PORFÍROS INTRÚZIÓ ÉRCFÖLDTANI SAJÁTOSSÁGAI

Átírás

1 PORFÍROS INTRÚZIÓ ÉRCFÖLDTANI SAJÁTOSSÁGAI A PARÁDI ALACSONY SZULFIDÁCIÓS FOKÚ EPITERMÁS ZÓNÁK ALATT Készítette: Fehérvári Zoltán 1 mm Témavezető: dr. Molnár Ferenc ELTE TTK Ásványtani Tanszék 2011

2 Tartalomjegyzék 1. Bevezetés Célkitűzés A porfíros és epitermális ércesedési típusok általános jellemzői A porfíros ércesedések jellemzői Epitermás rendszerek sajátosságai különös tekintettel az alacsony szulfidációs ( low sulfidation LS) teleptípusra A porfíros és epitermás ércesedések kapcsolata A recski intruzív-vulkáni komplexum földtana és ércesedései Kutatástörténet Recski magmás komplexum fejlődéstörténete A recski magmás komplexum ércesedései Vizsgálati módszerek és mintaelőkészítés Petrográfia Röntgenpordiffrakció Folyadékzárvány vizsgálatok Elektronmikroszondás mérések Eredmények A kőzetátalakulások petrográfiai jellemzői, különös tekintettel érces jellegeikre Az ércásvány-együttesek jellemzése Az agyagásványok eloszlása a kőzetátalakulási zónákban A K-Ar vizsgálatok eredményei A folyadékzárvány vizsgálatok eredményei Petrográfia Mikrotermometria Az eredmények értelmezése Az érctípusokat kialakító folyamatok sajátosságai A porfíros és epitermális ércesedési zónák kapcsolata Távlati célok, további kutatási irányok... 60

3 8. Összefoglalás Summary Köszönetnyilvánítás Irodalomjegyzék Fotótáblák Mellékletek 3

4 1. Bevezetés 1.1 Célkitűzés Nyersanyagokra az emberiségnek mindig is szüksége volt, és ez a jövőben sem fog változni. Ahhoz, hogy a Föld kincseit adott időben és technológiai fejlettség mellett maximálisan ki tudjuk aknázni, az szükséges, hogy a régi eredményeket figyelembe véve a mai modern modelleket, kutatási elveket alkalmazzuk. Az előbbi gondolatot követve a diplomamunkám célja a recski mélyszinti ércesedés, Hegyeshegy-Macskabérc- Veresagyagbérc vonulata alatti részének, részletes ércföldtani vizsgálata korszerű szemlélet és módszerek alapján, támaszkodva az eddig elért megfigyelésekre és eredményekre. Eredményeim ismeretében szeretnék további kutatási irányokat is megfogalmazni: például a két terület (Lahóca és Hegyes-hegy) összehasonlítására, egységes földtani modell kialakítására. Erre azért van szükség, mert a recski területen egymáshoz igen közel fejlődött ki az epitermás rendszerek két alapvető típusa: a magas, illetve az alacsony szulfidációs fokú epitermás teleptípus (Molnár et al., 2008). Így egyedülálló lehetőség nyílhat az eltérések ilyen kis területen belüli megértésére, tisztázására. A déli terület alaposabb megismerését azért is különösen fontosnak tartom, mivel napjainkban újra előtérbe került a recski telepek ismételt művelésbe vétele és vele együtt a régen művelésbe nem vont, de megkutatott területek reambulációja. Remélem utóbbihoz az én munkám is hozzájárul. A diplomamunkámban 4 fúrás (Rm-70, Rm-73, Rm-125, Rm-71) anyagát dolgoztam fel. A mintákat a recski magraktárból, illetve az etalon gyűjteményből a terület kezelőjének a Mecsek-Öko Zrt. hozzájárulásával gyűjtöttem. 3

5 2. A porfíros és epitermális ércesedési típusok általános jellemzői 2.1 A porfíros ércesedések jellemzői A világ színes- és nemesfém-termelésében fontos szerepet játszanak a rézporfíros (és a hozzájuk kapcsolódó epitermás) telepek, mivel a világ réztermelésének mintegy ¾-e, a molibdénnek a fele, míg az aranyénak az 1 / 5 -e ilyen telepekből származik (Sillitoe, 2010). Mindemellett az ezekhez kapcsolódó ércesedésekben gazdaságilag is jelentősen dúsulhatnak egyéb elemek, mint például a Re, Pb, Zn, Bi, Pd, Se, Te. Így elengedhetetlen fontosságú, hogy a tudományos kutatás minél pontosabb, kifinomultabb modelleket dolgozzon ki, és minél több részletet tárjon fel az ipar számára. Hiszen a tudományos munkák mind a kutatást, mind a kitermelést és feldolgozást (például Földessy et al., 2002) alapvetően meghatározzák, illetve jelentősen módosíthatják. A jelenleg ismert telepekből származó tapasztalatok alapján szeretnék az alábbiakban egy általánosított képet adni a telepek főbb jellemzőiről. Eltérő gyakorisággal bár, de a világ szinte minden részéről ismertek rézporfíros és (Afrika kivételével) hozzájuk kapcsolódó epitermás telepek. Jelenleg a legtöbb jelentős készletekkel bíró telep a Cirkumpacifikus Övben, azon belül az amerikai kontinens nyugati partvidékén található (1. ábra). 4

6 1. ábra A ma ismert Cu- porfíros telepek eloszlása a világban (Sillitoe, 2010 nyomán) Mint ismeretes ez az övezet a mezozoikum óta aktív szubdukciós zónában helyezkedik el. Egyértelmű tehát, hogy főként a magmás ívekben (beleértve az ív mögötti medencéket is) alakulnak ki az ilyen telepek (Sillitoe, 2010). Már a lemeztektonikai elmélet kialakulásakor számos szerző megpróbálta feltérképezni és rendszerezni a lehetséges geotektonikai környezeteket (Baksa, 1984), de igazán csak a friss kutatások (Yang et al. 2009, Hou et al., 2011) világítottak rá, hogy az aktív szubdukciós környezettől eltérő geodinamikai helyzetben is kialakulhatnak (akár óriási méretű, gazdaságilag is jelentős) rézporfíros telepek. Az eltérő geodinamikai rendszerek lehetnek: posztkollízióhoz kapcsolódó transzpressziós, illetve extenziós szerkezetek; valamint anorogén kontinensen belüli rendszerek (Hou et al., 2011). A geotektonikai környezet alapvetően meghatározza a telepek képződését, de a telepek későbbi megőrződésében is fontos szerepet játszik. Ismert telepek adatait felhasználva Hedenquist és Arribas (1999b) arra jutott, hogy az erózió mértéke a szigetív rendszereknél nagyobb (0,1-1 mm/év), mint a kontinentális ívek esetén (0,01 mm/év). Ez a gyorsabb kiemelkedésnek és erőteljesebb időjárási tényezőknek (például esőzések) köszönhető. A térbeli eloszlás mellett fontos tényező a telepek földtörténeti elterjedése is. A legidősebb ilyen előfordulások prekambriumi korúak. Ilyenek például a Hope Brook-i és az Enäsen-i telep (proterozóos) Svédországban (Hedenquist és Arribas, 1999b). Utóbbiak alapján feltételezhetjük, hogy akár 5

7 már az archaikum során is kialakulhattak rézporfíros telepek (Sillitoe, 2010). Azonban valószínűen azért ismert csak igen kevés számú kainozóosnál idősebb előfordulás, mert geotektonikai környezettől függetlenül a rézporfíros rendszerekre általánosan igaz, hogy a rezet tartalmazó intruzió(k) a felszín alatt sekély mélységben (0,5-3 km) települ(nek). Így az eróziónak jobban kitett nagyon idős ércesedések megőrződésére igen csekély az esély (Hedenquist és Arribas, 1999b). Ezt jelzi az is, hogy a ma ismert telepek többsége miocén vagy annál fiatalabb korú. Továbbiakban az is általánosítható, hogy a mélyebb magmakamrából származó, főleg mészalkáli vagy ritkán shoshonitos, kőzetanyag mély repedésrendszereken keresztül hatol a felszín közelébe, sokszor a felszínre is. A már meglévő, illetve a magmás folyamat indukálta (hűlési, robbanásos, stb.) repedések, repedésrendszerek a későbbiek folyamán is fontos szerepet töltenek be az ilyen ércesedések fejlődésében. Ezek mentén alakul(hat)nak ki a magmás, kevert, illetve (felfűtött) meteorikus eredetű fluidumok áramlási rendszerei; és a hozzájuk kapcsolódó kőzetátalakulási jelenségek, amelyek mind horizontálisan, mind vertikálisan jellegzetes zonációval rendelkeznek a rézporfíros rendszeren belül (2. ábra). A zonáció az intruziótól kifelé haladva alakul ki, és leegyszerűsítve a következőképpen jelenik meg: az intruzív testen belül kálimetaszomatózis és ritkán Na-Ca átalakulás (a gyökérzónában, illetve alatta), míg a mellékkőzetben propilitesedés (korai fázisok); majd kvarc-szericites átalakulás és agyagásványosodás (Hou et al., 2011). Az egyes nagyobb egységeket tovább lehet és kell is bontani (ahogy részben az a 2. ábrán is látható) a kialakulás sorrendje és a jellemző ásványparagenezis alapján. 6

8 2. ábra Kőzetátalakulási zonáció a teleszkóposan kifejlődő Cu- porfíros rendszereknél (Sillitoe, 2010 nyomán) Az elkülönítés azonban sokszor nehézségekbe ütközik, mivel az egyes átalakulási fázisok között sem időben, sem térben nem éles a határ. A rézporfíros rendszerekre általában jellemző a többszöri magmabenyomulás, ezért a kőzetátalakulási zónák sokszor felülbélyegzik egymást komplex fejlődéstörténetet zárva magukba. A kőzetátalakulás ami általában jelentősen (akár két nagyságrenddel) meghaladhatja az érctest méreteit kiterjedését a repedésrendszereken túl természetesen sok más tényező: a magma mennyisége, a mellékkőzet összetétele, porozitása stb. is befolyásolja. A mellékkőzet összetétele nemcsak az átalakulás kiterjedtsége és ásványos jellegei szempontjából fontos, hanem az ércesedésben is komoly szerepet játszik. Sillitoe (2010) szerint a nem karbonátos mellékkőzetekben inkább csak erekhez kapcsolódhat színesfém és arany ércesedés; és nem jelentkeznek vagy alig ismerhetők fel a következő kifejlődések: proximális Cu-Au szkarn (részben az endoszkarn), disztális Zn-Pb szkarn, karbonát helyettesítéses Zn-Pb-Ag ércesedés (3. ábra). 7

9 3. ábra Rézporfíros rendszer ércesedésének általánosított képe karbonátos környezetben. (Sillitoe, 2010 nyomán) Bár az utóbbi típusú ércesedések kiterjedésben nem érik el a Cu- (Cu-Mo, Cu-Au) porfíros testek méretét, de igen fontos gazdasági jelentőségűek, mivel általában fémkoncentrációjuk a rézporfíros test fémkoncentrációjának ami általában 0,5-1,5 % Cu és <0,01-0,04 % Mo (Sillitoe, 2010) többszöröse (akár egy nagyságrendnyi különbség) is lehet. A fő érchordozó a rézporfíros rendszerekben mégis a szubvulkáni intrúzió, ami a granodioritos összetételtől egészen a gránitos összetételig változhat (Hedenquist és Arribas, 1999b). Jellemzően azonban granodioritból, monzogránitból vagy kvarc monzonitból áll (Hou et al., 2011). A telepek 8

10 kialakulása általában többszöri esemény eredménye, és a magmás aktivitás csúcsaihoz kapcsolható. Egy-egy szakasz viszonylag rövid időt (1-2 millió év/szakasz) ölel fel. Az ismétlődések számától, a magma eredeti fémkoncentrációjától, a fizikai-kémiai paraméterek változásától és még sok mástól függ, hogy a teljes magmás aktivitás alatt mekkora méretű telepek jönnek létre. Óriási telepeknek a kb. 3 millió tonna feletti, nagyoknak 0,5 millió tonna fölötti, közepeseknek 0,1-0,5 millió tonna rezet tartalmazó előfordulásokat tekintjük (Hou et al., 2011). Magát az oszlopos vagy gomba alakú ércesedett magmás testet azonban sokszor csak a fémkoncentráció izovonalai alapján lehet egyértelműen lehatárolni (Baksa, 1984). Még az óriási telepek esetén sem az egész intrúzió ércesedik, hanem csak egy cilinderhez hasonló része, a belső, meddő mag körül (Hou et al., 2011). Az ércásványok közül a leggyakoribbak: a pirit, kalkopirit, molibdenit és bornit; ezek finom hintések formájában, illetve vékony ereket alkotva fordul elő. Alárendelten társulhatnak ezekhez más ércásványok is, úgy, mint magnetit, hematit, kovellin és kalkozin. Természetesen az ércásványok eloszlása is hasonlóan az átalakulási zonációhoz mutat egyfajta szabályosságot, övességet (Cseh Németh, 1975). A molibdén leginkább a mélyebb zónákban fordul elő, általában elkülönülve a réztől (4. ábra; Baksa, 1984). 4. ábra A Qulong-i telep Au- és Mo- koncentrációjának eloszlási térképe (Yang et al., 2009 nyomán) A molibdénnel ellentétben az arany viszont általában jól korrelál a réz eloszlásával. Főként ott mutatkozik nagy egyezés, ahol a kálimetaszomatizált paragenezisben a bornit, és nem a kalkopirit a fő rézhordozó ásvány (Sillitoe, 2010). Az intruzió valamelyest sekélyebb, de főként laterálisabb helyzetű részein (a disztális szkarnban erőteljesebben és a propilites átalakuláshoz kapcsolódva) a cink, az ólom és az ezüst ásványai jutnak fontos szerephez, 9

11 jelezve a hőmérséklet csökkenését. Érdekesség, hogy számos esetben az előbbi három elemmel szoros kapcsolatot mutatott, és mint ennek a zónának indikátora jelenik meg a mangán. A porfíros rendszerek mélyebb zónáinak legkülsőbb fémzónáját pedig az arany és az arzén (± antimon) foglalja el (Sillitoe, 2010). Azonban az előbbiekben körvonalazott fémeloszlás esetenként mást mutat, helyi sajátságként ilyen kivétel például Agua Rica, Argentínában (Perelló et al., 1995, 1998) vagy későbbi hatások felülírásaként. Utóbbira példa a réztartalmú mag szfaleriteres felülbélyegzése (Sillitoe, 2010). A Cu- porfíros rendszerek ércvagyonának megítélése szempontjából igen nagy jelentőséggel bírnak az epitermás rendszerekhez kapcsolódó kifejlődések. Ezekkel meghatározó szerepük miatt a további alfejezetekben részletesen is foglalkozom. 2.2 Epitermás rendszerek sajátosságai különös tekintettel az alacsony szulfidációs ( low sulphidation LS) teleptípusra A különféle érctelepeket (mint minden mást) is szeretnénk jól meghatározható csoportokra osztani. Így a kutatók már a kezdetektől eltérő szempontok szerint felállították, a saját ismereteik alapján helyesnek ítélt osztályaikat. A csoportosítás szempontjai közül, a mai gyakorlati kutatásokat leginkább a genetikai szempontú osztályozás támogatja. Utóbbit figyelembe véve, az epitermás rendszerek alatt egy a felszín közelben ( méternél nem mélyebben), sokszor magában a szárazföldi vulkáni sorozatban kialakult, hidrotermális folyamatok által vezérelt rendszert értünk (Hedenquist és Arribas, 1999a, Molnár, 1997). A régebbi osztályozás szűk hőmérsékleti tartományba ( C) sorolta, és ezáltal különítette el más folyamatoktól. Ezzel ellentétben ma úgy gondoljuk részben a recens geotermális mezők tanulmányozása alapján, hogy a rendszert kialakító fluidumok hőmérséklete elérheti akár a 350 C-t is (Hedenquist és Arribas, 1999a és 1999b), és így az elkülönítés alapja nem lehet csupán a hőmérsékleti tartomány. A magas hőmérséklet és a sekély elhelyezkedés együtt gyakran eredményezi a fluidumok felforrását, azaz a gőz és folyadék fázis elkülönülését. A fázisszeparáció (ha a rendszerben voltak fémionok) legtöbbször ércesedést okoz azáltal, hogy megváltoztatja az addig rendszerint komplexek formájában oldott fémionok stabilitási állapotát. A fém-komplexek stabilitása azért bomlik meg, mert a főbb ligandumképzők például a kénhidrogén vagy a klór, amelyek talán a legfontosabbak a színes- és nemesfém szállítás szempontjából egy része a gőz fázissal eltávozik a rendszerből (Hedenquist és Arribas, 1999a). A fémek azonban kevéssé képesek (néhány kivételtől eltekintve) a gőzfázisba menni, és így ligandum hiányában megkezdődik az 10

12 oldatból való kiválásuk. A felforrás bizonyítékát számos jelenség is jelzi, például lemezes kalcit utáni kvarc pszeudomorfóza, hidrotermás adulár megjelenése, gőzfázisú fluidumok csapdázódása fluidzárványokban, stb. (Gatter, 1997, Molnár, 1997). Az előbbi fosszilis bizonyítékok közül a képződés folyamatára a legtöbb információt a fluidzárványok hordozzák, így azok vizsgálata elengedhetetlenül fontos. A fluidzárványok többek között információval szolgálnak a befogódás körülményeiről (nyomás, hőmérséklet), a jelen levő fluidumok összetételéről. Ez utóbbi pedig utal a fluidumok eredetére. Tapasztalatok szerint az epitermás rendszer fluidumai főleg meteorikus eredetűek, amit a magmás test hője fűt fel (Molnár, 1997). Egyes komponensek (CO 2, SO 2, H 2 S) azonban magmás eredetűek, ami közvetlen kapcsolatot feltételez az intruzív testtel. A fluidumok döntő szerepet játszanak a kőzetátalakulások létrejöttében és az ércesedés kialakításában. Az ércesedés az epitermás rendszerekben az Au, Ag, Pb, Zn, Cu, Te, As, Sb, Hg és a Tl fémionokkal jellemezhető (Molnár, 1997). Ezek a magmás testből származhatnak; illetve belőle vagy a mellékkőzetekből mobilizálódhatnak. Az egyes fémek azonban eltérő állapotban, ásványos összetétellel jelennek meg az epitermás rendszerekben. Így lehetőség nyílik további genetikai szempontú osztályozásra. A két alaptípust már az 1980-as évek elejére felismerték. Eleinte a kutatási eredmények összehangolását azonban nehezítette az eltérő nevezéktan. Ma leginkább az angolszász irodalomból átvett high sulphidation (HS) magas szulfidációs fokú és low sulphidation (LS) alacsony szulfidációs fokú megnevezéseket használjuk. Némely magyar szakirodalomban tévesen elterjedt nézet szerint azonban, ezek a kifejezések nem a hidrotermális ércesedés szulfidtartalmára utalnak, hanem a kén oxidációs állapotára, pontosabban a kénfugacitás nagyságára. Mindkét kifejezés egy-egy környezet jelöl (5. ábra), amiben az epitermás arany ércesedés fordul elő. Az azokat kialakító rendszereket pedig magmás-hidrotermás, illetve geotermális rendszereknek nevezzük (Hedenquist és Arribas, 1999a). 11

13 5. ábra Az epitermás rendszerek kialakulásának elméleti modellje (Hedenquist és Arribas, 1999a nyomán) Bár a telepek művelése szempontjából kedvezőtlenebb tulajdonságú az LS rendszer, mégis a magas aranytartalom (akár 1000 g/t értékkel) miatt fontos célpontja a kutatásoknak. Az arany mellett jellemzően ezüst, ólom, cink és réz, valamint esetenként a mélyebb régiókban bizmut, tellúr fordul elő a zömmel teléres megjelenésű ércesedésekben (Molnár, 1997). A telérek inkább a terület fő törésvonalai mentén alakulnak ki, minthogy közvetlenül vulkáni töréses szerkezetekhez kapcsolódjanak. A rendszer kialakításában a felforrás mellett a fluidumok keveredésnek van döntő jelentősége. Így nem meglepő, hogy az oldatok kémhatása ebben a rendszerben jellemzően neutrális. Lokálisan lehet enyhén bázisos vagy enyhén savas. Mindkettő főleg a felforráshoz kapcsolható, de térben elkülönülnek. Míg a bázisos ásvány együttes általában a felforrás horizontját jelöli ki, addig a savas magasabb régiókban, az úgynevezett epitermás kovás sapka (későbbiekben kovás sapka) alatt alakul ki (Molnár, 1997). A kovás sapka kialakulásában nem a kisavazódásnak mint a HS környezetben, hanem a kovasavas oldatok átalakító hatásának van döntő szerepe. A nagymérvű átitatódást csak a felszálló oldatok kovasav tartalmával nem lehetne magyarázni. Így a maximálisan m mélységig előforduló kovasapka kialakulása a mélyebb, kovasav felszabadulással járó, kőzetátalakulásoknak tulajdonítható. A jelentősen lecsökkent permeabilitás túlnyomásos állapotot, illetve az oldatok torlódását okozza a kovás sapka alatt. A nyomás fokozódása általában töréses módon oldódik fel, egy vagy több fázisú hidrotermás breccsákat létrehozva 12

14 (Molnár, 1997). Tehát az ilyen testek utalhatnak az LS ércesedés jelenlétére. A másik ilyen indikátor a kovás sapka mellett (néha felett) megjelenő silica sinter hévforrásos kovaüledék. A recens geotermális mezők tanulmányozása arra vezetett, hogy a kis hegyközi medencékben előforduló hévforrásos kovaüledék létrejöttében nem csupán kémiai, hanem biológiai tényezők is szerephez jutnak. A zömmel amorf kovából vagy opál-ct-ből álló képződmény sztromatolit jellegű megjelenése így nem meglepő. Nemcsak a jellegzetes szöveti bélyeg alapján lehet felismerni, hanem a megemelkedett higany (illetve utólagos kvarcerekkel átjárt részein arany) tartalom szerint is. Ezek a telepek gazdasági jelentőségűek is lehetnek, úgymint az amerikai Homestake-nél (Hedenquist és Arribas, 1999b). A harmadik fontos kutatási irányelv az átalakulások megfigyelése, zonációk azonosítása, aminek definiálásában nagy segítséget nyújtottak a recens megfigyelések tapasztalatai is. A mélyebb régiókban, a telérekhez közelebb a jellemző ásvány együttes: a kvarc, adulár, albit, kalcit, klorit, epidot. Felfelé az illit, illit-szmektites zónán át savasabb paragenezisű ásványok (alunit, kaolinit) alakulnak ki (6. ábra; Hedenquist és Arribas, 1999b, Molnár, 1997). A sekély régióban pedig, ez az átalakulás laterálisan a HS rendszerben megfigyeltekhez (7. ábra) hasonlóan változik. 6. ábra Az LS környezet egyszerűsített felépítése Tokaj-hegységi kutatások alapján (Molnár, 1997 nyomán) 13

15 Számos más hasonlóság is megfigyelhető a két rendszer között. Vannak azonban olyan jellegek, amelyek ez egyik rendszerre inkább érvényesek, mint a másikra; vagy esetleg kizárólag valamelyikben fordulnak elő. Ezeket a jellegeket az 1. táblázatban foglaltam össze. A típus területi kiterjedése, vulkáni rendszeren belüli elhelyezkedése Szerkezeti kontroláltság Kialakító fluidumok jellege Magas szulfidációs fokú (HS) rendszer kis felszíni elterjedés, főleg a kráterekhez és a sztratovulkán szárnyain jelentkező kigőzölgésekhez kapcsolódva meghatározó, de esetenként a későbbi ércesedés miatt rejtett; inkább a vulkáni rendszerhez köthető viszonylag oxidatív, savas vagy extrém savas (ph <1) kémhatású Alacsony szulfidációs fokú (LS) rendszer a HS rendszernél nagyobb kiterjedésben, dominánsan a geotermális mezőkön erőteljes, mindig felismerhető; dominánsan a terület fő tektonikai irányait, törésrendszerét tükrözi reduktív, és közel neutrális ph-jú H 2 S/SO 4 aránya általában 2:1-től 6:1-ig jellemző igen magas: 100:1-1000:1 Legfőbb meddő ásványok Meddő ásványok megjelenési formája, szövete Elkülönítő jellegű ércásványok kvarc termés kén, alunit, pirofillit, dikit, barit, üreg- és repedéskitöltő fekete kalcedon vuggy silica, erősen kovásodott kőzetek, hidrotermás breccsa testek, amelyeket sávos vagy masszív érctelérek vágnak át enargit, luzonit, covellin, tennantit (hidrotermás) adulár, kalcit, (barit) silica sinter, sávos érkitöltések, üregekben bekérgező és drúzás kvarc, breccsa kitöltésű erekkel átvágott breccsa (több fázisú), lemezes kalcit utáni kvarc pszeudomorfóza arzenopirit és magas vas tartalmú szfalerit 14

16 Az ércek teleptani megjelenése erekben, tömzsökben, hidrotermás breccsában; hintetten, helyettesítésként, illetve masszív testekként főleg erekben, telérekben; stockworkos, hintett megjelenésben 1. táblázat Az epitermás rendszer két alapvető típusának megkülönböztető bélyegei (Hedenquist és Arribas, 1999b, valamint Molnár, 1997 alapján) A különbségek felismerése azonban sokszor akadályokba ütközik. Ezek adódhatnak az átalakulás kiterjedéséből ami a méteres nagyságtól a több száz méterig terjedhet, a folyamatok térbeni és időbeni lefolyásából. 2.3 A porfíros és epitermás ércesedések kapcsolata Az előző két fejezetben megvizsgáltuk külön a porfíros és külön az epitermás rendszerek sajátosságait, ismertető bélyegeit. A két rendszer azonban nem független egymástól, sőt általában a porfíros rendszer közvetlen következménye az epitermás. Így nem meglepő az sem, hogy egyes HS rendszerek kora ( 39 Ar/ 40 Ar mérések alapján) hibahatáron belül egyidős a befogadó vulkáni összlettel, bizonyítva közvetlen kapcsolatát vele. Általában pedig az fogalmazható meg, hogy az epitermás rendszer kialakulása többnyire kevesebb, mint egy millió évvel követi a vulkáni működés kezdetét (Hedenquist és Arribas, 1999b), és körülbelül szintén egy millió évvel a vulkáni tevékenység összeomlását követően szűnik meg. Első fázisban a magmás benyomulás hőhatóként jut jelentős szerephez. Egyrészt termális metamorfózist okoz a befogadó kőzetek kontaktusán, másrészt felfűti a teljes környezetet, beleértve a terület áramlási rendszerében levő fluidumokat. A környezet, illetve a magmás test hűlésével létrejött repedésrendszerek meghatározó szerepet játszanak a fluidáramlási rendszerek, illetve a fluid-kőzet kölcsönhatás kialakításában, majd a későbbi ércesedésben is. Többek között ezek mentén érik el a felszínt a későbbi benyomult testek magmás eredetű fluidumai. A porfíros telepeket kialakító magmák víztartalma átlagosan 3-5 súlyszázalék, de magas illótartalom mellett sem haladja meg a 6-8 súlyszázalékot (Lowenstern, 1995). A magma benyomulása során körülbelül 3 km-es mélységnél ez a víztartalom elkülönül az olvadékból (Hedenquist és Arribas, 1999a), és számos magmából származó elemet (Cl -, SO 2, Au, Cu, stb.) visz magával. Az olvadékból szételegyedő fluidumok ezután két fő utat 15

17 járhatnak be: az első a HS rendszerekre, a második az intermedier és LS rendszerekre jellemző. 1. Ha a fluidumok a magma csúcsi részén kialakult repedések mentén áramlanak a felszín felé, akkor a magas hőmérséklet és a viszonylag gyors felemelkedés újabb fázisszeparációhoz, felforráshoz vezet. A kisebb sűrűségű, jelentős mennyiségű magmás eredetű klórt és kenet tartalmazó gáz fázis (a felhajtó erőnek eleget téve) a felszín közelbe vagy felszínre jut. Abban az esetben, ha nem kondenzálódik, akkor mint fumarola vagy szolfatára jelenik meg. Ilyen kigőzölgéseket recens területekről is ismerünk. Ezekben mért geokémiai adatok alapján közvetlen kapcsolat mutatkozik a porfíros testet létrehozó magmával. Hiszen a fumarolákból származó magmás eredetű vizekben mért, viszonylag nehéz δd értékek (-20± 10 ) megegyeznek azokkal az eredményekkel, amelyeket az ilyen ércesedést kialakító kezdeti olvadék δd értékéből (δd = , δ 18 O = 6 8 ) és a tipikus fluidum-olvadék frakcionációs faktorból (~ 20 ) elméleti számításokkal kaptak (Hedenquist és Arribas, 1999a). A frakcionálódás mértéke a szalinitással változhat. Sok esetben azonban, vagy a felszín alatti vizekben vagy a kitörések szünetében létrejövő krátertavakban kondenzálódnak a feltörő gázok/gőzök. Az ilyen fluidumok extrém savas (ph<1) kémhatásúvá válnak a diszproporcionálódó kén-dioxidtól [1. egyenlet], illetve a beoldódó klórtól [2. egyenlet]. Ritkán a hidrogén-fluorit jelenléte is kimutatható. 4 SO H 2 O = 3 H 2 SO 4 + H 2 S [1] Cl - + H + = HCl [2] Az igen alacsony ph kialakulásában a porfíros test sekély elhelyezkedése is szerepet játszik. Egyrészt állandó utánpótlást biztosít a fluidumoknak, másrészt a fluidumok neutralizációja nem történik meg, mivel azoknak csak kis utat kell megtenniük a felszín eléréséhez. Mivel ilyen környezetben a szilíciumon kívül minden más elem (még az Al is) mobilizálódik, egy jó porozitású kovás váz marad vissza a feláramlási zónákhoz közel. 16

18 7. ábra A HS-rendszer tipikus kőzetátalakulási zonációja. A központi zónától kifelé a ph növekedik, míg a hőmérséklet csökken. (Hedenquist és Arribas, 1999b nyomán) Ezektől távolodva pedig a 7. ábrán látható kőzetátalakulási zonáció jön létre a következő ásványokkal: alunit, kaolinit, dickit, pirofillit, diaszpor, zunyit (fejlett vagy erősen agyagásványos zóna), illit, illit/szmektit (agyagásványos zóna), szmektit, klorit, (propilites zóna). Jelezve az oldatok meteorikus vizekkel való keveredését, neutralizációját; a hőmérséklet csökkenését. Az oldatok hígulásában az egykori magassági viszonyoknak is fontos szerepe van, ami részben kapcsolatba hozható a porfíros test mélységével. Az erősen savas környezetek inkább a nagy relieffel jellemzett területeken azonosíthatók (Hedenquist és Arribas, 1999a). Későbbiekben az ilyen területeken jelen levő vuggy silica sejtes reziduális kovatest, fogadhatja be az enargit-luzonitos és aranytartalmú ércesedést. Azonban a reziduális kovatestekben nem mindig alakul ki érctelep. Mivel a felemelkedés során felforrt fluidumok folyadék fázisai esetenként nem képesek nagy sűrűségük és viszkozitásuk miatt áttörni a magmás test által kialakított képlékeny térséget (Hedenquist és Arribas, 1999a), és a reziduális kovatestek alatt megrekednek vagy a rendszer szélsőbb régiójába áramlanak. 2. A központi magmás testtől távolabb jön létre az úgynevezett gőzhevített átalakulási zóna. Ez az átmeneti típus felülbélyegezheti mind a HS-, mind az LS-képződményeket. Átmeneti jellege nemcsak ezáltal alakul ki, hanem a kialakításában résztvevő fluidumok megváltozott paraméterei révén is. Jellemzően a vadózus zónában megjelenő átalakulást kialakító oldatok, az elsődleges neutralizációnak köszönhetően, ph-ja 2-4 közé nő, míg (felszíni) hőmérséklete C-ra csökken. Bennük a CO 2 szerepe már nagyobb lehet, mint a SO 2 -é. A létrehozó folyamat fő mozgató rugója továbbra is a felforrás és a gőz fázis felszín alatti vizekben történő kondenzálódása marad. Ellentétben a LS-rendszernél, ahol a fluidum keveredésnek van nagy jelentősége a felforrás mellett (bővebben lásd az előzőekben). Az alacsony 17

19 szulfidációs fokú környezetben a fluidumok már egészen reduktívak, ph-juk tovább növekszik, és közel egyensúlyba kerül a mellékkőzetekkel. A gőzhevített zónához hasonlóan a gázok közül a CO 2 a meghatározó. Az oldatok hőmérséklete a mélyebb régiókban még elérheti a ~250 C-ot, de a felszínen jellemzően mint forró- vagy melegvizű források jelennek meg. Ebben a környezetben alakul ki a rendszerre legjellemzőbb képződmény: a hévforrásos kovaüledék. Hidrotermás eredetére sajátságos a hévforrásokban élő baktériumok és algák által kialakított szerkezete, valamint az As- és Sb-tartalma utal elsősorban. A rendszerre jellemző másik képződmény (epitermás kovás sapka) alatt helyezkednek el azok az érhálózatok és áramlási rendszerek, amelyek kapcsolatban állhatnak a porfíros testtel. Némi támpontot adhatnak az oldatok eredetére a N 2 -Ar-He elemzések. Miszerint a magas Ar meteorikus eredetre, a megemelkedett He köpeny eredetű magmatizmusra utal; míg a N 2 a szubdukcióhoz kapcsolódó tengeri üledékekből származhat a mészalkáli magmákban (Hedenquist és Arribas, 1999a). Számos recens geotermális mezőn végzett kutatás és mérés, valamint az előbbiek ellenére az LS-rendszer és a porfíros test kapcsolata csupán feltételezhető. A legtöbb esetben a mai napig nem bizonyított a közvetlen kapcsolat. Kivételt talán csak a mélyebb szintig lepusztult telepek jelentenek, mint például Kelian (Indonézia) és Porgera (Pápua Új-Guinea) (Hedenquist és Arribas, 1999b). Tágabb kapcsolatot feltételez az a megfigyelés is, hogy míg a HS-rendszereket kialakító magmák kémiailag viszonylag szűk összetétellel jellemezhetők, addig az LS-rendszerek esetében jóval nagyobb változatosság mutatkozik (8. ábra). 8. ábra Az epitermás rendszereket kialakító intrúziók kémiai összetétele (Hedenquist és Arribas, 1999b nyomán) 18

20 Összességében megállapítható tehát, hogy (főleg a sekély mélységben elhelyezkedő) porfíros test és a HS-rendszer között szoros kapcsolat van, ami többek között a magmás komponensek jelenlétével, a geokémiai mérések eredményeivel és a magas hőmérséklettel egyaránt bizonyítható. Ugyanez a kapcsolat az LS-rendszereknél inkább csak feltételezhető; és leginkább csak a magas fémkoncentrációkban, valamint a megemelkedett hőmérsékletben mutatkozik meg. 19

21 3. A recski intruzív-vulkáni komplexum földtana és ércesedései 3.1 Kutatástörténet A recski terület ásvány- és nyersanyagkincseinek felhasználása egészen korai időszakig nyúlik vissza: legelső emlékeinket rézkori szerszámok őrzik (Dank, 1975), melyek a tágabb környezetből ismert termésréz termékeinek tekinthetők. Bár a középkorban is folyt rövid idejű bányászat a területen, a következő jelentősebb emlék a XVIII. századból maradt fenn. Az 1730-as Fehérkői forrás leírását ami a legrégebbi írásos feljegyzésnek is tekinthető követően Mária Terézia rendelte el a gyógyhatású források felmérését a térségben (Földessy et al., 2002). Markóth Ferenc alapos munkájának köszönhetően először merült fel a terület gazdasági perspektivitása. Ehhez kapcsolódik az első Fazola Henriknek kiadott timsó bányászati engedély is. Nem sokkal az engedély kiadása után egy egri bányatársulat már réz és ezüst után is kutatott (Földessy et al., 2002). A timsó, réz és ezüst mellett szénhidrogén nyomokat (1798-ban Kitaibel Pál) is felfedeztek a kutatók, aminek a későbbi kutatások folyamán is sok földtani információ volt köszönhető. Az előbb említett kutatásokat megelőzően is hasznosították a területet. Erről árulkodnak a Parádfürdő környékén (Vörösvárhegyen) beomlott tárók nyomairól szóló 1767-es említések (Nagy, 1985). Az 1800-as évek elején aztán újabb kutatások indultak Veresváron (Pantó, 1951). A kutatást követően rövid idejű bányászati tevékenységet is folytattak korabeli dokumentumok alapján 1802-től, a lahócai termelést megelőzve (Kisvarsányi, 1954). Ezen kezdeti próbálkozások után komolyabb kutatási tevékenység (az idők folyamán váltakozó intenzitással) azonban csak 1849-től indult a Bajpatak-Aszaláshegy környéki termésréz előfordulás felfedezésével, aminek az eredete a mai napig nem kellően tisztázott. A kutatások eredményeként 1850-től több tárót is kihajtottak a Fehérkő északi és déli oldalán, az ott talált magas ezüsttartalmú, teléres, fakóérces nyersanyag kitermelésére. A Jószomszéd-táró mellett még ércelőkészítőt is építettek (Földessy et al., 2002). Az előbb említettek ellenére a Parádfürdőtől délre eső terület kutatását a kezdeti sikereket követően háttérbe szorította az északabbi lahócai kutatások sikere. A fellendülést az is mutatja, hogy a térségben számos bányatársulat, egylet (Egyességi Bányatársulat, Katalin Bányatársulat, Mátrai Bányaegylet, stb.) jött létre és tevékenykedett. A kezdeti felbuzdulást a dúsérces fészkek kimerülése és a kis tőkeerő miatt kisebb megtorpanás követte. A kellő ércföldtani ismertek hiányában a megépített ércdúsító-művek egyike sem váltotta be a hozzá fűzött reményeket. A nehézségek ellenére sem hagytak fel a terület 20

22 vizsgálatával és 1880-ban még külföldi tőkét is sikerül megnyerni az ügynek. A XIX. század végén az újabb szénhidrogén nyomok felfedezésével már komolyabb olajkutatás is megindult. Ennek eredményei sokban segítették az érckutatók munkáját is. Így indulhatott meg 1925-től az Urkány-Zsilvölgyi Rt. által a vörösvári Antal- és Etelka táró újranyitása (Nagy, 1985). A kutatás és bányászat ennek ellenére az 1930-as évekre így is kénytelen lett volna leállni, ha 1926-tól a Magyar Kincstár nem veszi meg a recski terület kutatási jogát és ad újabb lendületet a megkezdett munkának. Erre az időszakra tehető az első földtani modell megalkotása, bányabeli térképek elkészítése, az ércvagyon becslése, ami többek között Pantó Dezső és Pálfy Móric geológusok munkájának köszönhető. A két világháború folyamán az egyetlen üzemelő magyar rézbánya a lahócai volt, ahol melléktermékként aranyat is sikerült kinyerni (Földessy, 1997), ami a terület megítélésében a későbbiekben szintén fontos szerepet játszott. Az közötti időszakban a hangsúly inkább a lahócai terület viszonylag sekélyebb, tömzsös kifejlődésű telepeire koncentrálódott, ahol a bányabeli kutatás mellett mélyfúrásos tevékenységet (összességében 222 darab R- jelűt) is folytattak (Gagyi Pálffy, 1975, Földessy et al., 2002). Ezen időszakban az alapos és rendszeres munka eredményei közül a fentebb említetteken kívül a következők voltak a legfontosabbak: a Rozlozsnik Pál által kijelölt, első olajkutató mélyfúrások (Recsk-III. és IV. számú) létesítése (Zelenka és Szebényi, 2002); a Telegdi-Roth Károly nevéhez fűződő Darnó öv felismerése és leírása, a IV., V., VII., IX. tömzsök megtalálása; Sztrókay Kálmán átfogó műve az ércesedés genetikájáról, mikroszkópi sajátságairól; különféle geofizikai mérések kivitelezése, kikísérletezése (Dank, 1975, Gagyi Pálffy, 1975, Földessy et al., 2002). Az 1950-es évek elejére a korábbi háborús igényeket kiszolgáló kiterjedtebb bányászat miatt a lahócai készletek kimerülő félben voltak és a bánya léte is kérdésessé vált. Így az ezt követő időszakban a kutatás ismét nagyobb hangsúlyt kapott. A régi területek újratérképezésén, földtani felülvizsgálatán túl a kutatási területet kibővítették Parád környékére, valamint külföldi tapasztalatok alapján körvonalazódott a kutatás mélység felé történő kibővítése is. Ennek előkészítésére is összehangolt, központilag irányított munkára volt szükség, ami a bányaföldtani szolgálat megteremtésével és a MÁFI által bevont társintézmények (ELGI és ELTE) segítségével meg is valósult (Dank, 1975, Zelenka, 1989). A területről 1955-re született meg egy összefoglaló értékelés. Az előbb említett Kisvarsányi Géza által készített kutatások eredményeként a terület történetében újabb fejezet nyílt 1959 és 1965 között (Cseh Németh, 1975, Gagyi Pálffy 1975), amikor is az első nagymélységű (1000 m-t meghaladó) fúrások sikeresnek bizonyultak, és bennük Pb-Zn 21

23 ércesedést találtak. Azonban a mélységi kutatás bizonyos értelemben káros hatást is kifejtett, mivel az addigi sekélyebben elhelyezkedő, kisebb érctestek kutatása és azok a teljes rendszer genetikájára is fontos információt nyújtó vizsgálata háttérbe szorult. Emellett a fúrási kapacitás sem volt megfelelő (egy fúrást akár 3/4 évig is mélyítettek), ezért 1965-től Fülöp József hatékonyabb munkát sürgetett. Így nemcsak a fúrási sebességet növelték (nagyjából negyed évre csökkentve a mélyítéshez szükséges időt), hanem új kutatási koncepciót is kidolgoztak. Ennek első eredménye 1967 nyarán következett be, amikor is az Rm-16 és -17-es jelű fúrások a rétegvulkáni összlet alatt megütötték a porfíros rézércesedést a szubvulkáni andezitben (Zelenka és Szebényi, 2002). Egy szerencsés véletlen folytán az Rm- 48-as számú fúrásban egy újabb enargitos-luzonitos érctestet találtak a rétegvulkáni összletben (az első Lahócán kívülit). Így 1969-től a fúrások teljes magvételezését irányozták elő, szemben az addigi gyakorlattal: a fúrások felszín közeli régiót a gyorsabb haladás érdekében teljes szelvénnyel fúrták (Földessy et al., 2002). Ekkor merült fel a felszín közeli epitermás ércesedések és a mélységi ércesedést is okozó folyamatok közvetlen kapcsolatba hozása is ben mélyítették le a Zsuzsanna- lejtaknát (mai Lejtaknát) és kezdték meg a második mélyszinti akna mélyítésének előkészületeit a szovjet szakértői csoport engedélyével (Földessy et al., 2002, Zelenka és Szebényi, 2002). Így a bányászatot nem kellett leállítani a térségben, sőt az egyik legkiterjedtebb bányászati területté vált az Országos Érc- és Ásványbányák irányítása alatt. Ezzel egyidőben kezdődtek az újabb reménybeli készleteket feltáró részletesebb kutatások is a Parádfürdőtől délre eső területeken. Fontos kiemelnem (a teljesség igénye nélkül) az akkor dolgozó szakemberek: Baksa Csaba, Cseh Németh József, Földessy János, id. és ifj. Gagyi Pálffy András, Gasztonyi Éva, Szebényi Géza, Török Kálmán, Zelenka Tibor munkáját, akik rengeteg információval szolgáltak a terület geológiáját, az ércesedés részleteit illetően, elősegítve és megalapozva a mai modellek kialakítását. A gazdasági viszonyok megváltozása miatt a lahócai rézbányát 1979-ben bezárták, és 1981-ben a további beruházások megszüntetését és állagmegóvást rendeltek el (Földessy, 1997, Zelenka és Szebényi, 2002) ig összességében 132 darab 1200 m-es külszíni és számos bányabeli (90316 m összhosszban) fúrást, két termelő aknát mélyítettek le, és a -700-as, valamint -900-as szinten (balti tengerszinthez viszonyítva) az aknákat összekötő vágatrendszert hajtottak ki (kb m teljes hosszban) (Zelenka és Szebényi, 2002, Molnár, 2007). A korábban megkezdett részletes kutatások és a bányászat befejezése után az 1980-as évek elején számos összefoglalás, jelentés, zárójelentés készült a területről. A feltárt készleteket a 2. táblázat (Fodor et al ) összegzi. 22

24 Érc típus Ásványvagyon [mill. T] Minőség [%] Rézporfíros ) Rézércet tartalmazó szkarn ) Cinkércet tartalmazó szkarn Pb-Zn metaszomatikus érc Zn Pb 2. táblázat A recski ércesedés jelenleg ismert ásványvagyon-készlete. (Fodor et al., 1998 nyomán) (cut off) számbavételi tényező A rengeteg összegyűlt adatot 1991-re egységes informatikai rendszerbe foglalta a lecsökkentett létszámú dolgozói gárda, így biztosítva a felbecsülhetetlen értékű információ fennmaradását a következő generációk számára (Zelenka és Szebényi, 2002). A terület kutatásában az arany világpiaci árának jelentős emelkedése és az 1990-es évekre kialakult epitermás modellek hoztak ismét fordulatot ben az országos trösztből kivált és önálló céggé alakult a RÉV (Recski Ércbánya Vállalat) ifj. Gagyi Pálffy András vezetésével. A RÉV 1990-es évek elején megindított kutatásainak középpontjában már az arany állt. A kutatáshoz sikerült külföldi befektetőket is megnyerni. Így a kutatást kezdő 1991-ben megalapított Enargit Kft.-ben 50 %-os részesedést vállalt az ausztrál Rhodes Mining NL. Utóbbi 1995-re egyedüli tulajdonossá vált. Bár a megkezdett kutatások sikert hoztak az epitermás aranyércek tekintetében (1997-ben a megkutatott földtani készlet 36,5 millió tonna érc volt 0,5 g/t Au koncentráció határ mellett 1,47 g/t Au átlagminőséggel), kitermelés mégsem kezdődött a területen (Földessy et al., 2002). Eközben a porfíros rézérc telep hasznosítására többször is tendert írt ki az Állami Privatizációs és Vagyonkezelő Rt. Ugyan az érdeklődés meglehetősen nagy volt (közel 63 cég kérte ki a terület adatait) az közötti időszakban sajnos minden próbálkozás kudarcot vallott (Zelenka és Szebényi, 2002, Molnár, 2007). Ennek következményeként a recski ércbánya földtani szolgálatát 1999 februárjában, a bányavágatok vízkiemelését pedig 1999 novemberében szűntették meg (Zelenka és Szebényi, 2002). Csak remélhetjük, hogy a 2008 májusában az állam által kiírt újbóli tendernek pozitív lesz az eredménye, és újra virágzó bányaterületté alakulhat Recsk és környéke. 23

25 3.2 Recski magmás komplexum fejlődéstörténete Jelenleg a Recsk környezetében elhelyezkedő magmás komplexumot összefoglaló néven: Recski Andezit Formációként tartja számon a magyar litosztratigráfiai besorolás. A formáción belül a kialakulás sorrendjét figyelembe véve további 5 tagozat szintű egységet különböztet meg, amelyek a következők: Fehérkői Andezit-Dioritporfirit Tagozat, Veresvári Kvarcandezit-Kvarcdioritporfirit Tagozat, Lahócai Andezit Tagozat, Simahegyi Kvarcandezit-Kvarcdiorit Tagozat és Nagykői Andezit-Diorit Tagozat (Császár, 1997). Az elkülönített egységek nem feleltethetőek meg a porfíros ércesedések egyes ércföldtani részeinek, ami ezáltal az ilyen irányú értelmezést megnehezíti. Későbbiekben ezért a fenti nevezéktant mellőzöm. Meg kell azonban jegyeznem, hogy a genetikai alapú litosztratigráfiai egységek kijelölése terepen sokszor nehézségbe ütközhet, a kőzetek nagyfokú átalakulása miatt, eredeti jellegeik elmosódása révén. A Mátrában felszínen mintegy 25 km 2 -en elhelyezkedő intruzív-vulkáni komplexum (Gatter et al., 1999) szorosan kapcsolódik a Periadriai Lineamens (PL), illetve a folytatásának tartott közel 300 km hosszú és km széles Balaton Lineamens (BL) és Darnó vonal (Kázmér és Kovács, 1985) mentén létrejött magmás komplexumokhoz (Benedek, 2002, Molnár et al., 2003, 2007, Földessy et al., 2008b). Ezek a komplexumok az Alp-Kárpáti orogén, paleogén vulkáni ívének részét képezik (9. ábra; Heinrich és Neubauer, 2002). 24

26 9. ábra A paleogén vulkáni ív magyarországi elterjedési területe regionális kontextusba helyezve (Molnár et al., 2003 nyomán) A magyarországi képződményekkel legnagyobb hasonlóságot mutató rendszerek egészen Szlovéniától Recskig nyomozhatók. Igaz, a magyarországi a régebbi irodalomban az Igal- Bükk-i eugeoszinklinálistól É-ra eső, ún. középhegységi (Wein, 1978) részen szaggatott előfordulásúak és csak részben jelentkeznek a felszínen. Ennek oka, hogy ezek az egységek (az ALCAPA részeként) főleg a miocén folyamán az alpi kollíziós zónából ÉK-i irányba ki tudtak mozdulni (Kázmér és Kovács, 1985, Benedek, 2002, Molnár, 2007). Tehát azt megelőzően szerves részét képezték a késő kréta-paleogén, alpi szubdukciós-kollíziós zónának. Mint ilyen feltehetően a Keleti- és Déli-Alpok között helyezkedtek el. Bár a szubdukció jelentősen befolyásolta a terület fejlődéstörténetét, a magmás tevékenység a szubdukció aktív fázisához nem köthető; sokkal inkább poszt-, illetve szinkollíziósnak tekinthető (Benedek, 2002). Az Alpokkal ellentétben, ahol mára már gyakorlatilag az ilyen rendszerek teljes vertikuma lepusztult; a kiszökés eredménye a széttagolódás és a viszonylag kisfokú erozió volt. Ennek köszönhető, hogy a komplexumokhoz kapcsolódó epitermás rendszerek fennmaradhattak, páratlan lehetőséget nyújtva a kutatóknak, illetve komoly gazdasági potenciált hordozva az ország számára (Molnár et al., 2003, 2008). Alattuk 25

27 jelentkeznek az átlagosan m vastag, zömmel Cu±Au±Mo porfíros ércesedést hordozó szubvulkáni testek (10. ábra). 10. ábra Az intruzív testek vastagságát bemutató térképvázlat, az epitermás kifejlődési típusok feltüntetésével. A paleogén vulkáni egységbe tartozó recski (főként az epitermás rendszerből származó) minták radiometrikus kora jól illeszkedik a külföldi előfordulásokból ismert adatok sorába, ami 30 millió év körül szóródik (Földessy et al., 2008b). Az újabb koradatok tehát egyértelműen jelzik, hogy a magmás aktivitás és az ércképződés fő időszaka az oligocénre tehető. Ezzel szemben állnak azonban a rétegtani evidenciák (Nummulites fabianii szintbe tartozó fekü és fedő képződmények), amelyek inkább eocén dominanciára utalnak (Baksa, 1975, Baksa, 1984). 26

28 A kezdő, priabonai magmás tevékenységet megelőzően azonban fontos deformációk (plasztikus és rideg egyaránt) érték (Baksa, 1984) az alaphegységnek számító; gyér faunájú, de jól tagolható (alsó agyagpala, kvarcit, mészkő; középső kvarcit; felső mészkő, kvarcit, agyagpala) mezozóos rétegsort (Földessyné, 1975). Ezek a szerkezetek közül egyrészt kiemelkedően fontos az ÉÉK-DDNy irányú törésrendszer, amelynek iránya megegyezik a ~10 km széles feltételezhetően köpenyig is lenyúló Darnó nagyszerkezeti övvel (Zelenka, 1977). Másrészt a larámi fázis alatt kialakult ÉK-DNy-i (enyhén gyűrt) sasbérces szerkezet törései határozták meg a későbbiekben végbemenő andezit benyomulásokat. Majd a miocén folyamán, ezeken kívül, a rájuk merőleges síkok (ÉÉNy-DDK és NyÉNy-KDK) is aktivizálódtak (Zelenka, 1977). Megállapítható tehát, hogy a tágabb területen gyakorlatilag minden irányban kialakultak törések. Ezeknek a törésrendszereknek a pontos mozgási mechanizmusai jelenleg is vita tárgyát képezik a kutatók között. Egyes irányok azonban területileg dominánsabbak. Ilyen például a mai Darnó-vonaltól ÉNy-ra eső terület, amelynél a variszkuszi mozgások során kialakult és a későbbiekben reaktiválódott szerkezeti irányok (ÉK-DNy, ÉNy-DK, KÉK-NyDNy) uralkodóak (Zelenka, 1977). A képződmények kialakulásában a szerkezeti irányultság mellet fontos tényező volt az egykori magassági viszonyok, illetve a képződési környezet. Jól mutatják ezt a kutatások során megismert kifejlődések. Míg ezek a képződmények a jelenlegi pozícióban déli területen elérhetik az 1000 m-es vastagságot, és változékonyságuk szűk határok között mozog; addig az északi részen meglehetősen összetett képet mutatnak és zömmel szárazföldi kifejlődésűek, vastagságuk pedig csak néhány százméteres. A magmás komplexum képződményeit Földessy et al. (2008b) négy vulkáni és három intrúzív csoportba sorolta. A vulkáni tevékenység első fázisának tekinthető az a 2 típusú andezit, amely a terület nagy részén szubmarin környezetben keletkezett (Földessy, 1975, Baksa, 1984, Földessy et al. 2008a). Az effuzív tevékenységet főként peperitek, lávaagglomerátumok képviselik (Zelenka, 1975, Baksa, 1984). Ez a szubmarin képződmény az egykori árkokban, a mai recski terület K-i és Ny-i szárnyán alakult ki. Különösebb ércesedés nem kapcsolható hozzá. Az a 2 típust időben követő intrúzív képződmény (a 3 ) részben az a 2 andezit elterjedési területe alatt alakult ki, feltehetően részben annak tápcsatornáját, illetve másodlagos magmakamráját felemésztve (Baksa, 1984). Azonban az a 3 diorit porfir intrúzió fontosabb elterjedési területe a kiemelt helyzetű, É-D-i csapású sasbérc környezetében van. Az ércesedés szempontjából meghatározó szerepet töltött be a feltételezhetően felső köpeny eredetű magmaanyag (Zelenka, 1975). Egyrészt ez tekinthető valamennyi ércesedés anyakőzetének, másrészt ehhez a benyomuláshoz köthető a hidrotermás rendszer kialakulása is (Baksa, 1984). Feltételezhetően 27

29 az ekkor kialakult hidrotermás rendszer (természetesen a későbbi behatások által módosulva) egészen a magmás aktivitás végéig fennmaradt. Kevésbé valószínű, hogy az a 3 intrúziós eseményt követő a 1 q vulkáni szakasz egy teljesen új hidrotemás rendszert generált volna. Az a 1 q vulkáni szakasz képződményeit zömmel sztratovulkáni egységek adják, míg a rákövetkező a 1 andezit főként lávafolyásokból és sekély helyzetű magmás testekből (lakolitok, breccsa kürtők, dómok, stb.) áll. Nagyjából az utóbbi vulkáni fázisokkal egyidős a 3 szubvulkáni test. A vulkáni fázisok záró tagjainak (UA és PXA) az átalakulást nem, vagy szinte alig szenvedett különféle andeziteket (amfibol-andezit, biotit-amfibol-andezit, stb.) tekintik (Földessy et al. 2008b). Az utolsó vulkáni fázis két szakasza szinte elkülöníthetetlen egymástól. Ugyanez elmondható az a 3 és az UA 3 kvarc-diorit porfirit esetében is. Az UA és PXA képződmények kivételével a területen mindenhol jelentősebb kőzetátalakulás jellemzi a kőzeteket. Ezek az átalakulások dinamikus rendszert alkottak a magmás tevékenységekkel. Így ezeknek döntő szerep tulajdonítható az ércesedés kialakulásában is. A kezdetben végbement átalakulások mára kevéssé nyomozhatók, hiszen a későbbiekben számos felülbélyegzés érte azokat. A kialakult zónák sokszor összemosódnak részben az intruziók szabálytalan alakjának, részben a többfázisú benyomulásnak köszönhetően. Ennek ellenére a főbb térségek jól identifikálhatók, fúrásokban is nyomon követhetők. Az intruziók központi részén, ahol a porfíros Cu-Mo ércesedés is kialakult, jellemzően kvarceres, anhidrites, illetve biotitos elváltozás figyelhető meg. Az intruziók és a befogadó kőzetek kontaktusán bimetaszomatózis eredményeként m szélességben a kőzetek reakcióképességétől függően alakult ki a tömeges, szkarnos köpeny (Csillag, 1975). Ennek egy részével (endoszkarnnal) szoros kapcsolatban tapasztalható a propilitesedés, ami egyébiránt az intruziók legnagyobb kiterjedésű átalakulási zónáját képviseli (Baksa, 1984). A szkarnköpenyen túlterjedően már alapvetően az egyirányú (infiltrációs) anyagvándorlás jellemző, amelynek révén alakultak ki a metaszomatikus, polimetallikus ércesedések. Az intruzió apikális részén, pedig kovásodott, agyagásványos zónák azonosíthatók. 3.3 A recski magmás komplexum ércesedései Az ércesedés pontos megismeréséhez nem elegendő feltérképezni az egyes érchordozó parageneziseket, illetve térbeli fémeloszlásokat; de fontos megérteni a kialakító folyamatokat is. Az előző alfejezet már részben tárgyalta az átalakulások ércesedére gyakorolt hatásait. A területen a magmás komplexumokhoz számos ércesedés kapcsolódik, amelyek közös sajátsága, hogy alapvetően az intrúziók elsődleges, már a benyomulás során meglevő 28

30 fémtartalmából alakultak ki (Cseh Németh, 1975). Nem esett szó azonban az ércesedések szűkebb tér-idő kontextusáról, illetve a részletesebb paragenezisekről. A porfíros ércesedési rendszerekre jellemző, hogy a sekély régiókba nyomult magmás testek (környezetükhöz képest) kezdeti magas hőmérséklete miatt az ércesedés a befogadó környezet peremi térségeiben indul meg. A központi régiók csak az intrúzió hűlésével válnak alkalmassá az ércesedés befogadására. A recski területen végbement folyamatokat Baksa (1984) a következő teleptani modellben értelmezte. Elsőként képződtek (pre-hidrotermális szakasz) a szkarnköpeny kontakt-metaszomatikus magnetit telepei. Ez a szakasz Cseh Némethnél (1975) a pneumatolitos szakasznak feleltethető meg. A magnetit ércesedések kialakulását a következő hidrotermális-metaszomatikus teleptípusok követték (hidrotermális szakasz): Cu-Zn-Fe telepek az intrúzióhoz közel, illetve a telérek környezetében; epigenetikus stratabound Pb-Zn-Cu-Fe, illetve pirittelepek az intrúziótól és telérektől távolabbi régiókban; Cu-Fe telepek az endo- és exoszkarnokban; valamint porfíros Cu-Fe-Mo telepek az intrúzión belül. Ezektől a folyamatoktól élesen elkülönülve, de még a hidrotermális szakasz részeként jöttek létre az a 1 q és a 1 vulkanitok által egyes remobilizált elemekből kialakult felszíni telepek. Ezek között találjuk a 1 q vulkanitokhoz kapcsolódó kovás övek Cu-Fe-Pb-Zn-As-Ag telepeit, illetve a Lahóca típusú stockwerck-es, masszív szulfid és exhalációs, kollomorf Cu- Fe-Au-Ag-Sb-As ércelőfordulásokat. Ez a modell igen szemléletesen, bár részben leegyszerűsítve mutatja be az ércesedés időbeli és térbeli lefolyását. Nem tér ki azonban a telepeken belül megjelenő ércásványok eloszlására, illetve a többszöri benyomulások hatásaira. Utóbbiak az ércképződési folyamatok újra és újra generálódását eredményezték. Ez részben kedvezett a fémek akkumulációjának, részben viszont elmosta az egyes telepek időbeli és térbeli határait. Megállapítható azonban, hogy a vizsgált területen a fémek eloszlása és főként az ércásvány-paragenezis laterálisan öves felépítésű (Cseh Németh, 1975, Csongrádi, 1975). Az intrúzión belül egyenletesen hintetten, illetve a későbbi hűlési repedésekhez kötötten pirit, kalkopirit és molibdenit az uralkodó ércásvány. A molibdenit viszonylag nagy (esetenként százalékos nagyságrendű) Re-tartalma, utal a rendszer hőmérsékletének csökkenésére (Csongrádi, 1975). A kalkopirit és a molibdenit eloszlása negatív korrelációt mutat, ami a recski telep konform jellegére utal morfogenetikai szempontból (Baksa, 1984). A szkarnköpenyben már megjelenik a szfalerit is, de szerepe a kalkopirit, pirit, magnetit társuláshoz képest még alárendelt (Csongrádi, 1975). A fészkes, hintett kifejlődésű szkarnos ércek között pirrhotin és fakóérc is előfordul. Az intrúziótól távolodva a metaszomatikus burokban a szfalerit lesz az uralkodó fázis. Mellette továbbra is jelen van a pirit és megjelenik a galenit, ami a legkorábbi terméknek tekinthető. A kalkopirit 29

31 jelentősége laterálisan kifelé egyre csökken. Az előzőekben ismertetett öves felépítés vertikálisan nem mutatható ki, helyét a kovás átalakulási zóna veszi át. Ezek gazdasági jelentősége az északi területeken az újracementált breccsákban megjelenő magas szulfidációs fokú (HS) epitermális Cu-Au ércesedésekben, míg a déli területeken az alacsony szulfidációs fokú (LS) epitermás telepekben rejlik (11. ábra, Molnár, 1997, Seres-Hartai, 1998). 11. ábra Általánosított keresztszelvény a Balata-völgy és Veresagyagbérc között (Seres- Hartai, 1998 nyomán) A HS-rendszer fő ásványfázisai az enargit és luzonit, valamint a kollomorf pirit. A pirithez kapcsolódóan már egészen korán leírtak nemesfémdúsulásokat, főként pirit zárványaként előforduló termésaranyat (Sztrókay, 1940). A terület aranypotenciáljában fontos szerepük van még a különféle Au-Ag tartalmú telluridoknak. Számos ilyen fázist (például krennerit, calaverit, hessit) sikerült azonosítania Nagynak (1985) az LS-rendszerből is. A Parádfürdő környéki minták vizsgálata rámutatott arra is, hogy az ércásványok képződésének sorrendje is hasonló a lahócai telepeknél tapasztaltakkal. Első terméknek tekinthető a galenit és a szfalerit kevés kalkopirit és szulfosó társaságában. Ezt követte a fakóércek, majd a pirit képződése. A nemesfém tartalmú fázisok részben a fiatal piritgenerációhoz köthetők, részben pedig dúsulásuk az elsődleges érc oxidációjával van összefüggésben (Gatter et al., 1999). 30

32 4. Vizsgálati módszerek és mintaelőkészítés 4.1 Petrográfia A recski mintaraktárból begyűjtött minták listája az I.-V. mellékletben található, a fúrások helyszínrajzával, illetve a földtani zárójelentésekben szereplő fúrási rétegsorokkal, amelyeket az ELGI adattárából vettem át. A fúrási rétegsorokra vizsgálataim során felvittem az általam azonosított kőzetátalakulási típusok jelölését is. A fúrómagok közül 50 darab került elvágásra gyémántbetétes acélkoronggal az ELTE Ásványtani Tanszék laboratóriumában. Ezeken a vágási felületeken végeztem a makroszkópos, ásványtani és szöveti megfigyeléseimet. E minták közül a vizsgálati eredmények tudatában válogattuk ki azokat a példányokat, amelyekből a későbbiek során a petrográfiai vékonycsiszolatokat (30 μm) készítettem el. Az átesőfényes mikroszkópi vizsgálatokhoz a mintákat glicerinnel, majd fedőlemezzel láttam el. Az opakásványos csiszolatok minta-előkészítése annyiban tért el az előzőekétől, hogy a minták felszínét kipolíroztam (Buehler Minimet 1000 Polisher berendezéssel). Az áteső- és ráesőfényes vizsgálatokat szintén az ELTE Ásványtani Tanszékén végeztem. Előbbiekhez Nikon és Olympus BX 51, míg utóbbiakhoz opak illuminátorral felszerelt Nikon és Olympus CH-2 típusú polarizációs mikroszkópokat használtam. 4.2 Röntgenpordiffrakciós vizsgálatok Röntgenpordiffrakciós vizsgálatok az ELTE Ásványtani Tanszékén Siemens D 5000 típusú berendezésével készültek. Mivel a minták agyagásvány-meghatározása volt az egyik célom, ezért a kőzetből az ún. dekantálási eljárással szeparáltam a 2 μm alatti frakciót. Ehhez a kőzetanyagot kézi acéltörővel 3-5 percig törtem, majd a nagyobb szemcséket rázás útján ( müzli módszer ) elkülönítettem. A finom porszerű anyagokat ezután 1000 cm 3 -es ülepítő hengerekbe tettem, majd desztillált vízzel töltöttem fel. A minták ülepítése előtt másodpercig az anyagot ultrahangos rázatóba tettem. A mintavételt az Atterberg program által (Stokes-törvény alapján) számolt mélységből vettem 2-től 4 órás időközönként. A szeparált mintákról és a teljes kőzetanyagról is készültek röntgenpordiffrakciós felvételek (VIII. és VII. melléklet). Ezeket az ELTE Ásványtani Tanszékén elérhető Eva (Diffrac Plus Evaluation) programmal értékeltem ki. Egyes szeparátumok további kezelésére volt szükség a fázisok pontosabb meghatározásához. A következő kezelések történtek meg: etilén-glikolos 31

33 áztatás a duzzadó komponensek meghatározására, hevítés 200, 350, illetve 500 C-ra esetleges hidratált fázisok elkülönítésére. 4.3 Folyadékzárvány vizsgálatok A folyadékzárvány vizsgálatokhoz használt preparátumok vastagságukban és a kialakított felszínükben eltérnek a kőzettani vékonycsiszolatoktól. Mintáim átlagosan μm vastagságúak és mind a két oldalukon polírozottak voltak. A minták folyadékzárvány petrográfiai leírását, valamint mikrotermometriai vizsgálatát az ELTE Ásványtani Tanszékén végeztem. A mikrotermometriai mérésekből a hidrotermás rendszert kialakító fluidumok képződési körülményeire következtethetünk. Az oldatok hőmérsékletére, illetve kémiai összetételének meghatározására homogenizációs és krioszkópos mikrotermometriai vizsgálatokat végeztem. A petrográfiai megfigyelések Nikon és Olympus BH-2 átesőfénymenetű mikroszkóppal, míg a mikrotermometriai mérések az Olympus BX 51 mikroszkópra felszerelt FT-IR 600 Linkam hűthető-fűthető mikroszkópi tárgyasztallal történtek. A műszer mérési tartománya -196 C és 600 C között van. Legnagyobb pontatlansága magas hőmérsékleteknél jelentkezik, de itt sem haladja meg a ± 1 C-t. 4.4 Elektronmikroszondás mérések A fénymikroszkópban nem azonosítható fázisok elektronmikroszondás méréseit az ELTE Kőzettani Tanszékén készítettük el a polírozott vékonycsiszolatok felületének szénnel történt felgőzölése után. Ezeknél a méréseknél AMRAY 1830 típusú berendezést és EDAX PV 9800-as energia-diszperzív spektrométert használtunk a következő beállítások mellett: 20 kvos gyorsító feszültség, 1 na áramerősség, 145 ev-os energiafelbontás. A kapott oxid és elem tömegszázalékok ismeretében az ásványok képletszámításához többféle (az ásvány képletében elvárt oxigénszámra, kénszámra, stb.) normálási eljárást alkalmaztam. Erre a zömmel standard nélküli mérések, illetve a mérési bizonytalanság miatt volt szükség. A mérési hiba főleg a szulfidok esetében jelentkezett számottevően, ahol gyakorlatilag minden esetben a kén alulmérésével, illetve a fémek túlmérésével kell számolnunk. A számolt képleteket ezért mind a képletben elvárt kénre, mind az elvárt kationszámra normálva külön-külön megadtam. Ez a mérési hiba egyes esetekben nevezéktani bizonytalansághoz vezethet. Így például kérdéses a kalkozin megnevezés, hiszen a réz helyét részben vas tölti ki (VI. melléklet), ami inkább a digenitre jellemző (Dana, 1997). 32

34 5. Eredmények 5.1 A kőzetátalakulások petrográfiai jellemzői, különös tekintettel érces jellegeikre A recski terület kőzeteivel és azok átalakulásával számos cikk foglalkozik. Ezekben a munkákban többféle, úgymint vulkanológiai (Földessy, 1975), ércföldtani (Cseh Németh, 1975, Csongrádi, 1975, Baksa, 1984) átalakulásokhoz köthető (Csillag, 1975) és sok más megközelítésből is osztályozták a képződményeket. Az osztályozási rendszerek léptéke azonban eltér a szakdolgozatomban feldolgozott mintákétól, mivel azok átfogó jellegűek és a teljes kutatási terület tapasztalatain alapulnak. A mintáimon megfigyelt átalakulások egy az egyben nehezen átültethetők a szakirodalomból eddig ismert osztályozási rendszerekbe, így főleg a mikroszkópos szöveti bélyegek alapján részben új csoportokat jelöltem ki. A részletes vizsgálatok során sikerült az öt fő csoporton belül további alcsoportokat is kijelölni. Ezek jellemzői a következőkben foglalhatók össze. I. Szkarnos átalakulási csoport 1. endoszkarn (EnSz) Endoszkarnos képződményeket a vizsgált fúrások közül csak az Rm-70-es jelű harántolt (III. melléklet). Azonban ebben a fúrásban is az endoszkarn alárendelt szerepű az exoszkarnnal szemben. Az endoszkarn altípus elkülönítése így kevés számú mintára támaszkodott. Nehézséget jelentett továbbá, hogy a propilites átalakulás vele nagyon hasonló kifejlődésű. A sárgászöld színű kőzetminták (I/1., 2. képek) magmás alkotói már makroszkóposan sem ismerhetőek fel. A nagyobb mennyiségben (a kőzet %-ában) jelenlevő plagioklász körvonalai mikroszkóp alatt kevéssé, míg ikerlemezes megjelenése jól megfigyelhető. Átalakulása nagyrészt szericites. A minták másik fontos fázisa a gránát, ami az energiadiszperzív elemzések adataiból számolva andraditos összetételűnek mutatkozott (VI. melléklet). A gránátok többsége a retrográd folyamatok során átalakult. A leggyakoribb kiszorító fázis az epidot (VII/2. kép). Az epidotosodás mellett a gránátok részleges karbonátosodása is megfigyelhető. Szöveti bélyegek alapján nem dönthető el, hogy utóbbi közvetlenül az endoszkarn kialakulását követően ment végbe, vagy jóval későbbi folyamatok eredménye. Bizonyos azonban, hogy az endoszkarnt hidrotermás hatások is érték. Ennek 33

35 megfigyelhető bizonyítékai a következők: enyhe kovás átitatódás, mm-t nem meghaladó karbonát erek. Az erekben a karbonát mellett anhidrit is megjelenik. Az endoszkarn ércásvány-tartalma viszonylag nagy, % közötti. Az ércásványokat főként pirit és szfalerit képviseli hintett-eres megjelenéssel. A vastagabb (~ 2 mm-es) erekben utóbbiak mellett galenit és kalkopirit is azonosítható. Részletesebb ércpetrográfiai jellemzőiket az Rm as mintán keresztül mutatom be. Rm (908 m) A magas ércásvány tartalmú (~15 %) mintán belül az egyes fázisok a következő arányban vannak képviselve: 60 % a szfalerit, ~37 % a pirit, 2-3 % a galenit és a kalkopirit <1 %. A szfaleritet nagy (akár az 1 mm-t is meghaladó) xenomorf szemcsék jellemzik, a megszokott foszlányszerű megjelenés mellett. A szfalerit színe a szemcse közepétől kifelé haladva sötétül el: középen sárga, míg a szélek felé barnává, vörössé, majd feketévé válik, utalva a vastartalom növekedésére (XI/1. kép). A pirit valamivel kisebb ( μm), többnyire idiovagy hipidiomorf. A galenitnek gyakorlatilag mindig idiomorf ( μm-es) kristályai fordulnak elő a mintában. A fenti négy ércásvány mellett egy helyen markazit is azonosítható volt. A minta szöveti képéről elmondható, hogy a piritet és galenitet egyaránt kiszorító fázis a szfalerit. A szfaleritet (a pirittel együtt) azonban a későbbiek folyamán egy karbonát fázis támadta meg, utalva hidrotermás rendszer késői, ércesedést már nem okozó aktivitására. 2. exoszkarn (ExSz) Az endoszkarnhoz hasonló szürkés-zöld szín és az esetenként jelentkező utólagos kovásodás megtévesztő lehet, és nehezíti az exoszkarn elkülönítését (I/6. kép). Az erőteljes karbonátos jelleg azonban már a makroszkópos megfigyelések során is támpontot ad az elkülönítéshez (I/3-5. képek). Mikroszkóp alatt biztos határozó bélyeg a karbonátkőzet helyenként megmaradt, eredeti mikrites szövete (VII/3. kép). Általánosabb azonban a mészkő átkristályosodása (VII/4-5. képek). A kristályos mészkő szemcséi gyakran 120 -os szöget bezáróan érintkeznek, utalva az átkristályosodás során kialakult egyensúlyi körülményekre. Az átalakult mészkő szöveti elemei nem minden mintánál figyelhetők meg. Ilyen esetekben a szkarnosodást jelző ásványfázisok: gránát, diopszid válnak uralkodóvá a kőzetben. A nagyméretű (esetenként a mm-t is meghaladó), idiomorf gránát szemcsék, az átalakulás mértékétől függetlenül, mindig jól körvonalazhatóak. A gránátot leggyakrabban epidot és karbonát szorítja ki. Emellett esetenként az egykori szemcsék helyén klorit és hematit is megtalálható (VI/6. és VII/1. képek). A gránát reliktumként megőrződött részein zónásság 34

36 volt megfigyelhető. Az energiadiszperzív elemzések adatai azt mutatták, hogy az alapvetően andraditos összetételű gránátban a vas gazdag zónákkal, a grosszuláros összetétel felé eltolódó, vas és alumíniumos zónák váltakoznak (12. ábra). 12. ábra Az Rm es minta (914 m) zónás gránátjának BSE képe. A sötétebb zónák jelölik az alumíniumban dúsabb részeket Az elektronmikroszondás vizsgálat során a diopszid szemcséken belül is voltak elkülöníthető részek. A gránátok zónásságával szemben ezekben szabályosság nem mutatkozott. A diopszid szemcsék visszaszórt elektronképén eltérőnek mutatkozó részeinek vizsgálata közvetlen információkkal nem járult volna hozzá a későbbi hidrotermás rendszerek megismeréséhez, ezért az eltérő részek méréses összevetése nem történt meg. Az exoszkarnt kialakító magmás ható jelenlétét egyrészt az ércásványok, másrészt átalakult, magmás kőzetfoszlányok képviselik. Utóbbiakban porfíros elegyrészek nem különíthetők el, gyakorlatilag csak kovásodott, szericitesedett alapanyagból állnak. Ezek a részek a kőzetek maximum 10 %-át adják. Még ettől is kisebb arányban fordulnak elő ércásványok az exoszkarnos mintákban. Az exoszkarnokban kialakult ércesedés jellemzőit összegezhetjük a következő négy minta részletes leírása alapján. 35

37 Rm (914 m) A csiszolat egyetlen szulfid fázisa a pirit. Kristályai idio- vagy hipidiomorfak, változó méretűek. A kőzetben egyenletesen hintve és erekhez kapcsolódva fordul elő. Néhány szemcsén hematit továbbnövekedés figyelhető meg (XI/6. kép). Rm (1199 m) A minta ércásvány-tartalma 1-2 % körüli, uralkodó fázisa a pirit. A pirit kristályok tág méretbeli tartományt ( μm) ölelnek fel; míg alakilag sokkal egyveretűbbek (idio-, hipidiomorfak). A piriten belül zárványként pirrhotin és hematit is felismerhető, de ezek a piriten belül jól elkülönülnek egymástól, nem együtt fordulnak elő. A pirrhotinnal szemben sokkal gyakoribbak a hematit zárványok. A hematit emellett egyaránt előfordul a pirit továbbnövekedéseként, és önállóan a kőzeten belül is. Utóbbi esetben megjelenése foszlányszerű. Rm (1049 m) A csiszolat alacsony érctartalmát a finom hintésként megjelenő szfalerit uralja. A szfalerit mellett jelentősebb fázisok a kalkopirit, illetve a pirit. Egy szemcsehalmazban galenit is azonosítható volt. A μm méretű szfalerit szemcsék a kőzetet alkotó ásványok szegélyén, önállóan fordulnak elő. Emellett a μm-es, zömmel idiomorf (néha hipidiomorf) piritet szorítja ki. A szfalerit belső reflexe vörösesbarna (utalva a magas Fetartalomra). A nagyobb, xenomorf szfalerit kristályokban emulziós eloszlásban kalkopirit figyelhető meg (XII/6. kép). A kalkopirit nemcsak a szfaleritben, hanem azt kiszorítva is jelentkezik. A kiválás sorrendje feltételezhetően a következő volt: a pirit és a galenit közel egyidős, míg a szfalerit későbbi termék. A kalkopirit lehet a legfiatalabb fázis; de az sem zárható ki, hogy a szfalerittel azonos képződésű (XI/3. kép). Rm (1196 m) Bár a csiszolat ércásvány-tartalma meglehetősen alacsony (1-2 %), jól rögzíthetők az egyes fázisok viszonyai, szöveti elemei. A négy gyakori ércásvány: pirit, kalkopirit, szfalerit, galenit mindegyike megtalálható. A gyakori kiszorításos szövet miatt az ásványok alakja nehezen adható meg, zömmel xenomorfak. A szöveti jegyek alapján a galenit a legkorábbi fázis. A pirit vele egyidős, esetleg némileg későbbi termék. Előbbi két fázist mind a kalkopirit, mind a szfalerit kiszorítja. A szfalerit és a kalkopirit valószínűleg együtt alakult ki. 36

38 Összességében tehát elmondható, hogy az exoszkarn ércásvány tartalma 3 % körüli. Ettől csak egy minta tért el, ahol a %-nyi ércásvány pecsétek formájában fordul elő, ellentétben az általában jellemző hintett megjelenéssel. Az ércásványok közül az µmes (ritkán 700 µm-es), sajátalakú vagy foszlányszerű pirit az uralkodó. A pirit mellett ugyan megfigyelhető hematit és alárendeltebben szfalerit, kalkopirit, (galenit), valamint pirit zárványaként pirrhotin, de ezek jelentősége a dúsabb szfalerites, kalkopirites részek kivételével sokkal inkább genetikai, mint gazdasági szempontból fontos. Szintén a folyamatok időbeliségének tisztázásában van jelentősége a csoport kőzeteit általában sűrűn behálózó, eltérő kitöltésű és méretű ereknek. A µm széles ereket mindig karbonát tölti ki (X/5. kép), a nagyobbakat (0,5-1 cm) viszont kvarc, illetve karbonát és anhidrit. Míg az idiomorf (20-50 µm-es) kvarckristályok az ér falán helyezkednek el, addig a karbonát az ér közepét tölti ki (IX/1-2. képek). A szintén idiomorf, nyúlt anhidrit kristályok a karbonáttal együtt jelenik meg (IX/3. kép), azonban előfordulásuk nemcsak az erekre korlátozódik. II. Kovás-szericites átalakulási csoport A vizsgált terület legelterjedtebb átalakulási formája. Egyaránt érintette a szubvulkáni szinten megrekedt képződményeket és a felszíni vulkanitokat. Átalakító hatása olyan mértékű volt, hogy a kőzetek eredeti jellegeit teljesen elváltoztatta, elmosta. Így sokszor a vulkanitok és az intrúzív képződmények elkülönítése főként csak a mélységre, illetve a kőzetek konzisztenciájára támaszkodhat. 1. az eredeti szövet megtartásával (KSzM) Ez a típus mind a négy (Rm-70, -73, -125, -71) fúrásban azonosítható (II-V. melléklet). Az Rm-125 kivételével ahonnan csupán két, nagyjából 280 m-es mélységközből származó minta állt rendelkezésemre e fúrásokban zömmel 600 és 800 m-es mélységek között fordulnak elő. A mélység, illetve a porfíros elegyrészek mennyiségétől függően a minták alapvetően szürke színe szürkésfehérbe megy át. Az altípus kőzeteiben a nagyfokú átalakulás ellenére a porfíros elegyrészek körvonalai még zömmel kivehetők (II/1-5. képek). Az elegyrészek mérete alapján a kiindulási kőzetek szövete közép- és/vagy durvaporfíros, ahol a középporfíroson a 2-3 mm-es szemnagyságot, míg a durván a 3 mm feletti szemnagyságot értem. A durvaporfíros szövet esetén általában a porfíros alkotók mennyisége is nagyobb (30-40 %). Az egykori szemcsék közül a földpátok fordulnak elő a legnagyobb arányban és ezek a leginkább felismerhető elegyrészek. A táblás, nyúlt táblás szemcséket egy-két kivételtől 37

39 eltekintve teljes egészében szericit, illetve karbonát tölti ki (V/5-6. képek). A reliktumok alapján a földpátokat főként plagioklász képviselte. Az egykori szemcsék gyakran csoportokba tömörülnek, aggregátumokat alkotnak (V/6. kép). A csiszolatokban azonosítható, gyakorlatilag üde káliföldpát nem a kőzet kialakulása során, hanem a későbbi hidrotermás folyamatok alatt képződött az alapanyagban és az egykori földpátok helyén (VI/1. kép). Az egykori földpátokhoz hasonlóan szintén könnyen azonosíthatóak a kőzetalkotó kvarc (általában 0,5 mm-es) szemcséi (V/4. kép). Rajtuk változó mértékű rezorbció figyelhető meg. A fúrások leírásánál használt kőzetnevek (amfibol-andezit, biotit-amfibolandezit, stb.) vizsgálataim alapján csak kevés esetben voltak pontos megnevezések, mivel a kiválasztott fúrásokban a színes elegyrészek aránya általában 5 % alatt marad. Azonosításuk a teljes (kovás, agyagásványos, ritkán kloritos) átalakulás miatt csak a kristályalakra és a hasadást kitöltő szulfid szemcsékre alapulhatott. Ezek alapján valóban az amfibol mennyisége volt dominánsabb a biotittal szemben (VI/3-5. képek). Az alapanyag egykori alkotói már egyáltalán nem ismerhetők fel az intenzív kovásodás miatt. A néhány m-es, xenomorf kvarc szemcsék között sokszor szericit és későbbi folyamatok hatásaként kialakult finomszemcsés karbonát is megjelenik. A legtöbb minta több értípust is magába zár. Az erek átmetsződéséből arra lehet következtetni, hogy a legidősebbek a ~100 m-es kvarc, szulfid erek (VIII/5. és X/4. képek). Ezt követően alakulhattak ki a mm-es (maximum 0,5-1 cm-es), összetett kitöltésű erek. Ebben az értípusban az ér falán többnyire sajátalakú kvarc jelenik meg, amíg az ér közepét (esetenként anhidrittel együtt) karbonát tölti ki (VIII/6. és IX/1-3. képek). Legkésőbbi képződésűek pedig a mm-es vagy annál kisebb karbonát erek. A késői értípusokban, több esetben barit is előfordult (X/1. kép). A minták átlagos ércásvány tartalma 3-5 % körüli. Ezt jellemzően a pirit és kalkopirit képviseli. Rajtuk kívül szfalerit, galenit is megjelenhet, pirit zárványaként pedig pirrhotin, illetve bornit. Az ércek megjelenési formája zömmel egyenletesen hintett, alárendeltebben hintett-eres. Az általános ércmikroszkópos jellegeken túl azonban, a szövettartó kovás-szericites átalakulás nagymértékű kiterjedése miatt, számos egyedi vonás is megjelenik a mintákban. Ezek szemléltetésére néhány részletes leírást közlök a következőkben. Rm (645 m) A csiszolat jelentősebb mennyiségben tartalmaz kalkopiritet (10-15 %-ban). Ennek ellenére továbbra is a pirit a fő ércásvány. Előbbi kettő mellett ~1 %-nyi mennyiségben szfalerit is előfordul. Az ércásványok erek mentén dúsulnak, emellett a kőzetben finom hintésként szintén jelen vannak. A pirit szemcséi hipidiomorfak, méretük μm közötti. A szfalerit 38

40 mindig a pirithez kapcsolódva (legtöbbször a szemcsékben) jelenik meg, míg a kalkopirit önálló szemcséket is alkot. Többnyire azonban a kalkopirit is pirithez kapcsolódik, kiszorítja azt. Rm (420 m) Ebben a mintában a pirit a fő érchordozó ásvány. A szemcsék hipidio-, xenomorf jellegét a rezorbeált szegély és a meddő zárványok is erősítik. Az μm-es kristályok számos zárványt foglalnak magukba. Ilyenek például a kalkopirit, szfalerit, pirrhotin, illetve a már említett kvarc szemcséi. Emellett hematit pikkelyek is megfigyelhetők voltak a piritben. Kis mennyiségű (2-3 %) szfalerit a pirittől különállóan is jelentkezik apró (20-50 μm-es) xenomorf formában. Rm (622 m) A kőzetben és a minta erezésében hasonló érctársulás figyelhető meg. Ennek fő alkotója a pirit, de viszonylag fontos szerepe van a kalkopiritnek is (az ércásványokon belül 5-10 % -nyi mennyiségben). Szfalerit csak elvétve, kalkopirittel vagy pirittel együtt fordul elő. A kalkopiritről elmondható, hogy sokszor pirit repedéseit tölti ki, illetve kiszorítja azt. A pirit alaki és méretbeli megjelenésében is van eltérés a kőzetben és az érben látottak között. Az érben kisebbek (5-30 μm), de szinte mindig idiomorfak; míg a kőzetben az inkább hipidiomorf szemcsék μm közöttiek. Utóbbi szemcsékben pirrhotin és bornit zárványok is azonosíthatók. Rm (871 m) A csiszolat ércásványainak közel 100 %-át a pirit teszi ki. A μm-es szemcsék jellemzően a kőzetben vannak egyenletesen hintett formában. Hipidio-, xenomorf szemcséin számos esetben figyelhető meg későbbi rezorbció. Kevesebb, mint 1 %-ban kalkopirit és szfalerit is felismerhető. Mindkettő xenomorf kristályokat alkot. A kalkopirit nemcsak önállóan, de a nagyobb szfalerit szemcsékben, emulziós eloszlásban is észlelhető. Rm (749 m) A mintában a piriten kívül csak kevés más ércásvány fordul elő. A pirrhotin főként a pirit szemcsék központjában csoportosulva zárványként jelenik meg, míg a szfalerit önállóan is. Utóbbiakra jellemző a barna belső reflex és az átalakultság. A pirit idio-, hipidiomorf kristályainak mérete μm között változik. 39

41 Rm (1196 m) A vizsgált metszetben a minta viszonylag nagy (~25 %) arányban tartalmaz ércásványokat. Ezek a következő arányban oszlanak meg az egyes fázisok között: 40 % szfalerit, 30 % kalkopirit, 20 % galenit, 10 % pirit. Utóbbinak két megjelenési formája is van a csiszolatban. A kisebbik ( μm) általában kalkopiritben fordul elő, szilánkos külső megjelenéssel; míg a nagyobbikat (0,5-2 mm-es) idiomorf szemcsék képviselik. Ezekben is láthatóak azonban a kalkopirit-kiszorítás jelenségei. A kalkopirit a piriten kívül a galenit idio-, hipidiomorf szemcséit is felemészti részben (hasonlóan a szfalerithez). A kalkopirit és szfalerit kristályai egyaránt hipidio-, vagy xenomorf alakúak. Míg a kalkopirit többnyire más ércásványokkal együtt fordul elő, addig a szfalerit sokszor önállóan helyezkedik el a kőzetben. Egyes szfalerit szemcsékben emulziós eloszlásban kalkopirit is jelen van. Feltételezhetően ez a két fázis képződése időben nem vált el. Rm (279 m) Ebben a mintában a pirit mellett a galenit és (kevésbé) a szfalerit az uralkodó ércásvány. Kalkopirit egy kisebb szemcsétől eltekintve nem fordul elő. A kőzetben jelenlevő erek nagyban befolyásolják, hogy az előbbi három ásvány közül, melyik lesz a domináns. A viszonylag nyitott nagyobb (maximum 0,5 cm-es) erekben, üregekben a galenit az uralkodó fázis. Kristályai itt elérhetik az 1,5-2 mm-t is, és zömmel saját alakúak. A galenit mellett jelentősebb szerepe a galenitet részben kiszorító, szfaleritnek van (XI/5. kép). Utóbbi néhány 10 μm-es foszlánya a kőzetben is észlelhető. A pirit mennyisége jóval alárendeltebb az előbb említett erekben, mint a hajszálvékonyakban (<1 mm), illetve a kőzetben, ahol dominánssá válik. Kristályai mindenhol idio- vagy hipidiomorfak, méretben azonban eltérés mutatkozik. A kőzetben 10-50, a hajszálerekben ~100, míg a felnyílt részeken ~500 μm-ek. A szöveti bélyegeik és a rájuk jellemző átalakulás miatt az etalon gyűjteményből származó minták is ebbe az altípusba kerültek. Más osztályozási elv alapján ezek a minták a csoport többi tagjával egyáltalán nem mutatnak hasonlóságot, mivel azok későbbi teléres, illetve átalakult fedő üledékes kifejlődést reprezentálnak. 2. az eredeti szövet teljes elvesztésével (KSzE) A csoport tagjai m mélyen is megtalálhatók, de előfordulásuk a felszínhez közelebb, válik igazán gyakorivá az Rm-70 és -73-as fúrásokban (III-IV. melléklet). Az ebbe a csoportba tartozó minták egy része biztosan a vulkáni sorozatból származik. Azonban az 40

42 eredeti kőzet szövete csak nagyon ritkán, nyomokban maradt fenn. Így azt, hogy eredetileg a kőzet szövete porfíros vagy nem porfíros jellegű volt, már nem lehet elkülöníteni. Sárgásfehéres szürke színét az átható kovásodás, illetve a nagyobb foltokban megjelenő agyagásványosodott és karbonátosodott részek adják (II/6 és III/1-3. képek). Míg a foltok makroszkóposan nagyjából jól elkülönülnek, addig mikroszkóp alatt a kovás-szericites alapanyaggal gyakorlatilag egybeolvadnak. Az egyes foltokat megkülönböztetni csak a szericit mennyiségének növekedésével lehet (IV/5-6. és V/1-2. képek). A foltokon belül nagyon ritkán az egykori földpátok táblás formái azonosíthatók. Rajtuk kívül még egy-két elszórt cirkon, illetve rezorbeált kőzetalkotó kvarc szemcse figyelhető meg csupán. Eltérés inkább csak a minták karbonátosodottságában, illetve az ércásványok mennyiségében mutatkozik. A felszínhez közelebbi minták 1-2 %-os érctartalmával szemben a mélyebb zónákban 3-5 %-kal számolhatunk. A szulfidok leginkább hintett-eres formában vannak jelen. Az ércásványok többsége ebben az altípusban is sajátalakú, 0,5 mm-es pirit. Kisebb (10-50 m) kristályaira a szabálytalan, foszlányszerű; nagyobb ( m) szemcséire a szabályos, izometrikus megjelenés jellemző. A szfalerit és kalkopirit, valamint fakóércek az idio- vagy hipidiomorf pirit repedéseit tölti ki (XI/4. kép, 13. ábra). tennantit szfalerit pirit 13. ábra Az Rm es minta (330 m) BSE képe. A hipidiomorf piritet repedések mentén szfalerit, későbbiekben tennantit szorítja ki. 41

43 A fakóércek más kőzetátalakulási csoportban nem voltak megfigyelhetők, és dominánsan tennantitos összetételűnek (VI. melléklet) mutatkoztak, de az elektron-mikroszondás vizsgálatok során azonosítható volt közöttük Te-gazdag tetraedrit is (14. ábra). kalkopirit bornit Te-gazdag tertraedrit galenit tennantit pirit 14. ábra Az Rm es minta (330 m) érceinek BSE képe. A pirit mellett egymást kiszorítva jelenik meg a tennantit és a Te-gazdag tetraedrit A fakóércek mellett pirit zárványaként szfalerit, kalkopirit, pirrhotin, bornit, illetve kalkozin is kimatatható volt (15. ábra). 42

44 kalkozin bornit pirit kalkozin kalkopirit bornit kalkozin 15. ábra Az Rm es minta (330 m) pirit zárványainak BSE képe. A meddő fázisok mellett megjelenő szulfidok a bornit és a kalkozin. A minták arculatát ebben a csoportban is meghatározzák az erezések. Az erek kitöltését alapvetően itt is a kvarc és karbonát uralja. A gyakorlatilag három típusba sorolható erek megjelenésében azonban élesebb különbség figyelhető meg, mint a többi átalakulási csoportban. Az egyik típust az alapanyaggal szinte azonos méretű, xenomorf kvarcszemcsék alkotta, nagyjából 100 m széles erek képviselik. Az ilyen erek gyakran a kőzetbe harapódznak, nem éles a határvonaluk (VIII/2-4. képek). A következő típus jóval vastagabb (szélessége a 1,5 cm-t is elérheti), kvarc és karbonát kitöltésű. Ezeknél a kvarc szemcséi idiomorfak és az ér szélén (sokszor fésűs megjelenéssel) helyezkednek el; amíg a karbonát fázisok az erek közepét tölti ki. A harmadik típust pedig csak karbonát alkotja. A 0,5-1 mm-es karbonát erek általában az összes többit metszik. Így a fenti felsorolás tükrözi az erek időrendiségét is. 43

45 III. Propilites átalakulási csoport (Prop) A propilites zóna képződményei csak egy fúrásban (Rm-73) voltak felismerhetőek. Mindkét (59 és 64-es jelű) minta a fúrás mélyebb részéből (<800 m) származott. Amíg a kőzetek átalakulása a korábbi szakirodalomban leírtakkal megegyezően nagyon közeli rokonságot mutatott az endoszkarnos csoporttal, addig a vizsgált fúrásokban kiterjedése korántsem ölelt fel akkora területet, mint ahogyan arra Csillag (1975) és más kutatók utaltak. Az endoszkarnos csoporttól való elkülönítés alapjául a gránátok hiánya és a gyengébb karbonátos jelleg szolgált. A csoport kőzetei fehéres vagy sárgászöld színűek. Bennük az eredeti porfíros szöveti jelleg jól megőrződött, az egykori elegyrészek jól felismerhetőek, bár sokszor teljesen átalakultak (III/4-5. képek). A kőzet %-át adó porfíros elegyrészeket döntően plagioklász képviseli. A porfíros elegyrészek mellett az alapanyagban is előfordulnak plagioklász lécek. Az alapanyagban lévő plagioklász teljesen átalakult, míg a nagyobb szemcséket csak részben szorította ki az epidot. Ezeken a szemcséken jól megfigyelhető az ikerlemezesség, illetve komplex ikrek jelenléte is (VI/2. kép). A plagioklász karbonátos átalakulása alárendelt szerepű. A középporfíros (2-3 mm-es szemcsenagyság) diorit színes elegyrészei közül csupán az egykori biotit és amfibol roncsai azonosíthatók. Amíg a foszlányszerű biotitot klorit, addig az amfibolt epidot és karbonát (ritkán klorit) emészti fel teljes egészében (V/3. és VI/3. képek). Az alapanyagot későbbi folyamatok során erős kovás behatás érte. Feltehetően ez az átalakulás a mintát teljesen behálózó, mm-es kvarc erekkel egyidős. Ezzel szemben biztosan későbbi fázist képviselnek a kvarc ereket szelő, ~100 m-es karbonát erezések. A propilites átalakulási csoport tagjainak ércásvány-tartalma viszonylag alacsony (2 % körüli), fő ércásványai a kalkopirit és a pirit. Ezek megjelenése hintett-eres. A kalkopirit és pirit mellett hematit szemcsék is előfordulnak kvarc erekhez kötődve. IV. Breccsás képződmény csoport Bár kőzetátalakulási szempontból kevéssé határozott eltérés mutatkozik a kovás-szericites csoporthoz képest, elkülönítését a breccsás szöveten túl, az ércesedésekben játszott kitüntetett szerepe (Hedenquist és Arribas, 1999b, Sillitoe, 2010) indokolja. 44

46 1. hidrotermás eredetű breccsa (Bh) Általában a fúrások felszínhez közeli (maximum 300 m-es) mélységében található képződmények (III. melléklet). A breccsák (andezites) alapanyagát kova cementálja, míg a klasztok átalakult magmás és vulkáni kőzetekből, valamint alaphegységi karbonátokból és kvarcitokból állnak (VII/6. kép). Az egyes minták között a klasztok és az alapanyag arányában eltérés mutatkozott. Általánosítható azonban, hogy a klasztok jól kerekítettek, méretük nagyjából egy cm körül mozog, és elhelyezkedésükben némi irányítottság is megfigyelhető (III/6. kép). A breccsa fragmentumai többszöri átalakulást szenvedtek. Ezt igazolják azokat a klasztokat szelő kvarc, illetve karbonát erek, amelyek a klasztok határain nem terjednek túl. További átalakulás feltételezhető a breccsa kialakulása során, illetve azt követően. A breccsásodás folyamán szulfidos (pirites) kvarcér alakult ki, jelezve a kialakító fluidumok összetételét. Míg a későbbi események nyomát a breccsa egészét átszelő, m-es, szabálytalan lefutású karbonát erek őrzik. Ehhez kapcsolódóan a már korábban kovás-szericitesen átalakult dioritporfirit és andezit klasztok finomszemcsés karbonátos felülbélyegzést szenvedtek. A fő érchordozó fázis a pirit, amelynek m-es szemcséi egyenletesen hintve fordulnak elő a mátrixban és a fragmentumokban egyaránt. A típus részletes érces jelleginek megismeréséhez az Rm es minta leírása nyújt támpontot. Rm (240 m) A mintában többféle ércásvány: pirit, szfalerit, kalkopirit és fakóérc is előfordul. Ezek közül a pirit a meghatározó fázis. A szfalerit és a kalkopirit közül, az utóbbi kisebb gyakorisággal fordul elő, és általában pirittel együtt, részben azt kiszorítva jelenik meg xenomorf formában. A szfalerit szemcsék szintén xenomorfak vagy foszlányszerűek. Méretük μm között változik. A szfalerit belső reflexe sárga, bennük emulziós eloszlású kalkopirit nem figyelhető meg. A szfalerithez hasonló xenomorf, foszlányszerű megjelenést mutatnak a fakóércek is. A kis méret (néhány μm) miatt a csoporton belüli elkülönítés csak elektronmikroszondás vizsgálattal lehetséges. A pirit az előzőekhez képest mind méretbeli, mind alaki változatosságban gazdagabb. A μm között változó szemcsék többségükben hipidiovagy xenomorfak. A piriten belül néhány µm-es pirrhotin zárványok is megfigyelhetőek. A kőzet klasztjainak széleitől eltekintve, ahol kisebb sorba rendeződés alakulhat ki, egyenletesen hintve fordulnak elő az ércásványok mind a mátrixban, mind a klasztokban. 45

47 2. vulkáni eredetű breccsa (Bv) Megjelenésében nagyon hasonlít a hidrotermás altípushoz, azonban a szemcsevázú breccsa alapanyaga magmás eredetű (IV/1. és VIII/1. kép). Részben ez alapján történt az altípus elkülönítése is. Másik fontos tényező a képződmény rétegtani helyzete. Átlagosan m- el a jelenlegi felszín alatt, közvetlen az intrúzió felett fordul elő. Klasztjait döntően feltépett, átalakult dioritporfirit adja. Ezek mellett az alaphegységből származó (karbonát és kvarcit) fragmentumok is előfordulnak. A klasztok méretüket (2 mm-től 4 cm-ig) és alakjukat tekintve is változatosak. A kevéssé kerekített szemcsék rövid szállítódásra utalnak, míg a jól kerekített karbonát klasztoknál asszimiláció feltételezhető. A dioritporfiritet már a breccsa képződését megelőzően érték hidrotermás hatások. Ennek bizonyítékát a porfíros elegyrészek átalakulása (szericitesedett földpátok, rezorbeált kőzetalkotó kvarc szemcsék) mellett az egyik klaszton belüli összetett erezés (~70 m széles kvarceret későbbi ~150 m széles karbonát ér vágja át) is mutatja. A magmás alapanyag egykori szövete már nem azonosítható, mivel benne csak xenomorf kvarc és szericit fordul elő. Utóbbiak nem mutatnak szabályos elrendeződést, így feltehetően a mátrixot finomszemcsés magmás anyag adta. Utólagos hatásnak tekinthető a breccsa enyhe átkovásodása, és a klasztokban, valamint az alapanyagban megjelenő egyenletesen hintett pirit. Alárendelten kalkopirit is előfordulhat. Utóbbi két folyamat szűkíti a breccsa képződésének idejét. A két altípusnál megfigyelt barnás elszíneződésként jelentkező, feltehetően szerves anyag jelenléte nem volt bizonyítható a fluoreszcens vizsgálatok során. V. Érkitöltések (Érk) Ebbe a típusba azok a minták kerültek, amelyeknél szinte a teljes fúrómagot érkitöltés adta (IV/2-4. képek), így nem volt lehetőség a befogadó kőzetek átalakulásának részletes vizsgálatára. Ezek a minták főként az Rm-71-es fúrásban jelentek meg, de az Rm-70-es fúrás 22-es, illetve az Rm-73-as 63-as mintája is ebbe a csoportba tartozik (III-V. melléklet). Általában a fúrások mélyebb (900 m alatti) részén fordulnak elő. Jellemzően ércásványtartalmuk igen magas. A masszív szulfidos formában megjelenő fázisok közül a galenitszfalerit-kalkopirit társulás a domináns. Ezek mellett alárendeltebb szerepű a pirit. Az ércásványok többnyire sajátalakúak. Szöveti bélyegek alapján a legkorábbi fázisnak a galenit tekinthető. Ezt részben szfalerit és kalkopirit szorítja ki. Utóbbiak kialakulási sorrendje nehezen adható meg. Számos esetben azonban megfigyelhető kalkopirit emulziós eloszlásban a szfaleriten belül (XII/6. kép). A masszív szulfidok mellett karbonát erek fordulnak elő, 46

48 illetve a szulfid ásványok karbonát-anhidrit érben jelennek meg. Ezek szövete leggyakrabban szalagos. Az erek tektonikai igénybevettsége mind makroszkóposan (flexurális jellegek), mind mikroszkóposan (szfalerit kataklasztos szövete, galenit hajlott hasadási nyomvonalai) igazolható. 5.2 Az ércásvány-együttesek jellemzése A megismert minták alapján a következőket összegezhetjük. A vizsgált területen a felszíntől a fúrások által feltárt mélységekig a pirit, a kalkopirit és a szfalerit végig jelen van. Arányuk és mennyiségük azonban a mélységgel változik. A rézporfíros ércesedések általános ércásvány-eloszlásának megfelelően jelentősebb kalkopirit- és szfaleritdúsulás csak a mélyebb zónákban, főleg erekhez kapcsolódva tapasztalható. Hozzájuk hasonlóan a galenit is szinte csak a mélyebb zónákra korlátozódik. Megjelenése jellemzően a szkarnos átalakulásokhoz, illetve a masszívszulfid-erekhez köthető. Ezektől az ércdúsulásoktól eltekintve a minták döntő részében pirit a domináns ércásvány. A pirit képződéséről sokat elárulnak a befogott, illetve kiszorító fázisok, ércásványok. Ezek alapján megállapítható, hogy a pirit képződése több ütemű volt. Gyakorlatilag minden hidrotermás szakasz során képződött. Az idősebb és a fiatalabb generációnál egyaránt feltételezhető, hogy a kristályosodás folyamán változtak az oxidációs viszonyok. Erre utalnak az eltérő vasásványok: kisebb oxigén fugacitást jelez a pirrhotin, míg a pirit már egy oxidáltabb környezet terméke, és végül a hematit képződése gyakorlatilag oxigén gazdag folyamatok során ment végbe. A korai piriteket eleinte kalkopirit és szfalerit szorította ki, amire számos szöveti bizonyítékot találunk. Későbbiekben a piritet kiszorító szfalerit részben kénytelen volt átadni helyét, az őt felemésztő fakóérceknek. Ezek szerkezete alapvetően a szfalerit szerkezetéből vezethető le (Dana, 1997) további félfémes elemek beépülésével. Ennek bizonyítékául szolgálnak az elektronmikroszondás méréseink is (VI. melléklet), amelyek során megmutatkozott, hogy az elméleti képletekkel szemben (Koch és Sztrókay, 1994) a vas helyét részben vagy teljes egészében cink foglalja el. A cink és a vas aránya együttvéve is 1 / 5 - e a réznek, ami a rendszer rézgazdagságát jelzi még a fakóércek kialakulása során is. A fakóércek képződését megelőzően, pedig a piritben előforduló kalkopirit, bornit, kalkozin utal ugyanerre. A mintáimban megfigyelt fakóércek közül uralkodóan tennantit fordult elő. Az eltérő összetételű tennantit-típusok között nemcsak a cink-vas arányban, hanem az arzén, illetve antimon tartalmukban is eltérés figyelhető meg. Azonban a cink-vas, illetve arzénantimon arány között nem mutatható ki kapcsolat; vagy változásukban szabályosság. A 47

49 fakóércek közül nem a tennantit az utolsó fázis, hanem a tellúr-gazdag tetraedrit (14. ábra). Bár a lahócai területen hasonló paragenezis figyelhető meg, a vizsgált fúrásokban sem goldfieldit (és a hozzá társuló telluridok), sem a pirithez kapcsolódó nemesfémdúsulás nem volt azonosítható. 5.3 Az agyagásványok eloszlása a kőzetátalakulási zónákban Az átalakult mintákban, ahogy azt az es fejezet is mutatta, fontos szerepet töltenek be a finomszemcsés fázisok, zömmel az agyagásványok. Így ezek meghatározása és mélység szerinti eloszlása a kialakító hidrotermás folyamatok pontosításához szükségszerűek. Vizsgálataim során hét minta agyagásvány tartalmát határoztam meg röntgen-pordiffrakciós eljárással (3-4. táblázat, illetve VII-VIII. melléklet). A minták kiválasztásánál a következő szempontokat vettem figyelembe: a kapott eredmények legyenek alkalmasak a felszínközeli és mélyszinti rendszer összehasonlítására; mindhárom fúrásról kapjunk információt; lehetőség szerint elegendő mennyiségű agyagásvány gyűljön össze K/Ar-kor méréséhez. Főként az utóbbi szempont miatt a minták mindegyike a kovás-szericites kőzetátalakulási csoportból került ki. A mintákról elmondható, hogy egy kivételével (Rm-71-80) hasonló összetételt mutatnak. A szeparátumokban visszamaradt kvarc, kalcit, illetve dolomit mennyisége elhanyagolható, az előbbi fázisok elsődleges reflexiós csúcsa is csak kis intenzitással jelent meg (VIII. melléklet). A legtöbb kezeletlen minta 10 Å-nél jelentkező reflexiós csúcsának félérték-szélessége (FWHM) 0,35 és 0,46 2Θ között változott (3. és 4. táblázat). Ettől lényegesen elkülönült az Rm as jelű minta, ahol ez az érték 0,85 volt. Ezt a jelentős eltérést az illit mellett megjelenő kevert szerkezetű, duzzadó komponenst (szmektit) tartalmazó fázis(ok) okozza. Ennek pontosításához a röntgen-pordiffrakciós felvételeket megismételtük etilén-glikolos kezelés után is. E mérések alapján a duzzadó komponensek mennyiségét az IX. melléklet adataira (Brindely és Brown, 1980) hagyatkozva határoztam meg. Az említett mintát kivéve kevesebb, mint 10 %-nyi a minták duzzadó agyagásvány tartalma. Így a minták alkalmasnak bizonyultak K/Ar-kor meghatározására. Hőmérséklet becslésére, azonban nem tudtuk felhasználni, mivel a hidrotermás rendszerekre nehezen átültethető a pélites anyakőzetű, alacsony metamorf fokú képződményekre kidolgozott rendszer, ami az illit kristályossági foka alapján adja meg a hőmérsékleti tartományokat (Árkai, 2002). 48

50 Mintaszám FWHM (10 Å) [2 Θ] d érték Mélységköz etilén-glikollal etilén-glikollal Illit tartalom [m] kezeletlen kezelt kezeletlen kezelt [%] Rm ,45 0,39 10,1 10,0 > 90 % Rm ,41 0,44 10,1 10,0 > 90 % Rm ,35 0,33 10,0 10,0 > 90 % 3. táblázat Felszín közeli (vulkáni sorozat) minták agyagásvány vizsgálatának eredményei Mintaszám FWHM (10 Å) [2 Θ] d érték Mélységköz etilén-glikollal etilén-glikollal Illit tartalom [m] kezeletlen kezelt kezeletlen kezelt [%] Rm ,35 0,39 10,1 10,0 ~ 90 % Rm ,37 0,40 10,1 10,0 > 90 % Rm , ,5 9,6 ~ 75 % Rm ,46 0,55 10,2 10,0 > 90 % 4. táblázat Mélyszinti minták agyagásvány vizsgálatának eredményei A felszíni (3. táblázat) és a mélyszinti (4. táblázat) minták eloszlásukban kevéssé különülnek el illittartalmuk nagyjából megegyező, de némi szabályosság mégis kimutatható. Miszerint a mélyebb régiók felől a felszín felé csökken, majd a felszínhez egészen közel ismét megnő a duzzadó agyagásványok mennyisége. Erre utal az etilénglikollal kezelt minták FWHM változása, amit legszemléletesebben az Rm-70-es jelű fúrás mintáinak értékei mutatnak. Az Rm-71-es jelű fúrásban ettől eltérő kép (mélyszinti régióban jelenlevő magas, ~25 %, duzzadó komponens) egyrészt a mintaszám alacsonyságával, másrészt az intrúzió központi részétől való távolsággal, harmadrészt pedig a fúrás közelében elhelyezkedő (Ilona-völgyi) törés mentén lejutó oldatok átalakító hatásával magyarázható. Az illit-szmektit csúcsokon kívül két-két minta esetén gipsz, illetve kandit-csoportbeli fázis volt azonosítható a röntgen-pordiffrakciós felvételeken (VIII./A, C, illetve VIII/D, E melléklet). Utóbbi a különböző hőmérsékletekre hevített minták alapján kaolinitnek adódott. A két kaolinitet is tartalmazó minta (Rm-70-12, -40) jól beleilleszthető a réz-porfíros rendszerekre jellemző agyagásvány zónációba, mivel azok a másodlagos kovasapka alatti térségből, a kovasapka alatt megrekedő fluidumok savasabb környezetéből származnak. A másik két szeparátum (Rm és Rm-70-1), aminek a röntgenfelvételén megjelentek a gipszhez tartozó csúcsok, a felszíni csoportba tartozott. Az agyagásvány-felvételen megjelenő gipsz csúcs ellenőrzésére az ülepítő, desztillált vizes közegből mintát vettem. Ezt bepárolva, binokuláris mikroszkóp alatt meggyőződtem a gipsz jelenlétéről, amit a későbbi hevítéses röntgen-pordiffrakciós felvételek is megerősítettek. Bár az előzetes, teljes kőzeten végzett 49

51 röntgen-pordiffrakciós vizsgálatok (VII./A és C mellékletek) során vas-szulfátos fázis igen kis intenzitásokkal jelentkezett, illetve nem volt azonosítható. Mégis feltehetően a gipsz valamilyen könnyen oldódó vas-szulfát ásvány (jarosit) savas disszociációjának az agyagásvány szemcsék koagulációját okozva, amit az ülepítés során tapasztaltam is és a mintában levő karbonát (kalcit) oldódásának következtében alakult ki (Farkas és Weiszburg, 2009, [3] és [4] egyenlet). Sajnos a jarosit kialakulásáról, a minták magraktárban és azon kívül eltöltött hosszú ideje miatt pontosabb információ nem állapítható meg. A pirites meddőhányók (kálium és nátrium jelenlétében) jellemző átalakulásáról lévén szó (Farkas és Weiszburg, 2009) a legvalószínűbbnek tűnik, hogy csupán a tárolással kapcsolatos, utólagos hatásról van szó. KFe 3 (SO 4 ) 2 (OH) 6 (s) 3 FeO(OH) (goethit) + K + (aq) + 2 SO 2 4 (aq) + 3 H + (aq) [3] CaCO 3 + SO 2-4 (aq) + 2 H + (aq) CaSO 4 + H 2 O + CO 2 [4] Mivel a szakdolgozatom célja elsődlegesen nem a kutatási terület részletes agyagásványvizsgálata volt, ezért a kapott eredmények további minták elemzése révén pontosításra, a belőlük levont következtetések pedig megerősítésre szorulnak. 5.4 A K-Ar vizsgálatok eredményei Az agyagásvány vizsgálatok során kiderült, hogy gyakorlatilag a választott minták mindegyike (az Rm as minta kivételével) alkalmas K/Ar kormeghatározásra. Vizsgálatainkat Debrecenben dr. Pécskay Zoltán segítségével végeztük el. Mivel korlátozott számú mérésre volt csupán lehetőségünk, ezért a minták kiválasztásánál fő szempont volt, hogy a minták az eddig ilyen aspektusból nem vizsgált mélyszinti ércesedésből származzanak. A kapott koradatokat az 5. táblázat szemlélteti. K/Ar mérés Minta K Mintaszám száma típusa (%) 40 Ar 40 rad Ar rad K/Ar kor (ccstp/g) (%) (millió év) Rm illit 6,602 5,8934 * ,6 22,82 ± 1, Rm illit 6,438 6,0718 * ,6 24,10 ± 1,03 5. táblázat Hidrotermálisan átalakult mélyszinti mintákból szeparált illitek K-Ar radiometrikus kora 50

52 A jelen dolgozatban vizsgált két minta (Rm és Rm-73-57) kora egymáshoz képest nem mutat jelentős eltérést. Csupán a kapott eredmények alapján a porfíros intrúzió átalakulásának miocén voltát és a hozzá kapcsolódó alacsony szulfidációs fokú epitermás rendszer neogén magmás folyamatok általi kialakulását kellene feltételeznünk. Azonban számos más kutatás többek között Pandur (2011) a jelen kutatással egyidőben kapott eredményei bizonyítják, hogy a területen végzett K/Ar radiometrikus kormeghatározásokban jelentős eltérések, ingadozások figyelhetők meg (Gatter, 1997, Földessy et al., 2008b) akár egy mintán belül is, annak különböző fázisait vizsgálva. Feltételeznünk kell tehát, hogy a vizsgált illitekből későbbi hatásra a 40 Ar egy része mobilizálódott. Az Ar mobilizálódása vagy a Mátra neogén magmás folyamataihoz vagy a Darnó-zóna neogén mozgásaihoz kapcsolódhat. A porfíros és epitermás rendszer kialakulásának inkább oligocén voltát a recski terület legújabb K/Ar koradatai (27-28 millió év) is alátámasztják (Molnár et al., 2008, Földessy et al., 2008b). Emellett nem szabad figyelmen kívül hagyni a rétegtani evidenciákat sem, amely az ércesedés késő eocén, de mindenképpen neogén előtti kialakulását jelzi. Előbbi megfontolások alapján a kapott koradatok az elsődleges, paleogén során kialakult porfíros, illetve epitermás rendszert kialakító hidrotermás folyamatok időbeliségének vizsgálatára csak további eredmények tükrében válnak értelmezhetővé. 5.5 A folyadékzárvány vizsgálatok eredményei Petrográfia A folyadékzárványok megfigyelése előzetesen már a kőzettani csiszolatokban szükségszerű. Ilyen megfigyelések alapján válogattam ki azokat a mintákat, amelyeken részletes petrográfiai és mikrotermometriai vizsgálatokat végeztem. A képződés körülményeiről elsődlegesen a kialakító folyamatok során befogódott, úgynevezett primer (elsődleges) zárványok szolgáltatnak információt. Ilyen típusú zárványokat főként az erezések, illetve üregek fenn-nőtt fázisainak kristályaiban lehet azonosítani. Jelen dolgozatban a vizsgált mintákban az erek kitöltése kvarc, karbonát-anhidrit, illetve karbonát volt. Az egyes hidrotermás folyamatok időbeliségét jól követik az erezések, így segítenek a felismert elsődleges zárványok relatív korolásában is. A vizsgált mintákban azonban az erek kitöltése többnyire finomszemcsés (néhány m-es) volt. Így ezekben folyadékzárvány-petrográfiai vizsgálatot csak korlátozottan, míg mikrotermometriai mérést szinte egyáltalán nem lehetett végezni. Emiatt az egyes zárványasszociációk kijelölése csak részben történt érkitöltő kvarc, 51

53 illetve karbonát szemcsékből. Az elkülönített zárványgenerációk másrészt kőzetalkotó kvarcból, alárendelten gránátból (XIII/4. kép), baritból, illetve anhidritből származnak. Utóbbi fázis rendkívül jó hasadása miatt mikrotermometriai mérésre nem; vagy csak korlátozottan, kellő körültekintéssel használható. Összességében a fenti ásványokban megfigyelt zárványok 4 nagyobb csoportba sorolhatók. A zömmel drúzás, érkitöltő kvarcban megjelenő A típust elsődleges folyadékzárványok alkotják. Ezek szobahőmérsékleten többnyire kétfázisúak (folyadék + gőz), azonban a gőzfázis aránya nem állandó. Jellemzően a %, illetve a 90 % és afölötti gáztelítettségű szélső tagok között változik. Ebből arra lehet következtetni, hogy a hidrotermás rendszer állapota a kvarc képződésének idején heterogén volt (felforrt rendszer). A folyadékzárványok alakja ebben a csoportban általában szabálytalan. Méretük, részben a befogadó ásványok méretétől függően, 5-15 m között változik. Leggyakrabban a kvarc kristályok növekedési zónájában fordulnak elő (XIII/3. kép). Néha azonban egyedülálló vagy kisebb repedéshez nem köthető csoportokat alkotnak (XIII/1-2. képek). A B típus gyakorlatilag minden vizsgált ásványfázisban megfigyelhető volt. E folyadékzárványok a gáztelítettségének változékonysága megegyező az A típusnál tapasztaltakkal. Azonban az asszociáció zárványai általában másodlagos síkokban, repedésekben jelennek meg. Ezek a zárványok legtöbbször negatív kristályformát vesznek fel vagy szabályos alakkal jellemezhetőek (XIII/5-6. képek). A B típuson belül az előbbiekkel ellentétben megfigyelhetők olyan ugyan másodlagos zárványok is (B 2 ), amelyek általában a vizsgálat síkjában helyezkednek el. Ezek a szabálytalan alakú zárványok másodlagos síkokhoz látszólag nem kötődnek (XIV/1. kép). Az alaki és elhelyezkedésbeli különbség méretben is megmutatkozik. A szabályos megjelenésű zárványok (B 1 ) általában kisebbek (érkitöltő kvarcban 1-10 m, kőzetalkotóban pedig 5-15 m), míg a szabálytalanok elérhetik akár az 50 m is (átlagosan érkitöltő kvarcban m-esek, míg kőzetalkotóban m-esek). A megfigyelhető különbségek ellenére az előbbi zárványok mért homogenizációs hőmérsékletének eloszlásában nem mutatkozott eltérés (16/B. ábra). A C típus szinte kizárólag csak kőzetalkotó kvarcban fordul elő, így mindenképpen másodlagos zárványoknak számítanak. A másodlagos jelleget a repedések menti elhelyezkedés is alátámasztja. Az asszociációban előforduló zárványok szobahőmérsékleten jellemzően vagy háromfázisúak (folyadék + gőz + halit kristály) 52

54 (XIV/2. kép) vagy kétfázisúak nagy gáztelítettséggel (90 % felett). A zárványokban esetenként másik leányásvány vagy befogott krisztallit is megfigyelhető (XIV/3. kép). Krisztallitként zömmel szulfid szemcsék, hematit lemezkék fordulnak elő. A polifázisos zárványok gőz aránya nem állandó, % között változik. A felsorolt jellegek szintén heterogén rendszerből való csapdázódásra utalnak. Emellett a petrográfiai és mikrotermometriai megfigyelések alapján az is kijelenthető, hogy az egyes fázisok befogódása is számos esetben inhomogén módon történt. Erre utaltak azok a háromfázisú folyadékzárványok is, amelyek homogenizációja nem a halit kocka, majd a gáz fázis folyadék fázisban való eltűnésével (hasonlóan a 16/A. ábra folyadékzárványaival) ment végbe, hanem ezzel fordított sorrendben. Az ilyen folyadékzárványokban a mérések alapján túlnyomás lépett fel, ezért a későbbi értelmezések során nem voltak használhatók. A negyedik főbb típust (D) szintén másodlagos zárványok alkotják. Az asszociáció elemei hasonló (közel szabályos) megjelenésűek és gáztelítettségűek. Szobahőmérsékleten kétfázisú (folyadék + gőz) zárványok gőzfázis aránya %. A kisméretű zárványok (átlagosan 3-10 m) leggyakrabban kalcitban, illetve érkitöltő karbonát repedéseiben fordulnak elő (XIV/6. kép). Emellett érkitöltő kvarcban is azonosíthatóak (XIV/4-5. képek). Jellegeik alapján a hidrotermás rendszer késői szakaszában homogén fázisállapotú oldatokból csapdázódtak Mikrotermometria A mikrotermometriai méréseket a petrográfiai vizsgálatok eredményei alapján úgy végeztem, hogy az elkülönített négy generáció mindegyikéről kapjak információt. A vizsgálatok során azonban számolni kellett az egyes típusok eltérő gyakoriságával. Amíg mérhető elsődleges zárvány alig fordult elő, addig a vizsgált szemcsékben számos jól mérhető, másodlagos zárvány volt. A másodlagos folyadékzárványokból nyert adatok azonban csak kellő fenntartásokkal vetíthetőek ki az egyes értípusokhoz tartozó hidrotermás szakaszokra. A kialakító rendszerekről közvetlen információt csupán az A típusú zárványok szolgáltatnak. Ilyen folyadékzárványokat az Rm és -61-es minták finomszemcsés (maximum 100 m-es) xenomorf kvarccal kitöltött ereiben sikerült megfigyelni és rajtuk mikrotermometriai méréseket végezni. 53

55 A B C D 16. ábra Az eltérő típusú folyadékzárványok homogenizációs hőmérsékleteinek összefoglaló ábrasorozata a minták feltüntetésével 54

56 A kapott homogenizációs hőmérsékleteiket (16/C. ábra) későbbiek során összevetettem a másodlagos zárványok hasonló eredményeivel annak érdekében, hogy a hidrotermás rendszer időbeli fejlődését közvetetten utóbbiak segítségével ismertetni lehessen. Az 16. ábra gyakorlatilag a fluidumok, és ezzel a rendszer fejlődését mutatja be. Amint az a diagramokról is leolvasható a (folyadék fázisban gazdag) A típusú zárványok folyadék fázisban történt homogenizációinak hőmérséklete 300 és 350 C között változott, 320 és 330 C-nál megjelenő gyakorisági maximummal. A B típusú zárványokból nyert adatok eloszlása (16/B. ábra) az előbbiekhez nagyon hasonló; eltérés gyakorlatilag csak az adatok szóródásában (280 és 400 C között), illetve a kevéssé határozott, 380 C-nál jelentkező gyakorisági csúcs megjelenésében tapasztalható. Ez részben ezeknek a folyadékzárványoknak a másodlagos jellegével magyarázható. A B típusnál megfigyelt petrográfiai különbségek a mikrotermometriai mérések során homogenizációs hőmérsékletekben és sótartalomban nem jelentkeztek, így benne altípusokat elkülöníteni nem lehetett (noha a diagramokon külön lettek ábrázolva). A hasonló homogenizációs hőmérsékletek és sókoncentrációk (16. és 17. ábra) alapján megállapítható, hogy az A és B típusú zárványok a hidrotermás rendszer gyakorlatilag azonos szakaszát reprezentálják. Ezektől élesen elkülönülnek a C, illetve a D típusú zárványok eredményei. Mivel a D típus leginkább a késői karbonát erezésekhez kapcsolódik, ezért feltételezhető, hogy a karbonát ereket létrehozó késői hidrotermás folyamatok fizikai-kémiai paramétereit rögzíti. Ezt a feltételezést erősítik meg a D típusú folyadékzárványok megjelenésén túl (homogén fázisállapotú rendszerből való csapdázódás), a homogenizációs hőmérsékletek jóval alacsonyabb: 190 és 240 C közötti értékei ( Cnál jelentkező gyakorisági maximummal). A D típusú folyadékzárványok, mint azt a 17. ábra is mutatja, emellett általában kisebb sótartalommal (2-4 NaCl ekvivalens tömegszázalék) jellemezhetők, mint az A, illetve B típusúak (4-8 NaCl ekvivalens tömegszázalékos). 55

57 Sótartalom NaCl ekv. tömeg% A típus C típus B 1 típus B 2 típus D típus (karbonáterezésben) D típus (kvarcerezésben) T (teljes hom) C ábra Összesítő diagram a különböző típusú folyadékzárványokból számított sótartalom és a mért homogenizációs hőmérsékletek függvényében Az előbbi folyadékzárvány típusoknál a sótartalom megállapítását az utolsó jégfázis megolvadása alapján, (a megfigyelt eutektikus hőmérsékletekből következően) NaCl-H 2 O rendszerben végeztem. Ezzel szemben a C típusú folyadékzárványok sókoncentráció-értékeit a halit fázis homogenizációs hőmérsékleteire támaszkodva számoltam ki. Ezekben a folyadékzárványokban egy kivételtől eltekintve az eutektikus hőmérsékletek szintén NaCl- H 2 O rendszert jeleztek. A C típusú zárványok nemcsak sókoncentráció-értékeik alapján különülnek el a többi folyadékzárvány generációtól, hanem homogenizációs hőmérsékleteik alapján is (16/A. ábra). A halit leányásványt tartalmazó folyadékzárványokon belül a mikrotermometriai vizsgálatok során további alcsoportok kijelölése vált lehetővé. Az egyik alcsoportot (C 1 ) széles (teljes) homogenizációs hőmérsékleti tartomány ( C gyakorisági maximum nélkül) és NaCl ekvivalens tömegszázalékos sótartalom jellemzi. Ezek a folyadékzárványok feltételezhetően a hidrotermás rendszer kezdeti, a bizonytalan lefutású kvarc erekhez köthető szakaszát reprezentálja. A másik alcsoportra (C 2 ) jóval szűkebb és alacsonyabb (teljes) homogenizációs hőmérsékleti tartomány ( C között, 250 C-nál levő gyakorisági maximummal) és NaCl ekvivalens tömegszázalékos sótartalom volt jellemző. Ezek az eredmények akár megfeleltethetőek a karbonát-anhidrit kitöltésű ereket kialakító rendszereknek. Erre azonban vizsgálataim során egyértelmű bizonyítékot nem találtam. A feldolgozott minták egy része alapján a mikrotermometriai vizsgálatokkal nemcsak a kialakító fluidumok hőmérsékleti és összetételi paraméterei voltak megadhatóak, hanem 56

58 heterogén rendszerről lévén szó a képződés idején fennálló nyomásviszonyok is. Az egykori nyomás értékek megállapításához felhasználtam a mikrotermometriás mérések (halit kocka folyadékfázisban történő, illetve a teljes homogenizációs hőmérsékletek) eredményeit, valamint a NaCl-H 2 O rendszer P-T vetületű forráspontgörbéit. A grafikus módszerrel meghatározott nyomásértékek a vizsgált mintákban bar közé estek. Ezeket litosztatikus nyomásként értelmezve a képződési mélység m-ben állapítható meg. Ezt összevetve a vizsgált minta (Rm-73-61) jelenlegi 870 m-es mélységközével mintegy 400 m-es maximális lepusztulás feltételezhető. A vizsgálataim során kapott erózió mértéke jó összhangban van Gatter (1997) hasonló vizsgálatból származó eredményeivel. Összességében tehát megállapítható, hogy az ércesedés kialakulásában a folyadékzárvány vizsgálatok alapján mind felforrási, mind oldatkeveredési folyamatok szerepet játszottak. A folyadékzárványok viszonylag magas homogenizációs hőmérséklete az intrúzív test közelségével magyarázható. 57

59 6. Az eredmények értelmezése 6.1 Az érctípusokat kialakító folyamatok sajátosságai A dolgozat megpróbálta ennek az igen összetett fejlődéstörténetű rendszernek, illetve területnek kialakító folyamatait megérteni a vizsgálatok során kapott új adatok alapján. A vizsgált fúrásokban amelyek 500 m-es fúrási hálóban mélyültek (I. melléklet) a meghatározott kőzetátalakulási csoportok nagyrészt követik a karbonátos befogadó közegben kialakult rézporfíros rendszerekre kidolgozott, általános átalakulási képet (Sillitoe, 2010), miszerint az intrúziót laterálisan szkarnos és propilites, vertikálisan kovás-szericites zóna veszi körül. Eltérés mutatkozik azonban az egyes zónák kiterjedésében, részletesebb tagolhatóságában és későbbi átalakultságában. Ez arra utal, hogy az ércesedést okozó folyamatok csak részben általánosíthatók. Alapvetően a magmás tevékenység korai szakaszában az intrúzió kontaktmetamorfózist okozott a befogadó üledékes, főként a karbonátos, összletben. Ezt a vizsgált fúrások közül az Rm-73-as fúrás 500 m alatti szakasza reprezentálja (IV. melléklet). Ehhez a fázishoz a vizsgált anyagban leginkább az exoszkarn (Rm-70 és -71-es fúrásokban) és a szabálytalan lefutású, néhány mm-es vagy vékonyabb finomszemcsés, xenomorf kvarccal kitöltött erek köthetők. Feltételezhető, hogy e folyamatok körülményeit (nagy hőmérséklet és nagyobb, 40 % körüli szalinitás) reprezentálják a C típusú, illetve részben a magasabb homogenizációs hőmérséklettel és sótartalommal jellemezhető B típusú folyadékzárványok. Baksa (1984) erre az időszakra teszi a magnetit dúsulások kialakulását is. A vizsgált mintákban azonban sem magnetitet, sem magnetit telepre utaló indikációt felismerni nem lehetett. Az intrúzió alakja nagyjából egy szabálytalan gombaformára hasonlít. A szelvény menti másik két fúrás alapján K-Ny-i irányban a mélyebb régiókban (800 m alatt) szélessége nem haladja meg az 1 km-t, míg a felszín felé valamelyest nagyobb kiterjedésű. Az intrúzió képződményei valószínűleg már ebben a korai szakaszban propilitesedtek, illetve enyhén kovásodhattak. A fluidumok fizikai-kémiai állapotának változására utalnak az A típusú (elsődleges), illetve az alacsonyabb homogenizációs hőmérsékletű B típusú (másodlagos) folyadékzárványok. A csökkenő szalinitás és hőmérséklet felszíni vizek bekerülésére, oldatkeveredésre utal (Molnár, 2007, Molnár et al., 2008). Részben ennek eredménye a hintett-eres rézércesedés kialakulása. Ehhez az eseményhez köthetők továbbá a felnyílt repedéseket kitöltő, zömmel drúzás kvarcerezések, illetve a minták erőteljes kovás-szericites átalakulása. Ez az átalakulás sokkal inkább átható volt és a teljes magmás összletet érintette. Nemcsak az intrúziót alakította át, hanem a fedő 58

60 rétegvulkáni sorozatot is, amelyben ez a hatás jóval intenzívebb volt. Ennek eredményeként a vulkáni sorozat képződményei (mindhárom fúrásban) jellemzően a KSzE kőzetátalakulási csoportba tartoznak. A kovás-szericites zónán belül sem petrográfiai, sem röntgenpordiffrakciós vizsgálat alapján nem lehetett további zónákat kijelölni ellentétben a 2. ábrán bemutatott részletező tagolással. A kovasapka alsó zónája azonban még így is jól kijelölhető a röntgen-pordiffrakciós vizsgálatok során azonosított kandit csoportba tartozó agyagásvány (kaolinit) megjelenése alapján. A drúzás kvarc erek kialakulása után az oldatok kemizmusának megváltozását az ilyen erek központjában létrejött karbonát-anhidrites kitöltés jelzi. Ha elfogadjuk, hogy ezeket a hirdotermás folyamatokat képviselik a C 2 típusú folyadékzárványok, akkor a fluidumok kemizmusának megváltozása mellett kimutatható az oldatok sótartalmának jelentős megemelkedése a hőmérséklet (250 C-ig) csökkenésével egyidejűleg. Ilyen trendhez igaz kisebb sótartalomhoz (maximálisan 8 NaCl ekvivalens tömegszázalék) és hőmérséklethez (170 C-ig csökkenő) kötötte Molnár et al. (2008) a lahócai terület enargitos-luzonitos ércesedését kialakító fluidáramlási rendszerét. Úgy vélem, hasonló folyamatok eredményének kell tekintenünk a vizsgált terület tetraedrites-tennantitos érceinek kialakulását is. Erre utal, hogy a karbonát-anhidrit érkitöltést tartalmazó minták piritjeihez kapcsolódva lehetett azonosítani a fakóérceket. A vizsgált mintákban nem volt megfigyelhető molibdenit, amelynek kiválása azonban Baksa (1984) szerint szintén ehhez a szakaszhoz köthető. A kőzetek karbonátos átalakulása, átitatódása már ekkor elkezdődhetett, felerősödése azonban a legkésőbbi értípushoz kapcsolódik. Ezt az értípust a csak karbonátos kitöltés, a mm-es vagy még kisebb szélesség, a szabálytalan lefutás, a gyakorlatilag ércmentes megjelenés jellemzi. Ezek a karbonát erek minden más erezést, illetve a breccsák alapanyagát és fragmentumait egyaránt átvágják. A breccsák képződési ideje így mindenképpen idősebb, mint ezek az erek kialakulása; de fiatalabb a csak fragmentumokban előforduló, finomszemcsés, xenomorf kvarc erekétől. A kőzetekben előforduló erezések azonosítása elengedhetetlen a kialakító folyamatok megismerésében: egyrészt az egyes folyamatok időbeli egymásutániságának legjobb jelzői, másrészt fontos információkkal szolgálnak a fizikai-kémiai paraméterek változásáról. Megállapítható azonban, hogy a vizsgált mintákban az egyes értípusok tendenciózusan nem kötődnek meghatározott kőzetátalakulási csoporthoz. 59

61 6.2 A porfíros és epitermális ércesedési zónák kapcsolata A parádi porfíros intrúzió képződményeinek részletes vizsgálata ez idáig még nem történt meg; ezért a vizsgálatokat elsősorban úgy választottuk meg, hogy minél több ércföldtani információt kapjunk a déli intrúzióról, elősegítve a további, egy-egy kérdéskörre szűkített, kutatások irányvonalát. Az eddigi fejezetekben a porfíros és epitermás rendszerek kőzetátalakulási, illetve érc parageneziseinek kapcsolatát részleteiben tárgyaltam. Az alábbiakban így csak egy rövid összegzésre szorítkozom e két rendszer kapcsolatrendszerét illetőleg. Jelen dolgozat és Gatter (1997) eredményei bizonyítják, hogy a területen m-es lepusztulással kell számolnunk. Ezt összevetve Molnár et al. (2008) a parádi alacsony szulfidációs fokú epitermás ércesedés kialakulásának m-es paleomélységével megállapíthatjuk, hogy a terület egy részén csupán nyomokban maradt fenn az alacsony szulfidációs fokú epitermás ércesedés, illetve a megőrződött kifejlődések határa egybemosódik a porfíros intrúzió átalakulási zonációival. Így elkülönítésük esetenként nem lehetséges, mint azt láttuk a vizsgált anyagban is. Azonban az ércparagenezis egyértelműen bizonyítja azt az előzetes feltételezést, miszerint a terület epitermás ércesedése az alacsony szulfidációs fokú típusba tartozik. Az ércanyagban a fakóérceket zömmel tennantit, alárendelten tetraedrit képviselte, ellentétben a magas szulfidációs fokú epitermás rendszerre jellemző enargitos-luzonitos társulással. A fakóércekhez, illetve a pirithez sem Au-Ag-Bi telluridok, sem termés arany nem kapcsolódott a vizsgálat anyagban. 7. Távlati célok, további kutatási irányok A szakdolgozat szűkös keretei között a vizsgált terület számos aspektusa nem kerülhetett részletes vizsgálat alá. Többek között ilyenek voltak: a szkarnos átalakulások sajátosságai, az agyagásványos zónák szisztematikus feldolgozása, az erre alkalmas ércásványok folyadékzárvány-vizsgálata. Ezek mellett nagyobb ívű, komoly tudományos munkára lenne érdemes a parádfürdői terület fakóérceinek részletes feldolgozása, illetve összehasonlítása a Lahócáról ismert előfordulásokkal. A tágabb értelemben vett recski terület hidrotermás rendszerének még teljesebb megismeréséhez elengedhetetlen a Recsk-Lahóca, illetve a Veresagyagbérc kutatási területen kialakult, eltérő kifejlődésű ércesedések komplex ércföldtani összehasonlítása is. 60

62 8. Összefoglalás A diplomamunkám keretei között megpróbáltam az eddig még kevésbé ismert parádi porfíros intrúzió ércföldtani leírását megadni, valamint a felette kialakult alacsony szulfidációs fokú epitermás rendszer és az intrúzió kapcsolatát feltárni. Ennek érdekében a minták részletes petrográfiai leírásán túl a hidrotermás folyamatok során kialakult agyagásványok térbeli eloszlásának, az egyes hidrotermás szakaszokban képződött folyadékzárványok időbeli fejlődésének vizsgálatát végeztem el, illetve az agyagásványos átalakulás K-Ar korának meghatározása történt meg. A radiometrikus mérések a várakozásokkal ellentétben a hidrotermás rendszer nagyjából 23 millió éves korát jelzik. Ezt a vizsgált illitek Ar tartalmának későbbi neogén magmás vagy tektonikus hatás miatti megváltozása, csökkenése okozhatta. Így a vizsgált déli intrúzió ércesedését kialakító földtani folyamatokról továbbra sem állnak rendelkezésünkre koradatok. A megismert ércesedési folyamat a következőkben foglalható össze. A zömmel triász karbonátos összletbe nyomult dioritos, kvarc-dioritos összetételű intrúziók közül az ércesedés szempontjából leginkább meghatározó a legelső, úgynevezett a 3 diorit porfirit volt. Ennek elsődleges, magas kalkofil-tartalma szolgáltatta a mélyszinti rézporfíros ércesedés kialakulásához szükséges anyagot. Az érces anyag csupán egy része vált ki (főként pirit, kalkopirit formájában) az intrúzión belül, hintett-eres megjelenéssel. A vizsgált négy fúrásban (Rm-70, -73, -125, -71) a rézporfíros ércesedésen belül molibdént tartalmazó fázis (főként az érces terület más részéről leírt molibdenit) nem volt azonosítható. A porfíros ércesedésre jellemző fizikai-kémiai körülmények a folyadékzárvány vizsgálatokra támaszkodva a következőkben foglalhatóak össze. Az ércesedésben résztvevő fluidumok hőmérséklete mintegy C-ra, míg szalinitásuk NaCl ekv. tömegszázalékra tehető. A porfíros ércesedés kialakulását időben a szkarnos átalakuláshoz kötődő fészkes, eres kalkopirit, szfalerit dominálta ércesedés előzte meg. Ennek fizikai-kémiai tulajdonságairól részletes információk nem állnak rendelkezésünkre, feltételezhető azonban, hogy a porfíros ércesedés kialakulási körülményeitől nem térnek el lényegesen. Az oldatok további migrációja során részben neutralizálódtak, részben meteorikus vizekkel keveredtek, részben pedig (a kiemelkedés és erózió révén fellépő nyomás csökkenés hatására) felforrtak. Ezen eseményeket rögzítik a folyadékzárvány vizsgálatok során megfigyelt trendek. Miszerint a magas hőmérsékletű és szalinitású fluidumok oldatkeveredés hatására hűlő ( C), illetve híguló (a sótartalom 4-8 NaCl ekv. tömeg%-ra csökken) tendenciát mutatnak. A későbbiek folyamán további hőmérséklet csökkenés mellett a magas (30-32 NaCl ekv. 61

63 tömeg%) sótartalom értékek és petrográfiai jellemzők az oldatok ismételt felforrására utalnak. Ilyen hőmérsékleti tartományhoz bár jóval kisebb sókoncentráció mellett (0-5 NaCl ekv. tömeg%) kapcsolta Molnár et al. (2008) az epitermás ércesedés kialakulását. Az epitermás ércesedésben a rézhordozó fázis zömmel tennantit, alárendelten Te-gazdag tetraedrit volt. A fakóércekhez a vizsgált mintákban azonban nem kapcsolódtak nemesfém tartalmú telluridok vagy egyéb fázisok. A paleogén magmás rendszerhez tartozó hidrotermás folyamatok végső szakaszát a vizsgált fúrásokban a 200 C körüli, kis szalinitású (2-4 NaCl ekv. tömeg%) oldatokból kivált karbonát erek képviselik. Ehhez a szakaszhoz ércesedés már nem kapcsolódott. Remélem munkám is hozzájárul ahhoz, hogy a recski területen újraindulhasson a bányászati tevékenység. Hiszen a megismert kifejlődések alapján megállapítható, hogy a vizsgált déli intrúzióban szintén végbementek a porfíros rendszerekre jellemző ércesedések. A kitermelés gazdaságossága a réz világpiaci árának sohasem látott szárnyalásának köszönhetően ezen a területen is valószínűsíthető; igaz ennek megállapításához további vizsgálatok szükségesek, melyek feltárják a települési és koncentráció viszonyokat. 9. Summary In the scope of this thesis I have attempted to describe the mineralization of Parád porphyritic intrusion and revealed the relation between the intrusion and the low-sulphidation epithermal system above it. With this aim, after particular petrographic description of the samples I analysed the spatial distribution of clay minerals formed by hydrothermal processes, the temporal development of fluid inclusions evolved in different hydrothermal periods, and determined the K-Ar age of the clay mineral alteration. Contrary to expectations, radiometric measurements show an age of about 23 million years of the hydrothermal system. This might be because of the decreased Ar content of examined illite minerals induced by later Neogene magmatic or tectonic effects. Therefore, we still do not have any reliable age data for the geological processes that developed the mineralisation of the studied southern intrusion in the area. The mineralisation process can be summarised as follows: among the diorite, quartz diorite plutons intruding mainly Triassic carbonate beds the most significant - regarding the mineralisation - was the first one, the so called a3 diorite porphyrite. Its primary, high chalcophile content provided material for the deep-level porphyritic copper mineralisation. Only one part of the ore material precipitated inside the intrusion (mainly in form of pyrite 62

64 and chalcopyrite), with stockwork appearance. In the studied drill cores (Rm-70, -73, -125, - 71) the molybdenum phase (mostly that molybdenite described from elsewhere in the area) inside the Cu-porphyry mineralisation could not be identified. Based on fluid intrusion studies, physicochemical circumstances characteristic for the porphyritic mineralisation can be summarised as follows. The temperature of mineralisation fluids was about C, while their salinity was NaCl equivalent m/m%. The development of the porphyritic mineralisation was anticipated by the composite and vein chalcopyrite and sphalerite dominated mineralisation formed during skarn alteration. We do not have detailed information about physicochemical properties of this process, however, it can be assumed that they do not differ significantly from the circumstances of the porphyritic mineralisation formation. During further migration, solutions partly became neutralised, partly mixed with meteoric waters and partly got to boil because of pressure decrease caused by uplift and erosion. These events are recorded by trends examined during fluid intrusion studies, namely, the high temperature and salinity fluids show cooling ( C) and diluting (down to 4-8 NaCl equivalent m/m %) tendency. In a later phase, the increased salinity (30-32 NaCl equivalent m/m %) along with further decreasing temperature and other petrographic characteristics refer to the re-boiling of the solutions. Formation of epithermal mineralisation was related by Molnár et al. (2008) to the same temperature range but significantly lower (0-5 NaCl equivalent m/m %) salinity. In the epithermal mineralisation the copper bearing phase was tennantite, in the first place and Te-rich tetrahedrite, in the second place. However, there were no noble metal bearing tellurides or other phases bound to the gray copper ores. The last period of the hydrothermal processes related to the Paleogene magmatic system is represented in drill cores by carbonate veins precipitated from low salinity (2-4 NaCl equivalent m/m %) solutions of about 200 C. Further mineralisation did not occur during this phase. I hope that with my thesis I can contribute to the re-start of mining activity in Recsk. Based on described facies, it can be concluded that porphyritic mineralisation took place also in the studied southern intrusion. Because of high world copper price, economic exploitation may be possible also in this area. Nevertheless, further study would be needed, which reveals geological and concentration conditions. 63

65 10. Köszönetnyilvánítás Köszönetet szeretnék mondani elsősorban témavezetőmnek, dr. Molnár Ferencnek áldozatos munkájáért, szakmai tanácsaiért, valamint a vizsgálatokhoz szükséges nagyon magas színvonalú műszaki háttér megteremtéséért. Szakdolgozatom nem készülhetett volna el az Európai Unió és az Európai Szociális Alap társfinanszírozású támogatása, TÁMOP /B-09/KMR , és a Mecsek-Öko Zrt. hozzájárulása nélkül. Külön köszönet illeti dr. Pécskay Zoltánt az MTA Atomki tudományos főmunkatársát, aki az idő rövidsége ellenére készséggel állt rendelkezésemre, és K/Ar korméréseivel hozzájárult szakdolgozatom elkészüléséhez. Továbbá köszönettel tartozom az ELTE TTK Ásványtani Tanszék minden egyes dolgozójának. Közülük is külön hálával tartozom Németh Tibornak az agyagásványok meghatározásában nyújtott segítségéért, valamint Takács Ágnesnek, akihez bátran fordulhattam szakmai problémával. Végezetül a legnagyobb tisztelettel és szeretettel tartozom édesapámnak, édesanyámnak, kedvesemnek és családjának, akik mindvégig mellettem álltak, és átsegítettek minden nehézségen. 64

66 11. Irodalomjegyzék Árkai, P. (2002): Phyllosilicates in very low-grade metamorphism: transformation to micas. In: Mottana, A., Sassi, F. P., Thompson, J. B. Jr., Guggenheim, S. (eds.): Micas: crystal chemistry and metamorphic petrology Reviews in Mineralogy & Geochemistry, vol. 46, Mineralogical Society of America, Washington D.C., pp Baksa, Cs. (1975): A recski mélyszinti szubvulkáni andezittest és telérei Földtani Közlöny, vol. 105, pp Baksa, Cs. (1984): A recski ércesedés genetikai vázlata Földtani Közlöny, vol. 114, pp Benedek, K. (2002): Paleogene igneous activity along the easternmost segment of the Periadriatic-Balaton Lineament Acta Geologica Hungarica, vol. 45, pp Brindley, G.W., Brown, G. (1980): Crystal Structures of Clay Minerals and their X-Ray Identification - Mineralogical Society Monograph no. 5, Mineralogical Society, London, pp Császár, G. (1997): Magyarország litosztratigráfiai alapegységei Magyar Rétegtani Bizottság, MÁFI, Budapest, 114 p. Cseh Németh, J. (1975): A recski mélyszinti szinesfémérc előfordulás és annak teleptani, ércföldtani képe Földtani Közlöny, vol. 105, pp Csillag, J. (1975): a Recski terület magmás hatásra átalakult képződményei Földtani Közlöny, vol. 105, pp Csongrádi, J. (1975): A recski mélyszinti színesfémércesedés jellemzése ércmikroszkópi vizsgálatok alapján Földtani Közlöny, vol. 105, pp Dana, J. D., Dana E. S. (1997): Dana s New Mineralogy: The System of Mineralogy of James Dwight Dana and Edward Salisbury Dana, 8th Edition Jonn Wiley & Sons Inc., New York, pp. 46., 79., Dank, V. (1975): A recski mélyszinti érckutatások tudományos és gazdasági jelentősége Földtani Közlöny, vol. 105, pp

67 Farkas, I., M., Weiszburg, T. (2009): A bányabérci meddőhányó (Mátra) jarositjainak ásványtani jellemzése és környezeti szerepe Földtani Közlöny, vol. 139, pp Fodor, B., Forgács-Gombár, G., Káli, Z. et al. (1998): Mineral resources and reserves of Hungary Annual Report of the Hungarian Geological Survey 1998, pp Földessy, J. (1975): A recski rétegvulkáni andezitösszlet Földtani Közlöny, vol. 105, pp Földessy, J. (1997): A recski Lahóca aranyérc előfordulás Földtani Kutatás, vol. XXXIV/2, pp Földessy et al. (2002): A recski Lahóca földtani kutatásának története Közlemények a magyarországi ásványi nyersanyagok történetéből XIII. Érckutatások Magyarországon a 20. században, pp Földessy, J., Hartai, É., Kupi, L. (2008a): New data about the Lahóca high sulfidation mineralization Recsk and Lahóca Geology of the Paleogene Ore Complex, Publications of the University of Miskolc Series A, Mining, vol. 73, pp Földessy, J., Zelenka, T., Benedek, K., Pécskay, Z., Mádai, F. (2008b): The Recsk Paleogene magmatism in a regional context Recsk and Lahóca Geology of the Paleogene Ore Complex, Publications of the University of Miskolc Series A, Mining, vol. 73, pp Földessyné Járányi, K. (1975): A recski mélyszinti alaphegységi üledékes képződmények Földtani Közlöny, vol. 105, pp Gagyi Pálffy, A. (1975): A recski mélyszinti ércesedés megismerése, általános jellemzése és népgazdasági jelentősége Földtani Közlöny, vol. 105, pp Gatter, I. (1997): A Recsk-parádfürdői kovás sapka aranyérc perspektívái a fluid zárvány vizsgálatok tükrében Földtani Kutatás, vol. XXXIV/2, pp Gatter, I., Molnár, F., Földessy, J., Zelenka, T., Kiss J., Szebényi, G. (1999): High- and lowsulfidation epithermal mineralization of the Mátra Mountains, Northeast Hungary A Review in: SEG Special Issue: Epithermal Mineralization of the Western Carpathians, ser. ed.: Molnár, F., Lexa, J., Hedenquist, J. W., pp

68 Hedenquist J. W., Arribas, A.. Jr. (1999a): Epithermal gold deposits: I. Hydrothermal processes in intrusion-related systems Epithermal Mineralization of the Western Carpathians. Society of Economic Geologists, guidebook series 31, pp Hedenquist J. W., Arribas, A.. Jr. (1999b): Epithermal gold deposits: II. Characteristics, examples and origin of epithermal gold deposits Epithermal Mineralization of the Western Carpathians. Society of Economic Geologists, guidebook series 31, pp Heinrich, C. A., Neubauer, F. (2002): Cu-Au-Pb-Zn-Ag metallogeny of the Alpine - Balkan Carpathian - Dinaride geodynamic province Mineralium Deposita, vol. 37, pp Hou, Z., Zhang, H., Pan, X., Yang, Z. (2011): Porphyry Cu (-Mo-Au) deposits related to melting of thickened mafic lower crust: Examples from the eastern Tethyan metallogenic domain Ore Geology Reviews, vol. 39, Issues 1-2, pp Kázmér, M., Kovács, S. (1985): Permian-Paleogene paleogeography along the eastern part of the Insubric-Periadriatic Lineament system: evidence for continental escape of the Bakony-Drauzug Unit Acta. Geol. Hung., vol. 28, pp Kisvarsányi, G. (1954): Parádfürdő környéki ércesedés Földtani Közlöny, vol. LXXXIV, pp Koch, S., Sztrókay K. I. (1994): Ásványtan II. Nemzeti Tankönyvkiadó, Budapest Lowenstern, J. B. (1995): Applications of silicate melt inclusions to the study of magmatic volatiles. In: Thompson, J. F. H. (ed): Magmas, Fluids and Ore Deposits Mineralogical Association of Canada, Short Course, vol. 23, pp Molnár, F. (1997): Epitermás aranyércesedések kialakulásának modellezése ásványtanigenetikai vizsgálatok alapján: példák a Tokaji-hegységből Földtani Kutatás, vol. XXXIV/1, pp Molnár, F., Gatter, I., Zelenka, T., Pécskay, Z., Bajnóczy, B. (2003): Metallogeny of paleogene and neogene vulcanic belts in Hungary Eliopoulos et al. (eds), Mineral exploration and sustainable development, vol. 2, pp Molnár, F. (2007): The Cu-Au-Ag-Zn-Pb ore complex at Recsk, Hungary: a uniquely preserved and explored porphry-skarn-epithermal system int he Palaeogene 67

69 magmatic belt of the Alp-Carpathian-Dinaride system Digging deeper, Proceedings of the Ninth Biennial SGA Symposium, Dublin 2007, vol.1, Molnár, F., Jung, P., Kupi, L., Pogány, A., Vágó, E., Viktorik, O., Pécskay, Z., Hurai, V. (2008): Epithermal zones of the porphyry-skarn-epithermal ore complex at Recsk Recsk and Lahóca Geology of the Paleogene Ore Complex, Publications of the University of Miskolc Series A, Mining, vol. 73, pp Nagy, B. (1985): Arany-, ezüst-, és bizmutteluridok a parádfürdői ércesedés ásványparagenezisében MÁFI Évi Jelentés az évről, pp Pandur, K. (2011): Fluidum szegregációs folyamatok és fluid/kőzet kölcsönhatás a recski vulkáni-hidrotermás rendszer mélyszinti részén Diplomamunka, ELTE TTK Ásványtani Tanszék, pp Pantó, G. (1951): Bányaföldtani felvétel Recsk és Parád környékén Magyar Állami Földtani Intézet évi jelentése 1949-ből, pp Perello, J. A., Fleming, J. A., O'Kane, K. P., Burt, P. D., Clarke, G. A., Himes, M. D., Reeves, A. T. (1995): Porphyry copper-gold-molybdenum deposits in the Island Copper cluster, northern Vancouver Island, British Columbia. In Schroeter, T.G., (ed.): Porphyry Deposits of the Northwestern Cordillera of North America Canadian Institute of Mining, Metallurgy and Petroleum, special vol. 46, pp Perello, J., Rojas, N., Harman, P., Cabello, J., Devaux, C., Fava, L. Etchart, E. (1998): Discovery of the Agua Rica porphyry Cu-Mo-Au deposit, Catamarca Province, northwestern Argentina: Part I and Part II. In: Porter, T. M. (ed.), 1998: Porphyry and Hydrothermal Copper and Gold Deposits: A Global Perspective PACRIM '98 Conference Proceedings, Australian Mineral Foundation, pp Seres-Hartai, É. (1998): Past and possible future of the Lahóca mine, Recsk, Hungary - a historical review Acta Montanistica Slovaca, vol. 3, pp Sillitoe, H. R. (2010): Porphyry Copper Systems Economic Geology, vol. 105, pp Sztrókay, K. (1940): A recski ércek ásványos összetétele és genetikai vizsgálata Mathematikai és Természettudományi Értesítő, vol. 59, pp Wein, Gy. (1978): A Kárpát-medence kialakulásának vázlata Általános Földtani Szemle, vol. 11, pp

70 Yang, Z., Hou, Z., White, N. C., Chang, Z., Li, Z., Song, Y. (2009): Geology of the postcollisional porphyry copper-molybdenum deposit at Qulong, Tibet Ore Geology Reviews, vol. 36, pp Zelenka, T. (1975): A recski mélyszinti szinesfém ércelőfordulás szerkezeti-magmaföldtani helyzete Földtani Közlöny, vol. 105, pp Zelenka, T. (1977): A Recsk és Parádsasvár környéki kutatások szerkezetföldtani eredményei Földtani Közlöny, vol. 107, pp Zelenka, T. (1989): Az érc- és ásványbányászat bányaföldtani szolgálatának története Földtani Kutatás, vol. XXXII/1-3, pp Zelenka, T., Szebényi, G. (2002): A Recsk mélyszinti színesfémérc-lelőhely földtani kutatástörténete Közlemények a magyarországi ásványi nyersanyagok történetéből XIII. Érckutatások Magyarországon a 20. században, pp

71 Fotótáblák

72 I. Tábla 1. kép Endoszkarnos átalakulás erőteljes karbonátos jellegekkel (Rm-70-43) 2. kép Epidotosodott, gránátos endoszkarn (Rm-70-25) 3. kép Szabálytalan karbonát erezés exoszkarnban (Rm-71-70) 4. kép Gránátos exoszkarn (Rm-70-42) 5. kép Epidotosodott exoszkarn (Rm-70-33) 6. kép Hajszálvékony szulfid ereket metsző karbonát ér exoszkarnban (Rm-70-44)

73 II. Tábla 1. kép Szövettartó kovás-szericites átalakulás (KSzM, Rm-73-61) 2. kép Szulfid erek jelzik az elmozdulás irányultságát a későbbi karbonát ér mentén (KSzM, Rm-71-57) 3. kép Vastag karbonát kitöltésű ér átalakult diorit porfiritben (KSzM, Rm-71-79) 4. kép Stockwerkes szulfiderezést metsző vastag kvarc-karbonát ér (KSzM, Rm-73-56) 5. kép Hintett-eres érc átalakult diorit porfiritben (KSzM, Rm-73-49) 6. kép Erősen elváltozott szubvulkáni kőzet (KSzE, Rm-70-12)

74 III. Tábla 1. kép Összemosódó egykori porfíros elegyrészek szubvulkáni kőzetben (KSzE, Rm-70-40) 2. kép Szabálytalan lefutású kvarcerek szulfidhintéssel (KSzE, Rm-73-54) 3. kép Vastag karbonát ér kevés szulfidhintéssel (KSzE, Rm-73-55) 4. kép Propilites átalakulást szenvedett minta (Rm-73-59) 5. kép Párhuzamos kvarcerezés propilitesedett diorit porfiritben (Rm-73-64) 6. kép Hidrotermás breccsa (Rm-70-2)

75 IV. Tábla 1. kép Szemcsevázú, vulkáni breccsa (Rm-73-50) 2. kép Masszív szulfidos érkitöltés, némi karbonátos meddővel (Rm-71-72) 3. kép Polimetallikus ércesedés érkitöltő karbonátban (Rm-71-74) 4. kép Flexúrális elváltozás (karbonát szulfid) sávos érkitöltésben (Rm-70-22) 200 µm 500 µm 5. kép Kovás-szericites átalakulás általános szöveti képe, 2N (KSzE, Rm- 70-3) 6. kép Kovás-szericites átalakulás az egykori szövet teljes elvesztésével, 2N (KSzE, Rm-73-51)

76 V. Tábla 500 µm 1. kép Kovás-szericites átalakulás általános szöveti képe, 2N (KSzE, Rm ) 500 µm 2. kép Xenomorf kvarcerezés Kovásszericites átalakulást szenvedett kőzetben, 2N (KSzE, Rm-73-55) 500 µm 500 µm 3. kép Epidotos-kloritos-kovás átalakulás (Prop, Rm-73-59) 4. kép Egykori porfíros elegyrészek maradványai a kovás-szericites átalakulás után, 2N (KSzM, Rm-73-61) 500 µm 500 µm 5. kép Szericites halmaz az egykori földpátok helyén, 2N (Rm-70-83) 6. kép Csoportba rendeződő egykori földpátokat kitöltő szericites halmaz, 2N (Rm-73-56)

77 VI. Tábla 500 µm 500 µm 1. kép Egykori földpátot kiszorító karbonát, illetve káliföldpát, 2N (KSzM, Rm 70 14) 2. kép Kevéssé átalakult, ikerlemezes plagioklász, 2N (Prop, Rm-73-64) 500 µm 500 µm 3. kép Egykori amfibolt kiszorító szulfidok szöveti képe (Prop, Rm-73-59) 4. kép Egykori amfibol átalakulási képe (KSzM, Rm ) 500 µm 500 µm 5. kép Egykori színeselegyrészt kiszorító szulfidok szöveti képe (KSzM, Rm-70-14) 6. kép Kloritosodott-epidotosodottkarbonátosodott gránát szemcsék (ExSz, Rm-70-44)

78 VII. Tábla 500 µm 500 µm 1. kép Kloritosodott-epidotosodottkarbonátosodott gránát szemcsék, 2N (ExSz, Rm-70-44) 2. kép A gránát szemcséket szinte teljesen felemésztő epidotos átalakulás, 2N (EnSz, Rm-70-43) 500 µm 500 µm 3. kép Megörződött mikrites karbonátkőzet (ExSz, Rm-71-70) 4. kép Részben átkristályosodott, alaphegységi karbonát (ExSz, Rm-71-70) 500 µm 500 µm 5. kép Pátos karbonát szemcsék többszöri tovább növekedése, 2N (ExSz, Rm-71-73) 6. kép Hidrotermás breccsa kvarcit klasztjának és alapanyagának kapcsolata, 2N (Rm-70-2)

79 VIII. Tábla 500 µm 500 µm 1. kép Vulkáni breccsa klasztjainak és alapanyagának kapcsolata, 2N (Rm-73-50) 2. kép Xenomorf, mikrokristályos kvarc kitöltésű értípus, 2N (KSzE, Rm-70-9) 500 µm 500 µm 3. kép Xenomorf, mikrokristályos kvarc kitöltésű értípus, 2N (KSzE, Rm-73-51) 4. kép Kőzetbe harapódzó xenomorf, mikrokristályos kvarcerezés (Prop, Rm-73-64) 500 µm 500 µm 5. kép Idiomorf kvarcerezés jelentősebb mennyiségű szulfiddal, 2N (KSzM, Rm ) 6. kép Összetett értípus, az ér falán idiomorf, drúzás kvarc; közepén karbonát kitöltéssel, 2N (KSzM, Rm-70-83)

80 IX. Tábla 500 µm 500 µm 1. kép Drúzás kvarc, illetve karbonát kitöltésű értípus (KSzE, Rm-73-47) 2. kép Drúzás kvarc, illetve karbonát kitöltésű értípus, 2N (KSzE, Rm-73-54) 500 µm 500 µm 3. kép Karbonát-anhidrit kitöltésű értípus, 2N (ExSz, Rm-70-45) 4. kép Karbonát kitöltésű értípus durvakristályos megjelenéssel (Prop, Rm-73-64) 500 µm 500 µm 5. kép Karbonát kitöltésű értípus izometrikus megjelenéssel (ExSz, Rm-71-70) 6. kép Karbonát kitöltésű értípus szálas megjelenéssel, 2N (ExSz, Rm-70-45)

81 X. Tábla 500 µm 1. kép Hidrotermás barit karbonát erezésben, 2N (KSzM, Rm-71-79) 500 µm 2. kép Karbonát érben megjelenő opál kitöltés, 2N (KSzM, Rm-70-19) 500 µm 500 µm 3. kép Karbonát erezésben megjelenő mangán (KSzM, Rm ) 4. kép Kvarceret szelő karbonát ér utal az erezések időrendiségére, 2N (Prop, Rm-73-64) 200 µm 500 µm 5. kép Egymást szelő, vékony karbonát erek (ExSz, Rm-70-33) 6. kép Kvarcerezést követő szericites átalakulási udvar, 2N (KSzM, Rm-73-49)

82 XI. Tábla 100 m pirit kalkopirit 100 µm 1. kép Zónás szfalerit (EnSz, Rm-70-43) 2. kép Pirit és kalkopirit kiszorításos szöveti képe (KSzM, Rm-73-49) pirit 100 µm szfalerit pirit szfalerit galenit 200 µm kalkopirit tennantit 3. kép Polimetallikus ércek szöveti viszonyai (Érk, Rm-71-74) 4. kép Piritet, repedései mentén, kiszorító szfalerit, illetve tennantit (KSzE, Rm-73-47) galenit szfalerit hematit pirit 150 µm 5. kép Galenitet kiszorító szfalerit (KSzM, Rm ) 30 µm 6. kép Pirit továbbnövekedéseként megjelenő hematit (ExSz, Rm-70-42)

83 XII. Tábla hematit pirrhotin hematit 30 µm 100 µm 1. kép Hematit pikkelyek piritben (KSzM, Rm-73-49) 2. kép Pirit zárványaként megjelenő pirrhotin (KSzE, Rm-70-9) pirrhotin kalkopirit bornit kalkopirit 100 µm pirrhotin 100 µm 3. kép Kalkopirit és pirrhotin zárványok piritben (KSzM, Rm-73-49) 4. kép Szabályos alakú piritek kalkopirit és bornit zárványokkal (KSzE, Rm-73-47) bornit kalkopirit pirit 50 µm 150 µm 5. kép Bornit, illetve kalkopirit zárványok piritben (KSzE, Rm-73-47) 6. kép Emulziós eloszlású kalkopirit piritben (Érk, Rm-71-72)

84 XIII. Tábla 50 µm 50 µm 1. kép Másodlagos síkok között megjelenő A típusú, elsődleges folyadékzárványok (KSzM, Rm-71-79) 2. kép Másodlagos síkok között megjelenő A típusú, elsődleges folyadékzárványok (KSzM, Rm-71-79) 25 µm 3. kép Érkitöltő kvarc növekedési zónájában megjelenő, egyedülálló, elsődleges (A típusú) folyadékzárvány (KSzE, Rm-73-47) 50 µm 4. kép Gránátban, másodlagos sík mentén megjelenő B típusú folyadékzárványok (ExSz, Rm-70-42) 50 µm 50 µm 5. kép Érkitöltő kvarc másodlagos síkjában előforduló B típusú folyadékzárványok (Érk, Rm-71-74) 6. kép Kőzetalkotó kvarc másodlagos síkjában előforduló B típusú folyadékzárványok (KSzM, Rm-70-16)

85 XIV. Tábla 25 µm 25 µm 1. kép Kőzetalkotó kvarc szabálytalan alakú (B 2 típus), másodlagos folyadékzárványa (KSzM, Rm-71-79) 2. kép Halit kockás, háromfázisú (C típusú) folyadékzárvány kőzetalkotó kvarcban (KSzM, Rm-70-16) 25 µm 25 µm 3. kép Polifázisos folyadékzárvány kőzetalkotó kvarcban (KSzM, Rm-73-61) 4. kép Hasonló gáztelítettségű (D típusú) folyadékzárványok érkitöltő kvarcban (KSzE, Rm-73-47) 50 µm 25 µm 5. kép Hasonló gáztelítettségű (D típusú) folyadékzárványok érkitöltő kalcitban (Érk, Rm-71-74) 6. kép Hasonló gáztelítettségű (D típusú) folyadékzárványok érkitöltő kalcitban (EnSz, Rm-70-43)

86 MELLÉKLETEK I. MELLÉKLET: A VIZSGÁLT FÚRÁSOK ELHELYEZKEDÉSÉNEK TÉRKÉPE II. MELLÉKLET: A DOLGOZATBAN VIZSGÁLT MINTÁK LISTÁJA III. MELLÉKLET: AZ Rm-70-ES FÚRÁS SZELVÉNYE IV. MELLÉKLET: AZ Rm-73-AS FÚRÁS SZELVÉNYE V. MELLÉKLET: AZ Rm-71-ES FÚRÁS SZELVÉNYRÉSZLETEI AZ ÉRCES SZAKASZOKRÓL VI. MELLÉKLET: AZ ELEKTRONMIKROSZONDÁS VIZSGÁLATOKBÓL MEGHATÁROZOTT SZILIKÁT, ILLETVE SZULFID FÁZISOK EREDMÉNYEI VII. MELLÉKLET: AZ Rm-70-36, -1, -40, -12; AZ Rm-73-46, -57; VALAMINT AZ Rm AS MINTÁK TELJES KŐZETEN VÉGZETT RÖNTGENPORDIFFRAKCIÓS FELVÉTELE VIII. MELLÉKLET: AZ Rm-70-36, -1, -40, -12; AZ Rm-73-46, -57; VALAMINT AZ Rm AS MINTÁK AGYAGÁSVÁNY SZEPARÁTUMAINAK RÖNTGENPORDIFFRAKCIÓS FELVÉTELE IX. MELLÉKLET: DUZZADÓ AGYAGÁSVÁNYOK MENNYISÉGÉNEK MEGHATÁROZÁSA A RÖNTGENPORDIFFRAKCIÓS FELVÉTELEN MEGJELENŐ REFLEXIÓS CSÚCS HELYZETE ALAPJÁN (BRINDELY ÉS BROWN, 1980)

87 I. MELLÉKLET