht gerade einer potentiellen
Zinnquelle bzw. einem zinnspezialisierten Granit
(M
ATÛŠIN et al. 1980). Hier könnte aber auch ein Ver-
armungsbereich im Apikalteil eines veränderten Gra-
nitmassivs vorliegen, im Sinne der Interpretation von
T
ISCHENDORF (1970) oder der Deutung von Uran- und
anderen Elementgehalten im Auer Granit, unter der
Lagerstätte Schlema-Alberoda (B
ARSUKOV et al.
2006). Bei hochtemperiert-hydrothermalen (katather-
malen) Veränderungen könnte es hier zur Mobilisie-
rung und zum Transport des Zinns z. B. als Hydro-
xofluorid-Komplex (Sn[OH]
2
F
2
) in die überlagernden
Gesteine gekommen sein. Sein bevorzugter Absatz in
den als konzentrierender struktureller Schirm wirken-
den Skarnlagern wurde hier verursacht durch den Zer-
fall dieser Komplexe infolge der in den Skarn-
/Metakarbonatgesteinen eintretenden Erhöhung der
Basizität/Alkalinität der Fluida. Dabei korrelieren die
größten Zinn-Ansammlungen mit den Bereichen der
stärksten hochhydrothermalen Veränderung der
Skarne. Hier ist auch Fluorit stets vorhanden und weit
verbreitet. Dieser kann bei der in den Skarnen gege-
benen Calcium-Verfügbarkeit vor allem infolge der
Zerstörung der Amphibole aus dem beim Zerfall des
Hydroxofluorids freiwerdenden Fluor entstanden sein.
Die Schiefer unter den Skarnlagern weisen oft auch
relativ hohe Zinngehalte auf, sind also ebenfalls als
Quelle denkbar. So hat M
ALYŠEV (1979) in unverän-
derten bzw. gering veränderten Schiefern mit durch-
schnittlich 76 g/t höhere Zinngehalte festgestellt als in
verskarnten und hochhydrothermal veränderten
Schiefern (durchschnittlich 23 g/t); dabei ist auch hier
Biotit der Zinnträger (mit 300 g/t in unveränderten und
30 g/t in veränderten Biotiten).
Die erhöhte Basizität im Bereich der Skarnlager führte
hier nach dem Absatz der Zinnvererzung auch zum
massiven Absatz von Sulfiden aus komplexen Verbin-
dungen mit Hydrosulfid-Ionen, z. B. von Zink als
Sphalerit. Die Sulfide bildeten in den Skarnen z. T.
Imprägnationen, z. T. auch massive Nester, Linsen
bzw. Lagen; in den umgebenden Schiefern sind sie
gelegentlich in Trümern meist mit Quarz zu finden.
Die anschließenden, jüngeren hydrothermalen Bil-
dungen beschränkten sich ausschließlich auf Gang-
strukturen, die in der Regel NW-SO bis N-S streichen
und bei wiederholten Bewegungen in mehreren Etap-
pen unterschiedlichen Alters und unterschiedlicher In-
tensität in diesem Bereich der Gera-Jáchymov-
Störungszone aktiviert worden sind. Spätvariszisch,
nach den Bildungen der q- und der kb-Formation, sind
die Minerale der kku-Formation mit der primären
Uranvererzung abgesetzt worden. Zu den physiko-
chemischen Bedingungen beim Absatz dieser Verer-
zung sei auf die Darlegungen zur Genese der Uraner-
ze der Lagerstätte Schlema-Alberoda in H
ILLER &
S
CHUPPAN (2008) verwiesen; für Tellerhäuser wie
auch die anderen Uran-Ganglagerstätten dieser Regi-
on ist von grundsätzlich vergleichbaren Bedingungen
auszugehen. Darauf weisen auch die Ergebnisse von
Untersuchungen an Gas-Flüssigkeits-Einschlüssen in
Gangmineralen von Tellerhäuser einschließlich seiner
NW-Flanke hin (M
ATÛŠIN et al. 1988; s 2.5.3.3).
Gegenüber den relativ hohen Homogenisierungstem-
peraturen von 300-400 ºC der Einschlüsse im Gang-
quarz der q- und kb-Formation weisen diejenigen von
typischen Mineralen der kku-Formation, wie Calcit und
Fluorit, z. T. auch Kammquarz, mit einer Spanne von
60-140 ºC, im Wesentlichen 100-130 ºC, auf einen
deutlich niedrigeren Temperaturbereich für die ent-
sprechenden mineralbildenden Hydrothermen hin. Für
Schlema-Alberoda war ein Temperaturbereich von
100-200 ºC für die Bildung der Uranvererzung ermit-
telt worden.
Die Homogenisierungstemperaturen, insbesondere
der Karbonate, der jüngeren, d. h. postvariszischen
mgu- und biconi-Formation liegen etwa im gleichen
Bereich wie bei der kku-Formation.
Als günstige erzkontrollierende Faktoren für die Aus-
bildung einer Uranvererzung in der Lagerstätte Teller-
häuser sind vor allem das Vorhandensein mehrerer
Schichtkomplexe („Pakete“) heterogen aufgebauter,
geochemisch kontrastreicher „produktiver“ Gesteine,
wie Skarne, Amphibolite, kohlenstoff- oder sulfidfüh-
rende Schiefer u. a., im Kontaktbereich eines Granit-
massivs sowie die Existenz einer Vielzahl, meist NW-
SO bis N-S streichender Störungen unterschiedlicher
Größe in diesem Bereich anzusehen. In diesen tekto-
nischen Störungen und Kontraktionsklüften konnte
sich in den oben genannten „produktiven“ Nebenge-
steinen mit reduzierenden Mineralen bei wiederholten
und zeitlich andauernden Bewegungen aus den zirku-
lierenden, Uran als Uranylkarbonat-Komplexe enthal-
tenden Hydrothermen eine Uranvererzung absetzen.
70

Spätere,
d. h. jüngere tektonische Impulse mit ähnlich
temperierten Hydrothermen führten teilweise zur Um-
lagerung bzw. Überprägung dieser Vererzung.
Die Hauptmenge der hydrothermalen Gangmineralisa-
tion, insbesondere die Gangarten, wie Quarz, Karbo-
nate und Fluorit, dürfte durch Umlagerung und
Umkristallisation aus der in der Umgebung vorhande-
nen Stoffsubstanz gebildet worden sein. So tritt Fluorit
bevorzugt in Gängen und Trümern auf, die vergreiste,
frühen Fluorit enthaltende Skarne durchsetzen. Of-
fengeblieben ist die Frage der Herkunft des Urans.
Die räumliche Nähe zu einem unterlagernden Granit-
massiv – wie bei allen erzgebirgisch-vogtländischen
Uran-Ganglagerstätten – lässt eine Interpretation wie
die von B
ARSUKOV et al. (2006) als Umlagerung aus
einem apikalen Veränderungs- d. h. Verarmungsbe-
reich dieses Granitmassivs zu.
4 Geophysikalische Arbeiten
4.1
Geophysikalische Such- und Erkun-
dungsarbeiten
Da es sich bei den Lagerstätten Hämmerlein und Tel-
lerhäuser um Erzanreicherungen mit relativ mächtigen
Gesteinsüberdeckungen handelt, haben geophysikali-
sche Untersuchungsarbeiten bei der Prospektion eine
wichtige Rolle gespielt.
Erste spezialisierte geophysikalische Sucharbeiten er-
folgten im Zeitraum 1949-52 durch die SAG Wismut in
Form von flächendeckenden Emanationsaufnahmen
auf SW-NO gerichteten Profilen im Abstand von
100 m mit Punktabständen von 5 m und lokalen Ver-
dichtungen in Anomaliebereichen. Durch diese Arbei-
ten konnten wegen der begrenzten Eindringtiefe nur
oberflächennahe Uranvererzungen detektiert werden.
Im Untersuchungsgebiet betraf das die kleine Uranla-
gerstätte Tellerhäuser-alt und die Uranvorkommen
Ehrenzipfel I und II, Rittersgrün und Kaffenberg (siehe
Anhang 1).
In einer nächsten Untersuchungsetappe rückten ab
1960 Magnetit- und in der Folgezeit auch Zinnverer-
zungen in den Fokus der staatlich finanzierten Lager-
stättensuche, so dass bei den geophysikalischen Ar-
beiten gravimetrische und vor allem geomagnetische
Verfahren in den Vordergrund traten.
Die Messungen wurden in mehreren Kampagnien
durch den VEB Geophysik Leipzig ausgeführt (vgl.
W
ITTHAUER in LEONHARDT 1999) und erbrachten eine
Reihe auffälliger Indikationen, die bei den nachfolgen-
den Erkundungsarbeiten mit Bohrungen untersucht
wurden.
1965 wurde auch die SDAG Wismut wieder im Ar-
beitsgebiet aktiv. Die geologische Spezialkartierung
im Maßstab 1:25 000 (Û
RTAJKIN et al. 1969) wurde
von komplexen geophysikalischen Untersuchungen
(Radiometrie, Geoelektrik, Geomagnetik) begleitet.
Dazu kamen vertiefende Auswertungen der Messun-
gen des VEB Geophysik Leipzig. Radiometrische Ar-
beiten wurden als Gamma-Spur-Aufnahme mit 0,6 m
Eindringtiefe begonnen und anschließend als Tiefen-
Gamma-Aufnahme fortgesetzt. So erfolgten Aufnah-
men des primären Strahlungsfeldes im Maßstab
1 : 10 000 bis 1 : 2 000 auf SW-NO orientierten Profi-
len mit über 360 000 Messpunkten in Flachbohrungen
von 0,5 m bis 1,3 m Tiefe und in Kartierungsbohrun-
gen.
Als geoelektrische Verfahren kamen Dipol-Profi-
lierungen und Eigenpotentialmessungen zum Einsatz.
Mit den Dipolmessungen auf Profilen (100 x 10 m) mit
45° bzw. 315° Orientierung wurden NW-SO und SW-
NO streichende Bruchstrukturen verfolgt. Die Auf-
nahme des Eigenpotentials kam im Verbreitungsge-
biet der Joachimsthaler Gruppe zur Anwendung, um
kohlenstoff- und sulfidführende Gesteinsbereiche ab-
zugrenzen.
Geomagnetik wurde in den Varianten der ∆Z- und ∆T-
Messung auf 45°-Profilen im Maßstab 1 : 10 000
(100 x 10 m) eingesetzt.
In Vorbereitung geologischer Revisionsarbeiten wur-
den 1982 von der SDAG Wismut nochmals geomag-
netische und gravimetrische Messungen (Maßstab
1 : 25 000 bzw. 1 : 10 000) im Lagerstättenbereich
ausgeführt, deren Ergebnisse für die Ausgliederung
von Kluft-Gang-Zonen und uranhöffigen Nebenge-
steinspaketen genutzt wurden (A
BROSIMOV et al.
1985).
Aerogeophysikalische Arbeiten im Jahr 1988 (R
UHL
1990) ergaben keine verwertbaren Hinweise für die
Lagerstättenerkundung.
Neben den geophysikalischen Feldmessungen erfolg-
ten komplexe geophysikalische Messungen in Bohrlö-
chern, im betrieblichen Sprachgebrauch als Karotta-
ge-Messungen bezeichnet. Neben der obligatorischen
Aufnahme des Gammalogs wurden in der Regel die
Bohrlochabweichung und häufig der Kaliber-Log auf-
gezeichnet. Zum Standard-Messprogramm gehörten
verschiedene geoelektrische Verfahren wie Eigenpo-
tential-Messungen (SP) und Widerstandsmessungen
in verschiedenen Konfigurationen (große und kleine
Normale, Oberkanten- bzw. Unterkanten-Sonden). In
Einzelfällen sind Temperaturdaten gewonnen worden.
Ende der 1980er Jahre wurden kurzzeitig Versuchs-
arbeiten zur Gamma-Spektroskopie in einer Bohrloch-
variante realisiert, um die Bohrprofile lithologisch de-
taillierter zu untergliedern, ohne dabei grundlegend
neue Ergebnisse zu erzielen.
71

image
image
72
4.2
Geophysikalische Betreuung der
Bergarbeiten
4.2.1
Arbeiten auf Uran
Bezüglich der radiometrischen Betreuung der Bergar-
beiten wurden die methodischen Grundprinzipien aus
der Lagerstätte Schlema-Alberoda (H
ILLER & SCHUP-
PAN
2008) in vollem Umfang übernommen. Ziel der
Arbeiten war in allen Phasen die lückenlose Doku-
mentation angetroffener Uranvererzung und ihre voll-
ständige Gewinnung unter Vermeidung von unnötigen
Verlusten und unverhältnismäßiger Verdünnung.
Die geophysikalischen Kontrollbefahrungen erfolgten
für alle belegten bergmännischen Betriebspunkte kon-
tinuierlich im Drei-Schicht-System. Die Vortriebs- und
Gewinnungsorte waren auf vorhandene Uranverer-
zung hin zu überprüfen und zu dokumentieren; ggf.
waren Maßnahmen zur qualitätsgerechten Gewinnung
einzuleiten. In diesem Zusammenhang wurden auch
sämtliche Sprengbohrlöcher und Kontrollbohrungen
(einschließlich der in taube Gangteile eingebrachten
Karottagebohrungen) radiometrisch vermessen.
In den Abbauorten kamen zu diesen Aufgaben noch
die Vor-Sortierung des vererzten Haufwerks, die Kon-
trolle der vollständigen Gewinnung und die Überwa-
chung notwendiger Nachbereinigungen. Regelmäßig
erfolgten Kontrollen der Versatzoberflächen und Son-
dierungen (bis 1,2 m Tiefe) der in den Abbaublöcken
verbleibenden Versatzmassen im Raster von 1 m x
1 m, um die Verluste quantitativ zu erfassen und bei
Bedarf eine nachträgliche Gewinnung zu veranlassen.
Abb. 4-1:
Radiometrische Dokumentation einer Strecke
Unabhängig von den Vor-Ort-Kontrollen wurden alle
Auffahrungen einer detaillierten Gamma-Profilierung
unterzogen, um verbliebene Anomalien aufzufinden.
Alle kernlosen Bohrungen (leichte Erkundungsboh-
rungen, NKR-Bohrungen) und untertägigen Kernboh-
rungen wurden durch Inklinometrie lagemäßig erfasst
und radiometrisch dokumentiert. Dafür war eine spe-
zielle Arbeitsgruppe der Bohrabteilung des Bergbau-
betriebs Aue zuständig.
Die abschließende Kontrolle aller Förderwagen (Hun-
te) erfolgte in der Radiometrischen Kontrollstation
(RKS) am Stollnmundloch (siehe 7.5.1). Hier wurde
einerseits die Trennung der tauben Masse vom ver-
erzten Haufwerk vorgenommen. Andererseits wurden
durch die Erfassung von Gewicht und Gamma-
Aktivität der Erzmasse die Ausgangsdaten für die be-
triebspunktbezogene Abrechnung der Erzgewinnung
ermittelt. Diese diente wiederum als Ausgangsgröße
für die Vorratsberechnung (siehe 7.3.1).
Die Eichung der operativ eingesetzten Messapparatu-
ren erfolgte mindestens zweimal monatlich anhand
von speziellen Messmodellen mit bekannter Gamma-
Aktivität, die als Etalons bezeichnet wurden. Durch

image
Vergleichsmessungen
zu Schichtbeginn und -ende
wurde die Stabilität der Geräte laufend überwacht. Im
Routinebetrieb waren mindestens 10 % Kontrollmes-
sungen vorgeschrieben.
Analog wurden die RKS-Radiometer schichtweise auf
stabilen Betrieb hin überwacht. Eine Gegenüberstel-
lung der Radiometer-Anzeige der RKS mit Ergebnis-
sen chemischer Analysen wurde monatlich vorge-
nommen.
Bei der praktizierten radiometrischen Begleitung der
Bergarbeiten war die Frage nach dem radiometri-
schen Gleichgewicht der Fördererze ein zentraler
Punkt in Bezug auf Genauigkeit und Reproduzierbar-
keit der genutzten Messwerte. T
OKAREV et al. (1975)
zeigen anhand eines Vergleiches von 68 radiometri-
schen Uranbestimmungen mit den Ergebnissen der
chemischen Analyse auf Radium an den entspre-
chenden Proben, dass die Schwankungen des U-Ra-
Verhältnisses (0,91 bis 1,07, Mittelwert 0,9675) im Be-
reich der Messfehler liegen. Damit kann zumindest für
die Uranerze aus der Lagerstätte Tellerhäuser von ei-
nem stabilen radiometrischen Gleichgewicht ausge-
gangen werden.
4.2.2
Arbeiten auf Zinn
Erkundung, Gewinnung und Verarbeitung der Zinner-
ze des Lagerstättenfeldes gingen mit aufwändiger
Beprobungs- und Analysetätigkeit (Schlitz- und
Trennproben, nasschemische Analytik) einher, die ei-
nen enormen Personaleinsatz und lange Bearbei-
tungszeiten zur Folge hatte. Um die angestrebte Ge-
winnung und Verarbeitung der Zinnerze mit effektiven
geophysikalischen Methoden nach dem Vorbild der
radiometrischen Betreuung der Uranerzgewinnung
begleiten zu können, wurden 1975 im WTZ der SDAG
Wismut gezielte Arbeiten zur Entwicklung von Metho-
den und Geräten zur schnellen Zinngehaltsbestim-
mung aufgenommen. Deren Ausrichtung bestand da-
rin, die Sofortbestimmung von Zinn am Anstehenden
zu ermöglichen und die chemische Zinnanalytik für die
Vorratsberechnung durch kernphysikalische Verfah-
ren abzulösen. Dabei wurde auf Vorarbeiten und Pro-
totypen (Geräte MAK-1, ROMUL-EFA) des sowjeti-
schen Unionsforschungsinstituts für den wissenschaft-
lichen Gerätebau (SNIIP) zurückgegriffen (A
BRAMOV
et al. 1980).
Als kernphysikalische Grundprinzipien wurden der
Mößbauer-Effekt (elastische Resonanzstreuung bzw.
-absorption von Gamma-Quanten an Atomkernen)
bzw. die röntgenradiometrische Methode (Anregung
von elementspezifischer Röntgenstrahlung durch
Gamma-Quanten geringer Energie) betrachtet. Wich-
tige Bewertungskriterien waren die Selektivität bezüg-
lich Zinn, der Einfluss von Matrixschwankungen und
Störsignalen durch vorhandene Schwermetalle (z. B.
Eisen im Magnetit) sowie die Kompensation der
Abb. 4-2:
Gerät zur kernphysikalischen Zinn-
Gehaltsbestimmung im Labor MAK-1
Oberflächenrauigkeit. Insgesamt gaben die bessere
Nachweisgenauigkeit und die geringere Matrixabhän-
gigkeit den Ausschlag für die bevorzugte Anwendung
röntgenradiometrischer Verfahren. Nur in der An-
fangsphase der Zinnerkundung kam mit dem sowjeti-
schen Gerät MAK-1 (Mößbauer-Analysator für Kassi-
terit) das alternative Prinzip bei der Gehaltsbestim-
mung an Pulverproben zum Einsatz.
Die im WTZ entwickelten Geräte unter der Baureihen-
bezeichung PAZ (Physikalischer Analysator für Zinn)
arbeiteten auf Grundlage einer zweistufigen Anregung
mit einer
241
Am-Quelle über ein Europium-Target
(L
UTZE 1981). Der Nachweis der Zinn-Sekundär-
strahlung erfolgte mittels Szintillationskristall und Se-
kundärelektronenvervielfacher. Bedingt durch das
Auftreten zweier Erztypen (Skarn und Schiefer) waren
zwei unterschiedliche Graduierungen anzuwenden,
mit denen die spezifische Korngrößenverteilungen
des Kassiterits berücksichtigt werden konnten.
Durch spezielle Konstruktionen der Messköpfe und
Sonden wurde das Grundgerät an die spezifischen
Einsatzgebiete angepasst. So entstanden folgende
Gerätetypen:
-
PAZ-P bzw. PAZ-3KA (Entwicklungszeit 1976-
1979): Zinngehaltsbestimmung in Pulverproben im
Labor, teilweise unter Nutzung eines Dreikanal-
analysators,
-
PAZ-Q (1977-1980): quantitative Gehaltsbestim-
mung in luft- bzw. wassergefüllten Erkundungs-
bohrlöchern und am Anstehenden für die Vorrats-
berechnung,
-
PAZ-E (1979-1981): Expressbemusterung (halb-
quantitativ) in Sprengbohrlöchern und am Anste-
henden für die operative Lenkung der Bergarbeiten
und
-
PAZ-T (1976-1979): Bestimmung der Zinnkonzen-
tration in Feststoff-Wasser-Gemischen (Trüben) in
Rohrleitungen während des Aufbereitungsprozes-
ses.
73

image
image
image
74
Alle genannten Geräte wurden in der Lagerstätte
Hämmerlein bzw. in der Pilotanlage im Aufbereitungs-
betrieb 101 in Crossen unter konkreten Bedingungen
erprobt und erfüllten die gestellten Anforderungen an
Genauigkeit, Empfindlichkeit, Stabilität, Zuverlässig-
keit und Schnelligkeit (L
UTZE 1981). Damit waren so-
wohl die Sofortbestimmung von Zinn am Anstehenden
als auch der Ersatz der chemischen Zinnanalyse für
die Vorratsberechnung durch diese kernphysikali-
schen Messverfahren möglich.
Abb. 4-3:
Einsatz des Gerätes Romul-EFA-P zur
Zinn-Gehaltsbestimmung am Anstehen-
den
Für alle Geräte der PAZ-Reihe wurde die Schutzgüte
erteilt. Als problematisch wurde jedoch der Umgang
mit den seinerzeit verfügbaren
241
Am-Quellen einge-
schätzt, da im Havariefall (mechanische Zerstörung)
mit massiven Kontaminationen der Umgebung zu
rechnen war.
5 Hydrogeologie
5.1 Hydrogeologische Situation
Die hydrogeologischen Verhältnisse sind im gesamten
Erzfeld Pöhla-Tellerhäuser ausreichend detailliert un-
tersucht. Bereits während der Aufnahmearbeiten im
Maßstab 1 : 25 000 wurden von 1965 bis 1968
ca. 250 übertägige Wasseraustrittsstellen durch Pro-
benahme erfasst (Û
RTAJKIN et al. 1969).
Zur Ermittlung der hydrogeologischen Bedingungen
für die Durchführung untertägiger bergmännischer Ar-
beiten wurden bereits im Stadium der Lagerstättener-
kundung hydrogeologische Bohrungen niederge-
bracht, an denen Pumpversuche erfolgten (K
AZANCEV
et al. 1971).
1968 wurden kontinuierliche hydrogeologische Be-
obachtungen im Grubengebäude aufgenommen, mit
denen im gesamten Betriebszeitraum Berg- und
Bohrarbeiten überwacht wurden. Im Rahmen dieser
Arbeiten erfolgte die Erfassung von Klimadaten, der
Abflussmenge der Vorfluter, der untertägigen Was-
serzuläufe und der abgeleiteten Wassermenge. Zusit-
zende Wässer und Abwasser wurden hydrochemi-
schen Untersuchungen unterzogen.
Das gesamte Bergbaugebiet befindet sich im Ein-
zugsbereich des Schwarzwassers. Es wird vom Pöhl-
wasser, im Oberlauf als Klingerbach bezeichnet,
durchflossen, das den Höllbach, Kunnersbach und
Luchsbach aufnimmt, die ihrerseits mehrere kleinere
Zuflüsse aufweisen. Die Speisung der Wasserläufe
erfolgt hauptsächlich durch Niederschläge. Das stark
gegliederte Relief bedingt einen ausgeprägten Ober-
flächenabfluss.
Alljährlich tritt im April-Mai bedingt durch die Schnee-
schmelze ein ausgeprägtes Frühjahrshochwasser auf.
In den Sommer- und Herbstmonaten steigt die Was-
serführung nur nach langanhaltenden Starknieder-
schlägen.
Die Überwachung der Fließgewässer erfolgte durch
zweimalige Messung der Abflussmengen pro Monat.
Die mittleren Abflusswerte der Bäche und die Abfluss-
spende sind in der folgenden Tabelle 5.1 zusammen-
gefasst.
Messungen der Teufelsquelle am Dreiberg im Zeit-
raum Mai 1985 bis September 1986 zeigten ebenfalls
starke Schwankungen der Schüttung zwischen
0,2 m³/h und 13,6 m³/h.
Die den geologischen Bau bestimmenden kristallinen
Schiefer werden von tektonischen Störungen unter-
schiedlicher Richtungen, überwiegend aber mit NW-
SO- bis N-S-Streichen durchsetzt. Geringmächtige
eluvial-deluviale Verwitterungsbildungen, in den Tä-
lern auch alluviale Ablagerungen bedecken die anste-
henden Festgesteine. Diese Gesteine sind durchweg
Wasserstauer. Folglich sind Grundwasserleiter im
klassischen Sinne nicht ausgebildet. Die auftretenden
Grundwässer sind folgenden Typen zuzuordnen:
-
Porengrundwässer in alluvialen Ablagerungen,
-
Poren-Kluft-Grundwässer und
-
Kluft-Spalten-Wässer (T
OKAREV et al. 1975).

Tab. 5.1:
Hydrologische Kennwerte der Fließgewässer im Lagerstättengebiet Hämmerlein-Tellerhäuser
(Angaben in m³/h, km² bzw. m³/hkm²)
Monat
Schildbach
Kunnersbach
Luchsbach
Höllbach
Klingerbach
Zeitraum
1969-1991
1974-1991
1969-1991
1974-1991
1980-1991
Januar
24,60
98,70
163,30
268,20
346,10
Februar
15,90
82,90
126,60
188,10
230,30
März
18,00
86,00
155,60
200,70
322,00
April
40,90
155,10
241,40
377,80
561,60
Mai
29,00
95,10
170,80
220,50
307,10
Juni
18,90
60,90
154,90
169,00
269,20
Juli
14,90
81,70
143,50
148,30
247,10
August
22,40
72,90
150,10
187,10
311,40
September
16,70
83,50
111,90
127,90
221,60
Oktober
11,60
66,30
103,80
126,90
201,10
November
13,90
62,70
129,60
127,50
237,80
Dezember
22,90
87,30
171,90
149,30
274,20
Jahresmittel
20,80
86,10
151,90
190,90
294,10
Einzugsgebiet
1,12
4,10
5,90
3,50
4,30
Abflussspende
18,60
21,00
25,70
54,5
68,40
Porengrundwässer
sind in ihrer Verbreitung an allu-
viale Ablagerungen der Flüsse und Bäche gebunden
und somit auch in den Talauen nicht durchgängig an-
zutreffen. Als Wasserleiter fungieren schwach sortier-
te Bachsedimente, bestehend aus Geröllmassen mit
sandig-lehmigem Bindemittel. Ihre Mächtigkeiten
betragen 2-3 m, in Ausnahmefällen bis 10 m. Der
Grundwasserspiegel liegt in 0,2 m bis 2 m unter der
Oberfläche. Die Wässer sind ungespannt. Die Spei-
sung erfolgt aus den Oberflächenwässern oder durch
Poren-Kluft-Wässer des Muttergesteins, mit denen sie
in kommunizierender Verbindung stehen. Der natürli-
che Abfluss erfolgt über Uferquellen in die Wasserläu-
fe. Die Porengrundwässer werden zur Trinkwasser-
gewinnung und zu wirtschaftlichen Zwecken genutzt.
Poren-Kluft-Grundwässer
treten im Bereich der ober-
flächennahen Verwitterungs- bzw. Auflockerungszone
der Festgesteine auf. Die im Normalzustand was-
serundurchlässigen metamorphen bzw. magmati-
schen Gesteine sind infolge starker tektonischer
Überprägung klüftig. Diese Klüftigkeit stellt die Vor-
aussetzung für die Bildung einer oberflächennahen
Verwitterungszone dar. Je nach physiko-chemischen
Eigenschaften der Gesteine, nach Intensität der tek-
tonischen Beanspruchung und nach geomorphologi-
schen Gegebenheiten kann die Mächtigkeit der Ver-
witterungszone zwischen 10 m und 80 m schwanken.
Die Lage des Grundwasserspiegels folgt in abge-
schwächter Form dem Verlauf des Reliefs. In den un-
teren Talhanglagen liegt der Grundwasserspiegel in
0,5-1 m Teufe. Im Bereich der Wasserscheiden ist er
10 m bis 15 m unter Gelände anzutreffen. Wegen der
nachlassenden Intensität der Auflockerung nimmt die
Wasserführung dieses Grundwasserleiters mit der