A Recski Magmás Érckomplexum fehérkői epitermás zónájának vizsgálata

Átírás

1 A Recski Magmás Érckomplexum fehérkői epitermás zónájának vizsgálata Készítette: Fekete Szandra Eötvös Loránd Tudományegyetem Természettudományi Kar Földrajz-Földtudományi Intézet, Ásványtani Tanszék Témavezetők: Dr. Kiss Gabriella, egyetemi tanársegéd Dr. Molnár Ferenc, habilitált egyetemi docens Konzulensek: Dr. Zelenka Tibor, nyugalmazott egyetemi adjunktus Takács Ágnes, PhD hallgató 2012

2 Tartalomjegyzék Ábrajegyzék... 3 Bevezetés... 5 Kutatás és bányászat történetének áttekintése a recsk-parádfürdői területről..6 Földtani háttér Regionális elhelyezkedés A Darnó-zóna A terület földtani háttere A recski paleogén magmás komplexum felépítése és fejlődéstörténete A recski paleogén magmás komplexum ércesedései és kőzetátalakulásai A hidrotermás epitermás rendszerek jellemzői, csoportjai Vulkáni hidrotermás rendszerek és geotermális mezők Alacsony szulfidizációs fokú (LS) epitermás érctelepek Magas szulfidizációs fokú (HS) epitermás érctelepek Közepes szulfidizációs (IS) fokú epitermális érctelepek Vizsgálati módszerek és minta előkészítés Petrográfiai vizsgálatok Folyadékzárvány vizsgálatok Elektronmikroszkópos vizsgálatok Röntgen-pordiffrakciós vizsgálatok Terepi és makroszkópos megfigyelések Egyezség-táró melletti feltárás és a táró feletti törmelék Petrográfia Egyezség-táró melletti feltárás és a táró feletti törmelék Az értípusok petrográfiai jellemzői A törmelék kőzeteinek petrográfiai leírása Az F-/B jelű fúrás makroszkópos és mikroszkópos leírása Az F-1/B jelű fúrás egyes szakaszainak részletes leírása és petrográfiája.. 56 Elektronmikroszkópos megfigyelések és energiadiszperzív kémiai elemzések Az agyagásványosodás ásványtani jellemzői Folyadékzárvány petrográfia és mikrotermometria Az eredmények értelmezése A rétegvulkáni andezitösszlet A szerkezeti mozgások terepen észlelt bizonyítékai Fehérkői ércesedés Az agyagásványos zonáció Az Egyezség-táró melletti feltárás erezései Összefoglalás Summary Köszönetnyílvánítás Irodalomjegyzék

3 Ábrajegyzék 1. ábra: A paleogén korú Recski Magmás Komplexum regionális földtani helyzete (Molnár et al,, 2008 nyomán) ábra: A Recski Magmás Komplexum felépítése és a terület földtana (Molnár et al., 2008) ábra: A geotermális mezők és a vulkáni hidrotermás rendszerek kialakulása, térbeli helyzete és kapcsolata (Hedenquist et al., 2000 alapján) ábra: Az alacsony szulfidizációs fokú epitermás ércesedéseket övező, hőmérséklet érzékeny ásványzonáció (Hedenquist et al., 2000) ábra: A magas szulfidizációs fokú epitermás ércesedéseket övező, ph érzékeny ásványzonáció (Hedenquist et al., 2000) ábra: A közepes szulfidizációs fokú epitermás telepekkel foglalkozó legfrissebb irodalmak ábra: A közepes szulfidizációs fokú epitermás ércesedés kapcsolata a rézporfíros rendszerrel és a magas szulfidizációs fokú ércesedéssel (Sillitoe, 2010) ábra: A fehérkői Egyezség-táró melletti feltárás. Az agyagásványosodott és kovásodott kőzetben kvarc és kvarc-barit kitöltésű erezések láthatók ábra: Fehérkő kutatási terület ábra: A kristály úti feltárás. A feltárással párhuzamosan a vető síkja látható ábra: Az F-1/B jelű fúrás vázlatos rétegoszlopa az előforduló erezésekkel ábra: A fakóércek összetételi diagramja ábra: Kálium-tartalmú földpátról készült EDS felvétel. Minta: FK110912_13, felvétel: FEI Quanta 3D FEG, ELTE ábra: Kollomorf szerkezetű pirit és markazit kristályok BSE felvétele és a vonal menti elemeloszlás vizsgálat eredménye Minta: FK_18, felvétel: FEI Quanta 3D FEG, ELTE ábra: Az F-1/B jelű fúrás 66,4 m-ből származó minta orientált felvételének és ugyanezen minta etilén-glikolos kezelés utáni felvételének egymásra illesztett képe. Minta: F-1/B_47, felvétel: Siemens D 5000 diffraktométer, ELTE ábra: Az F-1/B jelű fúrás 66,4 m-ből származó minta orientált felvételének és ugyanezen minta etilén-glikolos kezelés utáni felvételének egymásra illesztett képe. Minta: F-1/B_48, felvétel: Siemens D 5000 diffraktométer, ELTE ábra: Az F-1/B jelű fúrás 100,5 m-ből származó minta orientált felvételének és ugyanezen minta etilén-glikolos kezelés utáni felvételének egymásra illesztett képe. Minta: F-1/B_50, felvétel: Siemens D 5000 diffraktométer, ELTE ábra: Az Egyezség-táró melletti feltárásból származó minta orientált felvételének és ugyanezen minta etilén-glikolos kezelés utáni felvételének egymásra illesztett képe. Minta: F-1/B_52, felvétel: Siemens D 5000 diffraktométer, ELTE ábra: A homogenizációs folyamat bemutatása saját mintából mért folyadékzárványon. A kiindulási gázfázis, kb. 10% ábra: A túlhűtött folyadékzárvány melegítésének folyamata. Az eutektikus pontról nem készült fénykép, de -21 C és -22 C között volt megfigyelhető. -1 C-tól a teljes olvadásig (-0,4 C) megfigyelhető a jégfázis olvadása ábra: A II. típusú ér kvarc kristályaiban mért fluidumzárványok homogenizációs hőmérséklete és sótartalma ábra: A II. típusú ér barit kristályaiban mért fluidumzárványok homogenizációs hőmérséklete és sótartalma

4 23. ábra: A III. típusú ér kvarc kristályaiban mért fluidumzárványok homogenizációs hőmérséklete és sótartalma ábra: A III. típusú ér barit kristályaiban mért fluidumzárványok homogenizációs hőmérséklete és sótartalma ábra: Az F1B jelű fúrás kalcit erezésében mért fluidumzárványok homogenizációs hőmérséklete és sótartalma ábra: Alacsony szulfidizációs fokú ércesedéseket körülvevő agyásványos átalakulások (Hedenquist et al., 2000) ábra: A közepes szulfidizációs fokú epitermás rendszerek agyagásvány zonációjának tipikus példája (Victoria és Teresa telérek, Luzon, Fülöp-szigetek). A mélységgel növekvő illit tartalom jellemző, IC=illit kristályossági foka, ahol IC>1, illit a domináns fázis (Chang et al., 2011)

5 Bevezetés Diplomamunkám témája: A Recski Magmás Komplexum fehérkői epitermás zónájának vizsgálata. Munkám során a fehérkői terület epitermás zónájának jellemzőit és az ezekhez kapcsolódó fluidumáramlási rendszert vizsgáltam, felszíni kőzetkibukkanásokból és egy a területen nem régiben lemélyített fúrás magjaiból származó mintákon keresztül. Fehérkő a Recski Magmás Komplexum ÉK-i részén helyezkedik el, nagyságrendileg azonos távolságban a tőle délre lévő Dél-Parád kutatási területtől és a tőle keletre elhelyezkedő Lahóca kutatási területtől. Korábbi irodalmak (pl. Molnár et al., 2008) alapján az említett két területről már vannak információink, a Lahócán egy magas szulfidizációs epitermás ércesedés figyelhető meg, míg a Parádtól délre eső területen alacsony szulfidizációs jellegeket mutató rendszerről beszélhetünk. A Fehérkő térségében megfigyelhető epitermás jellegekkel eddig még nem foglalkoztak részletesen, pedig mint a magas szulfidizációs rendszer és alacsony szulfidizációs rendszer köztes zónája lényeges információkat hordozhat. Ennek alapján fő célkitűzésem az volt, hogy a tanulmányozott feltárás és maganyag részletes geológiai dokumentálása alapján jellemezzem a Fehérkő térségében nyomozható epitermás rendszert. A rendelkezésemre bocsájtott F-1/B jelű, 132 m mély fúrás és az Egyezség-táró melletti feltárás alapján megvizsgáltam a területre jellemző ércásvány együttest, az ehhez kapcsolódó átalakulásokat és agyagásvány zonációt. Az Egyezség-táró melletti feltárás kvarc és barit kitöltésű erezéseiből pedig fluidumzárvány-vizsgálatokat végeztem. Az eredmények bemutatása fejezetben a kapott eredményeimet összevetem a korábbi dél-parádi és lahócai adatokkal is. 5

6 Kutatás és bányászat történetének áttekintése a recskparádfürdői területről A Mátrában található ércesedések tanulmányozása hosszú múltra tekint vissza. A régészek által Recsk és Sirok területén felfedezett rézkorszaki szerszámleletek bizonyítják, hogy az itt található termésréz lelőhelyét már ebben a korban felismerték, a nyersanyagot termelték és hasznosították. A Parádfürdőtől délre (Veresvár) és északra (Fehérkő) található kibúvások pedig rövidéletű, középkori bányászkodás nyomait őrzik (Dank, 1975). Erre utalnak az 1767-es feljegyzések is, amelyek veresvári beomlott tárókról számolnak be (Soós, 1953). A Recsk és Parádfürdő környezetében található szulfát tartalmú kőzeteket már a XVIII. században használták. Gyógyászati, balneológiai és bőripari céllal timsót főztek belőle (Barnabás, 1966; Gatter, 1997). A század második felében felismerték a timsóhoz kapcsolódó ezüst- és réztartalmat, valamit a kőzet kovásodásával kapcsolatban álló galenités fakóérctartalmú érczsinórokat is, amelyeket ezüst és ólom kinyerésére használtak (Gatter, 1997). Ennek hatására a kitermelt ezüst-és réztartalmú ércek feldolgozásához zúzóművet építettek a területre és 1790-ig termeltek (Barnabás, 1966). A tudatos érckutatási munkák Recsk és Parádfürdő területén a XIX. század második felében kezdődtek meg. Elsőként a Recsk közelében lévő Báj-patak völgyének termésreze és a korábban már ismert parádfürdői ércesedés került az érdeklődés központjába (Varga et al., 1975). A kutatások a Recsk, Parád, Mátraderecske községek között emelkedő, Kálvária-hegyre, Kanázsvárra, Lahócára, Fehérkőre, Veresvárra és Hegyestetőre terjedtek ki. Lahócán 1852-ben a Parád Mátra Bánya társulat és a Gömör Lahócai Bányatársulat mellett több kisebb bányavállalat is folytatott bányászati tevékenységet, azonban rövid időn belül, 1860-ban Mátrai Bányaegylet néven egyesülve folytatták munkálataikat. Ebben az időszakban számoltak be elsőként enargit előfordulásról is (Varga et al., 1975). A parádfürdői ércesedések kapcsán is zajlott kutatási tevékenység, azonban az indulásnál felfedezett dúsabb telérrészek szabálytalan lefutása, illetve az elegendő mennyiségű zúzóérc hiánya miatt a kutatásnak nem volt vezérfonala (Kisvarsányi, 1954). A Fehérkőn található Jószomszéd- és Egyezség-tárók közül az előbbi a legjelentősebb bányászati feltárás a területen. Míg az Egyezség-táró fontosabb ércnyomokat nem mutat, addig a Jószomszéd-táró több száz méteren keresztül követi a szabálytalanul elhelyezkedő 6

7 érctesteket. Veresváron több egykor meglévő, sok esetben ma már beomlott táró található, amelyek közül néhányban (pl. Pál-táró) dúsérces telért ütöttek meg a bányászok (Kisvarsányi, 1954). A Mátrai Bányaegylet rövid életű működés után feloszlott, majd 1919-ben a megismert dúsércek kimerülésével a bányászkodás is megszűnt (Barnabás, 1966). Az érckutatásokkal egy időben ásványvíz-és gyógyforráskutatások is zajlottak a területen, amelyek számos geológiai információval segítették az ércesedések vizsgálatát. Az ércek ásványtani vizsgálata mellett a bányászati adatok és földtani térképek alapján készletbecslés is készült a lahócai érces területről (Barnabás, 1966). Az ércelőfordulások mellett olajnyomokat is találtak. Elsőként Kitaibel számolt be olajindikációkról, majd az alsó-miocén riolittufában észlelt olajnyomok hatására 1880-ban megindult az olajkutatatás (Barnabás, 1966). A bányászati kutatásokkal párhuzamosan a XX. századtól tudományos kutatások is zajlottak a területen (Varga et al., 1975). A Lahóca bányászatának új fejezete az I. világháború utáni években kezdődött. A bánya új tulajdonosai, a Schmidt testvérek 1923-ban fedezték fel a hegy belsejében található, aranyban dús piritfészkeket és újabb ércfeldolgozó üzemeket építettek (Barnabás, 1966) ban a bányát az államkincstár vásárolta meg. A kincstári bányászat és kutatás nagy lendülettel indult meg, a folyamatos technikai bővítések, tárófelújítások mellett a terület ércföldtani és földtani újra felmérésére is sor került, amelynek eredményeit több neves kutató munkája rögzíti (Varga et al., 1975). Az első mélyfúrásokat Rozlozsnik telepítette 1934-ben és újabb érctömzsöket fedezett fel (Varga et al., 1975). A recski érctömzsök helyzetének feltárásán túl, a területen található kékpala ércképződéshez kapcsolódó szerepét is vizsgálta (Varga et al., 1975). Az 1930-as években újra előtérbe került az olajkutatás a területen, amely azonban máig csupán érdekességnek tekinthető. Ércföldtani jelentősége viszont fontos, mert a recski Rm- 1-es olajkutató fúrás fakóércben dús réteget harántolt (Dank, 1975). A recski kutatások következő nagy hulláma a II. világháború utáni időszakra tehető, ekkor az egyre inkább kimerülő bányák és nyersanyag utáni igény ösztökélte a kutatókat (Dank, 1975). Több kutató a recski arany problémájával, az ércesedés genetikájával és vulkanológiai kapcsolatával, Sztrókay pedig ércásványok mikroszkópos tulajdonságaival foglalkozott (Varga et al., 1975). Ezeken felül geofizikai módszereket alkalmazó kutatások is zajlottak (Varga et al., 1975). A Recsk-Parádfürdő területen végzett földtani, bányaföldtani, kőzettani, ércásványtani vizsgálatokról szóló jelentést Kisvarsányi (1955) 7

8 állította össze. A kutatási munkálatokba egyre több intézmény került bevonásra; a MÁFI mellett az ELTE és az ELGI is segítette a tudományos kutatást ban Vidacs vezetésével Recsk környezetében felszín közeli és nagy mélységű érckutató fúrások (Rm-5, 6, 7, 8 sz.) mélyültek, amellyel megkezdődött a világviszonylatban is nagy jelentőséggel bíró recski mélyszinti érckutatás. A fúrások során az eddigi, enargitos ércesedéstől eltérő, metaszomatikus ércesedést fedeztek fel a szingenetikusan breccsásodott üledékösszletben (Varga et al., 1975) től a bányászat irányítása az Országos Érc-és Ásványbányák kezébe került. Az itt dolgozó kutatók lelkes és hozzáértő munkájának köszönhetően a kutatások nagy lendülettel haladtak előre. Ebben az időszakban számoltak be elsőként a recski érc platinafém tartalmáról, illetve az érckutató mélyfúrások újra vizsgálatával a Recsk-Parádfürdő területről új mélyföldtani ismeretek is napvilágot láttak (Varga et al., 1975). Az Országos Érc- és Ásványbányák földtani szakemberei által végzett kutatások (tektonikai és magmás események, ásványképződés folyamata és jellemzői, ércteleptani jellemzők, vulkáni és mélységi kőzetek kőzettani jellemzői, hidrotermás átalakulások és szkarn képződés, befogadó kőzet kőzettani és rétegtani tulajdonságai) zárójelentése ben készült el, az eredményeket 1975-ben a Földtani Közlöny 105. számának Supplementum kötetében foglalták össze. Nem sokkal később, 1979-ben a felszín közeli lahócai ércbányászatot gazdasági okok miatt beszüntették. A gazdasági változások és a nemesfémek megnövekedett piaci értékének hatására az es években a földtani kutatás újra előtérbe került. A terület újbóli térképezése, árkolása, fúrása és geofizikai kutatása során sok új információ született a lahócai ércesedésről. A lahócai és a Veresvár-Veresagyagbérc területén előforduló ércesedéseknek a gyakorlati kutatások szempontjából fontos, korszerű teleptani osztályozásáról Molnár (1997), Gatter et al. (1999), Seres-Hartai (2000, 2001) és Földessy és Seres-Hartai (2004) munkáiban olvashatunk elsőként. A kutatást a modern földtani szemléletű Enargit Kft. kezdte meg, majd az ausztráliai Rhodes Mining Kft-vel közösen dolgozott. A kutatást végül a Rhodes Mining fejezte be. A 71 fúrás mélyítése során 36,5 millió tonna magas szulfidizációs fokú epitermás ércesedéshez kapcsolódó aranyércet (1,47 0,5 g/t; Molnár et al., 2008) fedeztek fel. A kutatást kitermelés sajnos nem követte, azonban felhívta a figyelmet arra, hogy vannak még kitermelésre érdemes készletek Recsk és Parádfürdő környezetében (Molnár et al, 2008) tól a területen a Magyar Mining Kft. kezdett kutatásba. A sekély mélységű epitermás zónákat tanulmányozták, feldolgozva a meglévő földtani, fúrási és geofizikai adatokat is. 8

9 Az ELTE TTK Ásványtani Tanszékén az elmúlt években Dr. Molnár Ferenc témavezetésével folyamatosan születtek a terület ércesedéseivel foglalkozó BSc és MSc szakdolgozatok. 9

10 Földtani háttér Regionális elhelyezkedés A Recsk-Parádfürdő terület Észak-Magyarországon a Mátra-hegységben található. A Mátrát felépítő kőzetek egy, a mezozoikumtól a pliocénig tartó, nagy magmás ciklus során alakultak ki. Ennek a magmás ciklusnak egy fontos fejezete a paleogén korú Recski Magmás Komplexum kialakulása, amely az ún. paleogén vulkáni öv részét képezi (Benedek, 2002; Molnár et al., 2003; Földessy et al., 2008, Molnár et al., 2008). A Pannon-medence északi peremén, a Periadriai-Balaton-Darnó vonal mentén húzódik a kb. 300 km hosszú, km széles északkelet-délnyugat csapású öv, amelyben a paleogén vulkáni ív darabjai helyezkednek el (1. ábra). Ilyen vulkáni egységek találhatók a Recski Magmás Komplexum mellett a Velencei-hegységben és a Zala-medencében is (Benedek, 2002; Molnár et al., 2003; Földessy et al., 2008, Molnár et al., 2008). Képződésüket és geokémiájukat tekintve az Alpokban található, Periadriai-Balaton-Darnó vonal mentén elhelyezkedő intrúziókkal (Bergell, Adamello, Riesenferner, Karavankák) és a Dinaridákban található Száva-Vardar öv északnyugati részén elhelyezkedő magmás testekkel állnak szoros kapcsolatban (Benedek, 2002, Pamić et al., 2002, 1. ábra). A paleogén vulkáni övet szin-és posztkollíziós magmás testek alkotják, a Tethys-óceán kréta bezáródásának következményeként alakultak ki az Adriai-mikrolemez és az Európailemez kollíziója során (Schmid et al.,1996, Benedek, 2002; Molnár et al., 2008). Az Adriai mikrolemez és a stabil Európai lemez folyamatos közeledése miatt az alpi térség egyre inkább összetorlódott és északkelet felé préselte a lemeztömböket (Horváth, 1993). A kilökődés és rotáció következményeként került egymás mellé a késő-oligocén koramiocén folyamán a Pannon-medencét alkotó két mikrolemez; a kiszökött, eredetileg Keleti-és Déli-Alpok között elhelyezkedő (Frisch et al., 1998), paleogén magmás testeket magába foglaló Alcapa (Alpokat, Kárpátokat, Pannon-medencét tartalmazó nagyszerkezeti egység) és az európai aljzatot képviselő Tisza mikrolemez. 10

11 1. ábra: A paleogén korú Recski Magmás Komplexum regionális földtani helyzete (Molnár et al,, 2008 nyomán) A paleogén vulkáni öv nagy része fiatal üledékekkel fedett, felszíni kibukkanása Recsk közelében illetve a Velencei-hegységben figyelhető meg. Mindkét kibukkanás egy erőteljesen átalakult rétegvulkáni komplexumból áll. A felszín közeli zónákra epitermás arany ércesedés, a vulkáni szint alatt méterre pedig rézporfíros (Cu-Mo-Au) 11

12 ércesedés jellemző (Molnár et al., 2008). A Periadriai-Balaton-Darnó-vonal nyugati részén az Alpok gyors kiemelkedését követő mély lepusztulás miatt az epitermás arany és a rézporfíros ércesedést tartalmazó szintek hiányoznak (Molnár et al., 2003, Molnár, 2007, Molnár et al., 2008). Ennek tükrében elmondható, hogy a paleogén magmás öv alpi térségből kiszökött, magyarországi kibukkanásai a Velencei-hegység területén és Recsk környékén óriási jelentőséggel bírnak. Az alpi metallogénia megismerésén túl lehetőséget adnak a vulkániintruzív rendszerek tanulmányozására, illetve a rézporfíros és epitermás ércesedések kapcsolatainak feltárására is. A Darnó-zóna A Recsk-Parádfürdő terület teljes egészében a Darnó-zóna nyugati részén található. A Darnó-zónát Zelenka (1975) egy, az egykori orogén övek szegélyén, többszörösen kiújuló mélytörésként definiálta. Azonban a Darnó-zóna egy 8-10 km széles, 200 km hosszú, ÉÉK-DDNy i csapású szerkezeti öv. A Balaton-vonal meghosszabbításaként értelmezhető, jobbos elmozdulásokkal jellemezhető törésrendszer (Zelenka et al., 1983a). A Darnó-zóna jellegeinek ismerete a recski-parádfürdői kutatások kapcsán nagy jelentőséggel bír, ugyanis a törésrendszer ismétlődő működése szoros kapcsolatban áll a területen lezajlott magmás-hidrotermás eseményekkel (Baksa, 1983). A Darnó-zónát Telegdi Roth Károly ismerte fel és egy a bükki típusú alaphegységképződmények -et elválasztó törésvonalként írta le. A zóna lefutását és tektonikai szerepét Jaskó (1946) is vizsgálta, aki nem egy vonalként, hanem számos törést tartalmazó, észak felé legyezőszerűen szétnyíló zónaként értelmezte. A Darnó-zóna menti oligocén és micoén rétegsorban felismerhető eltérések miatt Jaskó (1946) a függőleges elmozdulások lehetősége mellett vízszintes kéregmozgásokkal is számolt, amely felveti annak lehetőségét, hogy egymástól távol keletkező, így eltérő paleozóos-mezozóos rétegekkel rendelkező rétegsorok kerültek egymás mellé. Telegdi-Roth (1951) ezzel szemben függőleges rátolódást vagy takarószerű áttolódást feltételezett. A recski területen eltérő fáciesű triász rétegsorok találhatók egymás felett és mellett. Ezek tektonikus kontaktussal érintkeznek egymással. Ezen zóna keletkezését illetően jelenleg több modell létezik; töréses antiklinális sasbérc, töréses monoklinális, átbuktatott takaró, szimmetrikus fekvőredő (Zelenka et al., 1983a). Azonban minden elmélet megegyezik 12

13 abban, hogy a kialakult szerkezet áttolódásos, takarós jellegű. Ezt a recski fúrásokban harántolt feltolódási síkok, gyűrt elemek is alátámasztják. Ezek a tények kiegészítve az őslénytani adatokkal rámutatnak arra, hogy a recski mélytengeri rétegsor a Darnó-hegyi mélytengeri (ún. délnyugat-bükki) triász képződményekkel rokon (Zelenka et al., 1983a). Így elmondható, hogy a Darnó-zóna, Recsk területét is magába foglaló, nyugati részén ugyanaz a takarórendszer található meg, mint a Darnó-zóna keleti felén a Délnyugat Bükkben és a Darnó-hegyen. Tehát a Darnó-zóna nem mezozóos ősföldrajzi határ, hanem az idősebb takarókat tagoló, azokat különböző mélységben feltáró, fiatalabb törésrendszer, amelynek különböző tagjai más-más időszakokban újultak fel (Zelenka et al., 1983a; Zelenka et al., 1983b). A legidősebb képződmény, amelyben egyértelmű a zóna működése, a Recsknél található szubvulkáni intrúzió, a legfiatalabb képződmény, amelyben a törésrendszer működése igazolható a középső-miocén mátrai andezit összlet. A terület földtani háttere Fehérkő a Mátra északkeleti részén, Parádfürdőtől északra helyezkedik el. A területen a feltételezhetően fillites ópaleozós aljaztra (Zelenka, 1975) perm és triász korú üledékek települnek (Zelenka, 1975). A perm időszakban szárazföldi üledékképződés, konglomerátum és homokkő jellemző, míg a triász során a területet elért transzgresszió és folyamatos mélyülés hatására a karbonátos, kovás és pélites üledékek válnak uralkodóvá. Jellemző a kovás szintekkel tagolt mészkő, az agyagpala és homokkő összlet (Benedek, 2002, Földessy, 1975, Földessyné, 1975; Barnabás, 1966, Gatter et al., Az eocén sekélytenger üledékei megtalálhatók a mezozoós alaphegységi feküvel rendelkező rétegvulkán különböző szintjeiben és fedőjében is (Zelenka, 1975; Molnár, 2007). A sekélytengeri üledékes kőzetek faunája alapján a rétegvulkáni sorozat képződésének kora felsőeocén priabonai emelet Nummulites fabianii szintje (Földessy, 1975). Az eocén vulkáni kúpok erózió által lekoptatott peremeire oligocén mészkő, glaukonitos márga és meszes homokkő települt, a mélyebb területeken kiscelli agyag képződött. A miocén folyamán többféle üledékképződés zajlott a területen, a Darnó-vonal menti árokban transzgressziós képződmények, a kiemelt területeken pedig vastag, törmelékes szárazföldi vörösagyag képződött (Zelenka, 1975). A Mátra területén a későbbiekben is zajlottak vulkáni események, mint riolittufa szórások, a Mátra fő tömegét létrehozó piroxén-andezit rétegvulkáni szerkezet kialakulása, illetve pliocén bazaltömlések, azonban a vulkanizmus 13

14 súlypontja térben és időben mind inkább keletről nyugatra tolódott. A Recsk-Parádfürdő területen miocén vulkanitok nem fordulnak elő, a felszínen kizárólag a paleogén korú rétegvulkán kőzetei találhatók (Zelenka, 1975). A recski paleogén magmás komplexum felépítése és fejlődéstörténete A recski paleogén magmás komplexum a Darnó-zónában található, egy háromszög alakú ablakot képez a fiatalabb üledékekből és a neogén andezit összletből felépülő Mátrahegységben. A mész-alkáli magmás komplexum a paleogén során, kontinentális kérgen, a szubdukciós zóna belső részén fejlődött ki (Zelenka, 1975), jelenlegi helyére északkelet irányú tektonikai mozgások során került a késő-oligocén kora-miocén folyamán. Összetett szerkezettel jellemezhető, mélységi magmás testekből és egy ezekkel genetikai kapcsolatban álló rétegvulkáni szerkezetből épül fel. A recski magmás komplexumot létrehozó magmás és vulkáni tevékenység szoros kapcsolatban áll a terület szerkezetföldtani változásaival. A vulkáni tevékenység szerkezeti kontrollja a Darnózónával párhuzamos és arra merőleges törések, amelyek lehetővé tették a vulkanizmus működését a területen. A máig lényegében változatlan morfológiát és a vulkáni sorozatok elterjedését, csapását az akkori alaphegység helyzete határozta meg (Földessy, 1975). A terület felszíni zónáiban egy több lépcsőben kifejlődött rétegvulkáni szerkezettel jellemezhető összlet helyezkedik el (Kisvarsányi, 1954; Zelenka, 1975; Földessy, 1975; Nagy, 1983; Gatter, 1997), amelynek feküje triász korú mészkő (Földessy, 1975). A lávakőzetekből és piroklasztikumokból felépülő rétegvulkánt néhol andezit telérek vágják át (Benedek, 2002). Az összetett kaldera szerkezettel jellemezhető rétegvulkáni sorozat több erupciós centrumból áll (Gatter, 1997). A rétegvulkánt négy, összetételben nagyon hasonló tag építi fel, amelyek a szinte folyamatos vulkáni tevékenység eredményei. A rétegvulkáni sorozatra Baksa (1975) millió illetve 35,7 millió (Baksa, 1984) éves kort állapított meg, később Földessy et al. (2008) ennél valamivel fiatalabb kort, 33,5-35,7 millió évet közölt. A vulkanittal összefogazódó Nummulites fabianii szint felső-eocén kort mutat (Földessy, 1975). Az üledékekkel való összefogazódás, fekü és fedő üledékek alapján a vulkanizmus kezdete az eocén/oligocén határon, vége pedig a felső-oligocénben volt (Less et al., 2008). Az első szakaszban (A2 fázis) keletkezett kiömlési kőzetek amfibol-biotitandezitek (Földessy, 1975). A felső-eocén transzgresszió következményeként kialakult tengeralatti 14

15 környezetben fejlődtek ki, így a peperitek és a hialoklasztitok is gyakoriak ebben a vulkáni szakaszban (Földessy et al., 2008). A kiemelt helyzetben lévő alaphegység kivételével szinte az egész területen elterjedt. A vulkáni működés következő lépésében (A1Q) kvarc-biotit-amfibolandezit (Földessy, 1975) fejlődött ki. (A dácit megnevezés is használatos (Molnár et al., 2008).) Eleinte még víz alatti környezetben lávagglomerátumok képződtek, de később a vetős mozgások következtében a terület egyre inkább szárazulattá vált, ahol legjellemzőbb kifejlődésként lávatakarós vulkáni összlet és homogén láva kőzet képződött. Az A1Q vulkanitok elterjedése a legnagyobb, a Recsk-Parádfürdő területen szinte mindenhol jellemzők. Harmadik fázisként (A1) biotit-amfibolandezit összetételű vulkanitok fejlődtek ki, azonban ennek elterjedése már kisebb területre jellemző. A terület északkeleti részén, az egykori szigettengerben kialakult Simahegy-Lahóca-Kanázsvár kalderáit építi fel (Zelenka, 1975). A legfiatalabb vulkáni összlet (az UA és PXA szimbólumokkal jelölt) egy üde, átalakulásoktól mentes andezit illetve piroxénandezit, ezek ritkán alkotnak egyértelműen elkülöníthető fázisokat. A vulkáni sorozat első és második fázisának elején megfigyelhetők olyan üledékes közbetelepülések, amelyek szintén a tenger alatti vulkanizmust támasztják alá (Földessy et al., 2008). Az üledékanyagot bitumenes agyagmárga, márga, mészmárga, mészkő, homokkő, konglomerátum, breccsa alkotja (Földessy, 1975). Egyes területek azonban kiemelt helyzetben voltak, így ezeken a helyeken szárazföldi képződmény, a vörösagyag jellemző. Ilyen terület Veresvár, Veresagyagbérc és Hegyeshegy illetve Fehérkő is (Nagy, 1983). A felszínen lévő rétegvulkáni sorozathoz különböző mélységben található, azonban genetikailag rokon magmás testek tartoznak. Csak a területről származó legfrissebb irodalom (Földessy et al., 2008) számol be kisméretű szubvulkáni testekről, amelyek sekély szubvulkáni szinten kristályosodnak. Ezek az A1Q, A1 és UA szakaszokkal egyszerre fejlődtek ki és kicsiny kürtők, sekély lakkolitok, dómok, tápláló csatornák, diatréma breccsák formájában jelentkeznek. Gyakran jelentős szerepük van a szulfidásványok befogadó kőzeteiként (Földessy et al., 2008). Korábbi munkákban a triász karbonátra települő magmás testeket és teléreket szubvulkáni andezitként és dioritként írták le (pl. Benedek, 2002). A modernebb szemlélet azonban porfíros, sekély intruzívumokként említi ezeket a testeket (Földessy et al., 2008), megadva pontos kőzettani tulajdonságaikat is. 15

16 A magmás komplexum három intruzív szakasz termékéből épül fel. Ezek rendre a legidősebbtől a legfiatalabb felé: porfíros diorit (A3), porfíros kvarc-diorit (A3Q) végül a késői porfíros kvarc-diorit (UA3). Időbeliségüket mind radiometrikus korok, mind egymáshoz való térbeli viszonyuk bizonyítják. A jelentősen átalakult, A3 szakaszban képződött intrúzióra millió év (K/Ar-kor) jellemző, az átalakulást nem szenvedett A3Q diorit ennél fiatalabb, azonban pontos adatot nem közöl az irodalom. Sok esetben problémás vagy lehetetlen az e három szakaszban képződött testek egymástól való elkülönítése. Fontos megemlíteni, hogy ezek a testek szövetileg eltérőek a náluk sokkal sekélyebb mélységben elhelyezkedő szubvulkáni testektől. A különálló, de nagy valószínűséggel közös forrásrégióból származó porfíros diorit és kvarc-diorit testek egy észak-déli tengely mentén helyezkednek el. A terület északi felére a legnagyobb, legösszetettebb és legsekélyebb mélységben lévő intruzívumok, míg déli oldalra a sokkal nagyobb mélységben fekvő, kevésbé összetett kisebb testek jellemzők (Földessy et al., 2008). 16

17 A recski paleogén magmás komplexum ércesedései és kőzetátalakulásai A recski magmás komplexumot számos olyan hidrotermás hatás érte főleg a paleogén folyamán, amelyhez ércesedés illetve kőzetátalakulások köthetők. Ezek a folyamatok több lépésben, sokszor jelentős időkülönbséggel zajlottak le. A miocén vulkanizmus hőhatása okozta újbóli felfűtődés is szerepet játszhatott a későbbi hidrotermás folyamatok és az ezekhez kapcsolódó ércképződés kialakulásában (Zelenka, 1975). A hidrotermás folyamatok motorja az első (A3) porfíros dioritintrúzió kialakulása volt. A benyomuló magma, a kőzetté válását követően másodlagos hatásokra bekövetkező különféle átalakulásokat szenvedett (Benedek, 2002; Földessy et al., 2008). A stroncium izotópok alapján a köpeny eredetű magma minden, a későbbi ércesedéseket létrehozó fémet tartalmazott, a további intrúziók képződésekor csak az elemek újra mobilizációja történt. A benyomult magma fokozatos kihűlése és kristályosodása során létrejött húzásos és breccsás zónák illetve repedésrendszerek tették lehetővé az ércesedéseket és kőzetátalakulásokat kialakító hidrotermás fluidumok áramlását (Baksa, 1983). Elsőként az intrúzió peremi részeit és a mellékkőzetet, majd az intrúzió belsejét érte hidrotermás hatás, amelyek következtében az átalakulást szenvedett kőzet eredeti ásványos összetétele és geokémiai jellege már alig észlelhető (Földessy et al., 2008). Az intrúzióban Cu-(Mo) porfíros ércesedés van, érchordozó ásványok a pirit mellett kalkopirit és molibdenit. A befogadó kőzettel való kontaktuson képződött endo-és exoszkarnban Cu-Zn-(Fe)-ércek, mint a pirit, kalkopirit, szfalerit, fakóérc, pirrhotin, magnetit és hematit jellemző. Az exoszkarnt szegélyező mellékkőzetben metaszomatikus Zn-Pb-(Fe)-ércek: szfalerit, galenit, pirit, kalkopirit ércek képződtek (Csongrádi, 1975; Baksa, 1983; Molnár, 2003 és 2007). Az intrúzió gyengén kovásodott központi részét egy kvarc, szericit, anhidrit alkotta fillikus átalakulási zóna veszi körül, amelyet az albitból, kloritból, epidotból, anhidritből, kalcitból álló propilites zóna övez (Baksa, 1983; Gatter, 1997; Molnár, 2003 és 2007). A hidrotermás érc-és ásványképződés következő fázisa a rétegvulkáni sorozatot érintette, ahol szintén jelentős hidrotermás átalakulások figyelhetők meg. Elsőként a tengeri környezetben megszilárduló kőzetanyag szenvedett erőteljes hidrotermás bontást, amely következményeként agyagásvány, szericit, klorit, karbonátok, kvarc és pirit keletkezett a kőzetalkotó szilikátokból. A hidrotermás-epitermás ércképződés a rétegvulkán kvarc- 17

18 biotit-amfibolandezit (A1Q) illetve biotit-amfibolandezit (A1) tagjait érintette (Baksa, 1983; Gatter, 1997; Molnár 2003, 2007; Molnár et al., 2008). Az A1 andeziteket magas szulfidizációs fokú ércesedés érte, amely a lahóca-hegyi masszív testeket alkotó gazdasági jelentőségű (Földessy, 1975) hidrotermás breccsákhoz kötődő enargitos-luzonitos ércesedést és a terület aranyércesedését hozta létre. Az aranyércesedés a reziduális kova testekhez (vuggy silica), a fekete, mikrokristályos kvarc stockwork erezéshez, a monomikt és polimikt kovás és/vagy agyagos mátrixú hidrotermás breccsákhoz kapcsolódik (Molnár et al., 2008). A luzonitban, enargitban és a hidrotermás breccsa cementjében található szabad aranyszemcséknél jelentősebb a gélpiritben előforduló hintett aranytartalom (Hartai, 2000; Hartai és Földessy, 2001; Molnár, 2003, 2007; Molnár et al.,2008). Az ércesedést befogadó andezit kristálytufa jelentős átalakulást szenvedett. A reziduális kova test kialakulása mellett savas agyagásványos átalakulás, kovásodás, piritesedés jellemző. A kutatófúrások legmélyebb részein és az alacsonyabb térszíneken illites átalakulás és fésűs-drúzás szövetű kvarccal kitöltött erezések jelennek meg, amely egy alacsony szulfidizációs fokú felülbélyegzés eredménye (Molnár et al., 2008). 18

19 2. ábra: A Recski Magmás Komplexum felépítése és a terület földtana (Molnár et al., 2008). 19

20 Az A1Q andezitek láva és tufa képződményeit ért alacsony szulfidizációs fokú ércesedés Parád-Parádfürdő környékén található. Az ércesedett zóna egy észak-déli tengely mentén, Fehérkő, Veresvár, Hegyeshegy, Veresagyagbérc (2. ábra) területén figyelhető meg (Kisvarsányi, 1954, 1955; Nagy, 1983; Molnár, 2007; Molnár et al., 2008). A terület legfontosabb jellemzője, a befogadó kőzet nagymértékű kovásodása, aminek következtében az eredeti befogadó kőzet sok helyen világos, szürke, finomszemcsés kovás testté alakult (Kisvarsányi, 1954, 1955; Nagy, 1983, Gatter at al., 1997; Gatter, 1997; Molnár, 2003; Molnár, 2007; Molnár et al., 2008). A lahócára jellemző kovásodásnál is intenzívebb kovás átalakulás nem csupán a hidrotermás oldat kovatartalmának, hanem az elbomló szilikátásványokból származó kovasavnak is köszönhető (Kisvarsányi, 1954, 1955). Az erőteljes kovásodáshoz elsősorban galenit, szfalerit, fakóércek (tetraedrit, tennantit), pirit és kalkopirit kötődik. Az elsődleges érctartalmú fázisok mellett járulékos érchordozók (termésarany, arany-telluridok, tetradimit, hessit, argentit, pirargirit, szulfosók) és meddő ásványok (kvarc, barit, kalcit, adulár) is előfordulnak a területen (Kisvarsányi, 1954; Kisvarsányi et al.,1955; Nagy, 1983; Gatter at al., 1997; Gatter, 1997; Molnár, 2007; Molnár et al., 2008). A Lahócán és Parád-Parádfürdőn megfigyelhető ércesedés eltéréseit Kisvarsányi és szerzőtársai (1955) a hőmérsékletkülönbség, a befogadó kőzet minősége, és a hidrotermák hosszabb útja során bekövetkező elzáródásának lehetőségével magyarázza. Az ércásványok megjelenése a befogadó kőzet kovás átitatódása mellett a kvarckitöltésű erekhez, telérekhez (Kisvarsányi, 1954; Kisvarsányi et al.,1955; Nagy, 1983) és hidrotermás breccsákhoz (Gatter at al., 1997; Gatter, 1997; Molnár, 2007; Molnár et al., 2008) kapcsolódik. Az erekben megjelenő drúzás kvarc és táblás barit is a kiterjedt hidrotermás tevékenységet jelzi (Kisvarsányi, 1954, Kisvarsányi et al., 1955). A befogadó kőzetre intenzív agyagásványos átalakulást is jellemző. Régebbi irodalmak alapján kaolinites átalakulás (Kisvarsányi, 1954; Kisvarsányi et al.,1955; Gatter at al., 1997; Gatter, 1997) jellemző, azonban a legújabb eredmények szerint illit, szericit, illit-szmektit átalakulási zónákról van szó, a kaolinitesedés pedig csak olyan helyeken jellemző, ahol a pirit oxidációja miatt lokálisan savasabb körülmények alakultak ki. Szintén az ilyen, gőzhevített zónákban jellemző az alunit és a barit megjelenése is. A Parádtól délre eső területen aranyércesedésre utaló kalcit utáni kvarc pszeudomorfóza és adulár is megjelenik (Molnár, 2007; Molnár et al., 2008). Ennek az ércesedésnek a kora mill. év K-Ar vizsgálataink alapján (Molnár et al., 2008). Kutatási területemet, a Fehérkőt a régebbi irodalmak a megfigyelt kőzettani és ásványtani jellemzőik alapján a Parádtól délre eső ércesedéssel együtt az alacsony szulfidizációs fokú 20

21 epitermás rendszerbe sorolták. Azonban fontos megjegyezni, hogy a későbbi kutatások eredményei alapján kérdésessé vált az ércesedés genetikai besorolása. Ezzel egyidőben jelentősen bővültek az általános ismeretink is az epitermás rendszerekhez kötődő ércesedésekről és ezáltal felmerült a közepes szulfidizációs fokú epitermás rendszer jelenléte a területen (Hedequist et al., 2000). Egyértelművé vált tehát, hogy a további, részletes vizsgálatok elvégzése után dönthető el, hogy Fehérkőre milyen típusú ércesedés jellemző. 21

22 A hidrotermás epitermás rendszerek jellemzői, csoportjai A hidrotermás epitermás arany, ezüst és színesfém érctelepek általában szubdukcióhoz kapcsolódó vulkáni-hidrotermás működés során, elsősorban szárazföldi vulkáni kőzetekben kifejlődő ércesedések. Tenger alatti környezetben is megfigyeltek már hasonló érctelepeket (Ronde et al.,2006). Felszín közelben alakulnak ki, mélységük m, a legmélyebb epitermás telepek elérhetik az 1000 m-t is (Hedenquist et al., 2000; Molnár, 1997; White és Hedenquist, 1995). Az epitermás környezet ércképződése o C os folyamatokhoz kapcsolódik (Molnár, 1997), de a legjellemzőbb hőmérsékleti tartomány o C közé tehető (Hedenquist et al., 2000). Mivel adott mélységben a maximum hőmérsékletet a forró víz gőznyomása határozza meg, ezekben a felszín közeli, nagy hőmérsékletű rendszerekben igen gyakran ún. felforráson esnek át a fluidumok. A felforrás mélységét a fluidum só-és oldott gáztartalma befolyásolja. Nagy só koncentráció esetén kisebb, míg nagy gáztartalom esetén nagyobb mélységben következhet be felforrás. Általánosan elmondható, hogy a paleofelszín alatt m közötti mélységben a legjellemzőbb (Hedenquist et al., 2000). Felforrás során a rendszerben jelenlévő homogén oldat gáz és folyadék fázisokra esik szét. Érc-és ásványképződés szempontjából a felforrás bekövetkezése meghatározó. Ekkor van lehetőség a tioszulfid-komplexek formájában szállítódó fémek, főként az arany kicsapódására, illetve a felforrás következtében hirtelen hűlő oldatokból meddő ásványok, főként kvarc, adulár, kalcit kiválására is. Továbbá a felforrás okozta gyors nyomáscsökkenés hatására hidraulikus repedéshálózat alakul ki (Hedenquist et al., 2000). Az epitermás érctelepeket tipikusan az arany-, ezüst- és színesfém ércesedés jellemzi, Au, Ag, Pb, Zn, Cu, Te, As, Hg, Sb, Tl, Bi, Sn, V elemek fordulnak elő. A hidrotermás epitermás rendszereknek három csoportját különböztetjük meg. Vannak az úgynevezett magas szulfidizációs fokú (HS), alacsony szulfidizácuós fokú (LS) és a kettő közötti átmenetet képviselő, angolszász irodalomban intermediate sulfidation (IS) nek nevezett telep. Az IS rendszerek elkülönítése csak az újabb irodalmakban (pl. Hedenquist et al., 2000; Sillitoe és Hedenquist, 2003) található meg, korábban az LS rendszerekbe sorolták őket. A csoportosítás eredetileg a fluidumban lévő kén oxidációs állapota alapján történt, újabban azonban az érctelepet alkotó szulfidásványok kénjének oxidációs állapotára utal. Mivel ez a kettő összefügg, nagy eltérés nincs az akkori és a mostani csoportosítás között. Az IS telepek külön csoportként kezelése nem csak a jelenlévő, eltérő 22

23 ásvány együttes miatt indokolt, hanem valószínűsíthető, hogy képződési környezetükben és a magmás rendszerhez való kapcsolatukban is eltérnek a szélsőértékként kezelt valódi LS zónáktól (Hedenquist et al., 2000). Vulkáni hidrotermás rendszerek és geotermális mezők Az epitermás érctelepek kialakulásáért felelős, ma is működő vulkáni hidrotermás rendszerek és geotermális mezők tanulmányozása elengedhetetlen a nyersanyagkutatás szempontjából. A magas szulfidizációs fokú ércesedések a vulkáni hidrotermás területekhez kapcsolódnak (3. ábra). A vulkáni hidrotermás rendszerek a vulkáni központokhoz közel helyezkednek el. A magas hőmérsékletű ( o C) és erősen savas (0-2 ph) főleg HCl és SO 2 -t tartalmazó oxidatív magmás fluidumok nagyon gyorsan elérik a felszínt, ahol krátertavakat és fumarolákat hoznak létre. A fluidum gyors mozgása és a fluid-kőzet viszonylatban meghatározó mennyisége miatt a környezetükkel nem kerülnek egyensúlyba, agresszív természetük semlegesítődés hiányában végig fennmarad (White és Hedenquist, 1995; Hedenquist et al, 2000). Az alacsony szulfidizációs fokú telepek a geotermális mezőkhöz kötődnek. A geotermális mezők a vulkáni centrumoktól távolabbi helyzetben találhatók és az 5-6 km-rel a felszín alatt található intrúziók által vezéreltek. Ezekben a rendszerekben közel semleges ph-jú, reduktív kéreg fluidumok jellemzők, amelyek kis sebességgel haladnak a felszín felé. A távolabbi forrásból származó, elsődleges magmás fluidum lassabb mozgása során a nagy hányadban jelenlévő befogadó kőzetben különféle átalakulási folyamatok hatására semlegesítődik és a rendszer egyensúlyba kerülhet. (Hedenquist et al., 2000, Molnár, 1997; White és Hedenquist, 1995). 23

24 3. ábra: A geotermális mezők és a vulkáni hidrotermás rendszerek kialakulása, térbeli helyzete és kapcsolata (Hedenquist et al., 2000 alapján) A geotermális mezők és a vulkáni hidrotermás rendszerek nagymértékben eltérő tulajdonságokkal bírnak, azonban egymáshoz közel, sokszor egymás mellett helyezkednek el. Sok esetben megfigyelhető egy a felszíntől 1-2 km-es mélységben található, a két rendszer közötti átmenetet mutató zóna, ahol elsődleges neutralizáció zajlik. Itt az elsődleges, savas magmás fluidumok repedéseken át áramlanak a felette elhelyezkedő neutrális ph-jú geotermális mező felé (Hedenquist et al, 2000). Alacsony szulfidizációs fokú (LS) epitermás érctelepek Vulkáni szigetívekre, kontinens peremeket szegélyező vulkáni ívekre és extenziós szerkezetekkel rendelkező kontinentális vulkáni területekre jellemző ércesedés (Sillitoe és 24

25 Hedenquist, 2003; Panteleyev, 1999). A felszíntől egészen az 1 km-es mélységig húzódhatnak. A telepek előfordulhatnak egy rézporfíros intrúzió tágabb környezetében is, de közvetlen kapcsolat a szubvulkáni rendszerekkel nem minden esetben bizonyítható (Molnár, 1997). Kalderákhoz, árok szerkezetekhez, vulkáni kürtőkhöz kapcsolódó, extenziós jellegekkel (normál vetők, telérrajok) rendelkező regionálisan kiterjedt repedés rendszerekben alakulnak ki. Az ércesedés befogadó kőzete leginkább mészalkáli andezites összetételű, de bimodális, alkáli vagy shoshonitos kőzetekben is előfordulhat (Sillitoe és Hedenquist, 2003; Panteleyev, 1999). Koruk változatos, leginkább a harmadidőszaki telepek jellemzőek, de ismertek jura illetve plaeozoós korú érctelepek is. Az érecesedés elterjedését a szerkezeti elemek (pl. terület fő törésvonalai) és a befogadó kőzetek permeabilitási viszonyai határozzák meg. Főként változatos méretű (szélesebb, mint 1 m, vagy néhány cm-es) erezések és a stockworkos szövet jellemző, de néha az ércesedés hintett formában fordul elő. A nagy területre kiterjedő érhálózatban az ércesedett zóna meghatározott mélységre ( m) korlátozódik (Panteleyev, 1999). Az alacsony-szulfidizációs telepek jellemző ércásványai a pirit, arzenopirit, Fe-gazdag szfalerit továbbá markazit, elektrum, arany, ezüst, argentit, kalkopirit, galenit, tetraedrit, pirrhotin, ezüst-szulfosók és/vagy szelenidek. Az LS rendszerekben az arany képződés folyamata a mélyről érkező fluidomok felforrásával, keveredésével, hűlésével függ össze (Hedenquist et al., 2000; Rae et al., 2011; Cooke et al., 2011). A felfelé áramló oldat felszín közelbe érve felforr. A felforrást a hideg, meteorikus vizekkel való keveredés csillapítja, mert keveredés hatására a rendszer a fluidum forráspont görbéje alá hűl. A folyamatosan felforró-lehűlő oldatból lehetőség van a savas disszociációjú gázok (főként CO 2 és SO 2 ) eltávozásának. A savanyú gázok eltávozása után a maradék oldat ph-ja nő, illetve a kénkoncentráció csökkenésével az aranyat hordozó fő komponens a tioszulfát-ion mennyisége csökken (Rae, et al., 2011; Hedenquist et al., 2000, Molnár, 1997, Hedenquist és Arribas, 1999). Ekkor az arany kicsapódásának oka a tioszulfát-ionok csökkenő mennyisége (1. egyenlet). Au(HS) 2- (aq) + H + (aq) + 0.5H 2 (aq) = Au(s) + 2H 2 S(aq) 1. egyenlet: Az arany kicsapódásának mechanizmusa (Hedenquist et al., 2000). 25

26 Az arany mellett ilyen környezetben képződik az adulár (a létrejövő alkáli környezet miatt) és a lemezes kalcit (az oldat oldott CO 2 tartalmának csökkenése miatt) is, amely két ásvány így egyértelműen meghatározza az aranyképződés zónáját egy alacsony szulfidizációs fokú rendszerben. Mivel a felforrás hűtő hatással bír, a kicsapódott kalcitot visszaoldja a rá nézve telítetlen oldat és helyére kvarc válik ki. Így jön létre az LS rendszerek meghatározó formája a lemezes kalcit utáni kvarc pszeudomorfóza (Hedenquist et al., 2000). A felforrást hidraulikus repedések és hidrotermás breccsák képződése is jelzi (Hedenquist et al., 2000, Molnár, 1997; Hedenquist és Arribas, 1999). A kalciton, kvarcon, aduláron kívül további meddő ásványok: szericit, barit, fluorit, Ca-Mg-Mn-Fe-karbonátok, pl. rodokrozit, hematit, klorit, is kísérik az ércesedést (Panteleyev, 1999). Az ércesedést tartalmazó zónánál akár kétszer nagyobb átalakulási zóna figyelhető meg a feláramlási csatornák körül. Közvetlenül a felszín alatt ( m-es mélységben) található az uralkodóan kvarcot és kalcedont, továbbá gyakran baritot is tartalmazó epitermás kovás sapka (Molnár, 1997). A mellékőzet nagymértékű kovásodása a mélyben zajló kőzetátalakulások miatt felszabaduló nagymennyiségű kovasavnak köszönhető. A mélyebb zónákban teléres-érhálózat alakul ki, amelyet agyagos átalakulás övez. Ennek nagysága a befogadó kőzet permeabilitásától függ, lehet egy keskeny sáv vagy egy széles zóna a szerkezetileg kontrollált érctest körül. Az átalakulási ásvány együttes az értől kifelé haladva változik. Az erek közvetlen közelében adulár-szericit zóna fejlődik ki, amelyet a szmektites-kloritos zóna övez (Molnár, 1997). Az erektől távolodva hőmérséklet érzékeny agyagásványok sorakoznak a csökkenő hőmérséklet függvényében rendre illit, illit-szmektit közberétegzett agyagásvány, majd szmektit következik (4. ábra). Peremi részeken kalcit illetve Mn-karbonát kitöltésű erek alakulhatnak ki. Az agyagásványos zóna vertikálisan akár 1 km-ig is lehúzódhat. Lefelé a kvarc kitöltésű erek kiékelődnek, aranytartalmuk csökken, színesfém tartalmuk nő. Ez a megnövekedett színesfém tartalom a porfíros intrúzió közelségére utalhat, azonban egyértelmű kapcsolatot a valódi (nem közepes) alacsony szulfidizációs fokú epitermás ércesedés és a porfíros intrúzió között eddig csak néhány esetben mutattak ki (Hedenquist et al., 2000). 26

27 4. ábra: Az alacsony szulfidizációs fokú epitermás ércesedéseket övező, hőmérséklet érzékeny ásványzonáció (Hedenquist et al., 2000) Az alacsony-szulfidizációs rendszerek talajvízszint feletti zónájában a felforrásból származó savas gázokat magukba oldó meteorikus vizekből gőzhevített, savanyú vizek alakulnak ki. A gőzhevített vízből kaolinit, krisztobalit, szmektit, lokálisan alunit, terméskén válik ki (Molnár, 1997; Hedenquist et al., 2003). Ezek csak a fiatal rendszerek esetében őrződtek meg. A gőzhevített vizek összegyűlnek a talajvízszint zónájánál, ahol réteges kovásodást, kalcedont hoznak létre. A talajvízszint csökkenése esetén a kovás zóna vastagsága nőhet, elérheti akár a 25 m-es vastagságot is (Molnár, 1997). A felszínen kialakuló hévforrásokból az LS-re jellemző ún. silica sinter fejlődik ki. Az amorf SiO 2 -ből álló kovaüledék (silica sinter) lemezes szerkezettel jellemezhető, kiterjedése a 100 m-t is elérheti a lefolyás irányában. Legfontosabb jellemzője a vertikális szerkezet, amely az alganövekedés miatt fejlődik ki. Lehetnek egyéb növénymaradványokat tartalmazó finoman lamellás kovás szerkezetek is egy epitermás környezetben, ezért fontos a valódi kovaüledék (silica sinter) meg- és felismerése. Ennek a képződménynek a jelenléte jelöli ki az egykori paleofelszínt az epitermás rednszer kialakulása során, illetve megadja a felfelé áramló vizek fő vezetőcsatornáját (Hedenquist et al., 2000). 27

28 Magas szulfidizációs fokú (HS) epitermás érctelepek Extenzióval és/vagy transztenzióval jellemezhető óceáni szigetív, kontinentális peremi és ív mögötti területeken kialakuló ércesedés, amely a sekély mélységű intrúziós testek felett elhelyezkedő rétegvulkáni sorozatban fejlődik ki (Hedenquist et al., 2000; Sillitoe és Hedenquist, 2003; Panteleyev, 1999). A földtanilag többnyire dómokhoz, főleg dómkomplexumokhoz kapcsolódó, de hasadékvulkánok központi csúcsánál, kürtők illetve kalderák közelében is előforduló leginkább mészalkáli kőzetekhez kötődő (andezit vagy dácit láva-, breccsa- és porfíros kőzetek) ércesedés kora legtöbbször harmad-és negyedidőszaki (Panteleyev, 1999). A hintett, eres stockworkos vagy masszív formában megjelenő érc helyzete és mennyisége a befogadó kőzet permeabilitási viszonyai és a területre jellemző lokális és regionális szerkezeti elemek függvénye (Panteleyev, 1999; Hedenquist et al., 2000). A felszíntől lefelé haladva, több mint 1 km-es mélységig a kőzet permeabilitásában folyamatos változás figyelhető meg. Az ignimbritekhez, breccsákhoz és vulkanoklasztit törmelékekhez kapcsolódó epitermás rendszerek gyorsan terjedő fluidumai nagy távolságokra jutnak el, így ezek alkotják a legnagyobb kiterjedésű, azonban a legkisebb érckoncentrációjú HS telepeket, míg a jelentősebb érckoncentrációval rendelkező telepek (masszív pirit és szulfosók) a nagyobb mélységben található tömörebb kőzetekhez kapcsolódnak (Hedenquist et al., 2000). A HS telepekre enargitos-luzonitos és ehhez kapcsolódóan aranytartalmú pirites ércesedés jellemző. Az enargit és luzonit az ércesedés korai fázisában a még igen savas (ph<2) magmás gázokat tartalmazó, 4-20 NaCl ekvivalens wt%. sótartalmú oldatokból képződik, ehhez a korai ércképződési fázishoz csak csekély aranyércesedés társul. Az arany kicsapódásának fő szakasza az enargit képződése után következik be, a már kisebb sótartalmú (<2 NaCl ekvivalens wt%) és kevésbé savas ph-jú (4<pH<5) fluidumból. Az enargit után képződő arany közepes-szulfidizációs fokú ércekkel: pirittel, tennantittal, tetraedrittel, kalkopirittel, telluridokkal és kvarc-szericit kitöltésű erezésekkel együtt képződik (Hedenquist et al., 2000; Sillitoe és Hedenquist, 2003). További jellemző ércásványok a kalkozin, covellin, bornit, electrum, szfalerit, galenit, markazit, arzenopirit és ezüst-szulfosók. Meddőásványként főként kvarc jellemző, de nem ritka a barit illetve karbonát ásványok megjelenése sem (Panteleyev, 1999). A magas szulfidizációs fokú telepekhez egyedi jellegekkel bíró átalakulási zonáció kapcsolódik (5. ábra). Kizárólag a HS rendszerekben található meg az ún. reziduális kova test, amely a feláramlás és az ezt körülvevő zónában képződik. Az erősen savas oldatok a 28

29 befogadó kőzetből a kvarcon kívül minden más alkotót kioldanak, ezáltal egy igen porózus, jó érctározó reziduális kova test alakul ki (Molnár, 1997; Hedenquist et al., 2000). Az ércásványok a test középső részén koncentrálódnak, a peremek felé mennyiségük csökken. A reziduális kova testet savas-kovás (kvarc-alunit) átalakulás, ezt pedig különféle a fluidum ph növekedésének megfelelően agyagásványos átalakulási zónák követik, amely szélessége m (Hedenquist et al., 2000). A repedések mentén felfelé áramló magmás oldat, ha jó vezető közegbe (szerkezeti elem, jó permeabilitású kőzet) ér, laterális irányba is ki tud terjedni. Ez által nagy, asszimetrikus kovás zóna jöhet létre. A savanyú agyagásványos zónát, a kandit csoport ásványai: kaolinit, nakrit, dickit, továbbá pirofillit és diaszpor alkotják. A neutrális agyagásványos zóna először illites, majd montmorillonitos átalakulással jellemezhető. Az agyagásványos zónát legkívül a többek között kloritos átalakulású, propilites zóna követi (White és Hedenquist, 1995; Molnár, 1997; Hedenquist et al., 2000 ; ábra). Vertikális irányban a kovás és agyagos zóna kiékelődik, a gyökérrégiót szericites, néha pirofillites átalakulási zónával körülvett kvarc-pirit erek alkotják. A savas agyagásványos átalakulási zónában megszokott pirofillit ebben a mélyebb zónában történő előfordulását az magyarázza, hogy a szericitre nézve telített oldatok hűlése során a szericittel együtt pirofillit is kiválhat (Hedenquist et al., 2000). 5. ábra: A magas szulfidizációs fokú epitermás ércesedéseket övező, ph érzékeny ásványzonáció (Hedenquist et al., 2000) A magas szulfidizációs fokú telepek felszíni zónáiban, a vulkáni dómok körül, illetve a kráterek csúcsaihoz közel kialakuló savanyú tavakban a párolgás hatására a szulfát koncentráció megnő, amely hatására az eredendően is savanyú ph még kisebbre, akár 0-ra, is csökkenhet. A tavak alján termés kén, pirit, alunit, kaolinit rakódik le, továbbá rétegzett 29

30 kovás tavi üledék is képződik (Hedenquist et al., 2000). A felszín felé igyekvő fluidum hidraulikus repedéshálózatot illetve hidrotermás breccsásodást hoz létre. A felszínre kihatoló repedések felszínhez közeli része vízzel töltődik ki, így az érben is rétegzett kovás tavi üledékek, alunit, kaolinit és barit található (Hedenquist et al., 2000). A paleofelszínen a savanyú gőzhevített vízből fehér, porlós opálos kvarc-kaolinit-alunit ásványok képződnek. Mivel az elsődleges savanyú (hipogén) átalakulás és az említett gőzhevített zónában képződő ásvány együttes azonos összetételű, a terepi és szöveti megfigyelések segíthetnek a helyes értelmezésben. A hipogén kristályos megjelenésű alunit jellegzetes táblás formája és fehér-rózsaszín színe alapján elkülöníthető a gőzhevített zónában képződő álszabályos vagy romboéderes alakú alunittól (Hedenquist et al., 2000) Közepes szulfidizációs (IS) fokú epitermális érctelepek Az IS érctelepek jellemzőinek összefoglalása során számos akadályba ütköztem. Elsőként a magyar megnevezés problematikája merült föl, mivel ilyen típusú ércesedéssel foglalkozó magyar nyelvű irodalmat nem találtam. Mivel az alacsony és magas szulfidizációs fokú érctelepek átmeneti tagját képviseli a továbbiakban közepesszulfidizációs fokú érctelepnek fogom nevezni. Hedenquist és szerzőtársai 2000-ben megjelent összefoglaló munkájukban még nem szán külön fejezetet az IS érctelepek tulajdonságainak részletezésére, azonban már említést tesz arról, hogy helyesebb lenne az LS-től külön kezelni, ahelyett, hogy annak egy alcsoportjaként említik. Ezt a porfíros ércesedéssel való közvetlen kapcsolatával, illetve az eltérő szulfidásvány együttessel indokolja. Sillitoe és Hedenquist (2003) már külön csoportként kezeli az IS telepeket, azonban csak az ércesedés vulkano-tektonikai és az érchordozó fluidum összetételi jellemzőivel foglalkozik. Sillitoe (2010) réz-porfíros rendszerekről szóló cikkében felvázolja a porfíros ércesedés, HS és IS térbeli viszonyait és információt ad az IS telepeket jellemző ércesedésről, geokémiáról. Az említett cikkeken kívül az általam fellelt további tanulmányokat, amelyek foglalkoznak közepes szulfidációs fokú rendszerekkel az 6. ábrán foglaltam össze. 30

31 6. ábra: A közepes szulfidizációs fokú epitermás telepekkel foglalkozó legfrissebb irodalmak A közepes szulfidizációs fokú telepek vulkáni íveknél alakulnak ki, ahol enyhe extenziós jelleg uralkodik. Leginkább szubdukciós eredetű mészalkáli andezites, dácitos, riolitos láva és piroklaszt kőzetekben jellemző (Sillitoe és Hedenquist, 2003). Térbeli kapcsolat Cuporfíos rendszerrel és magas szulfidációs fokú ércesedéssel gyakran megfigyelhető (Sillitoe és Hedenquist, 2003; Sillitoe, 2010; Chang et al., 2011). Az ércesedés erezésekhez, breccsáskhoz köthető, amelyek a porfíros rendszerek felett elhelyezkedő kőzetsapka periférikus részein fejlődnek ki (Chang et al., 2011; Sillitoe, 2010; 7. ábra). 31

32 7. ábra: A közepes szulfidizációs fokú epitermás ércesedés kapcsolata a rézporfíros rendszerrel és a magas szulfidizációs fokú ércesedéssel (Sillitoe, 2010) Az közepes szulfidizációs fokú érceket létrehozó fluidum eredetileg magasabb szulfidizációs fokú volt, azonban a szerkezeti elemek és mellékkőzet jó vezetőképessége miatt belépve a kőzetsapkába a környezettel való kölcsönhatás következtében semlegesítődött, redukálódott, ezáltal jött létre az enyhén savastól alkáli természetűig változó (Rae et al., 2011), közepes szulfidációs fokú ércek kicsapódásáért felelős fluidum (Sillitoe és Hedenquist, 2003; Sillitoe, 2010). A fluidumra alacsony sótartalom, általában 32

33 0.0 5, de leginkább <1 NaCl ekvivalens wt% és <1 4 NaCl ekvivalens wt% jellemző (Cooke et al., 2011). A felforrás zónájából származó, heterogén befogódású zárványok esetében, a csapdázódás hőmérsékletére o C közötti értékek a legjellemzőbbek (Cooke et al., 2011). A Zn-, Pb-, Ag-, Au-tartalmú színes-és nemesfémet tartalmazó erek a kőzetsapka szegélye mentén, annak sekély (<1 km) zónájában, azonban a közeli HS ércesedéstől elkülönülve fordulnak elő (Sillitoe, 2010; Sillitoe és Hedenquist, 2010). Legfontosabb szulfidásványok a kalkopirit, tennantit, kis Fe-tartalmú szfalerit, galenit, termésarany, termésezüst, pirit, Ag-Au-telluridok, elektrum (Sillitoe, 2010, Sillitoe és Hedenquist, 2003; Bissig et al., 2002, Cooke et al., 2011, Chang et al., 2011, Rae et al., 2011). Közepes szulfidizációs fokú rendszerekben az ércképződésért szintén a fluidumok felforrása, keveredése, mellékkőzettel való kölcsönhatása és hűlése a felelős. Az arany az LS rendszerekhez hasonló folyamat során, főként felforráskor csapódik ki. Az IS rendszerek jellemző meddőásványai a Mn-tartalmú karbonátok (rodokrozit, ankerit), rodonit, kvarc, barit, szericit, adulár (Sillitoe, 2010, Bissig et al., 2002, Cooke et al., 2011, Chang et al., 2011; Yilmaz et al., 2010, Rae et al., 2011). A kvarcerezések összetett szövetet mutatnak, jellemzők a nyílt repedéseket kitöltő fésűs, szalagos-sávos, drúzás szerkezetek. Finomszemű és durvaszemű kvarcot is tartalmaznak, gyakori a tollas szövet, a kvarc közti teret kitöltő nagyméretű (akár 2 mm-es) barit tábla és a finomszemcsés pirit is. Az IS telepek felső szintjében kvarc-illites átalakulási zóna található, ahol a mészalkáli andezit vagy dácit alapanyaga mikrokristályos kvarccá, kalcedonná vagy illitté alakul. Illit az alapanyagon kívül a plagioklász földpátok helyén is képződik (Yilmaz et al., 2010). Az illit mellett az IS rendszerek tipikus agyagásványai az illit-szmektit kevert szerkezetű és a szmektit agyagásványok is. A felszíntől lefelé haladva megfigyelhető a tiszta szmektit egyre illitesebbé válása (Sillitoe, 2010). Az illites átalakulást kifelé propilites zóna váltja fel, ahol a mafikus elegyrészek helyén klorit, a palgioklászok után pedig szintén illit képződik. Lefelé az illites zóna alatt található a kvarc-adulár átalakulással jellemezhető zóna. Az ércesedésnek otthont adó kvarc-illites és kvarc-aduláros zónák kialakulása és az ércesedés egymás mellett, egy időben zajló folyamatok (Cooke et al., 2011). Közepes szulfidizációs fokú telepek egy további fontos jelzője az As és/vagy Se anomália. Különösen olyan IS területeken van nagy As és/vagy Se anomália, amelyek mellett ismert HS vagy Cu-porfíros ércesedés is (Chang et al., 2011). 33

34 Vizsgálati módszerek és minta előkészítés A Parádtól északra elhelyezkedő, Fehérkő kutatási terület ÉK-i részén található a augusztusában mélyített F-1/B jelű fúrás, szakdolgozatomban történő feldolgozásához a Magyar Mining Ltd.-től kaptam meg az engedélyt. A fúrómag Parádfürdőn található, a fúrás feldolgozása többszöri odalátogatásom eredménye. Az Egyezség-táró melletti feltárásban található makroszkóposan elkülönített értípusok mindegyikéből vékonycsiszolatot készítettem. A csiszolatok készítésénél szem előtt tartottam, hogy az éren kívül annak a befogadó kőzettel való kontaktusa és a befogadó kőzet is mintázásra kerüljön. A feltárásból 11 db petrográfiai csiszolatot és 1 db műgyantába ágyazott ércpogácsát készítettem. A feltárás környéki törmelékből gyűjtött mintákból 13 db, a fúrásból pedig 2 db petrográfiai csiszolatot készítettem. (A fúrásból további 8 db csiszolatot kaptam Dr. Zelenka Tibor tanár úrtól, amelyek a Miskolci Egyetemen készültek.) A polírozott, 30 µmes vékonycsiszolatokat és az ércpogácsát az ELTE Ásványtani Tanszék illetve Kőzettan- Geokémiai Tanszék csiszoló és polírozó laboratóriumaiban készítettem. Petrográfiai vizsgálatok A polírozott vékonycsiszolatokat az ELTE Ásványtani Tanszék optikai laboratóriumában áteső és ráeső fénymenetű Nikon ALPHAPHOT-2 YS2 típusú polarizációs mikroszkópon és a Kőzettan-Geokémiai Tanszék Litoszféra Fluidum Kutató Laboratóriumában Nikon Eclipse E600 POL típusú kőzettani polarizációs mikroszkópon végeztem. A vékonycsiszolatokról készült fényképek ugyanitt, az említett polarizációs mikroszkópra szerelt Nikon CoolPIX E950 típusú digitális fényképezőgéppel készültek. Folyadékzárvány vizsgálatok Folyadékzárvány vizsgálatokat kvarc, barit és kalcit ásványon végeztem, abból a célból, hogy meghatározzam a zárványokat befogó ásványok képződési hőmérsékletét illetve az azokat létrehozó oldatok kémiai összetételét. A vizsgálatokhoz 9 db két oldalukon polírozott µm vastag csiszolatokat készítettem az ELTE Ásványtani Tanszékének 34

35 laboratóriumában. A folyadékzárvány mikrotermometriai méréseket Olympus BX51 típusú mikroszkópra szerelt Linkam FT-IR 600 típusú hűthető-fűthető tárgyasztal segítségével végeztem az ELTE Ásványtani Tanszékén. A műszer mérési tartománya -196 C - tól 600 C-ig terjed. A mérési pontosság magas hőmérsékleten ±1 C-on, míg 0 C alatti tartományban ±0,1 C. Az adatok feldolgozásához Kiss Gabriella Visual Basic programozási nyelven írt Ms Excel környezetben futatott makroprogramokat használtam fel. A kalcit kristály folyadékzárvány petrográfiai megfigyeléseit az ELTE Általános és Alkalmazott Földtani Tanszéken, Zeiss Axioskop 40 -es gerjesztő szűrűkkel (BP ), Barrier szűrővel (LP 515) és FT 510 típusú tükörrel felszerelt, fluoreszcens mikroszkópjának használatával egészítettem ki, amelynek segítségével meghatároztam szénhidrogén tartalmú folyadékzárványokat is, mivel ezek UV fény hatására fluoreszkálnak így elkülöníthetők a sóoldat tartalmú zárványoktól. Elektronmikroszkópos vizsgálatok A pásztázó elektronmikroszkópos (SEM) vizsgálatok a mintákban ráeső fénnyel nehezen felismerhető ércásványok pontos azonosítását és nyomelem tartalmának meghatározását tették lehetővé. A mérések az ELTE Földrajz-Földtudományi Intézet Földtudományi Központjának AMRAY 18030i berendezésén történtek. A polírozott felszínű, szénréteggel bevont minták elemzése EDAX+Moran típusú, INCA sztenderdmentes, 20 kv-os gyorsító feszültséggel, 20 na mintaáramon történt, energiadiszperzív rendszerben. A rendszer pontossága +/- 2-5%. További mérésekre az ELTE TTK Nagyműszeres Kari Kutató és Műszer Centrum FEI Quanta 3D FEG típusú fokuszált ionsugarú elektronmikroszkópjában került sor. Itt egy szénréteggel bevont mintát az ún. nagyvákuumú üzemmódban, két szenezetlen vékonycsiszolatot pedig alacsonyvákuumos beállítás mellett, 50 kpa nyomáson, az opak ásványt tartalmazó csiszolatokon 5,7 na, a szilikátásvány-vizsgálatnál 4 na áramerősséget és 15 kv feszültséget alkalmazva vizsgáltunk. Ezen kívül Takács Ágnes közreműködésével az Egyezség-táró melletti feltárásból származó ércpogácsa Grazban, egy JEOL JSM-6310 típusú elektron mikroszkópban, 15 kv feszültség és 5,7 na áramerősség mellett, energiadiszperzív rendszer segítségével került vizsgálatra. A grazi mérések a S, Fe, Cu, Zn, Te, Au, Hg, Pb esetében természetes, míg az As, Se, Sb, Bi esetében szintetikus sztenderdek mellett történtek. Az adatok feldolgozásához Tóth 35

36 Erzsébet: Útmutató mikroszondás elemzésből való ásványképlet-számításhoz című jegyzetét és segéd Excel táblázatát használtam. A diagramokat Petrograph programmal ( szerkesztet-tem. Röntgen-pordiffrakciós vizsgálatok Az agyagásványos átalakulás meghatározása elengedhetetlen egy hidrotermás epitermás rendszer esetében. Ezért a rutin röntgen-pordiffrakciós vizsgálatok elvégzése után négy agyagásvány-tartalmú mintából ülepített röntgen-pordiffrakciós mérés is készült. A minta előkészítése során, a durván elporított mintát mérőhengerben vízzel összekevertem, alapos felrázás után pedig négy órán át ülepítettem. Ezután az Atterberg program által, Stockestörvény alapján meghatározott kb. 4 cm-nyi folyadékoszlopot leszívtam és mérőpohárba engedtem ml folyadék összegyűjtése után meleg vizes medencén elpárologtattam a vizet, így kinyertem a mintából a tiszta agyagfrakciót. Ebből 40 mg-nyi mennyiséget 2 ml vízzel összekeverve készítettem a csepp-preparátumot, amelyről a röntgenfelvétel készült. A felvétel után etilén-glikolban történő duzzasztás következett, amelyet újabb felvétel követett, így a felvételek együttes képéből kiolvasható csúcseltolódások alapján a duzzadó agyagásványok meghatározása lehetővé vált. Az elemzések az ELTE Ásványtani Tanszékének Siemens D 5000 típusú szcintillációs detektorral felszerelt diffraktométerével készültek. A műszer θ-θ üzemmódban, Cu-Kα gerjeztéssel működik. A kiértékelés az ASTM (American Society for Testing and Materials, Index to the X-ray Power Data File) jegyzék alapján történik, amellyel a legerősebb intenzitásokhoz tartozó d értékek szerint a különböző ásványok meghatározhatóak. A kiértékelést EVA szoftver segítségével végeztem. A mérések eredményeiből származó ábrákat CorelDraw X4 program segítségével szerkesztettem. Terepi és makroszkópos megfigyelések Egyezség-táró melletti feltárás és a táró feletti törmelék A terepi munkák során elsősorban az ásványgyűjtők által igen kedvelt, Egyezség-táró melletti, erősen bontott, sűrű erezésekkel átszőtt kőzet szálfeltárását dolgoztam fel. Ezen 36

37 kívül gyűjtöttem mintát a környező terület törmelékeiből (térkép), illetve a kristály úti feltárásból (ábra). Végül feldolgoztam a területen 2011., augusztusában mélyített, F-1/B jelű fúrást is. Az Egyezség-táró melletti feltárást a fallal párhuzamosan, egy 9 m hosszú, kb. 2-3 m magas szakaszon szelvényeztem (8. ábra). A feltárást alkotó, erezést befogadó kőzet fehér, szürkésfehér színű, erőteljesen agyagos átalakulást szenvedett, a sok helyen észlelhető nagy keménység pedig kovásodásra utal. A fehér, szürkésfehér kőzetet foltokban, sávokban sárgásbarna jarosit színezi meg, amely gyakran az erekre ráfolyva, a kvarc illetve barit kristályokat beburkolva található (I/5.ábra). Megfigyeltem a szelvénnyel párhuzamosan futó, (Ny-K csapású) különböző szélességű erezéseket is. Az erezések dőlését a feltárás egyik oldalán sem sikerült megfigyelnem. Az erezéseket a kitöltő ásványok fajtája, mennyisége, mérete és alakja alapján három féle csoportba osztottam. A mintavételezés során összesen 16 db kőzetmintát vettem a feltárásból, ebből 15-t a terepen elkülöníthető erekből, egyet (20) közvetlenül a feltárás alatti törmelékből. 8. ábra: A fehérkői Egyezség-táró melletti feltárás. Az agyagásványosodott és kovásodott kőzetben kvarc és kvarc-barit kitöltésű erezések láthatók. A makroszkóposan elkülöníthető értípusok: 1. Tömeges kvarc kitöltésű erezés: Masszív: Szabad szemmel nem elkülöníthető kristályokból álló, homogén megjelenésű, vékony, 0,5-1 cm-es, mikrokristályos kvarc kitöltésű ér (I/1. ábra). Ebbe a típusba 2 db (15, 16.) minta tartozik. 2. Fésűs-drúzás kvarc kitöltésű erezés: Szabad szemmel jól látható, vastagabb, 5-10 cm széles ér, amelyet hasonló méretű, jól fejlett prizma lapokkal rendelkező, 37

38 egymással párhuzamosan, a repedés falára merőlegesen növő, az üregekben drúzásan megjelenő kvarc alkot. A kvarc szabad végénél jól fejlett, sajátalakú (I/2. ábra). 7 db (17, 18, 21, 24, 25, 30, 31.) minta tartozik ebbe a csoportba. 3. Fésűs-drúzás, barit és kvarc kitöltésű erezés: Az ugyancsak durvaszemcsés, fésűsdrúzás kvarcot tartalmazó ér a kvarc mellett néhány centiméteres (2-3 cm) barit táblákat tartalmaz. A feltárásban ez az értípus a legvastagabb, kb cm széles (I/3. ábra). Ebbe a csoportba 6 db (22, 23, 26, 27, 28, 29.) minta tartozik. Az erek középső szabad zónájában és a befogadó kőzet üregeiben néhány helyen 1-3 cm-es apofízás kvarc és sajátalakú barit kristály fordul elő (I/4. ábra). Néhány mm vékony, szinte az egész feltárást behálózó hajszálerek is megfigyelhetők. Ezek a nagyon vékony erek nem alkotnak külön csoportot, a vastagabb erekből ágaznak el érhálót alkotva (I/6. ábra). 38

39 39

40 Az Egyezség-táró melletti feltárás szelvényezése mellett bejártam a környező területet és a ritka törmelékből is mintát gyűjtöttem. A mintavételezési pontokat az 9. ábrán jelöltem. A terület azon részei, ahonnan nem származik minta, bozótos, erdős vagy magánterület, így innen minta gyűjtésére nem volt lehetőségem. 9. ábra: Fehérkő kutatási terület. A feltárás felett és attól keletre főleg kvarctelér törmeléket (II/1. ábra) és átkovásodott kőzetet találtam (II/2. ábra). Ezekben a nagyon kemény, szinte teljesen átkovásodott, világosszürke kőzetekben, olykor a plagioklászok helyén lévő, fehér színű agyagásványosodott foltok még felismerhetők. A kvarctelér törmelékek drúzás, lemezessávos szerkezetűek, üregekben, nyílt repedésekben sok helyen megfigyelhetők fennőtt apofízás kvarc kristályok (II/3. ábra). A törmelék térképezése során két darab üde földpátot is tartalmazó kőzetet is találtam. Ezek szintén átalakult kőzetek, azonban kis keménységük, sárga színük és a bennük található becsillanó, táblás földpátok miatt eltérnek az átkovásodott kőzetektől (II/4). A feltárástól ÉNy-ra található völgybevágásban ismét egy eltérő habitusú kőzetre lettem figyelmes. A sötétszürke színű, zöldes árnyalatú kőzet nagyon átalakult, kis keménységű. A földpátok helyén fehér agyagásványos foltok, a színes elegyrészek (amfibol és biotit) helyén zöld, kloritos átalakulás található. Ezen kívül narancssárga limonitos pecsétek is jellemzők (II/5. ábra). A kutatási terület déli részén, a Kristály úton egy 6 m magas kb. 10 m széles K-Ny irányú feltárás látható (10. ábra). Itt a feltárás csapásával közel megegyező csapású (ÉNy-DK) és 40

41 3/62 fokos dőlésű vető látható. A vető síkján található karcokat lemérve 144/58 értéket kaptam. A vető alatti és feletti kőzet makroszkóposan nagyon hasonló, mindkettő átalakult és utólagos limonitos festés is jellemző rájuk. Azonban a vető feletti kőzet puha, porlós, míg a vető alatt érezhetően keményebb, kompaktabb kőzet található (II/6.ábra). 10. ábra: A kristály úti feltárás. A feltárással párhuzamosan a vető síkja látható. 41

42 42

43 Petrográfia Egyezség-táró melletti feltárás és a táró feletti törmelék Az értípusok petrográfiai jellemzői A telérekben megjelenő kvarc szövetének mikroszkópos megfigyelések alapján történő csoportokba sorolását és a szöveti típusok pontos megnevezését az alábbi három szakirodalom alapján végeztem el: Molnár és Gatter (1994) alapján felállítottam az értípusokat az ér befogadó kőzetben elfoglalt helyzete, mérete, továbbá az eret alkotó kvarc kristály mérete, alakja, ezek éren belüli változása alapján, majd a Dong et al. (1995) és Morisson et al. (1990) által használt szöveti típusok alapján felfedeztem és csoportosítottam az általam megfigyelt további, finomabb szöveti jellegeket. Az említett szakirodalmak csak kvarc kitöltésű erekkel foglalkoznak, ettől függetlenül a baritot is tartalmazó értípusokra is jól használhatóak, mivel a baritos erekben megjelenő kvarc kristályok szövete nem tér el az irodalomban megfigyelhető baritot nem tartalmazó kvarc kitöltésű erek szöveti típusaitól. A kvarcszöveteket az erezések befogadó kőzetben elfoglalt mérete és helyzete illetve az erezést kitöltő kvarc jellemzői alapján kialakított csoportok (Molnár, 1994a; Molnár, 1994b; Molnár és Zelenka, 1995; Molnár és Szakáll, 1994) sorrendjében tárgyalom és az egyes csoportokon belül kitérek a finomabb, Dong et al. (1995) és Morisson et al. (1990) által bevezetett szöveti jellegekre is. Ezek alapján az alábbi csoportokat különítettem el: 1. csoport: Mikrokristályos értípus (Molnár, 1994a; Molnár, 1994b; Molnár és Zelenka, 1995; Molnár és Szakáll, 1994; III/1,2. ábra). A µm vastag, szimmetrikus felépítésű érkitöltést µm-es, c tengelyük mentén többékevésbé egymással párhuzamosan és a repedés falára merőlegesen, többnyire közvetlenül növő kvarcszemcsék alkotják. A szemcsék cikk-cakk vonalban érintkeznek egymással, néhány szemcsehatár görbe vonalú. Ez a szöveti típus a makroszkóposan tömeges elnevezésű csoportba tartozó erekre jellemző. 2. csoport: Vékony, 0,X X mm szélességű kvarcsávra hirtelen méretváltással fennnőtt nagyméretű (0,X X cm) kristályok alkotta értípus (Molnár, 1994a; Molnár, 1994b; Molnár és Zelenka, 1995; Molnár és Szakáll, 1994, III/3.,4.ábra). Az eret kitöltő kvarckristályok a c tengelyük mentén egymással párhuzamosan nőnek, a 43

44 nagyméretű kristályok jól fejlett prizmás formát mutatnak. A befogadó kőzet és az ér kontaktusa éles. Ez a makroszkóposan fésűs-drúzás szövetben megjelenő értípus mikroszkópos vizsgálat alapján makroszkóposan nehezen észrevehető, néhány barit táblát is tartalmaz, amelyek a kvarc kristályokra ránőve (V/1.,2. ábra), máskor az azok alkotta üregekben találhatóak. 3. csoport: Fokozatos szemcseméret-növekedést mutató, kvarckitöltésű értípus (Molnár, 1994a; Molnár, 1994b; Molnár és Zelenka, 1995; Molnár és Szakáll, 1994, III/5.,6.ábra). Ennél a típusnál a telér szélén megfigyelhető 5-6 cm-es, mikrokristályos-aprószemcsés kvarcot tartalmazó zónára c tengelyükkel szorosan egymás mellé nőnek az egyre nagyobb kristályok, amelyek közül a legnagyobbak mérete a 1,5-2 cm-t is eléri. Ebben a szövettípusban megfigyeltem a nagyméretű kvarckristályok között finomszemcsés ( µm-es), mozaikos szövetű kvarcból álló csomókat is, valamint nem ritka, hogy a centiméteres méretű kvarcokra körbe ránőve jelennek meg az aprószemcsés kvarckristályok. A befogadó kőzet és az ér kontaktusa nem éles, egyes helyeken a főérrel párhuzamosan több, vékonyabb ér is megfigyelhető. A kontaktus bizonyos szakaszain pedig opál is előfordul. Az értípusban egyaránt megfigyelhetünk olyan erezést amiben csak néhány barit tábla jellemző, ekkor makroszkóposan fésűs-drúzás elnevezésű értípusba tartozik az ér. Azok az erezések, amelyekben nagy mennyiségben található meg a barit a makroszkóposan leírt típusok közül a baritos fésűs-drúzás értípusnak felel meg. A barit lécek az előzőekhez hasonlóan a kvarcokra ránőve vagy az azok által hagyott üregekben helyezkednek el. 44

45 45

46 Az 1. csoportban megjelenő eret kitöltő kvarc finom szemcsemérete és a nem saját alakú, sokszor egymásba nyomódó kristályok megjelenése a mozaikos (Dong et al., 1995) szövettípus jellemzője (III/2. ábra). A 2., 3. csoportban megjelenő nagyméretű kvarckristályok különleges és változatos finom szöveti bélyegeket mutatnak. Megfigyelhetünk toll-szerű és láng-szerű (Dong et al., 1995) szöveteket egyaránt. Toll-szerű (feathery, plumose) szövet (IV/1.,2.,5.,6. ábra): Ez a szövetet a nikolok keresztezésekor a nagyméretű, prizmás megjelenésű kvarc, illetve a bázis metszetek esetében észlelhető. Az egyenetlen, egymáshoz közeli értékkel rendelkező maximális kioltások szilánkos-tollas megjelenést okoznak. Ez a jelenség egy tiszta mag körül a kristályok peremi részein vagy a kristályon bárhol megjelenő foltként jellemző. A zónás kristályok jellemző szövete, ahol egy kristályon belül megfigyelhetünk tiszta illetve kevésbé tiszta egymással koncentrikus zónákat. A zónák határán folyadék és szilárd zárványok fordulhatnak elő. Láng-szerű (flamboyant, radial) szövet: Többé-kevésbé lekerekített szemcsék esetében figyelhető meg. A toll-szerű szövethez hasonlóan kifejlődhet egy tiszta mag körül vagy bárhol a kvarc kristályon (IV/3.,4. ábra). A megvizsgált értípusokban a kvarcon, bariton és néhány szemcse opálon, kalcedonon kívül a kvarc ásványok között nagymennyiségben található szericit (V/3, 4. ábra) is. Az elsődleges hidrotermás ásványok mellett legnagyobb mennyiségben, legtöbbször nagyon finomszemcsés halmazokat alkotva vagy hajszálerekben, de néha 5-10 µm-es önálló szemcsénként az utólagos jarosit is azonosítható. Ráeső fényben kevés és nagyon apró (5-6 µm-es) opak fázisokat azonosítottam. 46

47 47

48 48

49 Az erezéseket befogadó kőzet erőteljesen átalakult. Az agyagásványosodott, kovásodott alapanyagban változó méretű (20 µm-1 mm-es) porfíros elegyrészek találhatók (VI/1.,2. ábra). A szericitesedő földpát és biotit (VI/3.,4. ábra) mellett amfibol utáni finomszemcsés halmazokkal kitöltött álalakok is felismerhetők. Üregekben finomszemcsés (VI/5.,6. ábra), mozaik szövetű kvarc található. Akcesszórikus elegyrészként cirkon (50µm) (VI/3.,4. ábra), és Ti-oxid jellemző. Megjelenik a kőzetben a visszaoldott szegélyű nagyméretű (1-1,5 mm) magmás kvarc is, így A1Q andezitként azonosítom (Földessy, 1975). A feltárás szulfid ásványokat is tartalmaz, azonban ezeket pásztázó elektronmikroszkóppal lehet meghatározni, így erre abban a fejezetben térek ki. 49

50 50

51 A törmelék kőzeteinek petrográfiai leírása Az Egyezség-táró melletti feltárás feletti ritka törmelékben található kvarc teléreket alkotó ásványok petrográfiai tulajdonságai megegyeznek az erezéseknél leírtakkal, bár baritot itt nem figyeltem meg. A fokozatos méretváltozással kifejlődő kvarc (3. típus) a leggyakoribb, de előfordul a hirtelen méretváltozást mutató, 2. típus is. A kvarc kristályok mérete a néhány tíz µm-estől egészen 1-2 mm-ig változik. Az erek üregeiben nagyobb (néhány mm-es), sajátalakú kvarc található (V/5, 6. ábra). A fésűs, mozaikos, toll-és lángszerű szövet itt is megjelenik. A befogadó kőzet a feltárásban megfigyelttel megegyező kvarc-biotit-amfibolandezit (A1Q), amely erőteljesen kovásodott. A feltárás felett talált két darab üde földpát tartalmú átalakult kőzet hialopilites porfíros andezit. Zónás, változó méretű (100 µm-1,5 mm) plagioklász jellemző, amelyek egy része szericites, agyagos vagy kovás átalakulást mutat, míg van átalakulás mentes plagiklász is. Néhány kb µm-es szögletes, poliszintetikus ikresedést már nem mutató földpát is előfordul, amelyekről az elektonmikroszondás mérések alapján elmondható, hogy a Na mellett kevés K-ot is tartalmaznak (VII/1,2. ábra). Ezek alapján egy kezdődő káliföldpátosodás korai szakaszát képviselhetik a kőzetek. Színeselegyrészként biotit, akcesszóriaként pedig Ti-oxid jelenik meg. Az anatáz vagy rutil elkülönítésére jól használható módszer a reflexiómérés, azonban erre a vizsgálatra egyelőre még nem került sor. A távolabbi völgyből származó sötét színű, zöld árnyalatú kőzet pilotaxitos porfíros szövetű andezit. Limonitosan megfestett, nagyméretű (0,5-1,5 mm), kloritosodó biotit (VII/3. ábra) és kloritosodó, opacitosodó amfibol alkotják a színes elegyrészeket. A plagioklász és az alapanyag agyagos, erős karbonátos és néhány foltban kovás átalakulást szenvedett. Megfigyelhetők limonitos, kloritos, agyagos, üveges µm átmérőjű szferulák is, amelyek a lávafolyás hólyagüregeit töltik ki (VII/4. ábra). Magmás kvarc és szulfid ásványok nem fordulnak elő a kőzetben. Ezek alapján a kőzet biotit-amfibolandezit (A1) (Földessy, 1975). A kutatási terület déli oldalán található Kristály úti feltárásból származó vető feletti és vető alatti, szulfidmentes kőzetek mikroszkópi tulajdonságai különbözőek. A vető alatti átalakult kőzet hialopilites porfíros andezit, amely 1-2 mm-es fenokristályokat tartalmaz. A kvarc visszaoldott, határozatlan körvonalú, jellemző rá az alszemcsésedés. A plagioklász karbonátosodott, az amfibol agyagásványosodott, karbonátosodott, limonitosodott. Az 51

52 alapanyag erősen kovás átalakulást szenvedett. Az egész kőzetre jellemzők a karbonát és kalcedon kitöltésű erek, amelyek az agyagásványos és kovás átalakulás után keletkeztek. A limonitos átalakulás a legutolsó folyamat. Üregkitöltésként kalcedon jellemző, amelyet mozaikos szövetű, finomszemcsés (5-10 µm) kvarc vesz körül (VII/5. ábra). A kőzet (A1Q) kvarc-biotit-amfibolandezit (Zelenka, szóbeli közlés; Földessy, 1975). A vető feletti hialopilites porfíros andezit szintén átalakult kőzet. Agyagásványosodott, kovásodott alapanyag jellemzi, amelyben nagy (kb. 2 mm-es), zónás plagioklász kristályok (VII/6. ábra) és kb. 1 mm-es agyagásványosodott, karbonátosodott, limonitosodott, amfibol és biotit fenokristályok találhatók. Az ásványok nagyon összetöredezettek. A magmás eredetű kvarc hiányzik a kőzetből. Utólagos limonitos megfestés jellemző szinte minden színes elegyrészre, alapanyagra, továbbá a limonit erekben is megtalálható. A kőzet tulajdonságai alapján (A2) amfibol-biotitandezit (Zelenka, szóbeli közlés, Földessy, 1975). 52

53 53

54 Az F-/B jelű fúrás makroszkópos és mikroszkópos leírása A kutatási terület ÉK-i részén mélyített F-1/B jelű fúrás elsőként egy üde plagioklászt és amfibolt tartalmazó porfíros kőzetet harántolt. 50,4 m-nél tektonikusan érintkezik az alatta kővetkező szürke, néhány helyen zöldes-lilásra elszíneződött, erőteljesen agyagosodott kőzettel, amelyben piroklasztit breccsa és lávakőzet váltakozik. Az átalakult plagioklászok és színes elegyrészek mellett kvarc és hintett, becsillanó szulfidásványok jellemzőek a kőzetre. Ez a blokk szintén tektonikus kontaktussal érintkezik a 86, 7 m-nél kezdődő fehér színű, agyagosan átalakult alapanyagot és földpátot, kvarcot, valamint színes elegyrészt (amfibol, biotit) tartalmazó porfíros kőzettel. A kőzetet sárgás-fekete, szulfidtartalmú erezések hálózzák be. Sok helyen a kőzetet kaotikusan átjáró erezések breccsás szövetet alakítanak ki. Az erezések vastagsága nagyon változatos, 1-2 mm-tól 5-6 cm-ig terjed. Az erezések különböző típusokban figyelhetők meg: előfordul egyszerű, érhálózatos és breccsaér is. 100,5 m-től az agyagosan átalakult kőzet folytatódik, azonban a vastag szulfidos erek elmaradnak, innentől egyre kevesebb és már csak mm-es vastagságú erezések figyelhetők meg. Továbbá ebben a szakaszban az eddig megfigyelt durva szemcseméretű kőzet finomabb szemcseméretű kőzetszakaszokkal váltakozik (11. ábra). 54

55 11. ábra: Az F-1/B jelű fúrás vázlatos rétegoszlopa az előforduló erezésekkel. 55

56 Az F-1/B jelű fúrás egyes szakaszainak részletes leírása és petrográfiája 1.) 0-5,8 m: Vörösesbarna laza, morzsolódó talaj és lejtőtörmelék cm-es kőzetdarabokkal, amelyek az alatta található kőzetekből származnak. 2.) 5,8-50,8 m: Szürke, gyakran a limonit miatt vörösre színeződött kemény, masszív kőzet (VIII/1. ábra). Finomszemcsés, szürke alapanyagú, 0,5-1 cm-es fenokristályok és 0,5-6 cmes xenolitok alkotják. Az alapanyagban úszó fenokristályokat részben átalakult fehér sajátalakú vagy hipidiomorf földpát és fekete, néhol enyhén átalakult színes elegyrész (prizmás amfibol és biotit) alkotja. A földpát nemcsak fenokristályként, de az alapanyagban is megjelenik. Az egész kőzetblokkra jellemzőek az 1 mm-es limonittal és kalcittal kitöltött erek, amelyek egymással párhuzamosan és erre az irányra merőlegesen is futnak. Az erek metsződése leggyakrabban o -os, de néhány ennél kisebb (10 o ) ill. nagyobb (75 o ) szögben metsződő is van. 48,8-nál színváltozás figyelhető meg, az eddig jellemző szürke kőzetszín, egyértelműen vörösbe csap át. Vékony, 1 mm-es erezések figyelhetők meg, körülöttük vastag kivilágosodott, sárgás-fehér zóna látható. A hintett szulfid tartalom az egész egységben jellemző. Mikroszkópos tulajdonságai alapján a kőzet pilotaxitos porfíros andezit. A porfírokat részben szericitesedett, zónás andezines összetételű plagioklászok, üde még pleokroós biotit, valamint limonitosodott, agyagásványosodott amfibol alkotja (VIII/2. ábra). Az alapanyag gyengén kovásodott, limonitosodott, karbonátosodott mikrokristályos/finomszemcsés anyag. Opak fázisként pirit, markazit azonosítható. Nagyméretű magmás kvarc nem ismerhető fel a csiszolatban. Ezek alapján a kőzetet az A1 (biotit-amfibolandezit) rétegvulkáni összletbe sorolom (Földessy, 1975). 50,8-87,7: Puha, agyagos, egyenetlen törésű, morzsolódó, inhomogén, kloritos cementációjú laza piroklasztit breccsa (VIII/3. ábra). Színe a felsőbb szakaszban sötétzöld, lila foltokkal, majd az alsóbb szakaszban szürkészöld, végül világosszürke. A sok helyen darabokra szétesett kőzetben sok kompaktabb, sötét színű andezit litoklaszt található, amelyek mérete 1-10 cm. Ahol a szürke szín válik uralkodóvá, ott egyre több kvarc és földpát figyelhető meg. 81,5 m-től a kőzet keményebbé, mátrixa sötétebbé válik. Ezen a szakaszon több, változó vastagságú (1-5 cm) kalcit ér és fekete, 1-2 cm-es szulfid kitöltésű ér is található. Hintésként nagyon sok szulfidásvány figyelhető meg a fúrás ezen szakaszán. 56

57 A mikroszkópos megfigyelések alapján elmondható, hogy az egységet hialopilites porfíros andezit és folyásos szövetű pilotaxitos andezit alkotja (VIII/4. ábra). Az andezit üveges alapanyaga agyagosan átalakult, sok helyen kovásodás is megfigyelhető, amelyet a mozaikos szövetű aprószemcsés kvarchalmazok jól mutatnak. Az alapanyagban főleg (30-35%) szericites, kovás, agyagos vagy karbonátos átalakulást mutató, andezines összetételű, táblás, sok esetben zónás plagioklászok találhatók, amelyek mérete µm. Néhány (5%) pirites- agyagásványos -limonitos átalakulást mutató amfibol szemcse, továbbá elvétve cirkon is előfordul is akcesszóriaként. A mintákban magmás eredetű, nagyméretű, rezorbeált szélű kvarc nem található. A folyásos szövetet mutató pilotaxitos andezitben folyásiránnyal párhuzamosan kvarc- és karbonát erek figyelhetőek meg. A folyásos szövetű pilotaxitos andezitben a folyás irányát sok, µm-es méretű plagioklász léc jelzi. Ezek alapján az A2 (amfibol-biotitandezit) rétegvulkáni összletbe sorolom (Földessy, 1975). A mintákban előforduló opakásványok pirit és markazit. 87,7-132 m: Tektonikus kontaktust jelző zúzott zóna után világosszürke, fehér színű, közepesen kemény, egyenetlen törésű kőzet következik (VIII/5. ábra). Agyagásáványosodott földpát (1-5 mm), átalakult amfibol és biotit (1-2 mm) figyelhető meg makroszkóposan. A kőzetet, azzal 30 o illetve 70 o ban metsződve egyszerű 0,5-2 cm vastag és 5-6 cm vastag, szabálytalan érhálózat járja át (X/1. ábra). A stockwork-szerűen szétágazó erezések sokszor breccsás szövetbe, illetve breccsaérbe (X/1. ábra) fejlődnek át, majd újra nem breccsás szakaszok következnek. Az erezések fekete színűek, bennük piritmarkazit kitöltés fordul elő. Az egész szakaszon jellemző a hintett szulfid tartalom is. A mikroszkópos megfigyelések alapján a kőzet szövete porfíros pilotaxitos, benne nagyméretű (2-5 mm), szabálytalan körvonalú, visszaoldódott szegélyű magmás kvarc (VIII/6. ábra) található, amely sokszor szétrepedezett. Porfíros elegyrészként ezen felül optikai tulajdonságai alapján andezines összetételű nagyméretű (1-3 mm), zónás, összetört, szericitesedett, agyagásványosodott földpát (IX/1. ábra) és átalakult színes elegyrészek fordulnak elő. A biotit (0,3-0,5 mm) mindig szericitesedve (IX/2. ábra) jelenik meg, az amfibol (0,5-1 mm) erősen átalakult, helyén sokszor pirites, limonitos, karbonátos szemcsehalmaz figyelhető meg (IX/3, 4. ábra). Az üveges alapanyag kovás, agyagos, karbonátos átalakulást mutat. Helyenként hialopilites porfíros szövetű andezit is előfordul, melyben folyásos szövet látható (IX/ 5, 6. ábra). A porfíros elegyrészeket optikai tulajdonságai alapján oligoklászos összetételű, µm-es plagioklász, valamint többnyire µm-es, inhomogén, rezorbeált szélű magmás kvarc és agyagos, karbonátos átalakulású amfibol alkotja. Az egymással párhuzamos folyásos sávok között is 57

58 megfigyelhető különbség. Van inkább szericites átalakulású és dominánsan agyagos átalakulású, a nagy magmás kvarcokat is tartalmazó, sáv is. Akcesszóriaként cirkon ( µm) jellemző. A kőzetet megfigyelhető tulajdonságai alapján kvarc-biotitamfibolandezitként (A1Q) (Földessy, 1975) határozom meg. Ráeső fényben, piritet, kalkopiritet (X/4. ábra), markazitot (X/5, 6. ábra) és szfaleritet azonosítottam. A pirit helyenként kb. 20 µm-es gömböket alkotó framboidális szerkezetben (XII/4, 5. ábra) és sávos, bekérgezős formában is megjelenik (X/2, 3. ábra). 58

59 59

60 60

61 61

62 Elektronmikroszkópos megfigyelések és energiadiszperzív kémiai elemzések A fénymikroszkópban nehezen vagy nem felismerhető ásvány, ez esetben főleg opak ásvány meghatározás, illetve a mikroszkóp alatt meghatározott ásványok pontos összetételének megismerése céljából került sor a vizsgálatokra. Az Egyezség-táró melletti feltárásából származó ércpogácsában a kerek körvonalú bomlott pirit környezetében, valamint kvarc kristályok szilárd zárványaiként tetraedritet (12. ábra), szfaleritet, galenitet és ezüst tartalmú fázist lehetett azonosítani (XI/1-5. ábra). Az ezüst tartalmú szemcse mérésekor a kén csúcsai is megjelentek a spketrumon. Az apró (1-2 µm) szemcse környezetét bomlott pirit alkotja, így nem lehet eldönteni, hogy termés ezüstről és a környezetből bemért kénről vagy esetleg ezüst-szulfidról van szó. A szfalerit vasszegény, a galenitben Fe és As tartalom jellemző. A ezüst tartalmú ásvány zónásan jelenik meg a bomló piritben (XI/2. ábra). A néhol As tartalmú, bomló pirit mellette eloxidált Cuásványok As és Fe tartalommal (XI/6. ábra), valamint Cu, As, Ag tartalmú szemcsék is előfordulnak. Te, Sb és As tartalmú vékony, fényes zónák is megjelennek Fe és As tartalmú, sötétebb mag körül (XII/3. ábra). A bomlott pirit mellett barit szemcse is gyakran található (XII/1. ábra), illetve megfigyelhető a pirit és a barit érdekes zónás összenövése is (XII/3. ábra). 62

63 12. ábra: A fakóércek összetételi diagramja. 63

64 Mérési pont Ásvány A mért tömeg %-os mennyiség neve S Fe Cu Zn As Se Ag Sb Te Au Hg Pb Bi Total vm_354 tetraedrit 24,6 0,49 38,48 11,42 8,52-0,07 0,27 11,94 0,45 0,15 0,55 0,2 0,76 97,76 vm_355 tetraedrit 25,26 0,42 40,21 6,97 7,5-0,04 0,4 15,74 0,61 0,36-0,11 0,54-0,07 97,79 vm_356 teraedrit 23,65 0,29 40,69 7,29 6,21-0,14 0,69 18,74 0,54 0,04-0,28-0,55 0,22 97,39 vm_357 szfalerit 32,29 0,01 0,27 64,13-0,03 0,02-0,09 0,01 0,01-0,3-0,45 0,29-0,25 95,91 vm_358 galenit 13,39 0,12 0,32 0,09 2,24 0,52-0,32-0,01 0,04-0,09 0,62 80,04-1,25 95,71 vm_359 pirit 52,39 46,69 0,01 0,08 0,19-0,13-0,07-0,06 0,12 0,04 0,02-0,47-0,32 98,49 vm_360 pirit 52,32 46,17 0,05 0,12 0,4 0,08 0,06 0,09 0,05 0,21 0,11-0,45-0,52 98,69 vm_361 galenit 27,91 16,22 0,09 6,55 1,62 0,41-0,09 0,05 0,05 0,15 0,29 46,88-0,95 99,18 vm_362 pirit 52,38 46,64 0,02 0,14 0,41 0,02-0,01-0,08-0,07 0,23 0,19-0,58-0,04 99,25 Minta: FK110912_9 Mérési pont Ásvány A mért elemek kimutatási határértéke (wt%) neve S Fe Cu Zn As Se Ag Sb Te Au Hg Pb Bi vm_354 tetraedrit 0,16 0,05 0,22 0,17 0,35 0,19 0,11 0,16 0,15 0,34 0,35 0,76 0,49 vm_355 tetraedrit 0,16 0,05 0,23 0,15 0,35 0,19 0,12 0,17 0,16 0,33 0,35 0,77 0,49 vm_356 tetraedrit 0,16 0,05 0,23 0,15 0,34 0,19 0,12 0,18 0,17 0,33 0,36 0,77 0,49 vm_357 szfalerit 0,17 0,04 0,08 0,31 0,28 0,18 0,11 0,1 0,1 0,44 0,34 0,69 0,44 vm_358 galenit 0,2 0,06 0,1 0,11 0,63 0,26 0,15 0,13 0,13 0,4 0,46 1,56 0,71 vm_359 pirit 0,19 0,17 0,07 0,08 0,26 0,17 0,1 0,09 0,09 0,27 0,3 0,64 0,41 vm_360 pirit 0,19 0,17 0,07 0,08 0,26 0,17 0,1 0,09 0,09 0,27 0,31 0,63 0,41 vm_361 galenit 0,2 0,11 0,09 0,15 0,54 0,24 0,13 0,12 0,12 0,39 0,42 1,34 0,64 vm_362 pirit 0,19 0,17 0,07 0,08 0,26 0,17 0,1 0,09 0,09 0,27 0,31 0,63 0,41 1. Táblázat: A mért tömeg %-os mennyiségek és a mért elemek kimutatási határértéke (wt%). Minta: FK110912_9, felvétel: JEOL JSM-6310, Graz. Sztenderdizált mérés. 64

65 Mérési A mért tömeg %-os mennyiség pont neve Ásvány S Fe Cu Zn As Se Ag Sb Te Au Hg Pb Bi Total vm_354 tetraedrit 24,6 0,49 38,48 11,42 8,52 kha 0,27 11,94 0,45 kha 0,55 kha 0,76 97,48 vm_355 tetraedrit 25,26 0,42 40,21 6,97 7,5 kha 0,4 15,74 0,61 kha kha kha kha 97,11 vm_356 teraedrit 23,65 0,29 40,69 7,29 6,21 kha 0,69 18,74 0,54 kha kha kha kha 98,1 vm_357 szfalerit 32,29 kh 0,27 64,13 kha kha kha kha kha kha kha kha kha 96,69 vm_358 galenit 13,39 0,12 0,32 kh 2,24 0,52 kha kha kha kha 0,62 80,04 kha 97,25 vm_359 pirit 52,39 46,69 kha kha kha kha kha kha 0,12 kha kha kha kha 99,2 vm_360 pirit 52,32 46,17 kha 0,12 0,4 kha kha kha kha kha kha kha kha 99,01 vm_361 galenit 27,91 16,22 kha 6,55 1,62 0,41 kha kha kha kha kha 46,88 kha 99,59 vm_362 pirit 52,38 46,64 kha 0,14 0,41 kha kha kha kha kh kha kha kha 99,57 Minta: FK110912_9 2. Táblázat: A kimutatási határ felett mért tömeg %-os mennyiségek. Minta: FK110912_9, felvétel: JEOL JSM-6310, Graz. Sztenderdizált mérés. Számolt képletek: Minta: FK110912_9 Mérési pontok: vm_354 vm_362 Fakóércek: (Cu 10,26 Ag 0,04 Fe 0,15 Zn 2,96 Hg 0,05 )(Sb 1,66 As 1,93 Te 0,06 Bi 0,06 )S 13 (Cu 10,44 Ag 0,06 Fe 0,12 Zn 1,76 )(Sb 2,13 As 1,65 Te 0,08 )S 13 (Cu 11,29 Ag 0,11 Fe 0,09 Zn 1,97 )(Sb 2,71 As 1,46 Te 0,07 )S 13 Galenit_vm_358: (Pb 0,93 Fe 0,01 Cu 0,01 Hg 0,01 )(As 0,07 Se 0,02 S) vm_361: (Pb 0,26 Fe 0,33 Zn 0,12 )(As 0,02 Se 0,01 S) Pirit (vm_360): Fe 1,01 (As 0,01 S 2 ) Szfalerit: Az alacsony totál érték miatt nem számoltam képletet. Az alacsony totál érték azért van, mert a szfalerit Mn-tartalmú, azonban Mn-ra nem volt sztenderdizálás, így kvantitatív nem lehet meghatározni a Mn mennyiségét. 65

66 66

67 67

68 A törmelékben talált FK110912_13-as jelű, sárga színű, becsillanó földpátokat tartalmazó mintát is megvizsgáltam elektron mikroszkóp alatt a káliföldpát meghatározása miatt (13. ábra). A földpátokról készült visszaszórt elektron felvételen egyértelműen kirajzolódott, hogy a káliföldpátosodás csak nagyon enyhe, kezdeti szakasza mutatható ki, és csak néhány plagioklász földpát esetében figyelhető meg (VII/ 2. ábra). 13. ábra: Kálium-tartalmú földpátról készült EDS felvétel. Minta: FK110912_13, felvétel: FEI Quanta 3D FEG, ELTE. Az F-1/B jelű fúrás mintában fénymikroszkóppal azonosított kollomorf (X/2. ábra) illetve framboidális szerkezetű pirit-markazit összenőtt kristályhalmazokat is megvizsgáltuk közelebbről az elektronmikroszkóp segítségével. (XII/4, 5. ábra). A vas-szulfidok mellett Fe-szegény szfaleritet is azonosítottunk önálló, 4-5 µm-es szemcsékként illetve érben (/6. ábra). A kollomorf szerkezetek egyes zónáiban a markazit és pirit kristályok között, apró CaCO 3 kristályok jelenlétét feltételezhetjük az elvégzett kémiai elemzések alapján, valamint a piritben kevés cink tartalom is mérhető volt. A sávok egyes zónái közti esetleges kémiai eltérés kimutatására vonal menti energiadiszperzív elemzést is végeztünk, de számottevő eltérést a mérhető elemek mennyiségében nem tapasztaltunk. (14. ábra). 68

69 14. ábra: Kollomorf szerkezetű pirit és markazit kristályok BSE felvétele és a vonal menti elemeloszlás vizsgálat eredménye Minta: FK_18, felvétel: FEI Quanta 3D FEG, ELTE. 69

70 Az agyagásványosodás ásványtani jellemzői Hidrotermás érctelepek kutatása során az ércesedést befogadó kőzet átalakulásai az ércesedés szempontjából fontos információkat tartalmaznak, ezért részletes vizsgálatuk minden ércesedéssel foglalkozó kutatás fontos része. Részletes, orientált agyagásvány vizsgálatot az F-1/B jelű fúrás 53,6 m-éből, 66,4 m-éből, 100, 5 m-éből és az Egyezségtáró melletti feltárásból vett mintán végeztem. A duzzadó agyagásványok meghatározása végett etilén-glikolos kezelést alkalmaztunk, amely hatására a szmektitbe beépültek az etilén-glikol molekulák, így a duzzasztás előtti és utáni felvételeket egymásra illesztve a duzzadás okozta csúcseltolódás kirajzolódik (Moore és Reynolds, 1997). Ezáltal meghatározható, hogy a vizsgált minta tartalmazott-e szmektitet, és ha igen, milyen arányban. A fúrásban lefelé haladva a szmektit csökkenő mennyisége figyelhető meg. 53,6 m-nél és 66,4 m-nél még a szmektit túlsúlya jellemző, míg 100, 5 m-nél szuperrács szerkezet, rectorit agyagásvány (1:1 arányban épül be a szmektit és az illit a szerkezetbe) ismerhető fel a felvételen (Moore és Reynolds, 1997, 15, 16, 17. ábra). Az Egyezség-táró melletti feltárást felépítő, kvarcerezéseket befogadó kőzetből is készült orientált és etilénglikolos kezelés utáni felvétel. Ezeket egymásra illesztve megfigyelhető, hogy nincsen az előzőekhez hasonló csúcsvándorlás. Ez azt jelenti, hogy a minta nem tartalmazott duzzadó agyagásványt, például szmektitet sem (18. ábra). A fúrásból származó minták agyagásványos átalakulása hidrotermás folyamatokhoz köthető, mivel nem felszínről, hanem m-es mélységből származnak. Az Egyezség-táró melletti feltárás agyagásványának eredetét illetően nem lehet kizárni az utólagos képződést sem, azonban a közeli fúrásban megvan az agyagásványos átalakulás, így azt is feltételezhetjük, hogy a feltárás illitje hidrotermás eredetű. Annak ellenére, hogy a szmektit felszíni körülmények között, kisebb szélességeken az egyik leggyakrabban képződő agyagásvány, a feltárás illitje szinte teljesen szmektitmentes. Továbbá a szmektit felszíni mállás hatására kaolin agyagásványokká alakul, a kaolin csoport tagjai viszont nem fordulnak elő a feltárás agyagásvány paragenezisében. Valamint az illit az egyik legstabilabb agyagásvány, nagy hőmérsékleten és nyomáson képződik szmektitből (Moore és Reynolds, 1997). A felvételen megfigyelhető kaolinit a fúrásban nagy mennyiségben jelenlévő pirit oxidációja okozta, lokálisan savanyú környezet miatt alakult ki. 70

71 15. ábra: Az F-1/B jelű fúrás 66,4 m-ből származó minta orientált felvételének és ugyanezen minta etilén-glikolos kezelés utáni felvételének egymásra illesztett képe. Minta: F-1/B_47, felvétel: Siemens D 5000 diffraktométer, ELTE. 16. ábra: Az F-1/B jelű fúrás 66,4 m-ből származó minta orientált felvételének és ugyanezen minta etilén-glikolos kezelés utáni felvételének egymásra illesztett képe. Minta: F-1/B_48, felvétel: Siemens D 5000 diffraktométer, ELTE. 71

72 17. ábra: Az F-1/B jelű fúrás 100,5 m-ből származó minta orientált felvételének és ugyanezen minta etilén-glikolos kezelés utáni felvételének egymásra illesztett képe. Minta: F-1/B_50, felvétel: Siemens D 5000 diffraktométer, ELTE. 72

73 18. ábra: Az Egyezség-táró melletti feltárásból származó minta orientált felvételének és ugyanezen minta etilén-glikolos kezelés utáni felvételének egymásra illesztett képe. Minta: F-1/B_52, felvétel: Siemens D 5000 diffraktométer, ELTE. Folyadékzárvány petrográfia és mikrotermometria Érckutatás során a folyadékzárványok információt adnak az érctelepek keletkezésének fizikai és kémiai körülményeiről, ezért vizsgálatuk elengedhetetlen. A folyadékzárványokat képződésük alapján három csoportba oszthatjuk. Az ásvány keletkezésekor csapdázódó, az anyaoldat összetételét őrző zárványok az elsődleges zárványok, amelyek növekedési zónákban, illetve viszonylag tiszta környezetben magányosan, vagy néhány zárványból álló csoportot alkotva jelennek meg. A másodlagos zárványok zárványsíkokat és sorokat alkotva jelennek meg az őket bezáró ásvány behegedt utólagos repedéseiben. Csapdázódásuk nem az ásvány képződéséhez köthető, hanem egy későbbi fluidum képviselnek, amely átáramlott az utólagos repedéshálózaton. A folyadékzárványok harmadik csoportját az álmásodlagos (pszeudoszekunder) zárványok alkotják, amelyek az ásvány képződésekor keletkező repedések mentén csapdázódnak, így ezek a zárványok is az anyaoldat összetételét őrzik. (Roedder, 1984). 73

74 A folyadékzárvány petrográfia során az egy generációba tartozó zárványok esetében a fázisarány megfigyelése a csapdázódáskori fluidum fizikai tulajdonságának meghatározására szolgál. Az eltérő fázisarányú zárványok heterogén, míg az azonos fázisaránnyal rendelkező zárványok homogén anyaoldat csapdázódására utal. Heterogén anyaoldat kialakulása a fluidum felforrásakor következik be, illetve két nem elegyedő fluidum is heterogén anyaoldatot eredményez (Roedder, 1984). Mikrotermometriai vizsgálatok során homogenizációs és fagyasztásos kísérleteket végzünk. Az előbbi a folyadékzárvány homogenizációs hőmérsékletének, az utóbbi pedig a folyadékzárványt alkotó fluidum összetételének (eutektikus hőmérséklet megfigyelésével) és sótartalmának (olvadáspont-csökkenés megfigyelésével) meghatározására szolgál. A homogenizációs vizsgálatok lényege, hogy a szobahőmérsékletű, kétfázisú zárványt addig a hőmérsékletig melegítjük, amíg a zárvány teljesen homogén összetételűvé nem változik (19. ábra). Homogén rendszerek esetében a homogenizációs értékek a minimum csapdázódási hőmérsékletet adják meg. Ennek alapja, hogy a homogenizálás során rekonstruáljuk a fluidumzárvány csapdázódásától felszíni körülmények közé kerülésének fordított útvonalát. Tehát a homogenizáció adta hőmérsékletnél nagyobb hőmérsékleten már biztos, hogy homogén volt a fluidum, így e felett kellett csapdázódnia, viszont függelten nyomásbecslési módszer nélkül pontosabbat ez esetben nem tudunk mondani a keletkezés hőmérsékletét illetően. Felforrást mutató zárványegyüttes esetében a mért homogenizációs hőmérsékletek minimum értékét vesszük alapul (tehát a zárványgeneráció legkisebb gőzfázissal jellemezhető tagjait kell mérésnek alávetni), ez a hőmérséklet szolgáltatja a csapdázódáskori hőmérsékletet (Roedder, 1984). 19. ábra: A homogenizációs folyamat bemutatása saját mintából mért folyadékzárványon. A kiindulási gázfázis, kb. 10%. 74

75 A fagyasztásos kísérletek lényege az anyaoldat összetételének és sótartalmának meghatározása. A folyamat első lépése a zárvány lefagyasztása, túlhűtése. Ezután a zárvány felolvasztása következik. Az első fázis (esetünkben a sóhidrát) megolvadásából (eutektikus pont) a sóoldat összetételére, az utolsó szilárd fázis (esetünkben a jég) megolvadásából (végső olvadáspont) pedig a fluidum sótartalmára következtethetünk (20. ábra). Az eutektikus pont megfigyelése a zárványok nagy részénél nehézkes, különösképpen akkor, ha igen alacsony sótartalmú rendszerből csapdázódott a zárvány (Roedder, 1984). 20. ábra: A túlhűtött folyadékzárvány melegítésének folyamata. Az eutektikus pontról nem készült fénykép, de -21 C és -22 C között volt megfigyelhető. -1 C-tól a teljes olvadásig (-0,4 C) megfigyelhető a jégfázis olvadása. 75

76 Folyadékzárvány vizsgálatra az Egyezség-táró melletti feltárás különböző típusú kvarc és barit kitöltésű erezéseiből összesen 8 darab, az F1/B jelű fúrás egyik 8-10 cm-es kalcit eréből pedig 1 darab két oldalán polírozott, kb µm vastag vékonycsiszolatot készítettem. A feltárás kvarc és barit kitöltésű ereiből készített 8 darab folyadékzárvány csiszolat mind a három értípust reprezentálja. A három értípus mindegyikéről elmondható, hogy megtalálhatók az egymást metsző, azonos fázisaránnyal rendelkező, legtöbbször ovális vagy kör alakú, 1-5 µm-es, kétfázisú (g+f), kb. 5 % gázfázist tartalmazó másodlagos zárványok alkotta síkok és sorok, amelyek az ásványok utólagos repedéseiben csapdázódtak (XIII/1, 2 ábra). A mikrokristályos értípusban (1. csoport) a kisméretű kvarc szemcsékben µm átmérőjű növekedési zónákat figyeltem meg. A zónákban található elsődleges folyadékzárványok igen kis méretük (maximum 1-2 µm) miatt további megfigyelésekre nem alkalmasak (XIII/3). A kvarc erek második csoportját alkotó, hirtelen méretváltozást mutató kvarcot és kis mennyiségű baritot tartalmazó típusban mind a két ásványban megfigyelhetők az elsődleges folyadékzárványok. A nagyméretű kvarc elsődleges folyadékzárványai 5-15 µm-esek, alakjuk az oválistól, a kissé szögletesig változik. Leggyakrabban két fázis, folyadék- és gázfázis jellemző eltérő (10% 40% gáz) fázisaránnyal (XIII/4. ábra), de előfordulnak sötét, szinte csak gázt (80% gáz, minden esetben előfordul egy vékony vízfilm a zárvány falán, ezért nem 100% gáz) tartalmú zárványok is. Az ér peremén található finomszemcsés kvarcban elsődleges zárványok nem figyelhetőek meg. Mikrotermometriás mérést a legkisebb (maximum 10 % gáz) gázt tartalmazó zárványokon végeztem. Az elsődleges zárványokban mért homogenziációs hőmérsékletek C közötti intervallumot adnak (21. ábra). A sótartalom többnyire 1-2 NaCl ekv. s% között változik. 76

77 21. ábra: A II. típusú ér kvarc kristályaiban mért fluidumzárványok homogenizációs hőmérséklete és sótartalma. A zárványban gazdag barit táblák elsődleges folyadékzárványai 5-15 µm-esek, alakjuk nagyon változatos: ovális, szabálytalan körvonalú formák és negatívkristály (XIII/5) alak is jellemző. Fázisarányuk nagyon eltérő, a csak gázt tartalmazó zárványtól a kizárólag folyadékfázisból álló zárványig minden fázisarány megjelenik (XIII/6). A legkisebb gáztartalmú zárványokon mért homogenizációs hőmérsékletek két fő intervallumot rajzolnak ki, ezek 180 C-230 C és C közötti tartományok. A sótartalom 1-2 NaCl ekv. súly% (22. ábra). 22. ábra: A II. típusú ér barit kristályaiban mért fluidumzárványok homogenizációs hőmérséklete és sótartalma. Folyadékzárvány vizsgálatokra a harmadik értípusba tartozó kvarc és barit kitöltésű erezések, nagyméretű kvarc és barit kristályai a legalkalmasabbak. Az értípus nagyméretű kvarc kristályaiban növekedési zónákban és magányosan is találhatók elsődleges zárványok, amelyek változó fázisarányt mutatnak (XIV/1,2). Előfordul kizárólag 77

78 folyadékfázist vagy gázfázist tartalmazó, illetve eltérő gáz-folyadék fázisaránnyal rendelkező kétfázisú zárvány is (XIV/3, 4). A µm-es zárványok alakja szintén változatos, legjellemzőbb az ovális forma, de hosszúkás és negatívkristály alak is előfordul. A legkisebb gáz fázist tartalmazó zárványok homogenizációs hőmérsékletei 100 C és 240 C között szinte minden hőmérsékletet mutatnak, egyértelműen csak az ennél magasabb, C közötti tartomány rajzolódik ki. (23. ábra). A sótartalom az 1-2 NaCl ekv. s%-tól a 3-4 NaCl ekv. s%-ig változik. 23. ábra: A III. típusú ér kvarc kristályaiban mért fluidumzárványok homogenizációs hőmérséklete és sótartalma. A barit esetében szintén eltérő fázis arányú elsődleges folyadékzárványokat figyeltem meg, amelyek alakja legtöbbször ovális, de a negatívkristály alakú illetve négyzet alakú, kb. 10 µm-es zárvány sem ritka (XIV/5,6. ábra). A barit legkisebb gőz fázist tartalmazó zárványaiban mért homogenzációs hőmérsékletek 110 és 200 C között szinte egyenletesen oszlanak el. Sótartalom szempontjából az 1-2 NaCl ekv. s% jellemző (24. ábra). 24. ábra: A III. típusú ér barit kristályaiban mért fluidumzárványok homogenizációs hőmérséklete és sótartalma. 78

79 Az F1B jelű fúrásból származó kalcit erezésében nagyon sok, szinte az egész kristályt behálózó másodlagos fluidumzárványsík található. Az elsődleges zárványok azonosítása igen nehézkes, csak néhány, azonos fázisaránnyal rendelkező, kétfázisú 5-10 µm-es zárványt figyeltem meg, amelyekről sajnos fényképet nem készítettem. A másodlagos zárványsíkokban narancssárga színű, 5-20 µm-es szénhidrogén tartalmú zárványok találhatók, amelyek fluoreszcens mikroszkópban rájuk jellemző zöld színnel világítanak ki a sötét háttérből (XV. tábla), igazolva a szénhidrogén tartalmat. A kevés megfigyelhető elsődleges zárvány által adott homogenizációs hőmérséklet C közötti, a sótartalom, pedig egyértelműen 4 NaCl ekv. s% (25. ábra). 25. ábra: Az F1B jelű fúrás kalcit erezésében mért fluidumzárványok homogenizációs hőmérséklete és sótartalma. 79

80 80

81 81

82 82

83 Az eredmények értelmezése A rétegvulkáni andezitösszlet A részletes terepi munka, makroszkópos leírás és mikroszkópos vizsgálatok során a fehérkői kutatási területen található ércesedés befogadó kőzeteként szolgáló rétegvulkáni andezitösszlet tagjait főként a színes elegyrészek mennyisége, habitusa és a magmás, rezorbeált kvarc jelenléte alapján tudtam azonosítani. A vizsgálatok alapján, a Zelenka, (1975) és Földessy, (1975) által meghatározott kőzettípusok közül a területen az A2, A1Q, és az A1 andezit található meg. A rétegvulkáni andezitösszlet tagjainak meghatározása fontos az érckutatás szempontjából, mivel Recsk-Parád területén a hidrotermás-epitermás ércképződés a rétegvulkán kvarc-biotit-amfibolandezit (A1Q) illetve biotit-amfibolandezit (A1) tagjait érintette (Baksa, 1983; Gatter, 1997; Molnár 2003, 2007; Molnár et al., 2008). A parádi területen az ércesedést befogadó kvarc-biotit-amfibolandezit (A1Q) a fúrás legalsó egységét (87,7-132 m) alkotja. Az Egyezség-táró melletti feltárás erőteljesen átalakult kőzetének petrográfiai vizsgálata alapján elmondható, hogy a visszaoldott szegélyű magmás kvarc tartalom miatt szintén az ércesedéshez kapcsolódó A1Q andezitnek felel meg. Az F-1/B jelű fúrásban és az Egyezség-táró melletti feltárásban megjelenő azonos litológiájú A1Q andezitek eltérő kinézete a különböző agyagásványos átalakulásnak köszönhető. A szerkezeti mozgások terepen észlelt bizonyítékai A terület Darnó-zónában elfoglalt helyzetét jól mutatják a terepen is észlelhető szerkezeti mozgások nyomai. A Kristály úti feltárás meredek, ÉK-DNy csapású szemközti fala által kirajzolt vetősík vetőkarcai, vetőbreccsás szakaszai és az F-1/B jelű fúrás tektonikusan zúzott zónái és vetőkarcos vetőbreccsája egyértelmű bizonyíték a területet ért intenzív szerkezeti mozgásokra és tektonikus átmozgatására. Továbbá a rétegvulkáni andezit sorozat tagjainak egymásutánja nem felel meg képződési sorrendjüknek, mivel mind a fúrásból, mind a Kristály úti feltárásból kiderül, hogy a legidősebb rétegvulkáni amfibolbiotitandezit (A2) a nála fitalabb kvarc-biotit-amfibolandezit (A1Q) felett található meg. Ez alapján a feltárásban észlelt ÉNy-DK csapású vető kinematikája a vetősík dőlése (3/62) 83

84 és a mért vetőkarcok (144/58) alapján egy DK irányú feltolódásnak felel meg. A vető csapásiránya jó összhangban van a Lahócán megfigyelt ÉNy-DK, É-D, és K-Ny csapású törésekkel (Molnár et al., 2008), amelyek a térség szerkezeti mozgásait befolyásoló, ÉK csapású Darnó-töréshez kapcsolódó Riedel-törések. A feltolódás alatti és feletti kőzetekben ugyanolyan átalakulásokat figyeltem meg (karbonát, kalcedon kitöltésű erek, agyagásványosodás) tehát elmondható, hogy a szerkezeti mozgás korábbi vagy egyidős a kőzeteket ért hidrotermás hatással. Fehérkői ércesedés A fehérkői ércesedésben a szinte mindenütt előforduló pirit és markazit mellett tetraedritet, szfaleritet, kalkopiritet, galenitet ezen felül Cu, As, Ag, Te és Sb tartalmú szemcséket lehetett azonosítani. A megfigyelt szfaleritről elektronmikroszkópos vizsgálatok alapján egyértelműen kiderült, hogy vastartalma elenyésző, tehát vas-szegény szfalerittel van dolgunk. Továbbá feltűnő a galenit Se és a pirit As tartalma is. Egy epitermás rendszer esetében, annak szulfidizációs fokát az érctelepet alkotó szulfidásvány paragenezis (az ércképző fluidomban a kén oxidációs állapota) alapján lehet megmondani (Hedenquist et al., 2000). A megfigyelt érc együttes alapján az érchordozó fluidum magas szulfidizációs foka egyértelműen kizárható, míg az alacsony (LS) és közepes (IS) szulfidizációs fokú fluidumokhoz kapcsolódhat a megfigyeltekhez hasonló érckiválás. LS fokú fluidumból főleg pirit, markazit, arzenopirit, pirargirit, ezüst-szelenidek képződnek, továbbá kis mennyiségben jelen lehet kalkopirit, vas-gazdag szfalerit és pirrhotin is (Sillitoe és Hedenquist, 2003). IS fokú oldatból képződött ércparagenezis esetében kis vastartalmú szfalerit, galenit, teraedrit, tennantit és kalkopirit jellemző leginkább (Sillitoe és Hedenquist, 2003). További irodalmi adatok (Sillitoe, 2010; Yilmaz et al., 2010; Bissig et al., 2002, Cooke et al., 2011, Chang et al., 2011, Echavarria et al., 2006; Rae et al., 2011) közepes szulfidizációs fokú epitermás rendszerekből főként kalkopiritet, tennantitot, tetraedritet, kis Fe-tartalmú szfaleritet, galenitet, termésaranyat, termésezüstöt, piritet, Ag- Au-telluridokat és elektrumot tartalmazó ércparagenezisről számolnak be. Ezek alapján a területen megfigyelt ércásványparagenezis jobban hasonlít egy olyan ásványtáruláshoz, amely olyan körülmények között keletkezhetett, ahol az érchordozó fluidum közepes szulfidizációs fokú volt. Közepes szulfidizációs fokú rendszerek esetében különösen olyan területeken, amelyek mellett ismert HS vagy Cu-porfíros ércesedés is, jellemző az As 84

85 és/vagy Se anomália (Chang et al., 2011). A galenitben megjelenő szelén és a piritben jelen lévő arzén esetleg ennek az anomáliának a jelzője lehet, de egyelőre a tanulmányozott egyetlen egy fúrás és feltárás, valamint az ércásványok csekély száma miatt nem jelenthető ki, hogy közepes szulfidizációs fokú rendszer lenne a területen. 85

86 Az agyagásványos zonáció Az F-1/B jelű fúrásban található kevert szerkezetű illit/szmektit agyagásványban megfigyelt, mélységgel csökkenő szmektit- és növekvő illit tartalom jellegzetes agyagásvány zonációt rajzol ki. Egy hidrotermás rendszer agyagásványos átalakulása a rendszerben áramló fluidum ph-jának és hőmérsékleti viszonyainak függvénye. A hidrotermás rendszerek közül az alacsony (LS) és közepes (IS) szulfidizációs fokú rendszerekben egyaránt a neutrális-kissé savanyú oldatok jellemzőek, így ugyanolyan agyagásványos zónáció fejlődhet ki a két rendszer esetében. Ez a hasonlóság jól látszik Hedenquist és szerző társai (2000) által bemutatott LS rendszer agyagásványos zónációja (26. ábra) és a bizonyítottan közepes szulfidizációs fokú ércesedést tartalmazó Luzon (Fülöp-szigetek) térségéből származó példa alapján. 26. ábra: Alacsony szulfidizációs fokú ércesedéseket körülvevő agyásványos átalakulások (Hedenquist et al., 2000). Luzon térségében a magas szulfidizációs fokú Lepanto szomszédságában található Victoria és Tereza telérekhez kapcsolódik az IS ércesedés (27. ábra, Chang et al., 2011), ahol a telértől a felszín felé haladva illit, majd kevert szerkezetű agyagásvány egyre növekvő szmektit tartalommal jellemző. 86

87 27. ábra: A közepes szulfidizációs fokú epitermás rendszerek agyagásvány zonációjának tipikus példája (Victoria és Teresa telérek, Luzon, Fülöp-szigetek). A mélységgel növekvő illit tartalom jellemző, IC=illit kristályossági foka, ahol IC>1, illit a domináns fázis (Chang et al., 2011). Az Egyezség-táró melletti feltárás illites agyagásvány-átalakulása az illit és szmektit részarányának változása, illetve a fúrást befejező egység és a feltárás azonos litológiája miatt (mindkettő A1Q andezit) beilleszthető az F-1/B jelű fúrás utolsó, rectoritot tartalmazó egysége után. Így a kutatási területen kirajzolódó agyagásvány zonáció alapján elmondható, hogy a területen kissé-savas neutrális fluidumok okozták az agyagásványos átalakulási zónákat. Továbbá mivel az illit nagyobb hőmérsékleten képződik, mint az illit/szmektit agyagásvány (Hedenquist és Arribas, 1999), a tisztán illit tartalmú Egyezségtáró melletti feltárás a hidrotermás rendszer működésekor közelebb helyezkedett el a hőenergiát szolgáltató feláramlási zónához. A megfigyelések alapján tehát elmondható, hogy a bemutatott agyagásvány zónáció nem csak az eddig jól ismert alacsony szulfidizációs fokú érecesedéseket kísérheti, hanem közepes szulfidizációs fokú rendszerben is jellemző lehet. Az Egyezség-táró melletti feltárás erezései Az Egyezség-táró melletti feltárás kvarcot és baritot tartalmazó értípusainak petrográfiai vizsgálatát a kvarc szövetek tanulmányozásával kezdtem. Az újrakristályosodást jelző mozaikos, láng-és toll-szerű szövetek kalcedon átkristályosodásával vagy amorf kova kristályosodásával, majd azt követő újrakristályosodással keletkeznek (Dong et al., 1995). A folyamat során a metastabil kalcedon és amorf kova az oldatból való kiválást követően 87