A Gadna-Irota terület kutatási adatainak, geokémiai és geofizikai viszonyainak együttes értékelése Diplomamunka

Diplomamunka

Miskolci Egyetem Műszaki Földtudományi Kar Ásványtani-Földtani Intézet A Gadna-Irota terület kutatási adatainak, geokémiai és geofizikai viszonyainak együttes értékelése Diplomamunka Czeglédi Balázs Földtudományi mérnöki mesterszak, Geológus szakirány Belső konzulens: Dr. Németh Norbert, adjunktus, ME-ÁFI Külső konzulens: Madarasi András, tudományos főmunkatárs, MFGI Beadva: 2013. május 8. Miskolc, 2013

TARTALOMJEGYZÉK 1. Összefoglalás... 1 1. Summary... 2 2. Bevezetés, célkitűzés... 4 3. Kutatástörténet... 5 4. Földtani környezet bemutatása... 8 4.1. Regionális földtani és geofizikai helyzet... 8 4.2. Szendrői-hegység kőzetei... 11 4.2.1. Paleozóos kőzetek... 12 4.2.2. Neogén üledékek és vulkanitok... 15 4.3. Metamorfózis foka... 17 5. Geomágneses mérés - 2011... 18 5.1. Az alkalmazott mérési technika és a műszer bemutatása... 19 5.2. A geomágneses mérés helyszíne... 21 5.3. Az adatok feldolgozása... 21 6. Értelmezés... 28 6.1. 2D-s inverziós és 3D-s előremodellezés a geomágneses mérések eredményeiből28 6.2. Anyagvizsgálat... 34 6.2.1. A Felsővadász-1 fúrás mintáinak ásványos és kémiai összetétele... 35 6.2.2. A Felsővadász-1 és az Irota-9 fúrások mintáinak jellemzése... 39 6.2.3. Elektronmikroszondás vizsgálatok... 47 6.3. Karotázs szelvények... 57 6.5. Geoelektromos és szeizmikus mérések... 63 7. Konklúzió, következtetések... 64 8. Köszönetnyilvánítás... 67 9. Irodalomjegyzék... 68 10. Mellékletek jegyzéke... 71

1. Összefoglalás Diplomamunka feladatom az volt, hogy a Cserehátban lévő Irota és Gadna falvak területén folyó érckutatás részeként földtani modellt állítsak össze a korábban végzett geofizikai, sekély és mélyfúrási, földtani, valamint geokémiai adatok felhasználásával, újraértelmezésével, továbbá részletező geomágneses mérés lebonyolításával és ellenőrző anyagvizsgálati mérésekkel, eredményeik értelmezésével. Az érckutatás tárgyát képezi a területen legidősebbnek tartott, devon korú, epizónás metamorfózist szenvedett Irotai Formáció. Ez nagy szervesanyag-tartalmú, sötét színű fillitből és ennek kovásodott, karbonátosodott változataiból áll. Az ilyen, angol nyelvű szakirodalmakban black shale - nek nevezett, képződményekhez gyakran színes- és nemesfém-ércesedések kapcsolódhatnak. A munka 2011 nyarán geomágneses mérésekkel vette kezdetét, melynek helyszíne korábbi légigeofizikai mérések eredményei alapján lett kijelölve. A mágneses mérés eredményének pontosítása, valamint új földtani információk szerzése végett a területen fellelhető, korábbi érc- (Irota-1, -2, -3, -4, -5, -6, -7, -7a, -8, -9) és szerkezetkutató (Felsővadász-1) fúrások karotázsszelvényeit elektronikusan feldolgoztam és újraértelmeztem. Továbbá a Felsővadász-1 és Irota-9 fúrások maganyagának rendelkezésre álló részén mágneses szuszceptibilitás-mérést, petrográfiai, röntgendiffrakciós, röntgenfluoreszcens és elektronmikroszondás vizsgálatokat végeztem. A mágneses adatokból kétdimenziós inverziós módszerrel, valamint háromdimenziós előremodellezéssel meghatároztam egy felszíni vetületében 1,2 x 1,7 km nagyságú, 850-1000*10-5 (SI egység) mágneses szuszceptibilitású hatót, melynek ÉNy-i részén 190 m mélységben helyezkedik el a tetőszintje és DK-i irányban fokozatosan lezökken 250-280 méteres mélységig. A mágneses ható mélységbeli elvégződésének kimutatására a módszer nem érzékeny. A területen mélyült fúrások karotázsszelvényeinek vizsgálatával egységesítettem a különböző forrásokból származó adatokat, valamint korrelálni tudtam a fúrásokat. Ezzel, a geofizikai modellezéstől függetlenül bizonyítottam a mágneses test tetőszintjének DK-i irányú lezökkenését. A fillit ásványi összetétele a gyakoriság-mennyiség sorrendjében: muszkovit, paragonit, kvarc, klorit, ferrodolomit, ankerit, opak ásványok, valamint járulékosan rutil. A muszkovit-paragonit geotermométer nem, azonban KRANIDIOTIS & MACLEAN (1987) klorit geotermométere jól alkalmazható a területre. E szerint számolva a metamorf 1

képződésű kloritszemcsék 345 C-on, míg a posztmetamorf szövetet mutató, feltehetően hidrotermás eredetű klorit 308-320 C-on keletkezett. Az előbbi az ÁRKAI (1977, 1983, 2001) által Szendrői Paleozoikumra megadott metamorf fok (400±50 C, 2,5-3 kbar) alsó határával egyezik. Az anyagvizsgálati eredmények igazolták CSÁKI (1976) munkáját, miszerint a mágneses ható forrása az Irotai Formációban jelenlévő pirrhotinos ásványosodás, mely mellet jelentős mennyiségű pirit és arzenopirit, valamint ezekhez kötötten zárványként csekély mennyiségű kalkopirit, galenit és szfalerit is jelen van. Ezt kialakító posztmetamorf, feltehetően több lépcsős hidrotermás folyamat eredményezte a fillit kovásodását, karbonátosodását (ferrodolomit, ankerit), valamint az üledékes eredetű ritkaföldfém-tartalmú ásványok (monacit, xenotim, szinchizit, parisit) mobilizálását és újrakiválását. A jelentősebb ritkaföldfém dúsulás reményében érdemes lenne a kutatást erre is kiterjeszteni. A 600 m mély Fv-1 fúrás nem ért ki a pirrhotinos fillitből, így a mélység felé további mágneses hatók várhatók. A pirrhotinos test oldalirányú kiterjedése a geomágneses mérés eredményeiből jól meghatározható, azonban az ismeretség jelen szintjén ehhez nem kapcsolódik színes- és/vagy nemesfémércesedés. További fúrásos kutatás kedvező célpontjaként jelölöm meg a mágneses test É-i határa és az Irota-7 és -7a fúrások közötti területet. Az ércesedést nem hordozó kainozóos üledékek ezen a területen vékonyak, azonban az Ir-6, -7, -7a és -8 fúrások rétegsorából következtetve a hidrotermás hatások az Fv-1 fúrásban megfigyelthez képest még akár intenzívebben is jelen vannak. A paleozóos kőzetek mállott zónája alatti térrész feltárásával, új információ nyerhető a mágneses testen kívüli zónáról. 1. Summary There is an ongoing base and precious metal ore exploration project in the vicinity of Irota and Gadna villages, located in the middle of the Cserehát Hills, Hungary. The subject of my MSc thesis was to establish a geological-geophysical model of this exploration site using previous and own results of geological observations, geophysical and geochemical surveys. The Cserehát Hills are composed of Paleozoic and Cenozoic rocks. The studied area is characterized by dark phyllite of high organic content (black shale) with silicification and carbonatization constituting the Irota Formation, which is postulated to 2

date back to the Early-Middle Devonian age. The Irota Formation suffered low grade (epizonal) regoinal metamorphism. In the summer of 2011, the work started with geomagnetic survey covering a part of the exploration site, which was selected according to previous airborne geophysical measurements. In order to refine the results of the geomagnetic measurements and for acquisition of new geological information I digitalized and reinterpreted the well logs of the boreholes Irota-1, -2, -3, -4, -5, -6, -7, -7a, -8, -9 and Felsővadász-1 drilled on the exploration area decades ago. Furthermore I applied magnetic susceptibility measurements, conventional microscopic, X-ray powder diffractometric, X-ray fluorescence spectrometric, and electron probe microanalysis methods on the available samples of the drill cores. I applied 2D inversion method on the geomagnetic data with a control of 3D forward modeling. As a result, I defined a magnetic body with a susceptibility of 850 1000*10-5 (SI unit). The extension of the modeled body is approximately 1.2 x 1.7 km in surface projection. The depth of the body s top is between 190 m and 250-280 m below the surface. The top of the body drops down gradually from the northwest to the southeast. The applied method is not suitable for determining the depth of the bottom of the magnetic body. With the investigations of the well logs I managed to unifiy the information derived from different sources and to correlate the boreholes. With the well log correlation I proved the southward drop down structure of the magnetic body s top, independently from the results of the magnetic modeling. The mineral constituents of the phyllite, in order of their abundance and quantity are the following: muscovite, paragonite, quartz, chlorite, ferroan dolomite, ankerite, opaque minerals and rutile as accessory. The muscovite-paragonite geothermometer proved to be unsuitable for determining the formation temperature of the white micas. In contrast with this the chlorite geothermometer delivers reasonable data about the formation temperature of the chlorites. The range of 308-345 C, obtained by KRANIDIOTIS & MACLEAN s (1987) geothermometer, is the best estimate of chlorite formation temperatures observed on the samples of the Fv-1 and Ir-9 drill cores. These data are in a good agreement with the considered grade of the metamorphism (400±50 C, 2,5-3 kbar ÁRKAI 1977, 1983, 2001) of the Paleozoic formations in the Cserehát Hills. The source of the measured magnetic anomaly is the significant amount of pyrrhotite hosted by the Irota Formation (CSÁKI 1977). It is proved by the applied 3

conventional microscopic and electron probe microanalysis methods. Beyond pyrrhotite, significant amount of pyrite and arsenopyrite also had been formed by postmetamorphic hydrothermal processes. Rare and tiny galenite, chalcopyrite and sphalerite grains can be found as inclusions of the above mentioned sulphides. Probably the same hydrothermal process caused the silicification and carbonatization of the phyllite, as well as the mobilization and re-precipitation of rare earth minerals (monazite, xenotime, synchysite and parisite). The probably significant enrichment of rare earth minerals should be further explored. The Fv-1 borehole did not reach the bottom of the magnetic body, therefore further pyrrhotitic bodies can be expected in deeper zones of the studied area. The lateral extension of the pyrrhotitic bodies can be defined by the geomagnetic results, but economic base and precious metal mineralization does not exist in connection with these bodies, as I can state this at this stage of the exploration. For further drilling target, I would advise the area between the northern border of the magnetic body and the Irota-7, -7a boreholes. It should be preferred to southern regions, because the barren Cenozoic sediments are thin in this area and the traces of hydrothermal processes are present in the Paleozoic formations according to the lithology of the Irota-6, -7, -7a, -8 boreholes. Investigations carried out under the weathered zone of the Paleozoic rocks can provide new information from outside of the magnetic body. 2. Bevezetés, célkitűzés A Cserehát Észak-Magyarország elfeledett tája a Bódva és a Hernád folyók által határolva terül el. Ez, az ország több szempontból elhanyagolt, de azzal együtt elbűvölő vidéke, földtani és geofizikai vonatkozásban egyaránt tartogat érdekes vonásokat. A Cserehát területén korábbi kutatások eredményeként ismerünk olyan mágneses anomáliákat, melyekhez bizonyítottan erős mágneses tulajdonságú fém-szulfid (pirrhotinos) ásványosodás kötődik (CSÁKI 1976). További geofizikai mérések és fúrások bizonyították azt is, hogy ezek a képződmények a hegység harmadidőszaki medencekitöltő formációi aljzatában, azon belül is a területen legidősebb ismert képződményben, az euxin fáciesű Irotai Formációban foglalnak helyet. Külföldi példákon okulva (pl.: Kupferschiefer - EVANS 1993; Degdekan KHANCHUK ET AL. 2011) az ilyen üledékes kőzettestekhez gyakran színes- és nemesfém-ércesedések kapcsolódhatnak. Reményeink szerint ilyen nyersanyagdúsulás az irotai pirrhotin előforduláshoz kapcsoltan is fennáll, így a mágneses ható felszín alatti helyzetének és kiterjedésének ismerete alapvető kérdés. Munkám során 4

erre a kérdésre geofizikai, földtani és ásványtani vizsgálatok útján próbáltam választ adni, melyek egy részét saját magam végeztem. Dolgozatom három részből tevődik össze. Az első részben a terület (1. ábra) korábbi kutatások nyomán megismert földtani képének bemutatása kiindulási alapot nyújt a földtani és geofizikai eredménynek értelmezéséhez. A második részben a 2011 nyarán végzett geomágneses mérések eredményei kerülnek bemutatásra, melyet a Szendrőihegység DK-i részén (1. ábra), Irota és Gadna között végeztem a kutatásban részt vevő Rotaqua Kft. és a Földtan Teleptani Intézeti Tanszék, valamint a mérés végrehajtásával megbízott Geofizikai Intézeti Tanszék munkatársaival. A harmadik rész az értelmezési szakasz, ahol a különböző forrásból származó adatokból építem fel a kutatási területre vonatkozó földtani modellt. 1. ábra. A Szendrői-hegység és a kutatási terület (piros négyszög) elhelyezkedése (domborzati térkép forrása: GoogleMaps). 3. Kutatástörténet A Szendrői-hegység földtani megismerése a XIX. század közepén, a Bécsi Földtani Intézet geológusainak munkájával kezdődött. Ferdinand HOCHSTETTER (1856) és Franz FOETTERLE (1868, -69) megfigyeléseit Franz HAUER (1866, 1869) illesztette az Osztrák- Magyar Monarchia 1: 576 000 méretarányú áttekintő földtani térképébe. A hegység kőzeteit három sorozatra osztották és pusztán kőzettani hasonlóság alapján a hegység É-i kristályos mészkővonulatot felső-karbonba, míg a délre lévő agyagpala-előfordulásokat devonba sorolták. A magyar geológusok közül SCHRÉTER Zoltán (1929) a XX. század elején kezdte a Cserehát földtani felvételét. A hegység legidősebb kőzetének a mai Szendrőládi Mészkő Formációnak megfelelő, alsó-karbonként leírt kristályos, fekete mészkövet vette. FÖLDVÁRI Aladár (1942) megtartotta a területen megfigyelt idős kőzetek hármas tagoltságát. A sorozatokon belül folytonos szedimentációs ciklust, míg a sorozatok között tektonikus érintkezést tételezett fel. BALOGH Kálmán (1949) megállapított egy 5

negyedik sorozatot is, azonban az egyes sorozatokhoz nem rendelt korokat. Később Balogh Kálmán Pantó Gáborral együtt kimutatta a Darnó-zóna folytonosságát a rudabányai mezozoikum és az Uppony-szendrői paleozoikum között (BALOGH ÉS PANTÓ 1952; BALOGH 1964). KOLOSVÁRY Gábor (1951) a Szendrői-hegység D-i részén gyűjtött mintákból késő-karbon korallmaradványokat határozott meg, melyek alapján REICH Lajos (1952) a hegység paleozóos képződményeit felső-karbon alsó-perm üledékciklus termékeinek tekintette. Ő különítette el elsőként a terület két nagyobb egységét: a Rakacai és az Abodi egységet. Ezzel szemben SCHRÉTER Zoltán (1952) a hegység összes paleozóos kőzetét a késő-karbonra datálta Kolosváry (1951) korall-meghatározásaira, valamint a II. és III sorozatból előkerült Crinoidea maradványok alapján. A bekezdésben foglaltakat az 1. táblázat mutatja be. 1. táblázat. A Szendrői-hegység földtani megismerésének folyamat. BALOGH (1949) nem említi a képződmények korát. A Jámbor Áron, Földvári Aladár, Balogh Kálmán, Schréter Zoltán, Reich Lajos és Fülöp József megfigyelései alapján szerkesztett 1: 25 000 földtani térkép (JÁMBOR 1961) már a hegység összes paleozóos képződményét devon korúnak tekinti, de megtartotta Földvári korábbi elképzelését az egyes üledékes sorozatok folyamatos képződésről. A sorozatok korára vonatkozó vizsgálatok a Szovjetunióban folytatódtak. Állítólagos Receptaculites, Cribricyathea és Crinoidea maradványok alapján a hegység I. sorozatát az ordovíciumba sorolja. A II. és III. sorozat kőzeteit, ősmaradványok híján a bulgáriai szilurhoz hasonlítva a szilur és késő-devon korok kerültek meghatározásra (SZLAVIN 1962 IN MIHÁLY 1976). 6

A Magyar Állami Eötvös Lóránd Geofizikai Intézet 1951-ben és 1960-61-ben földmágneses méréseket, valamint 1964-ben komplex geofizikai kutatást végzett a Szendrői-hegység területére kiterjedően is (ERKEL ET AL. 1966; LÁNYI & SZALAI 1966; SZILÁRD ET AL. 1966; SZILÁRD 1966). A geomágneses mérések során jelentős anomáliákat fedeztek fel. RADÓCZ Gyula (1969, 1971) a fúrási adatok és geofizikai mérések segítségével megszerkesztette a paleozóosnál fiatalabb képződmények medencealjzatának térképét. 1967-70 között a Mecseki Ércbánya Vállalat (MÉV) radiometrikus, geoleketromos méréseket és érckutató fúrásokat végzett a területen. CSÁKI Ferenc (1976), a MÉV geológusa magyarázatot adott az irotai mágneses anomália jelenlétére, és az irotai sorozatot elsőként tette meg a Szendrői-hegység legidősebb képződményének. Az ELGI további geofizikai méréseket végzett az 1980-as évek második felében a 1990-es évekre átnyúlóan (ZALAI & SCHÖVINSZKY 1987; VIRÁG 1990; KOVÁCSVÖLGYI & SCHÖVINSZKY 1991), valamint a Bolgár Légigeofizikai Szolgálat bevonásával (SZALAY ET AL. 1987). A mai álláspont kialakításában szerepe volt MIHÁLY Sándor (1972, 1976, 1978a, - b, 1982) beható őslénytani munkáinak, RAINCSÁKNÉ KOSÁRY Zsuzsanna (1978) ásványkőzettani, geokémiai és szerkezetföldtani vizsgálatainak és ÁRKAI Péter (1977, 1981; ÁRKAI & POLGÁRI 1989) eredményeinek, aki részletesen vizsgálta a Szendrői-, Upponyiés Bükk-hegység képződményeinek metamorf fokát. KOVÁCS Sándor, KOZUR, H. és MOCK, R. (1983) conodonta vizsgálataikkal döntő áttörést hoztak a rétegtani megismerésben. Később KOVÁCS Sándor PÉRÓ Csabával (1983) együtt kidolgozta a szendrői paleozóos képződmények fáciesmodelljét, illetve az 1986 1990 közötti időszakban elvégezték a terület 1: 10 000 méretarányú földtani térképezését és szerkezetföldtani vizsgálatát (KOVÁCS & PÉRÓ 1994). A Szendrői- és Uponnyi-hegység Paleozoikuma és a Grazi Paleozoikum között állít fel párhuzamot KOVÁCS ET AL. (1991). GATTER István és BOGNÁR László (1987) munkájában a Szendrői-hegység paleozóos kőzeteiben helyet foglaló posztmetamorf kvarc szemcsék fluidum zárvány vizsgálatok eredményeit közli. KOROKNAI Balázs (2004) dokotori értekezésében a Szendrői- és az Upponyi-paleozoikum deformáció- és metamorfózis-töréneti eredményeit közli. Nem tekinti az Irotai Formációt külön egységnek, hanem a Szendrői Fillit Formációhoz tartozónak tartja. 7

4. Földtani környezet bemutatása A teljesség igénye megköveteli, a terület földtani felépítésének bemutatását. Dolgozatom tárgya a Szendrői-hegység paleozóos összletének egy részletében történt ásványosodás, mely erős mágneses tulajdonsággal rendelkező ásványok jelenlétét eredményezte. A paleozóos képződmények földtani viszonyairól kialakított kezdeti kép jelentősen megváltozott a jelen felfogáshoz képest. 4.1. Regionális földtani és geofizikai helyzet A fejezetben főként RAINCSÁKNÉ KOSÁRY Zsuzsanna (1978) monográfiájára támaszkodtam. Bár az ő művében foglaltakhoz képest a Szendrői-hegység felépítése jelenlegi felfogásban eltér, mégis ez a legrészletesebb, publikált átfogó földtani jelentés a területről. 2. ábra. K- alpi-kárpáti-dinári region nagyszerkezeti vázlatata. Rövidítések: PFZ: Periadriai lineamens, TRU: Dunántúliközéphegységi-egység, S-U: Sana-Una-egység, P: Pennini-egység (HAAS 2001 alapján) A Bükk, Upponyi- és Szendrői-hegységeket a Bükk egységbe tartozó szerkezeti egységként tartjuk számon (2. ábra). A Szendrői-hegység paleozóos kőzeteire délkeleti irányban egyre vastagodó kainozóos képződmények települnek közvetlenül. Ez jól látszik a tellurikus vezetőképesség térképen (3. ábra) azzal a feltétellel, hogy a kainozóos képződmények a paleozóos kőzetekhez képest alacsonyabb fajlagos ellenállással rendelkeznek. A jelentős vezetőképesség anomália kialakulásában a kainozóos 8

medencealjzatban elhelyezkedő grafitos paláknak is hatása van (MADARASI ET AL. 2001). Ilyen képződmények létezését az Av-1 fúrás igazolta is. 3. ábra. Kivágat Kelet-Magyarország Tellurikus Vezetőképesség térképéből (25 s periódus időre, látszólagos vezetőképesség értékek felhasználásával) (MADARASI ET AL. 2001). A piros négyszög jelöli az irotai kutatási területet. A Szendrői-hegység egy megközelítően ÉK-DNy-i csapású paleozóos pászta kiemelkedett ÉK-i tagja. A kiemelkedés és a sűrűségkülönbség a Bouguer-anomália térképen pozitív anomáliaként jelentkezik, melynek maximuma pontosan a dolgozatom tárgyát képző kutatási területre esik (3. melléklet). A tőle DNy-i irányban levő Upponyihegységgel a Sajó völgye alatt összefüggő paleozóos hátat alkot a borsodi barnakőszén medence aljzatában. A Rudabányai-hegység triász rétegsora egy ÉK-DNy-i irányú tektonikus zóna mentén részlegesen rátolódott a szendrői paleozoikumra. A Tb-1. számú fúrás alapján a paleozóos képződmények elterjedése észak felé Tornabarakonyig igazolt. Kelet felé ugyancsak ÉK-DNy-i irányú vetőzónákkal tagolva a Hernád-vonalig húzódik, ahol a szeizmikus mérések értelmezése alapján (RADÓCZ 1969, 1971) 2-3 km mélységbe zökken le a paleozóos alaphegység (4. ábra). Keleti irányban feltételezhető további folytatása a szerencsi dombvidék és a Tokaji-hegység neogén vulkanitjainak aljzatában. Déli határára kevés információnk van, de feltehetően a Borsodi medence alatt végződik el. Az Alsóvadász-1. számú fúrás (Av-1.) ennek közelében mélyült, mely 1034 m mélységben érte el a szendrői kifejlődésű, paleozóos kőzetet. A hegység D felé tömbökre bomolva szakad le, s ebben nagyjából egyenlő hatása van a K-Ny-i és az ÉÉK-DDNy-i csapású töréseknek (RADÓCZ 1971). 9

RAINCSÁKNÉ KOSÁRY Zsuzsanna (1978) a hegység szerkezetére vonatkozóan egyetért Földvári Aladár elképzelésével, de ki is egészíti azt. Szerinte a hegységmag szerkezete olyan monoklinális rendszert alkot, melynek központi sziliciklasztos részéhez két mészkővonulat csatlakozik északon és délen. Az összletek érintkezése nem tektonikus, azonban a kőzetek eltérő kompetenciája miatt a D-i vonulathatáron ÉK-DNy-i irányú töredezett zóna, míg É-on pikkelyeződés alakult ki. A pikkelyeződés a mészkőre és a sziliciklasztos üledékes kőzetekre egyaránt jellemző. A hegység K-Ny-i irányú pásztás szerkezete egy É-i irányban megtorlódott antiklinális szerkezetet rejt. Az antiklinális magja és D-i (DK-i) szárnya nagyobb felszíni kiterjedésben ismert, míg É-i szárnyának nagyobbik része a pleisztocénben már nem emelkedett ki, hanem az É-i dombvidék aljzatát alkotja. Raincsákné Kosáry Zsuzsanna négy vetőrendszert különít el, melyek ÉÉK-DDNy, ÉÉNy-DDK és KÉK-NyDNy, NyÉNy-KDK irányúak, melyek a hegység redőtengelyeivel párhuzamosak, illetve azokra merőlegesek. Ezeket átöröklött képződményeknek tekinti, mely az ópaleozóos kőzetek gyűrődési folyamatában alakultak ki, majd többszörösen kiújultak, bár az elmozdulások korát nem lehet egyértelműen meghatározni. Viszonylag csekély elmozdulás történt az É-D-i és a K-Ny-i peremvetőkkel párhuzamos törések mentén. A Szendrői-hegység Ny-i szélétől Ny felé távolodva az É-D-i elmozdulás mértéke 50-200 m, míg K felé e törések mentén lépcsősen 2-3 km mélységbe zökkent le az alaphegység. A K-Ny-i irányú törések mentén az É-i és D-i részeken egyaránt jelentős vertikális elmozdulás történt. Délen a törések halmozott jelenléte következtében ez 1000 m, míg É-on 350-400 méteres mélységet jelent. Raincsákné Kosáry Zsuzsanna megállapítja, hogy a törések által lehatárolt blokkok a neogén folyamán egyenlőtlenül emelkedtek és süllyedtek, ugyanis rajtuk a harmadkori képződmények vastagsága és kifejlődése eltérő. Azonban azt kiköti, hogy a jelenlegi hegységmag nem süllyedt olyan mértékben, mint az ópaleozóos pászta Cserehátidombvidék aljzatát alkotó része. 10

4. ábra (RADÓCZ 1971). A Cserehát paleo-mezozóos alaphegysége. Jelm.: 1. Felsőkréta (?) konglomerátum a felszínen; 2. jura mészkő a felszínen; 3. triász (mészkő, dolomit, agyagpala, vulkanit, stb.) a felszínen (a) és a felszín alatt (b); 4. paleozóos agyagpala, mészkő a felszínen (a) és a felszín alatt (b); 5. alaphegységet ért fontosabb kuatófúrás; 6. alaphegységet nem ért fontosabb kutatófúrás; 7. az alaphegység felszínének tengerszint feletti magassága [m]; 4.2. Szendrői-hegység kőzetei Ebben a fejezetben a területen található rétegtani egységek jellemzése és elterjedése kerül rövid összefoglalásra. Ezek közül kiemelt szerepet kap az Irotai Formáció, ugyanis ebben a képződményben helyezkedik el a jelen dolgozat tárgyát képező, fémszulfidos ásványosodással jellemzett szakasz. A Szendrői-hegység földtani térképe a 5. ábrán látható 11

5. ábra. A Szendrői-hegység földtani térképe (LESS & GYALOG 2005). Az irotai kutatási terület piros négyszöggel jelölve. A Lak-1., Alsóvadász-1. és Felsőgagy-1. számú alapfúrások (3. ábrán: L-1., Av-1., Fg-1.) szolgáltatták az első pontos információkat a Szendrői-hegység és tágabb környezetében található kőzetekről, illetve azok elterjedéséről. Ezekben és a későbbi fúrásokban paleozóos és kainozóos kőzeteket határoztak meg. A fúrások mezozóos és paleogén képződményeket nem harántoltak. 4.2.1. Paleozóos kőzetek A Szendrői-hegység paleozóos kőzeteit két fő egységre tagoljuk (7. ábra): Rakacai- (középső-devon legidősebb képződményekkel) és Abodi-egységre, mely a Rakacainál idősebb kőzeteket foglal magába. Az Abodi-egység a Nagy-Csákány-völgy (Garadna-völgy) mentén a Rakacai-egységre tolódott. Irota és Gadna között a hegység 12

legidősebb képződménye, az Irotai Formáció található, mely a tektonikus front (a Rakacaiés Abodi-egységek érintkezési zónája) mentén a Szendrői Fillit Formációval érintkezik. A Rakacai egység legidősebb képződménye a Rakacai Márvány Formáció. Ez egy szürkésfehér - fehér, vastagpados, karbonátplatform fáciesű, metamorfizált mészkő, melyet jelenleg középső-devon korúnak tartanak. Fedőjében elterjedten jelentkezik a medence fáciesű, barnásszürke Verebeshegyi Mészkő Formáció. Ettől fiatalabb (ezzel együtt a Szendrői Paleozoikum legfiatalabb képződménye) a Rakacai-egység nagyobb részét képező, finomtörmelékes, homokkősávos, felsőbb részein agyagos aleurolit eredetű metamorf kőzet, a Szendrői Fillit Formáció. A 4. ábra medencealjzat-térképén követhetjük a csereháti paleozóos kőzetek felszíni elterjedését és annak kainozóos képződményekkel fedett részét egyaránt. 7. ábra. Elvi rétegoszlop a Szendrői Paleozoikum kőzeteiről (FÜLÖP 1994) Az Irotai Formációt sokáig a Szendrői-hegység paleozoikumának legfiatalabb tagjaként tartották számon (REICH 1952, RAINCSÁKNÉ KOSÁRY 1978). Jellemző a kainozóos képződményekhez képest emelkedett urántartalma (4. melléklet). Először CSÁKI Ferenc (1976), pusztán kőzettani megfontolások alapján tette meg a hegység legidősebb kőzetének. Később ezt bizonyította a Felsővadász-1. jelű fúrás és Kovács Sándor megfigyelései is. Jelenleg alsó-, középső-devon besorolású. Az Irotai Formáció fedőjében a tőle fiatalabb Szendrőládi Mészkő Formációt találjuk, mely kelet felé világos barnásfehér, kristályos mészkőbe, a Bükhegyi Márvány Formációba megy át. 13

Az Irotai Formáció típusszelvénye a Felsővadász-1. jelű fúrás, melynek paleozóos rétegsorát KOVÁCS Sándor (1988) írta le. A teljes fúrás eredeti litológiai tagolása az 5. mellékletben látható. A FÜLÖP József (1994) által egyszerűsített rétegsor a következő: 166,3 199,3 m: (a miocén képződmények alatt), sötétszürke agyagpalába ágyazott Tabulátákat tartalmazó márga-mészmárga padok találhatók (170,4-171,1 és 189,9 199,3 m között). Ez a Szendrőládi Mészkő Formációba sorolható. 199,3 272 m: sötétszürke-fekete meszes agyagpala-aleurolitpala rétegsor következik (tektonikus igénybevétel mentén kilúgozott, világosszürkebarnászszürke szakaszokkal). 272 325 m: sötétszürke agyagpala-aleuritpala váltakozik finomszemcsés homokkő és kettős palásodással széttagolt mészhomokkőlencsés rétegtagokkal. 325 475 m: sötétszürke-fekete meszes agyagpala-aleuritpala az uralkodó részarányú és alárendelt szerepűek (366,4 367,4; 383,2 394,6; 396,2 399,7 m között) a finomszemcsés homokkő és mészhomokkőlencsés rétegek. Tektonikus zónák menti kilúgzás és kovásodás ebben a rétegszakaszban is gyakori. 484,5 600,1 m (talpig): a finomszemcsés meszes homokkő az uralkodó kőzetkifejlődés és alárendelt szerepű a sötétszürke meszes agyagpala aleuritpala. A törmelékes összlet kezdeti bizonytalan kormeghatározásának lehetséges oka az ősmaradványok teljes hiánya a tabulátás rétegek alatt. A formáció kialakulási környezete euxin, anoxikus (GYALOG 2005; KOVÁCS IN BÉRCZI - JÁMBOR 1998). A fedőjében (Szendrőládi Mészkő F) megjelenő Tabulata-foszlányok a környezet nyíltabbá válását jelzik. Néhány szerző az Fv-1 fúrásból ismert korallos kőzetanyagot olisztosztrómának, tehát víz alatti gravitációs tömegszállítással kialakuló kőzetnek tartja (KOVÁCS 1988, KOROKNAI 2004). Ehhez hasonló olisztosztrómát és allodapikus mészkövet ismerünk KOVÁCS (1987) munkájából, a Szendrői-hegység ÉK-i csücskében. Az Fv-1 fúrási rétegsorának mélyebb részein Kovács Sándor szintén leírt olisztosztrómákat, ezek azonban anyagukban és jellegükben is különböznek a 170 199 m közöttiektől. CSÁKI Ferenc (1976) vizsgálatai alapján az Irota-5. és -9. jelű fúrásokban erőteljes szulfidos ásványosodást, főleg piritet, pirrhotint, kevesebb kalkopiritet és arzenopiritet írtak le. RAINCSÁKNÉ KOSÁRY (1978) monográfiájában szintén későbbi elemdúsulásokról ír: a sötétszürke-fekete agyagpala felszínen gyűjtött mintáiban jelentős Ti (6000 ppm), Mn (1000-6000 (10 000) ppm) és Ba (1000 ppm) dúsulást mutat ki, illetve felszíni 14

hidrotermás átalakulást és elbontást említ: Irotától D-re, Irota és Szakácsi között gyakori lilásvörös-vörösesbarna vasas és mangános homokkő és agyagpala, a vasas mangános kovapala is. Mindezek mellett relatíve magas urántartalom is jelentkezik az Irotai Formációhoz kötötten, Irota és Gadna közötti területen, a spektrális gammamérések eredményei alapján (3. melléklet). Az előző bekezdésben leírt jellemzők kialakulása FÜLÖP József (1994) szerint erőteljes hidrotermás metaszomatózis eredménye, mely a töréses rétegszakaszok világosszürke elváltozottságával, kilúgozottságával, kovásodásával; kvarclencsék és -fészkek betelepülésével járt. Fontos megemlíteni a pannon korú, jarositos kötőanyagú homokkő jelenlétét a területen, melynek előfordulását két helyen ismerünk: Irotától DK-re, 1 km-re, a 253,4 m- es magassági ponttól 250 m-re ÉK-re, illetve a másik a gadnai Nagy-völgy Ny-i oldalában (JÁMBOR 1960). Ez bíztató jele a lehetséges hidrotermás ércesedésnek, mert jarosit általában ilyen típusú ércesedés környezetében fordul elő. Jámbor Áron szerint a paleozóos alaphegység rétegeiben lévő vas-szulfid ásványok mállásával került a homokkő kötőanyagába. Elektronmikroszondás vizsgálatok kimutatták, hogy a jarosit szemcsék külső szegélyén a Na jelentős mértékben helyettesíti a jarosit káliumát (Csomor & Miklós 2012). 4.2.2 Neogén üledékek és vulkanitok Ebben a fejezetben RADÓCZ Gyula (1971) munkájára támaszkodtam. A Csereháton a miocén legalsó emelete hiányzik, egységes elterjedésről pedig csak a szarmata és a pannon korszakok esetében beszélhetünk (6. ábra). Alsó-miocén (ottnangi) homok, homokkő és homokos aleurit képződmények a Lak- 1. jelű fúrásban mintegy 100 m vastagságban jelentkeztek. Ilyen kőzeteket a Szendrőihegységtől Ny-ra is ismerünk, azonban ott alsó riolittufa fedővel. A csereháti fúrások egyikében sem jelentkezett az alsó riolittufa szint, vélhetően lepusztulás miatt. Középső-miocén (kárpáti bádeni) képződmények az Alsóvadász-1. fúrásban kimutatott, mintegy 170 m vastagságban jelen lévő barnakőszén telepes aleurit rétegek, és ide sorolhatók még a kis vastagságú (< 45 m), folyóvízi jellegű kavics- és laza konglomerátum-összletek is. A Felsőgagy-1. számú fúrás azonban azt mutatja, hogy É felé ez elvékonyodik. 15

6. ábra (RADÓCZ 1971 alapján, módosítva). A Cserehát áttekintő földtani metszete Abod és Megyaszó között 1. Neogén képződmények (összevonva); 2. szárazföldi- tavi tarkaagyag, stb.; 3. Csökkentsósvizi aleurit stb.; 4. legfelső riolittufa (szarmata); 5. tufa tufit és ezek váltakozása sziliciklasztos üledékekkel; 6. riolit, andezit, dácit (helyzetük bizonytalan); 7. Bükki típusú triász képződmények (feltételezett); 8. paleozóos képződmények, főleg szendrői típusú agyagpala; 9. fontos Molluscum előfordulások. Pl 1 alsópannon; Ms szarmata; Mt bádeni; Mh kárpáti (+alsó bádeni); Mb - ottnangi A középső- és felső-bádeni rétegek főként riolittufából állnak, melynek vastagsága 100 méterre tehető. Ennek feküje és fedője néhény méter vastag tarkaagyag, illetve tufás aleurit. A szarmata üledékek vastagsága a 400 m-t is meghaladhatja. Az emelet alsó felét túlnyomórészt tengeri agyag, agyagmárga, aleurit és kavicsos rétegek alkotják, vékony tufarétegekkel megszakítva. Ezután a fácies fokozatosan édesvízivé változik, majd riolittufa (Galgavölgyi Riolittufa Formáció) zárja a rétegsort. A pannon képződmények a riolittufa szintre következnek, jellegzetes Mollusca faunájukkal, majd 200-300 m vastag fauna nélküli üledékes összlet következik, végül a felszín közelében ismét visszatér a jellegzetes fauna. Az ősmaradványok rossz megtartásúak és a korbesorolásuk kérdéses, így a hegység területén az erősen lepusztult agyag, homok, kavicsképződmények kora bizonytalan a pannóniain belül (RAINCSÁKNÉ KOSÁRY 1978). A pleisztocénben a hegység végleg kiemelkedett, miközben vékony teraszkavics, vörösagyag és lejtőtörmelék képződött. 16

4.3. Metamorfózis foka ÁRKAI Péter (1977, 1983, 2001) behatóan tanulmányozta a Bükk egység paleozóos és mezozóos kőzeteinek metamorf fokát. Szerinte a Bükk, Upponyi- és Szendrői-hegység kőzetei a kréta időszaki ausztriai tektonofázis -hoz kapcsolható, kisfokú (epizónás) regionális (orogén) metamorfózist szenvedtek, mely folyamat 350-450 C-on és 2,5-3 kbar nyomáson mehetett végbe. ÁRKAI & POLGÁRI (1989) az Fv-1 fúrás 269,3-369,7 m mélységközéből származó mintában R max = 5,84 % (n=9, s = 0,77) vitrinit reflexiót határozott meg. Hámorné Vidó Mária az Fv-1 fúrás 262,8 méterről származó 20-50 m hosszú és 2-15 m széles, mozaikos vitrinit szemcséken R max = 4,69 % reflexiót mért, mely alapján a szervesanyagot metantracitnak tekinti. Mindezek alátámasztják a metamorfózis epizónás voltát. Hámorné a szerves anyag típusára is ad újabb információt. Szerinte az Fv-1 fúrásból származó nagyon finom szövetszerű amorfinit, tengeri, alacsonyabb rendű szervezetek, algák lebontásából képződött (szóbeli közlés). 17

5. Geomágneses mérés - 2011 A terepi mágneses mérések célja légigeofizikai mérések (2. melléklet) során észlelt anomália szerkezetének, határainak és forrásának részletesebb megismerése volt. A mágneses módszerrel a Föld mágneses terét mérjük, mely két részből tevődik össze. Egyrészt a kutatási területen ható külső mágneses térből (T Föld ), mely kis területen állandónak tekinthető, valamint a felszín alatt elhelyezkedő mágnesezhető kőzetek teréből (T Anomália ). Ez utóbbiak a mérés során mágneses anomáliaként jelennek meg, hogy ha mágnesezettségük (J) eltér környezetük mágnesezettségétől (8. ábra). A földi tér értéke Észak-Magyarország területén kb. 48850nT (9. ábra), míg a mélybeli hatóktól származó ún. regionális anomália értéke érckutatásnál néhányszor 10nT és 100nT között várható (1 nanotesla=10-2 /4π A/m). 8. ábra. A mágneses anomália (LOWRIE 2007 alapján, módosítva) 18

9. ábra. Totális mágneses térerősség térkép a 2010-es epochára (NOAA-NGDC, 2011) 5.1. Az alkalmazott mérési technika és a műszer bemutatása Az alkalmazott magnetométer a mágneses tér abszolút értékét méri. A műszer elemei a következők: víztartály (érzékelő), elektronikus egység, áramellátó egység, tartórúd és kábelek. Hagyományos méréseknél egy nagyjából fél literes hengeres tartályt használnak, melyben víz (hidrogénatomok, azaz proton) van. A tartályt egy nagy menetszámú tekercs veszi körül, melybe áramot vezetve a protonok (mágneses momentumok révén) beállnak a keletkező mágneses tér irányába. Az áramot kikapcsolva a protonok precessziós mozgást végeznek és igyekeznek beállni a földi mágneses tér irányába. Ez a precessziós frekvencia egyenesen arányos a földi mágneses tér abszolút értékével (T), ahol az arányossági tényező egy konstans (a protonra vonatkozó giromágneses tényező). Mivel a protonok a tartályt körülvevő tekercsben ugyanilyen frekvenciájú elektromos feszültséget indukálnak, ezért a mért frekvencián keresztül a mágneses tér értékét könnyen számíthatjuk. A műszer kijelzőjén közvetlenül leolvashatjuk a mért T értéket, amely nt-ban jelenik meg. A mérési elv sémája a 10. ábrán látható. 19

10. ábra (LOWRIE 2007 alapján módosítva). A proton precessziós mágneses mérés elve A mérési területen alkalmazott nagy érzékenységű mérőműszer a GEM Systems (Kanada) által gyártott OVERHAUSER GSM-19 v6.0 típusú proton-precessziós magnetométer volt (11. ábra). (A proton-precessziós magnetométerek gyártásában a cég a világ élvonalában van). A műszert 0.1nT abszolút pontosság jellemzi, mely igen nagy felbontóképességet képes elérni. További eszközjellemzők: - Relatív pontosság: < 0.1 nt, - Dinamikatartomány: 10000-120000 nt, - Számítógépes vezérlés: RISC mikroprocesszor, 32 Mbyte memória, - Adattovábbítás: RS-232-C interfész, - GPS vevő - Mérési lehetőségek: magnetométer, gradiométer, VLF mérés, - Mérési geometria: profil menti, területi, bázis és random-walking, - Tömeg: 2,1 kg, mérete: 223 x 69 x 240 mm. A mérés során az adatokat az elektronikus egység memóriája tárolja, melyeket adatkábelen keresztül PC-re továbbíthatunk a későbbi feldolgozás céljából. A kijelzőn mérés közben a tér értéke (nt egységben), az előző és az aktuális mérési adat különbségének az abszolút értéke (nt egységben), a mérés minősége (0-99) és a lokális Descartes (x,y) vagy a geocentrikus GPS koordináták olvashatók le. 20

11. ábra. Az OVERHAUSER proton precessziós magnetométer (fotó: Szabó Norbert Péter) 5.2. A geomágneses mérés helyszíne Az EOV Y= 786 087, 787 832; EOV X= 338 819, 340 972 sarokpontokkal lehatárolható területen végzett geomágneses mérések nem fedik le teljesen az irotai kutatási terület egészét (1. melléklet). A mérés nyomvonalait az 1960-as években végzett légimágneses mérések által kimutatott anomália alapján jelöltük ki (2. melléklet). Az 1745 m x 2153 m nagyságú területen 12 db nyomvonalon, összesen 1625 db mérési pontot vettünk fel. A nyomvonalak javarészt szántóföldre, mezőre és erdős területekre esnek. Az erdészeti utakat igyekeztünk elkerülni, ugyanis a tapasztalat az, hogy az azok mentén eldobált fém hulladék növeli a mérést terhelő zajt, illetve jelenlétükkel fals adatok születnek. Természetesen az ilyen hibával terhelt adatokat nem lehet a mérés során kiküszöbölni, azonban feldolgozáskor (lásd később), a vertikális gradiens érték alapján ezeket az antropogén hatásokat eltávolítottam. 5.3. Az adatok feldolgozása A Föld mágneses tere állandóan változik. Az éves és a szekuláris változások mágneses hatók kutatásánál az esetek többségében elhanyagolhatóak, ugyanis egy-egy ilyen mérés nem tart tovább néhány hétnél, esetleg hónapnál. A diurnális (napi) változást - melyre egy példa a 12. ábrán látható - azonban már figyelembe kell venni és ennek következtében korrigálni kell a nyers, terepi adatokat. 21

12. ábra. A mágneses tér 2011. 07. 20-án regisztrált változása az ógyallai obszervatórium mérési adatsora alapján (INTERMAGNET). Tekintve azt, hogy az irotai mérés másfél hónapig tartott, az adatokon napi korrekciót végeztem. Ehhez az ógyallai (Hurbanovo, SK) mágneses obszervatórium adatait használtam fel. Az állomás (rövidített jele: HRB) tagja az INTERMAGNET (International Real-time Magnetic Observatory Network) szervezetnek, adatai szabadon elérhetőek és felhasználhatóak tudományos, illetve tanulmányi célokra. Az obszervatórium másodpercenként regisztrálja a Föld mágneses terének paramétereit. Az elérhető adatsorokban hatvan másodperces regisztrátumok számtani közép értékét közlik, mely a napi korrekció elvégzéséhez elegendő. A korrigálást a következőképpen végeztem. A bázis érték meghatározásához az obszervatórium által szolgáltatott három hónapos (2011. 06. 20. 09. 18.) adatsor értékeinek számtani közepét vettem, mely 48 425,5 nt-nak adódott. A három hónap alatt nem zajlott jelentős mágneses tevékenység (6. melléklet), így az összes terepen mért értéket felhasználhattam. A korrigált értékeket az alábbi képlettel számítottam. T korrigált (p j ) = T mért (t j,p j ) [T(t j,hrb) T 2011ny ] (KOVÁCS & KÖRMENDI 1999) Ahol T korrigált (p j ), a p j pontbeli korrigált értékeket; T mért (t j,p j ) a t j időpontban, p j pontban mért értékeket; T(t j,hrb) a t j időpontra vonatkozó obszervatóriumi értékeket és T 2011ny a bázis értéket jelenti. A korrekció elvégzéséhez elengedhetetlen az egyes mérések időpontjának ismerete. Maximum 1-2 perces hiba engedhető meg. A napi korrekció elvégzése után az alsó és felső műszerállásban mért értékekből előállítottam a vertikális gradienst az alábbi képlettel dt dz Ta T Δh ahol h az emelési magasság (1m). Ezt az értéket a felszín közeli mágneses, főként nem természetes (fém hulladék) hatások detektálására használtam fel. Szerencsére az ilyen jellegű hatások száma igen csekély volt a területen. f 22

23 A felszín közeli antropogén hatások eltávolítása után interpolációval előállítottam a területre vonatkozó T a alsó állásbeli (1,7 m-el a felszín felett mért) és T f felső állásbeli (2,7 m-el a felszín felett mért) totális mágneses térerősség térképeket. A két térkép közötti eltérés nem jelentős, ezért a továbbiakban csak a felső állásbeli értékeket használtam (13. ábra). A kutatási területre vonatkozó, fentebb leírt módon előállított totális mágneses tér eloszlása már rendelkezik számunkra értékes információval, azonban még mindig együttesen tartalmazza a lokális mágneses test, valamint a Föld normál mágneses terének hatását. A kutatás során mi az előbbire vagyunk kíváncsiak, mely a maradék (reziduális) anomália forrása, így a mért totális mágneses térerősségből el kell távolítanunk a normál mágneses tér hatását. A normál tér (vagy referencia mező) meghatározására több mód lehetséges. Használhatjuk a 9. ábrán bemutatott globális függvényt, vagy Magyarországra bázishálózat rendszeres méréséből számolt normál tér összefüggést. Munkám során a mérési területen érvényes normál teret egy síkkal közelítettem, melyet a mért adatokból származtattam a Gauss-féle legkisebb négyzetek módszerével. A lineáris tér egyenletét a következőképpen definiálhatjuk T norm (x,y) = a 0 +a 1 x+a 2 y, (KIS 2009) ahol x az északi irányú, y a keleti irányú koordináta. Ha N a területen mért mágneses térerősségek száma, ekkor az adatok és az ismeretlenek között lineáris kapcsolatot feltételezve a modell egyenlet rendszere: 2 1 0 N N 2 2 1 1 (m) N (m) 2 (m) 1 a a a y x 1 y x 1 y x 1 T T T. A fenti egyenlet közelítő megoldása a Gauss-féle legkisebb négyzetek módszere alapján a következő: N 1 i (m) i i N 1 i (m) i i N 1 i (m) i 1 N 1 i N 1 i 2 i i i N 1 i i N 1 i N 1 i i i 2 i N 1 i i N 1 i i N 1 i i 2 0 T y x T T y y x y y x x x y x N a a a 1, (MENKE 1984)

A számítást MATLAB 2009a szoftver segítségével végeztem el. A mérési területen a normál tér paraméterei a következők: a 0 = 39 464,55 nt; a 1 =2,976960727*10-2 nt/m; a 2 = -4,131679865*10-2 nt/m. Az így előálló normál mágneses térhez a feldolgozott mérési adatokat, mint eltéréseket viszonyítottam, majd interpolációval megkaptam a mágneses anomália térképet (10. ábra). 13. ábra. a. Totális mágneses térerősség térkép, a mérési pontok fekete keresztekkel jelölve b. Mágneses anomális térkép a fúrások helyének feltüntetésével, a jelölt szelvények mentén végeztem 2D-s inverziót A mért, a napi korrigált, illetve a normál tér korrigált mágneses adatok a 7. mellékletben láthatók (csak az elektronikus verzióban). A mágneses térképek és anomália térképek értelmezésénél figyelembe kell vennünk, hogy a magyarországi területeken mért negatív és pozitív anomáliák a hatók felett párosan jelentkeznek. Ennek oka az, hogy a Föld mágneses terének inklinációja függ a földrajzi helyzettől. 24

14. ábra (LOWRIE 2007 alapján módosítva). A Föld mágneses térerősségének vektora Az inklináció (I) a mágneses tér vektorának a vízszintessel bezárt szögét reprezentálja (14. ábra), melynek értéke Észak-Magyarországon jó közelítéssel 64. Továbbá figyelembe kell venni még a mágneses deklináció értékét (D), mely a horizontális mágneses komponens és a csillagászati észak közötti szögeltérést mutatja (Észak- Magyarországon D=3.5 ). Az I és D értékek az ógyallai mágneses obszervatórium, a mérési szezont lefedő három hónapos adatsorából, az alábbi képlettel számított átlag értékek. I arctg X Z 2 Y 2 D arctg, ahol X, Y, Z rendre a mágneses térerősség északi, keleti és vertikális irányú komponensei. A 15. ábrán látható, hogy közepes földrajzi szélességen egyetlen ható felett egy pozitív és egy negatív anomália jelentkezik, míg a mágneses póluson egyetlen anomália van jelen. A 16. ábrán egy 2010-es inklinációs világtérkép látható, ami jó közelítéssel ma is alkalmazható. Y X, 15. ábra. A mágneses anomália inklinációtól való függése (SHERIFF 2011) 25

16. ábra. Mágneses inklináció térkép a 2010-es epochára (NOAA-NGDC 2011) Az előző pár bekezdésben említettek miatt az anomália térképek első ránézésre nehezen értelmezhetőek. Ennek megkönnyítése végett a maradékanomália-térképet egy további transzformációnak vetettük alá, amely a hatók pontosabb lokalizálásában nyújt segítséget. A pólusra redukálás műveletével a mért mágneses adatokat az északi mágneses pólusra (I=90 ) számítjuk át. A 15. ábra alapján megállapítható, hogy ekkor a mágneses anomáliák könnyebben értelmezhetők, ill. a maximumok pontosan a ható felett jelentkeznek. A fenti szűrést a térfrekvencia-tartományban kell elvégezni. Ennek érdekében a mágneses térképet 2D Fourier transzformációval a frekvencia-tartományba transzformáljuk át. W(u,v) T(x, y)e i2π uxvy dxdy, (HANSEN & PAWLOWSKI 1989) ahol (u,v) a hullámszámok (1/m) és T(x,y) a mért mágneses térkép a tértartományban. A szűrt adatok spektruma (R) előállítható a következő mátrixművelettel -1 R P W, ahol a projekciót megvalósító komplex operátor P(u,v) il u s im v s nil u s im v s N, 26

ahol (L,M,N) a mágnesezettség vektorának iránykoszinuszai, (l,m,n) a Földi mágneses tér vektorának iránykoszinuszai és s=(u 2 +v 2 ) 1/2 (i a képzetes egység). A pólusra redukált mágneses térképet (T p ) az R adatrendszer inverz Fourier transzformáltja szolgáltatja: T (x, y) p W(u,v)e A pólusredukció eredménye a 17. ábrán látható. i2π uxvy dudv 17. ábra. A mágneses anomália térkép pólusredukció előtt (bal) és után (jobb). Az adatok feldolgozás után vizuális megjelenítéséhez Surfer9 (Golden Software) szoftvert használtam, az értékek közötti interpolációt krigeléssel végeztem. 27

6. Értelmezés 6.1. 2D-s inverziós és 3D-s előremodellezés a geomágneses mérések eredményeiből A feldolgozás után előállt mágneses anomália térképen (13. ábra) látszik, hogy a területen jelentős, 60-65 nt-ás mágneses anomália jelentkezik. Ennek alakja K-Ny-i irányban elnyújtott, több mint 1,7 km széles, míg É-D irányban átlagosan 1,2 km széles. A Surfer9 által generált grid-fájlt felhasználva, a területet 12 db egymással párhuzamos, É-D-i irányú szelvényre osztottam fel (13. ábra). Az egyes szelvények mentén a Mag2dc, ingyenesen elérhető inverziós szoftverrel végeztem kétdimenziós inverziót. A szoftvernél alapvető bemenő érték a Föld mágneses terének (primer tér) paraméterei (deklináció és inklináció). A szoftver a legkisebb négyzetek módszer elvén optimalizálja a mágneses test geometriai paramétereit, mágneses szuszceptibilitását. Lehetőség van remanens mágnesezettség kezelésére is. Az előbb felsorolt paraméterekhez egy kezdeti értéket szükséges rendelni, amelyeket apriori ismeretekből merítettem. Ebben az 1960-as években mélyült nyersanyagkutató fúrások, Irota-5, -9, valamint az 1988-ban mélyült Felsővadász-1 fúrás volt segítségemre. A fúrások rétegsorát, valamint az előző kettő fúrás esetében a korábban mért mágneses szuszceptibilitás értékeket (18. ábra) használtam fel (CSÁKI 1976; KOVÁCS 1988). 18. ábra. Az Ir-5 és -9 fúrómagokon mért szuszceptibilitás-értékek a mélység függvényében. Az értékek 0-0,001 SI egység között változnak (CSÁKI 1976 alapján). A mágneses anomáliát nagy valószínűséggel az erős mágneses tulajdonságú pirrhotin okozza, melynek szuszceptibilitása a kristályszerkezetében jelenlévő vakanciák számának függvénye (2. táblázat). Természetesen a kőzetek mágneses szuszceptibilitása 28

függ a mágneses anyagtartalomtól, de a tiszta mágneses tulajdonságú anyaghoz (itt pirrhotinhoz) képest mindig alacsonyabb érték. Tájékoztatásképp a 19. ábrán látható a leggyakoribb üledékes és magmás kőzetek szuszceptibilitása. 2. táblázat. A pirrhotin és pirit mágneses szuszceptibilitása (AHRENS 1995) 19. ábra. Kőzetek szuszceptibilitása (LOWRIE 2007) A Felsővadász-1 jelű fúrásban vas-szulfidos/ pirrhotinos zónák a felszíntől mérve 220-230 métertől kezdve, a mélység felé növekvő mennyiségben vannak jelen (KOVÁCS 1988, ÁRKAI & POLGÁRI 1989). A fúrás (talpmélysége 600,1 m) nem ért ki a szulfidos zónából, tehát nem tudjuk biztosan az anomáliát létrehozó test függőleges kiterjedését. A Felsővadász-1 maganyagának kiválasztott mintáin magam végeztem szuszceptibilitás-mérést KT-5 típusú kézi kappaméterrel, melynek eredményeit a 3. táblázatban közlöm. Az általam és Csáki Ferenc által közölt adatokat egyaránt kizárólag hozzávetőleges értékekként kezelem, mivel a mérés eredménye erősen függ a minta (fúrómag/ fúrómag töredék) méreteitől és felületi egyenetlenségeitől. Ennek kiküszöbölésére vannak korrigáló táblázatok melyeket a méréseimnél fel is használtam -, de persze akkor sem jutunk olyan eredményre, mintha a fúrólyukban végeznénk a mérést. 29

3. táblázat. Az Fv-1 fúrás magmintáin végzett mágneses szuszceptibilitás-mérés eredményei A fentebb részletezett alapismeretekkel és a Mag2dc inverziós szoftver segítségével a következő földtani modellt alkottam a mágneses anomáliát okozó testre vonatkozóan (20. ábra). A további szelvények a 8. mellékletben láthatók. A mágneses ható É-i része meredek, É-i irányban dőlt határ mentén végződik. A K- i és Ny-i határ nem jelölhető ki biztonságosan a lehatárolás hiánya miatt. A ható tetőszintje a terepszinttől 190-250 m mélységben van. Az alsó határra vonatkozóan nincs adat és az alkalmazott módszer ennek meghatározására nem érzékeny. Azonban az ismert, hogy az Felsővadász-1. fúrás 600 m talpmélységével nem ért ki az érces zónából. Erre alapozva a mágneses test alsó határa 600 métertől mélyebben helyezkedik el, azonban pontos mélysége bizonytalan. A ható felszínközeli részének É-D-i irányú szélessége legalább 800 1000 m. Az eddigi elképzelés szerint a mágneses test Ny-i részén közelebb ((160)-190m) helyezkedik el a felszínhez, mint a K-i részen (250 m). Feltételezhetően DK felé tetőszintje fokozatosan lezökken, míg É-on a már említett éles határban végződik (21. ábra). A fúrómagokban a szulfidtartalom a mélység felé nem egyenletesen, de növekszik. Ez az inhomogenitás a modellben úgy fejeztem ki, hogy a testet egy kisebb szuszceptibilitású (=0.0085-0.0095), vékonyabb felső és egy nagyobb szuszceptibilitású (=0.0095-0.012), vastagabb alsó részre bontottam. A részletezett feltételek mellett a mért és a számított adatok közötti eltérés a kezdeti modelleknél 50-60% volt. Ezt úgy sikerült csökkenteni a jelenlegi 3-5 %-ra, hogy az 30