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 OsztrákMagyar 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
8
kainozóos
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,
világosszürke-
barnászszürke 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 mes 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 Lak1. 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. – Pl1 – 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 (TFöld), mely kis területen állandónak tekinthető, valamint a felszín alatt elhelyezkedő mágnesezhető kőzetek teréből (TAnomália). 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. Tkorrigált(pj) = Tmért(tj,pj) – [T(tj,HRB) – T2011ny]
(KOVÁCS & KÖRMENDI 1999)
Ahol Tkorrigált(pj), a pj pontbeli korrigált értékeket; Tmért(tj,pj) a tj időpontban, pj pontban mért értékeket; T(tj,HRB) a tj időpontra vonatkozó obszervatóriumi értékeket és T2011ny 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 Ta T f dz 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.
22
A felszín közeli antropogén hatások eltávolítása után interpolációval előállítottam a területre vonatkozó Ta alsó állásbeli (1,7 m-el a felszín felett mért) és Tf 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 Tnorm(x,y) = a0+a1x+a2y, (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: T1(m) 1 x1 (m) T2 1 x 2 T (m) 1 x N N
y1 a0 y 2 a1 a2 y N .
A fenti egyenlet közelítő megoldása a Gauss-féle legkisebb négyzetek módszere alapján a következő: N a0 N a1 xi a i 1 2 N y i i 1
N
N
xi yi i 1 i 1 N N xi2 xi y i i 1 i 1 N N 2 xi y i y i i 1 i 1
1
23
N (m) Ti i 1 N xi Ti (m) i 1 N y i Ti (m) i 1 , (MENKE 1984)
A számítást MATLAB 2009a szoftver segítségével végeztem el. A mérési területen a normál tér paraméterei a következők: a0= 39 464,55 nT; a1=2,976960727*10-2 nT/m; a2= -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 (ÉszakMagyarországon 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. Z I arctg 2 2 X Y
D arctg Y X , ,
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.
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 ux vy
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
R P-1W , ahol a projekciót megvalósító komplex operátor
v v u u P(u, v) il im n iL iM N s s s s ,
26
ahol (L,M,N) a mágnesezettség vektorának iránykoszinuszai, (l,m,n) a Földi mágneses tér vektorának iránykoszinuszai és s=(u2+v2)1/2 (i a képzetes egység). A pólusra redukált mágneses térképet (Tp) az R adatrendszer inverz Fourier transzformáltja szolgáltatja:
Tp (x, y)
W(u, v)e
i2π ux vy
dudv
A pólusredukció eredménye a 17. ábrán látható.
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,
merítettem.
Ebben
amelyeket az
1960-as
apriori
ismeretekből
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 Ki 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
anomália jelentős hányadát okozó testen kívül egy remanens mágnesezettségű hatót vittem a modellbe. Ez a hatás szarmata korú riolittufákhoz kapcsolható, mely kőzetek az Fv-1. fúrásban és a kutatási terület É-i részén felszíni kibúvásokban is jelen vannak. A hasonló korú riolittufák és vulkáni képződmények némelyik szintje Tokaji-hegységi paleomágneses mérések alapján (MÁRTON & MÁRTON 1972, 1989) reverz polaritású remanens mágnesezettséggel rendelkezik.
20. ábra. Mag2dc szoftverrel készült geofizikai-földtani szelvény a 6b szelvény (ld. 13/a ábra) mentén. A testekhez rendelt szuszceptibilitás értékekkel. Illeszkedési hiba: 3,91 %. A kék színnel jelzett tufás (riolittufa) testekhez remanens mágnesezettséget rendeltem (Deklináció=191°, Inklináció=-68°; MÁRTON ÉS MÁRTON - 1972, -89 alapján). További szelvények a 8. mellékletben találhatók A mágneses test K-Ny irányú kiterjedése a mérésekből nem határozható meg egyértelműen, ugyanis az anomália mintegy „lelóg” a méréssel határolt területről. Ebből kifolyólag a peremi mágneses szelvényeknél (1-3. és 9-11. szelvények) a geofizikai inverzió nagyobb hibával végezhető el, mint az ezek között elhelyezkedőknél. A terület D-i oldalán jelentkező monoton csökkenés feltételezésem szerint az 2. mellékleten látható selyebi mágneses anomália hatása lehet. Tehát nem „tartozik” az irotai anomáliához - bár meglehet, hogy a két ható tulajdonságaiban megegyezik.
31
21. ábra. A mágneses test tetőszintjének felszíni vetülete (piros színnel jelezve). A test KNy-i határai a lefedettség tökéletlensége miatt nem meghatározhatók, azonban érezhetően elvégződnek. A tetőszint DK-i irányban fokozatosan lezökken.
A 2D-s inverzión túl 3D-s előremodellezést is végeztem az inverziós eredmények ellenőrzéseként. Ehhez az UBC – GIF (University of Brittish Columbia – Geophysical Inversion Facility) által fejlesztett Mag3D szoftvert használtam. Sajnos „csak” előremodellezésre volt lehetőségem, ugyanis a program használati jogát 200 darab mérési adat beviteli lehetőségére kapta meg a Geofizikai Intézeti Tanszék. Ezzel szemben a lefedett terület több mint 1600 darab mérési pontot tartalmaz. A 3D-s modell összeállításánál a Mag2dc-ben kapott eredményekre támaszkodtam. A mért adatok déli részének közel 200 m széles sávját elhagytam a korábban említett okok miatt, miszerint a D felé monoton csökkenő térértékek a selyebi anomália hatásának értelmezhető. A mágneses hatót öt darab, különböző szuszceptibilitású testből állítottam össze, mely az 22. ábrán látható. A 3D-s modellezéssel egységesebb képet kapunk a
32
mágneses ható szerkezetéről, azonban a határoló felületek felbontása jelentősen romlik, mivel a program 50 m élhosszúságú kockákból állítja össze a testet.
22. ábra. A 3D-s előremodellezés eredménye. Az egyes testek szuszceptibilitás értékei: 1.0,0097; 2. - 0,011; 3.- 0,0093; 4. - 0,0097; 5. - 0,009 A 3D-s modellt összevetve a pólusra redukált anomália térképpel (17. ábra), azt mondhatjuk, hogy kielégítő eredményre jutottunk az előremodellezés során. Ugyanis a pólusra redukált anomália térképen a maximum jelöli ki a mágneses ható legsekélyebben lévő részét, amely jól egybevág a 2D-s és a 3D-s modellel egyaránt. A következő fejezetekben a kimutatott mágneses ható részletesebb megismerését célzó vizsgálatok és azok eredményei kerülnek bemutatásra.
33
6.2. Anyagvizsgálat Az Irotai Formáció kőzetanyagát sok szakember vizsgálta, ahogy azt már a kutatástörténeti fejezetben bemutattam. RAINCSÁKNÉ KOSÁRY Zsuzsanna (1978) „felső törmelékes összlet” néven írja le, míg KOROKNAI Balázs (2004) doktori disszertációjában összevonja a Szendrői Fillittel. Dolgozatomban az Irota és Gadna környéki paleozóos kőzeteket Irotai Formáció néven említem. A Felsővadász-1.
fúrás
magmintáiból összesen
nyolc mintán
végeztem
mikroszkópos és műszeres anyagvizsgálatot. A minták kiválasztásában az elsődleges leírás alapján egymástól különböző kőzettípusok kiválasztása volt a célom, melyek egyúttal lefedik a fúrás összes paleozóos kőzettípusát. Az 5. mellékletben található az eredeti leírás, valamint az általam vizsgálatra kivett minták aláhúzással jelölve. A minták makroszkópos felvételei a 9. mellékletben láthatók. A fénymikroszkópos megfigyeléseket a Miskolci Egyetem Ásványtani és Földtani Intézet (ME-ÁFI) Zeiss Imager A.2m ásványtani mikroszkópján végeztem, a felvételeket AxioCam CCD kamerával rögzítettem. A minták kémiai összetételének meghatározása az ME-ÁFI Rigaku Supermini200 típusú röntgen fluoreszcens spektrométerével készült (XRF). A mérés 200 W-os palládium röntgencsővel, 50 kV gyorsító feszültséggel és 4 mA fűtőáram paraméterek mellett folyt. A porított mintát 4:1 arányban CEREOX kötőanyaggal keverve pelleteztem, a mérést ezeken a pelleteken végezte Móricz Ferenc a következő vak próbákat alkalmazva: Bazalt JB-3, Stream sed. 73371, Riolit JR-1, Rock 73305. A nyomelemek meghatározását a Rotaqua Kft. megbízásából az ALS Chemex Ltd. végezte. A 6. és 7. táblázatban látható elemek koncentrációjának meghatározására, királyvizes feltárást és ICP-MS mérési módszert (ME-MS41) alkalmaztak. Külön az Au, Pt, Pd elemek mennyiségének meghatározására több lépcsős, salétromsavas–sósavas feltárást és ICP-AES analízist (PGM-ICP23) használtak. A minta porított anyagán röntgendiffrakciós vizsgálatok (XRD) az ME-ÁFI Bruker D-8 Advance típusú diffraktométerével készültek, Cu-K, 40 kV gyorsító feszültséget és 40 mA fűtőáramot használva. Az ásvány fázisok azonosítását EVA szoftverrel végeztem. Az ásványfázisok mennyiségi kiértékelését Dr. Kristály Ferenc segítségével Rietveld módszert alkalmazva, DiffracPlus TOPAS szoftvercsomaggal végeztem. Elektronmikroszondás vizsgálatok (EPMA) szintén az ME-ÁFI-ban készültek szénnel gőzölt vékonycsiszolatokon JEOL JXA 8600 eletronmikroszondát, 15 kV gyorsító
34
feszültséget, 20 nA mintaáramot és Tracor Northern energiadiszperzív spektrométert alkalmazva. Petrográfiai megfigyeléseimet sokkal inkább ellenőrző, mint sem egységes, új rendszert kiépítő céllal végeztem. Ez utóbbira esélyem sem lehetett, hiszen az irotai MÉVes fúrások maganyaga gyakorlatilag megsemmisült. Az Irota-9 fúrás 151 és 281 méter mélyről származó két mintához a Herman Ottó Múzeum jóvoltából jutottam. Ezeken a mintákon csak fénymikroszkópos és EPMA vizsgálatokat végeztem. Az alkalmazott rövidítések a következők:
6.2.1. A Felsővadász-1 fúrás mintáinak ásványos és kémiai összetétele
Az XRD mérések diffraktogramjai láthatók a 23. és 24. ábrán, az egyes minták ásványi összetételei a 4. táblázatban, a teljes profil illesztéses ásványi összetétel számítás diagramjai a 10. mellékletben, valamint az ÁRKAI & POLGÁRI (1989) jelentés félkvantitatív mérései a 11. mellékletben találhatók. Az eltérő műszerek és kiértékelési módszerek hasonló eredményre vezettek.
23. ábra. Az Fv-1 fúrás mintáin végzet XRD mérések összefoglaló diffraktogramja. A felvételek Bruker Bragg-Brentano detektorral készültek. A különbség annyiban rejlik, hogy ÁRKAI & POLGÁRI (1989) kimutattak csekély mennyiségű albitot, kaolinitet, kalcitot, valamint maximum 10 tömeg% szideritet. Az XRD eredmények alapján szisztematikus változások figyelhetők meg az ásványi összetételben. A paragonit mennyisége a fúrás felső szakaszán, valamint a 350 –
35
425 m mélységközből vett mintákban növekszik meg. A jelenlegi mérések alapján kitűnik, hogy a paragonit a felső részben 2M, az alsó szakaszban 1M polimorf típussal jelenik meg. A muszkovit a fúrás összes vizsgált mintájában a legnagyobb mennyiségben van jelen a kimutatott fázisok közül, ami a fúrás alsó 150 méteres szakaszán megnő. A Na és K kölcsönös helyettesítésével a paragonit és muszkovit közötti átmenetek lehetségesek (ÁRKAI
ET AL.
2012), ami miatt megfigyelhető a fehér csillámok némely reflexiójának
eltolódása a diffraktogramokon. Ez. A klorit (klinoklor-IIb-2(Fe); klorit-IIb) 457 m-es mélységig csak nyomokban van jelen, azonban részaránya ettől a szinttől jelentősen megnövekszik. E legalsó zónából származó, a makroszkopikus jellegüket mindmáig legjobban megőrző magminták ásványi összetétele egyszerű és stabil, muszkovit és klorit együttes.
24. ábra. Az Fv-1 fúrás mintáin végzet XRD mérések összefoglaló diffraktogramja. A felvételek Bruker LynxEye detektorral készültek.
A vastartalmú ankerit és dolomit mennyiségének alapszintje a 230 – 420 m mélységközben megemelkedik. Árkaiék jelentésében ez a kalcit mennyiségére is igaz. A kvarc részaránya valamivel mélyebb szinten tetőzik, azonban a klorit megjelenésével mennyisége lecsökken. Bár szulfidásványokat minden általam vizsgált mintában megfigyeltem, az XRD mérések csak az arzenopirit és pirit jelenlétét jelzik és azt sem minden mintában. Ennek oka lehet, hogy ezen ásványok XRD reflexiója alapvetően alacsony intenzitású, valamint a levegő páratartalmának mállasztó hatása, mely idestova 25 éve éri a fúrómagot. A minták gipsztartalmát is ennek a mállásnak tulajdonítom.
36
4. táblázat. Az Fv-1. jelű fúrás mintáinak ásványos összetétele tömeg%-ban kifejezve. Az amorf fázis részarányának meghatározása után átszámítva.
A néhány mintán megfigyelhető 4 tömeg %-os amorf fázis a minták szervesanyagtartalmának, valamint mállási termékeknek tulajdonítható. Ez az Fv1-500,9-501,1m mintánál igencsak kiugró 30 tömeg%-os mennyiség, mely szintén hasonló okokra vezethető vissza, de pontosan nem tisztázott. A rutil jelenléte nyomokban kimutatható minden mintában, melyet a vékonycsiszolati megfigyelések bizonyítottak is. Az XRF mérések adják a minták kémiai összetételét a főelemekre nézve (5. táblázat). A SiO2 és az Al2O3 mennyiségek változását összevetve gyengén negatív korreláció van jelen. A K2O és Na2O mennyisége rendszertelenül változik, azonban összehasonlítva az ásványos összetétellel, viszonylag jól követi a muszkovit és paragonit mennyiségi változását. Ez szintén igaz CaO, MgO, MnO és a karbonátásványok mennyiségére. 5. táblázat. Az Fv-1 fúrásból származó minták XRF mérések eredményei (tömeg%)
A TiO2 mennyiségének alakulása egybevág a rutil részarányának változásával. Mivel vizsgált mintákban egyedüli, jelentős Ti-tartalma csak a rutilnak van, egyúttal az is
37
látható, hogy az XRD eredmények Rietveld módszerrel való kiértékelésének 1-1,5% kimutathatósági határa van. Az XRF a minták teljes vastartalmát mérte, mely Fe2O3 formában került kifejezésre. A vas mennyisége felszín felé csökkenő tendenciát mutat. A P2O5 mennyisége közel állandónak mondható, azonban az Fv1-514,8-515,0m és 575,2575,3m mintákban jelentősen lecsökken. 6. táblázat. Az Fv-1 fúrás magmintáin végzett, nyomelemvizsgálatok eredményeinek statisztikai mutatói, n - mintaszám.
A 6. és 7. táblázatban látható a minták nyomelemtartalmára vonatkozó adatok. A 14.
mellékletben
láthatók
az
Fv-1
fúrás
magmintáinak
összes
elemezett
nyomelemtartalma. A 6. táblázatban, ahol a minimum, a módusz- és a mediánértékek azonosak, ami azt jelenti, hogy a minták többségében az elem koncentrációja a mérés határ alatt van. Ilyen elem a B, Cd, Ge, Hf, Hg, In, Nb, Re, Re, Ta, Te és Tl elemek. De ilyen elemnek számít az Au, Pd és Pt is, annak ellenére, hogy kétfajta feltárási és mérési módszert is alkalmaztak kimutatásukra. Az arzén mennyisége korrelál az arany koncentrációjának változásával, azonban maximumát egy másik mintában éri el. Az Ag, Cu, Pb, Zn elemek értékei is elég alacsonynak bizonyulnak. A Pb és Zn elemek közötti jól ismert, erős korreláció sem mutatkozik meg a mintákban. A számított érték csak 45%. A ritkaföldfémek képviseletében a La és Ce elemek koncentrációjának átlagos értékei rendre 34 és 66 ppm. Ez a poszt-archaikumi ausztrál palákban (PAAS) mért értékekkel (TAYLOR & MCCLENNAN 1985) jó egyezést mutat. Azonban figyelemre méltó, hogy egyes minták az átlag értékek ehhez képest másfél-kétszeres dúsulást produkálnak.
38
Az U-tartalom maximumát (7 ppm) az Fv1-500,9-501,1m mintában éri el, ami az XRD vizsgálatnál, a mintában mért 30%-os amorftartalom szerves anyag voltát részben igazolja, azzal a feltétellel, hogy az U ásványai a reduktív, szerves anyagban dús környezeteket preferálják. 7. táblázat. Az Fv-1 fúrás vizsgált magmintáin végzett nyomelem vizsgálatok eredményei (minden ppm-ben)
6.2.2. A Felsővadász-1 és az Irota-9 fúrások mintáinak jellemzése
Fv1-166,5m: Fillit, karbonátosodott (mállott zónabeli): Világosszürke, szürke, közepesen mállott (széteső, agyagosodott) fillit, mely még rendelkezik a kőzetre jellemző szerkezettel. Túlnyomórészt muszkovitból és paragonitból, alárendelten karbonát ásványokból (ankerit és dolomit), valamint kvarcból és nyomnyi rutilból áll. Vékonycsiszolati képe lepidoblasztos szövetet mutat. A 25. ábra bal alsó sarkában jól láthatóan két fajta foliáció különíthető el az alapanyagban: rétegpárhuzamos palásság, mely redőzött szerkezetet mutat (S0) és erre merőleges krenuláció (S1). Az alapanyag sötét színű, diszperz anyagot tartalmaz, mely a mikroszkópi megfigyelést nehezíti. Ez okozza a többi mintára is jellemző „mákosságot”. A muszkovit átlagos szemcsenagysága 20 m, míg a paragonit ennél nagyobb, 100-200 m és általában orientálatlan, üregkitöltő pozícióban van. A karbonátos ásványoknál általános a xenomorf-hipidiomorf alak és az üregekben, lencsékben találhatók <100 m-es nagyságban.
39
25. ábra. Az Fv1-166,5-166,7m minta (mállott fillit) vékonycsiszolati képe áteső fényben. Paragonit és a karbonát (dolomit) üregkitöltésben. Fv1-220,7-220,9m: Fillit, kvarc-karbonát lencsés: Sötétszürke, karbonátosodott, sík vagy redőzött elválású palás kőzet. A csillámos (selymes fényű, szürke) sávokat vékony 1-2 mm-es karbonátos-kvarcos lencsék választják el egymástól. Ásványos összetételében jelentős a muszkovit, paragonit, kvarc, valamint a karbonát ásványok (ankerit, kalcit). Nyomokban rutil van jelen. Vékonycsiszolata alapján inhomogén felépítésű, lepidoblasztos szövetet mutató kőzet. Palásodott alapanyag (S0), mely szerkezetet felülbélyegez egy fiatalabb, krenulációt okozó hatás (S1) (26. ábra). Az alapanyag átlagosan 20 m-es nagyságú muszkovit szemcsékből áll, melyek között diszperz, sötét, feltehetően szerves anyag helyezkedik el. A világosszürke, fehér sávok, lencsék kvarcos, karbonátos, valamint paragonitos, átlagosan 100-200 m-es szemcsékből állnak, melyek orientálatlanul helyezkednek el. Az opak ásványok túlnyomórészt xenomorf, <100 m nagyságú arzenopirit- és piritszemcsék, melyek egy része S1-gyel közel párhuzamosan helyezkedik el. Ezeknél nagyobb, orientálatlan és feltehetően fiatalabb opak elegyrészek a paragonitos üregekben találhatók.
40
26. ábra. Reflexiós mikroszkópi kép az Fv1-220,7-220,9m mintáról. (karbonátosodott fillitben lévő opak ásványok). Jól megfigyelhető a paragonitok orientálatlan helyzete, valamit a kép közepén húzódó mikroredős szerkezet. Fv1-272,9-273,1m: Fillit, karbonátos-kvarcos lencsék: Fekete-sötétszürke (csillámos, szerves anyagban dús) mikroredős fillit, melyet néhány milliméter vastag, fehér, világosszürke karbonátos, kvarcos anyagú sávok, lencsék tagolnak. Az a pirit és arzenopirit részben oxidálódott. Ásványos összetétele: kvarc, muszkovit, karbonátásványok (ankerit, dolomit), paragonit, valamint pirit, arzenopirit és nyomnyi rutil. A kőzet vékonycsiszolata porfiroblasztos (xenoblasztos) szövetű. A szerkezeti jellegek és az opak ásványok kapcsolata azonos az előző mintákban megfigyeltekkel (27. ábra). A csiszolat egyes részein poikiloblasztos szövet is megfigyelhető. A lencsék durvább (100-200 m) kvarc, karbonát, valamint paragonit- és muszkovit-kitöltésűek és az esetek többségében nem orientáltak. Az opak ásványok túlnyomó részét a pirit képviseli, melyek alapvetően xenomorf megjelenésűek, míg az arzenopirit szemcsék gyakran idiomorfak, azonban jelentősen töredezettek. A pirit üregkitöltő pozícióban nagyobb szemcséjű (100-200 m), mint a kőzetrésekben, orientált helyzetben lévő változata (<10 m).
41
27. ábra. Fv1-272,9-273,1m minta vékonycsiszolati felvételei. Jobbra – áteső fénynél, keresztezett nikoloknál. Balra – Idiomorf arzenopirit reflexiós mikroszkópi képe. Fv1-357,0m: Fillit, karbonát sávokkal és kvarccal: Zöldesszürke fillit, melyet a palásodással párhuzamos néhány milliméter vastag karbonát ásványos lencsék (ankerit, dolomit) tagolják a kőzetet. A kőzet ásványos összetétele: muszkovit, paragonit, karbonát ásványok, kvarc, valamint alárendelt mennyiségben pirit, nyomnyi klorit. Vékonycsiszolatban (28. ábra) vizsgálva láthatók a metamorf kőzetre jellegzetes lepidoblasztos irányított szövet, S-C palásodásra utaló szerkezet. Érdekesség a csiszolatban az a néhány darab idiomorf, 30-80 m nagyságú AsS szemcse, melyek a kőzetrésekben foglalnak helyet. A pirit mely jelen van az opak ásványok közül, jellegzetes hálózatos szerkezetet mutat a maximum 10 m nagyságú repedésekben.
28. ábra. Az Fv1-357,0-357,2m minta vékonycsiszolati felvétele. . Fv1-416,7m: Fillit, kvarclencsés: Sötétszürke-fekete színű fillit, melyet fehér, szürkésfehér 1-1,5 cm-es kvarcos kitöltésű sávok, lencsék tagolnak. Karbonátosodás is megfigyelhető, de csak alárendelten. 42
Ásványos összetétele: Paragonit, muszkovit, kvarc, valamint alárendelten karbonátásványok (ankerit, dolomit) és rutil, nyomnyi klinoklor. Vékonycsiszolatban az előzőekhez hasonlóan lepidoblasztos szövetet mutat, valamint mikroredős szerkezetet. A lencsék kitöltése a fehér csillámból álló, 30-40 m szemcsenagyságú alapanyaghoz képest durvább szemcseméretű maximum 300 m-es szemcseméretű főként kvarc, valamint paragonit és karbonátásvány. A xenomorf rutil főként karbonátokhoz kötődik (29/a. ábra).
29. ábra a. A Fv1-416,7m minta (kvarclencsés fillit) vékonycsiszolati szöveti képe xenomorf rutillal. Az opak elegyrészek piritszemcsék. b. A Fv1-514,8m minta (kloritos fillit) vékonycsiszolati szöveti képe. Az alapanyag hemzseg az átlagosan 10-20 m-es orientálatlan rutiltűktől. Fv1-500,9-501,1m: Fillit: Sötétszürke, fekete színű, agyagos (mállott) felszínű kőzet. Külsőleg nem figyelhető meg kitüntetett irányítottság. Ásványi összetétele főként kvarcból és muszkovitból, alárendelten karbonát ásványokból (ankerit, dolomit), nyomnyi rutilból, paragonitból és klinoklórból áll. Az XRD kiértékelés során 30% amorf, kristályszerkezet nélküli anyagot tartalmaz a minta, melyet szerves anyagnak feltételezek. Vékonycsiszolati képen több, egymástól eltérő irányú krenulációs szerkeztű „blokkok” figyelhetők meg (30. ábra). A töredékek közötti teret hipidio-xenomorf 100200 m-es kvarc és karbonát szemcsék irányítatlan halmaza tölti ki. A töredékek között foglal helyet repedés kitöltésként a xenomorf, 20-300 m nagyságú krisztallitokból álló pirit és arzenopirit is.
43
31. ábra. Az Fv1-500,9 m minta (fillit) vékonycsiszolati képe áteső fénynél (bal oldal) és reflexiós mikroszkópi felvétele (jobb oldal). Megfigyelhető a csiszolat szokatlanul sötét, „mákos” anyaga, mely feltételezhetően szerves eredetű. Fv1-514,8m: Fillit, kloritos, gyengén karbonátosodott: Zöldesszürke színű fillit, melyet 2-3 milliméteres világosabb színű, mikroredős lencsék, sávok tagolnak. Jelentős pirrhotin és kevesebb pirittartalommal bír, melyek orientálatlanul, tömegesen helyezkednek el a kőzetben. A kőzet döntő hányadát muszkovit és paragonit alkotja. Alárendelt mennyiségben van jelen az illit, klinoklor és a dolomit, valamint a rutil. Vékonycsiszolati képe az előzőekben leírtakhoz hasonlóan lepidoblasztos szövetet mutat. A redőzött és a krenulációs szerkezet sem oly jellemző, mint az előbbieknél. Az alapanyag muszkovitból és paragonitból áll. Az üregkitöltésekben főként opak elegyrészek találhatók, melyek tömeges halmazai között karbonát ásványok foglalnak helyet. Az opak elegyrészeket főként tömegesen megjelenő pirrhotin és magányos, idiomorf arzenopirit, valamint alárendelten pirit képviseli. A röntgendiffrakciós vizsgálat során nem voltak kimutathatók valószínűleg mállási okok miatt. Jellemző a mintára a rutil apró (1-20 m) idiomorf szemcséinek az egész csiszolatra kiterjedő diszperz jelenléte, mely a 29/b. ábrán jól megfigyelhető.
44
31. ábra. Az Fv1-514,8m minta (fillit) reflexiós mikroszkópi képe. Jól látható az alapanyagban (muszkovit és paragonit) orientálatlanul elhelyezkedő idiomorf arzenopiritszemcsék, valamint a pirrhotin tömeges megjelenése melynek szegélyén karbonátásványok helyezkednek el. Fv1-575,2-575,3m: Fillit, kloritos: Szürkészöld színű, selymes fényű elválási felületekkel tagolt kőzet. Ásványos összetétel: muszkovit, klorit, kvarc. Alárendelt mennyiségben ankerit és dolomit, valamint paragonit és rutil. Vékonycsiszolati képe lepidoblasztos szövetet és S-C palás (S1) szerkezet mutat (32. ábra). A szöveti irányítottságot mutató világos csillámok átlagos mérete 30 m. A klorit 40 m és az üregkitöltő kvarc mérete 20-200 m között változik. E két utóbbi ásvány szemcséi dezorientáltan helyezkednek el a szövetben. Az S1-gyel párhuzamos pirit zsinórok jelenléte figyelhető meg. A durvakristályos, hipidiomorf arzenopirit, valamint kvarc, karbonát lencsék, üregek S1-gyel kevésbé párhuzamosak.
32. ábra. Az Fv1-575,2m (kloritos fillit) minta vékonycsiszolati képe áteső fényben (bal oldal) és reflexiós mikroszkópi felvétele (jobb oldal).
45
Ir9-151m: Fillit, kvarc-karbonát lencsés, kloritos: Világosszürke, enyhén zöldes színű fillit, melyben piszkos fehér színű sávok, lencsék vannak jelen, a palásodással párhuzamosan. Ásványos összetétele főként muszkovit, paragonit, kvarc, karbonátásványok (dolomit, ferrodolomit, ankerit) és alárendelten klorit. Az opak ásványokat főként pirit és alárendelten arzenopirit képviseli. Vékonycsiszolati képen a szövet lepidoblasztos (xenoblasztos), melyben a xenoblasztok a S-C palásodással párhuzamos enyhe irányítottságot mutató, hipidiomorf opak ásványok, melyek akár 2-3 milliméteres méretet is elérhetnek (33. ábra). Az opak ásványokat túlnyomórészt paragonit öleli körül. A világos lencsék, sávok anyaga durvakristályos ~100 m-es kvarc és karbonátásványok. Az alapanyagban diszperz max. 10-20 m hosszú rutiltűk vannak jelen. A csiszolatban gyakoriak a nem opak, azonban sötét „foltok” melyeket mikroszondás vizsgálatok alapján apatitnak határoztam. Az apatitok szegélyén és környezetében ritkaföldfém-ásványok találhatók (lásd. 6.3.3. fejezet)
33. ábra. Az Ir9-151m minta (kvarc-karbonát lencsés, kloritos fillit) vékonycsiszolati képe áteső fényben (bal oldal) és reflexiós mikroszkópi felvételen (jobb oldal). Megfigyelhető gyenge S-C palásság, melyet a karbonátszemcse egy az egyben átvesz (poszttektonikus karbonátosodás). A piritszemcsék zárványai mikroszondás vizsgálatok alapján: rutil, klorit, apatit, dolomit, ferrodolomit. Az apatitszemcse mikroszondás vizsgálatok alapján lett meghatározva. Ir9-281m: Fillit, kloritos: Sötétszürke, világosszürke-szürke, mikroredős sávokkal tagolt fillit. Ásványos összetétele muszkovit, paragonit, karbonát és kvarc és klinoklor. Opak ásványok jelentős mennyiségben találhatók a mintában melyek főként pirit, arzenopirit és alárendelten pirrhotin.
46
Vékonycsiszolati képére jellemző a lepidoblasztos szövet, mikroredős szerkezettel (34. ábra). Jellegzetesen „mákos” az alapanyag, mely 20-30 m-es méretű muszkovitból épül fel. A sávok üregek kitöltése durvakristályos átlagosan 20-30 m-es kvarc, karbonát, valamint paragonit, melyek orientálatlanul helyezkednek el. A xenomorf, visszaoldott, majd újrakristályosodott szegélyű 30-60 m-es piritszemcsék az üregek környezetében találhatók.
34. ábra. Az Ir9-281m ninta (krabonátos, kvarcos fillit) vékonycsiszolati képe áteső fényben (bal oldal) és reflexiós mikroszkópi felvétele (jobb oldal) melyen jól látszik a hipidiomorf, rosszul polírozódó pirit körüliszegély. A szegély 5-15 m-es pirit krisztallitokból épül fel. 6.2.3. Elektronmikroszondás vizsgálatok (EPMA) A fénymikroszkópi megfigyeléseken túl elektronmikroszondás vizsgálatok készültek az Fv1-166,5-166,7m; -357,0-357,2m; -514,8-515,0m; -575,2-575,4m és az Ir9151m; -281m mintákról. Az átláthatóság kedvéért a mintákat az első mélységgel jelölöm a továbbiakban. A kőzetalkotó ásványok kémiai összetételét meghatároztam, melynek részleteit a következő bekezdésekben részletezem. A minták kiválasztásánál a változatosság volt a fő szempont. Az egyes csiszolatokon belül a mérési pontok, valamint az összes elektronmikroszondás felvétel a 12. mellékletben látható. A fehér csillámok kőzetalkotó mennyiségben vannak jelen a mintákban. A muszkovit és paragonit jellegzetes szöveti képét mutatja a 35. ábra. A fénymikroszkópi megfigyelésekből kiderül, hogy a két fajta ásvány nem azonos időben keletkezett. A muszkovit a metamorfózis során alakulhatott ki, ugyanis túlnyomórészt irányítottan helyezkedik el a vizsgált szövetekben. A paragonit egy részének kialakulása szintén metamorf folyamatokhoz köthető, azonban jelentős hányada - a vékonycsiszolatban dezorientált, muszkovitnál nagyobb szemcséi – posztmetamorf kialakulásúak. A fehér
47
csillámok EPMA alapján (13. melléklet) számított kémiai elem számai (11 oxigén atomra számolva) a 8. táblázatban látható. A klinoklor ásvány mennyisége a mélység felé nem egyenletesen, de növekszik. A vékonycsiszolati megfigyelések alapján általában posztmetamorf keletkezésű, azonban vannak metamorf jellegeket mutató példányai is. Az EPMA mérési eredményekből (13. melléklet) számított kémai összetétel 28 oxigénre vonatkoztatva az 9. táblázatban látható.
35. ábra. BSE felvételek az Fv-1 és az Ir-9 fúrásokból származó mintákról. Fv1-514,8m-1 – posztmetamorf klinoklor ásvány pirit zárványos arzenopirit szemcse szegélyén, az alapnyag muszkovitból és paragonitból áll Fv1-575,2m-5 – klinoklor és muszkovit alapanyagban elhelyezkedő üreg pirit kitöltéssel és hálózatosan elhelyezkedő pirittel; Ir9-281m-6 – irányítatlan szövetű muszkovit alapanyagban ankerit, klinoklor és kvarc A mintákban lévő muszkovitok nagy részénél nincs jelentős kémiai különbség, ahogy a metamorf és a posztmetamorf eredetű paragonit szemcsék összetételeiben sem. A paragonitoknak emelkedett K-tartalma (0-0,35) van, míg a muszkovitok Na-ban gazdagok (0,06-0,37). Tiszta paragonit csak egy mintában volt túlsúlyban, a reprezentatív mintát is ezért választottam ennek (Fv1-514,8m). A muszkovitoknál a Si-tartalom 2,62-3,19 között, míg az Al-tartalom 2,63-2,99 között változik. A paragonitnál szélesebb intervallumon változik a Si-tartalom (2,88-3,19), míg az Al-tartalom 2,66-3,16 között mozog. Kisebb Titartalom mindkét ásványban jelen van. A muszkovitok Fe2+-tartalma 0-0,22 között, míg Mg-tartalma 0-0,06 között változik, azonban az Ir9-151m esetében volt egy kiugróan magas (0,45) vastartalmú szemcse is. Erre a mintára a Mg tekintetében is magas értékek (0,93-0,99) jellemzőek. A paragonitoknál az Fe2+-tartalom nem jelentős (0-0,09), ahogy az Mg-tartalom sem (0-0,10).
48
8. táblázat. Elektronmikroszondás eredmények fehér csillámokra. A katio számok 11 oxigénre számolva. A tényleges mérési eredmények a 13. melléklet 1. táblázatában találhatók.
A fehér csillámok Ca-tartalma nem mondható jelentősnek egyik mintában sem. Azonban, ha a K-Na-Ca elem hármasban vizsgáljuk az összetételeket a paragonitok Catartalma magasabbnak adódik, mint a muszkovitoké (36. bal oldali ábra).
36. ábra. Balra: Fehér csillámok helye a muszkovit(K) - paragonit(Na) – margarit(Ca) elegyedési sorozatot szemléltető háromszögdiagramon (%). A színek a mintákat jelölik: vörös – Fv1-357,0m; kék – Fv1-514,8m; zöld –Fv1-575,2m; lila – Ir9-151m; narancs – Ir9-281m Jobbra: K-Na-fehércsillám rendszerben a szolvuszok alakulása a hőmérséklet függvényében (HENLEY 1970). A görbék származása: 1 - EUGSTER & YODER 1955; 2 IIYAMA 1964; 3 – NICOL & ROY 1965; 4 – POPOV 1968 A 36. jobb oldali ábra laboratóriumi kristályosítással nyert paragonit-muszkovit rendszer képződési hőmérsékleteit láthatjuk. Az ábra alapján a fehér csillámok EPMA adatait lehetne egyfajta geotermométernek használni, azonban tekintve azt, hogy a módszert nem tesztelték valós adatokon, alkalmazásával óvatosan kell bánni. A két ábra 49
összehasonlítása után kapott hőmérsékleti értékeket (400-600 °C – muszkovitra és 300-600 °C - paragonitra) túl magasak és nagy szórásúak. Mivel a különböző szerzőktől származó görbék egymástól jelentősen eltérnek, valamint a kísérletek laboratóriumi eredmények – nem ismerjük, hogyan függ a folyamat a geológiai környezettől – a muszkovit-paragonit geotermométert alkalmatlannak találtam az irotai kutatási területre.
A klorit szemcsék EPMA eredményei a 13. melléklet 2. táblázatában találhatók. A klorit ásványok sokkal homogénebb összetétellel rendelkeznek, mint a fehér csillámok (8. táblázat). A posztmetamorf aggregátumokban elhelyezkedő és az irányított szövetben található klinoklor ásványokban az Fe/[Fe+Mg] arány (#Fe) értékek nem térnek el jelentősen, azonban a mélység felé csökkenés tapasztalható. A Si-tartalom átlagértékei 5,23-5,61 értékek között változnak maximum 0,09 szórással. A Si/Al arány 0,86-0,90 között változik, ami szintén nem túl jelentős változás. A klinoklor ásványok EPMA eredményeiből lehetőség nyílik az ásvány képződési hőmérsékletének számítására. Jó néhány szakember vizsgálta már a módszert, melyek mindegyike empirikus. Megfelelő körültekintéssel elfogadható eredményt lehet elérni. A Fv-1. és az Ir-9 fúrásban lévő klinoklor ásványok számított képződési hőmérsékletét a 9. táblázat tartalmazza. 9. táblázat. Klinoklor ásványok elektronmikroszondás analízise (28 oxigénre számolva, a tényleges mérési eredmények a 13. mellékletben láthatók), valamint a különböző módszerekkel számított képződési hőmérséklet. CAT - CATHALINEAU (1988); KM KRANIDIOTIS & MACLEAN (1987); ZF – ZANG & FYFE (1995). A releváns képződési hőmérséklet a korrigált KM módszerrel számított érték (magyarázat a szövegben).
A 9. táblázatban külön kezeltem az Fv1-514,8m mintában mért, a-val jelzett klinoklor (35. ábra) szemcsét a többi, ugyan abban a csiszolatban mért szemcséktől. Ezt az eltérő kémiai összetétel miatt tettem. Az eltérés oka egyelőre tisztázatlan. Azonban a b-vel
50
jelölt szemcse csoportokra a számított hőmérséklet átlaga 38°C-kal alacsonyabb érték. Feltételezhetően nem ugyan ahhoz a folyamathoz köthető ásványokról van szó. CATHALINEAU & NIEVA (1985) jött rá először, hogy a klinoklor ásványok tetraéderes pozícióban lévő alumínium - Al(iv) - koncentrációja arányosan növekszik a klorit képződési hőmérsékletével. Ezt aktív geotermikus rendszerekben folytatott vizsgálatokkal bizonyították. Később arra is rámutattak (CATHALINEAU & NIEVA 1988), hogy az oktaéderes pozícióban lévő vas pozitív, valamint az oktaéderes vakanciák negatív korrelációt mutatnak a képződési hőmérséklettel. Mindezek mellett a vas- és magnéziumkoncentrációk alakulása részlegesen, de szintén függ a hőmérséklettől, illetve erősen függ a geológiai környezettől és az oldat összetételétől. Az alkalmazott hőmérsékleti egyenlet a 9. táblázatban látható CAT. KRANIDIOTIS & MACLEAN (1987) vulkanogén környezetben végzett vizsgálatok alapján módosította Cathalineauék egyenleteit úgy, hogy bevonta a rendszerbe a #Fe arányt, mely függ a hidrotermás fluidum összetételétől, az oxigén és kén fugacitástól, valamint a pH-tól. Az általuk alkalmazott egyenlet (KM), valamint korrekciós tényező (KMkorr Al(iv)korr) a 9. táblázatban látható. ZANG
ÉS
FYFE (1995) azt mutatták ki, hogy a számított hőmérséklet irrelevánsan
magas lehet a nagy #Fe arányoknál, mivel az előző szerzők viszonylag alacsony arányoknál kalibrálták az egyenleteket (<0,37 (CATHELNIEAU, 1988); 0,18-0,64 (KRANIDIOTIS & MACLEAN 1987)). Zangék #Fe=0,78-0,81 arányál meghatároztak egy újabb korrekciós faktort az Al(iv)-re, melyet a KM egyenletbe helyettesítve kapjuk ZF-et (9. táblázat). Az előbbiek tekintetében a Fv-1. és az Ir-9. fúrásokban jelenlévő klorit ásványok kémiai összetételei láthatók az előbb felsorolt szerzők eredményeit is összefoglaló diagramokon (37. ábra). Az általam vizsgált klorit ásványok jó közelítéssel a KRANIDIOTIS & MACLEAN (1987) által vizsgált ásványok összetételével mutatnak rokonságot. Így a négyféle képződési hőmérséklet számításánál a KMkorr értéket veszem mértékadónak, miszerint a Fv1-514,8m-a, -575,2m és az Ir9-151m, -281m minták klinoklor ásványai a 342-346 °C –on kristályosodtak. Az Fv1-357,0m mintában 327 °C fokon keletkeztek e kloritok, míg a Fv1-514,8m-b szemcsékre számolt hőmérséklet 308 °C-nak adódott.
51
37. ábra. Összehasonlítás a irotai kutatási terület fúrásaiból származó kloritok kémiai összetétele (piros pontokkal jelölve), valamint a felhasznált geotermométer módszerek kalibrálására használt kloritok kémiai összetétele között. 1-CATHALINEAU (1988); 2 – KRANIDIOTIS & MACLEAN (1987); 3 – ZANG & FYFE (1995); 4 – NEALL & PHILLIPS (1987); 5 – TRUMBULL ET AL. (1996) Karbonátok Az XRD eredmények, valamint a fénymikroszkópi megfigyelések egyaránt alátámasztják, hogy a mintákban (egyes esetekben jelentős mennyiségű) karbonát ásvány van jelen. Az XRD eredmények ferro-dolomitot (Fe-dol), valamint ankeritet (ank) mutatnak. Az EPMA eredmények ezt alátámasztják, sőt egy kicsit árnyaltabb képet adnak a mintában található karbonátásványokról. A 38. ábrán a karbonátásványok néhány jellemző szövet-szerkezetét bemutató BSE felvétel látható.
38. ábra. BSE felvételek az Ir-9 és az Fv-1 fúrások mintáiban vizsgált karbonátokról. Az Ir9-151m-2 felvételen bejelölt mérési pontokon mért EPMA adatok a 6. táblázatban láthatók. A 10. táblázatban néhány karbonátásvány EPMA eredményei láthatók. Jellemző a magas vastartalom. Tiszta dolomitos összetétellel egyik vizsgált szemcse sem rendelkezett.
52
A karbonátok szövet-szerkezeti jellemzői, valamint a minden esetben magas vastartalom valamennyi esetben hasonlóak. Mindezek alátámasztják, hogy a karbonát ásványok posztmetamorf hidrotermás átitatódás során jutottak a fúrások által harántolt paleozóos kőzetegységekbe. E folyamatok révén természetesen a kőzet eredeti karbonáttartalma is mobilizálódott és újra kivált. 10. táblázat. Az Fv-1 és az Ir-9 fúrások mintáiban talált karbonátok EPMA eredményei (tömeg%-ban). A táblázat alsó részén a kationok száma szerepel 2 oxigénre számolva.
Opak ásványok Az elektronmikroszondás vizsgálatok lehetőséget nyújtottak a fénymikroszkópi megfigyelések kiegészítésére, az opak ásványok kémiai részleteinek feltárására, valamint a kisméretű (<10m) zárványok anyagainak vizsgálatára. Néhány, az opak ásványokra jellemző szöveti kép látható a 39. ábrán.
53
39. ábra. Az Fv-1 és az Ir-9 fúrásokból származó minták BSE felvételei A vizsgálatok alátámasztották az XRD és fénymikroszkópi eredményeket. A domináns szulfidok túlnyomórészt „tiszta” ásványok. A piritben előfordulnak galenit-, kalkopirit-, pirrhotin-, valamint arzenopirit- zárványok. A galenit és kalkopirit mennyisége nem jelentős, ami összhangban van a nyomelemvizsgálatok eredményével. Zárványaik xenomorfak és nem nagyobbak 20 m-nál. Ezek a bélyegek a kiválásukat megelőző szételegyedésre utalhatnak. Az arzenopirit nem csak zárványként van jelen a mintákban. Gyakoribb előfordulása a pirrhotinnal együtt jellemző. Az összetevőin kívül más elemeket nem tartalmaz, ahogyan a kalkopirit sem (40. ábra). ÁRKAI & POLGÁRI (1989) jelentésükben Co- és Ni-tartalmú piritről, valamint gersdorffitról (NiAsS) számolnak be. A jelenlegi vizsgálatok során nem sikerült ilyen szemcséket találni, bár megjegyzem, a jelentésükben is igen ritkának tartják ezeket az ásványokat. Új eredmény viszont, hogy míg a szerzőpáros az Fv-1. fúrás felső részére (386 m fölött) helyezi a galenit, kalkopirit és molibdenit zárványok jelenlétét, a jelen mérések során ettől jóval mélyebbről származó Fv1-514,8m mintában is mutattam ki ilyen zárványokat. A szulfidokra jellemző további, nem szulfid zárványok továbbá a klorit, a rutil, az apatit, valamint a ritkaföldfém-ásványok.
54
15000
As
S 11000 10000 9000 8000
S
Int.
Int.
10000
7000 6000
Cu
5000 4000
5000
Fe
3000
Fe Fe
2000
Fe S
S
Cu
1000
Fe keV
0 0
5
10
Fe 0 0
5
Cu
keV 10
40. ábra. Bal oldal: Arzenopirit EDS spektruma – Ir9-151m-4-1 Jobb oldal: Kalkopirit EDS spektruma Ir9-151m-6-1
Ritkaföldfém-tartalmú ásványok Az Fv-1 és az Ir-9 fúrások mintáiban meglepően nagy számú ritkaföldfém tartalmú ásványszemcsét mutattunk ki, melyek a fénymikroszkópi megfigyeléseknél „láthatatlanok” voltak (41. ábra).
41. ábra. Az Fv-1 és az Ir-9 fúrásokból származó minták BSE felvételei. A ritkaföldfém-ásványok elég változatos fajtái vannak jelen a mintákban. A leggyakoribbak közé tartozik a monacit (11. táblázat), valamint a RFF-karbonátok. Kevésbé gyakoriak a xenotimszemcsék (12. táblázat), valamint a tórit ritkaföldfémekben dús változatai - (Th,U,RFF)SiO4. Mindösszesen egy Ce-allanit szemcsét (13. táblázat) sikerült megfigyelni. Az EPMA adatokból pontos kémiai képletet nem sikerült számítanom sem a RFF-karbonátokra, sem a tórit ásványokra. Ezek EDS spektrumai a 42. ábrán látható. A RFF-karbonátok hozzávetőleges becslés alapján szinchizit-(Ce) vagy parisit(Ce) szemcsék lehetnek. A RFF ásványok mérete az 1-2 m-estől a 300-350 m-ig változik. Alakjuk kivétel nélkül xenomorf, csekély mértékű lekerekítettséggel. A vizsgált mintákban változatos
55
elhelyezkedésűek. A 39. ábrán háromféle pozícióban láthatók, Fv1-166,5m-5 képen a karbonátkitöltésű üreg szegélyén helyezkednek el a monacitszemcsék; az Fv1-524,8m-8 felvételen a piritszemcsék közötti repedésekben RFF-karbonát zsinórok; az Ir9-281m-4 felvételen a Ce-allanitszemcse szegélyén RFF-karbonát ásványok találhatók. 11. táblázat. Az Fv-1 és az Ir-9 fúrásban található monacit ásványok kiválasztott, reprezentatív EPMA adatai, valamint négy oxigénatomra számolt kationszámok.
12. táblázat. Az Fv-1 és az Ir-9 fúrásokban talált xenotim szemcsék EPMA adatai. A kationok száma négy oxigénatomra normálva
13. táblázat. Az Ir-9 fúrásban talált Ce-allanitszemcse EPMA adatai, valamint 12,5 oxigén atomra normált kationszámok.
A ritkaföldfém-ásványok nagy valószínűséggel az üledékképződés során kerültek a kőzetbe. Azonban a karbonátos üregek szegélyén, a szulfid ásványok környezetében zsinóros kitöltésként, valamint az apatit szemcsék szegélyén elhelyezkedő változatok arra engednek következtetni, hogy a metamorfózis során vagy későbbi hidrotermás oldatok hatására az üledékes eredetű RFF ásványok mobilizálódtak, majd újra kicsapódtak. O
13000
Si
12000
9000
11000
8000
O U Th Th
10000 7000 9000 6000
F Sm Nd Ca Nd Ce Ce La La Sm
7000 6000 5000 4000 3000 2000 1000
Int.
Int.
8000
Ce Nd Ce
Al
3000
La Sm Nd Sm
1000 keV
5
Nd Nd Fe
2000
0 0
Ti Ca
4000
La
Th Ca Th Ca
5000
10
U Zr Zr
Pb Pb
Ca Ca
Fe Ti Ti Nd Nd
Fe keV
0 0
5
42. ábra. Bal oldal: RFF-karbonát ásvány EDS spektruma – Fv1-514,8m-7-1 Jobb oldal: tóritszemcse EDS spektruma – Ir9-281m-2-1
56
10
6.3. Karotázs szelvények A mágneses anomália minél pontosabb értelmezése, illetve a kutatási terület lehető legrészletesebb földtani megismerésének érdekében, a területen mélyült fúrások papír alapú karotázs szelvényeit használtam fel (VÁRFALVI ET AL. 1970; DUDÁS ET AL 1988). A szelvényeket szkennelve, majd digitalizálva újraértelmeztem, pontosítottam a litológiai rétegsort. Szerencsére az irotai fúrások karotázs szelvényei a fúrómagjaikhoz hasonlóan nem semmisültek meg, így a területen belül összesen tizenegy fúrást tudtam felhasználni (a fúrások és a karotázs szelvények jegyzéke a 14. táblázatban található). A karotázs módszerek érckutatásra irányuló alkalmazását HURSÁN László (1988) munkája alapján végeztem. A szelvények a 15. és 16. mellékletekben láthatók. 14. táblázat. Az irotai kutatási területen mélyült fúrások és a lemért karotázs szelvények jegyzéke
A hintett érces szakaszok a természetes potenciál (SP) szelvényen általában jellegtelenek. Azonban, ha a fúrást hosszabb időn keresztül mélyítik (pár hét alatt), akkor pozitív SP indikációk jelentkeznek az oxidációs potenciál megnövekedett helyein (ércásványok oxidációja miatt). Ez csak akkor alakul ki, ha a fúróiszappal oxigén jut a fúrólyukba, mely meggyorsítja az érces szemcsék oxidációját. A folyamat meggyorsítására történtek kísérletek, hidrogén-peroxidnak a fúróiszapba keverésével, azonban a módszer pontatlansága miatt nem tartozik rutin módszernek.
57
A látszólagos fajlagos ellenállás szelvények (RHO) vizsgálata érckutatás szempontjából reményt keltően hangzik. Azonban az irotai kutatási terület esetében hintett ércesedésről van szó, így az egyes vezető szemcsék izoláltan helyezkednek el a nagy fajlagos ellenállású kőzetben (metamorfitok). Ezen túl, az ércesedést befoglaló kőzet fajlagos ellenállása repedezettségüktől, bontottságuktól, a bontott zónák agyagtartalmától és víztartalmától függ. Csak jelentős ércásványtartalom (>5-8%) hatására csökken a kőzetek ellenállása szembetűnően. Az Irota-1-9 és Felsővadász-1 fúrásokban potenciál és gradiens elrendezésű szondákat egyaránt alkalmaztak ellenállás szelvényezésre. Az Fv-1 és Irota-1 fúrásnál a megszokott B-1.95-A-0.1-M potenciál elrendezésű szondát használták, míg a többi irotaiban szokatlanul hosszú B-3.0-A-0.3-M szondával mértek. Ez valószínűleg az eltérő fúrástechnológia következményeivel áll összefüggésben. A szén tartalmú kőzetek (grafit, metaantracit) kimutatására igen megbízható e két módszer kombinálása. A redukáló környezetet biztosító grafitos – antracitos rétegek magas SP-t adnak, illetve alacsony fajlagos ellenállással rendelkeznek. A természetes gamma módszerrel (GR) az ércesedett zónák nem jelölhetők ki. Ez a módszer alkalmasabb a mellékkőzet litológiai tagolására, fillit meszes változatainak elkülönítésére. A gamma-gamma szelvényezés csak a nagy érctartalmú kőzetek esetén használható érckutatásra, mivel a módszer elsősorban a kis (1-2,5 g/cm3) sűrűségű kőzetben nyújt jó felbontást, 3 g/cm3 sűrűség fölött már nem. Azonban vizsgálatával következtethetünk a mellékkőzet bontottságára, repedezettségére, tehát a tektonizáltságra. A hidrogeológiai kutatásoknál elengedhetetlen neutron-neutron szelvényezés a porozitás és repedezettség meghatározásának eszköze. Az érckutatásban azonban nem alkalmazható. Az elektród- vagy kontaktpotenciál (KP) szelvényezést kifejezetten érckutatási célzattal fejlesztették. A mérés során az általában cinkből készült elektródpár egyik része végig söpri a lyukfalat, míg a másik rész csak a fúróiszappal érintkezik. Ha a seprűelektróda az ércszemcsét érint, akkor a közöttük feszültségesés következik be. Azonban a nagy vezetőképességű ionos (rétegvizes) rétegek nem adnak anomáliát. Az érces szakaszok igen éles határral, 100-200 mV-os anomáliával jelentkeznek. Korábban csak egy fajta anyagból készült szondát használtak, mellyel az ércesedés minőségére nem lehetett következtetni. Azonban az 1980-as évek végén elterjedt, hogy két, különböző anyagú (cink és réz) szondával is lemérték a kontaktpotenciált. A különböző fémek eltérő elektródpotenciált alakítanak ki egy adott elektronos vezető anyaggal, így a két szelvény 58
összehasonlításával lehetőség nyílt az ércásványok meghatározására. Ércmennyiség meghatározásra csak hozzávetőlegesen alkalmas, tekintve, hogy az irotai kutatási terület fúrásaiban polimineralikus ércesedés van jelen, így a szonda kalibrálása nem lehetséges. A kutatási területen mélyült fúrásokból csak kettőnél (Fv-1 és Ir-9) használtak KP szelvényezést. Az Ir-9 fúrás KP szelvényének megbízhatósága megkérdőjelezhető, hiszen a módszer ekkoriban kezdett megjelenni. Az Fv-1 fúrásban lemért KP-Zn szelvény értékei kielégítő, míg a KP-Cu értékek igen jó korrelációt mutatnak a fúrómagon mért mágneses szuszceptibilitás értékekkel (43. ábra). Ez alapján a KP-Cu szelvény megteremti a lehetőséget arra, hogy információt nyerjünk a szulfidos - de legalább a mágneses tulajdonságú pirrhotin - ásványosodás helyéről a fúrás olyan pontjairól is, ahol egyébként nem rendelkezünk szuszceptibilitás-méréssel. Ez kevésbé alkalmazható a KP-Zn szelvény esetében az alapvetően nagyobb szórás, valamint a kiugró értékek miatt.
43. ábra. Az Fv-1. fúrólyukban mért kontakt potenciál (Cu és Zn anyagú elektródával) értékek magmintákon mért mágneses szuszceptibilitás értékek függvényében. A szelektív gamma-gamma (SGR) szelvényezés alkalmas az érces szakaszok kijelölésére. Az érctartalom növekedése az effektív rendszám növekedését vonja maga után, amivel fordítottan arányos az azonos időtartam alatt regisztrált beütésszám. Tehát a nagy effektív rendszámhoz tartozó, érces szakaszokat a mellékkőzetben mérthez képest alacsonyabb beütésszám jelez. A méréshez lágy izotópot (pl.:
241
Am) használnak, melyek
kis energiájú (~100 keV) -sugárzást bocsátanak ki. A sugár és a kőzet közötti kölcsönhatás a fotoelektromos hatás, így a kőzetek porozitása és a pórusfolyadék milyensége alig van hatással az eredményre. Érctartalom meghatározásra a KP módszernél
59
ismertetett okok miatt a kutatási területen csak hozzávetőlegesen alkalmazható. A szulfidos ásványosodás prognózisára csak a KP szelvénnyel együtt érdemes alkalmazni, azonban az Fv-1 fúrásban 480 m-től mélyebb szakaszokon csak ez a szelvény áll rendelkezésre a kettő közül.
A fúrások főként paleozóos kőzeteket harántoltak, melyekben a harmadidőszaki képződményekhez képest eltérő módon jelennek meg a karotázs szelvényeken. Ennek oka a helyenként magas szerves anyag tartalom, a szulfidos ásványosodás, valamint a kőzetek metamorf jellege. A fúrások nagy része sekély mélységű, három kivétellel: az Irota-5, -9 és az Fv-1 fúrások, melyek rendre 292 m, 296 m és 600 m hosszan hatoltak a felszín alá. Mivel az Fv-1 fúrás majdnem húsz évvel fiatalabb az irotai fúrásoktól, valamint a karotázs szelvények változatosabbak, vizsgálataim alapjának tekintem és a többi fúrást ehhez viszonyítom. A következő bekezdésekben a Fv-1 fúrás karotázs szelvényeit jellemzem, valamint vetem össze az anyagvizsgálat eredményeivel.
Paleozóos képződmények: Az Fv-1 fúrás GR szelvényének legmagasabb, egyúttal legerősebben és kaotikusan változó értékei a fúrás talpától (600,1 m) 474 m mélységig elhelyezkedő zónában vannak. A magas radioaktivitást a kőzet agyagtartalmának dominanciájához rendelem, melybe két helyen, 507 m és 545 m-nél, 2-4 m vastag alacsony aktivitású képződmények települnek be. Az SP görbe 474 m-ig fokozatos, monoton csökkenést mutat. A 490 – 495 m mélységben lévő hirtelen csökkenést kvarc, illetve karbonát ásványok megnövekedett jelenlétének tulajdonítom. Az ellenállás szelvények szintén fokozatos csökkenést mutatnak és az SP görbével egybevágóan 490 - 495 m-nél hirtelen esést produkálnak. Sajnálatos módon a KP szelvények ezen a szakaszon nem lettek lemérve. Az SGR szelvény, a 600,1 – 474 m-es zónában két szakaszon (568 - 600,1 m és 480 – 540 m) produkál az alapszinthez képest alacsonyabb értékeket, melyek szulfid ásványok jelenlétét indikálják. Ez a szuszceptibilitás-mérés eredményeivel viszonylag jól egyezik. A 474 – 456 m-ben lévő szakaszon a bőség szelvény jelentős kavernásodást mutat. Ez a szakasz a H szelvényen, a paleozóos összlet más szakaszaihoz képest magasabb porozitással jelenik meg. Feltételezhetően az itt található képződmények erős töredezettsége okozza a szelvényekben a változást. A 456 – 405 m mélységközben lévő szakaszon viszonylag nyugodt, egyenletesen közepes értéket mutat a GR szelvény. Az SP értékek egyhangúan magasak, és az ellenállás 60
szelvények alacsony értéket mutatnak. Az XRD eredményekkel összevetve megemelkedett paragonittartalom jellemző a szakaszra. A KP-Cu szelvény alacsony értékei, valamint a szuszceptibilitás értékek jelentős szulfid ásványosodást nem indikálnak. A 405 – 315 m-ben lévő szakaszon a GR szelvény hasonló lefutású, mint az előző szakasz. Csökkent viszont az SP görbe értéke és emelkedett az ellenállás szelvényeké. A szulfid ásványok megnövekedett jelenlétét mutatja a KP-Cu szelvény végig magas értéke, ami összhangban a szuszceptibilitás értékekkel a szulfid, egyben a mágneses tulajdonságú ásványok hiányát jelzik. Ez alól kivétel a 374 – 381 m szakasz. Az előző szakasz feletti, közel 100 m vastag zóna (315 – 217 m) SP szelvénye jellegzetes mintázatot mutat, a GR szelvény egyhangú lefutása mellett. Az előbbi a teljes szakaszra jellemző markáns változása a kőzet szerves anyag tartalmának, a paragonit mennyiségének ismételt megnövekedése, valamint a szulfidos ásványosodás váltakozó megjelenése miatt alakult ki. Az ellenállás szelvények két helyen (243 és 281 m-nél) 1-2 méter vastag, jelentősen magas ellenállású (és csökkent gamma aktivitású) rétegeket jelölnek,
melyek
feltehetően
kovásodással
és/vagy
karbonátosodással
hozhatók
kapcsolatba. A 217 – 165 m mélyen lévő szakasz a paleozóos kőzetek mállott zónáját jelöli. Szokatlanul alacsony, egyhangú SP, valamint kaotikusan, erősen változó GR tartozik a zónához. A H szelvény megemelkedett szintje igazolják az elképzelést, miszerint ez a töredezett részben agyagos mállott zóna magasabb víztartalommal bír, de még a metamorf kőzetjelleg felismerhető a magmintákon és ezért rendelkezik nagyobb ellenállással, mint a rá települő harmadidőszaki képződmények. Az Fv-1 fúrásban 165 m mélységtől a felszínig kainozóos képződmények vannak. A GR szelvény alapján egymástól pontosan elkülöníthetők a pannon üledékek agyagos, aleuritos, homokos zónái. A szarmata riolittufa emelkedett gamma aktivitással jelentkezik a szelvényeken. Az SP szelvény a GR-rel egybevágó módon alkalmas a litológiai tagolásra. A harmadidőszaki képződmények alacsony értékkel jelentkeznek az ellenállás szelvényeken. Az Fv-1 fúrásban összesen három, 4-5 m vastag, jelentős ellenállás növekedést mutató réteget különíthetünk el 50 m, 70 m, valamint 88 m mélységben. E rétegekhez alacsony hidrogén porozitás rendelhető. Ezek nem agyagos, de vizet sem tartalmazó, vízzáró kőzetek lehetnek, feltehetően szilkrét vagy karbonátos képződmények. Szilkrét képződményeket feltárásban is megfigyeltem Gadna melletti Nagy-völgy Ny-i oldalán.
61
Az előbb részletezett jellemzők, valamint az anyagvizsgálati eredmények alapján a paleozóos litológiai rétegsort leegyszerűsítettem. Összesen öt, egymástól nem is annyira különböző kőzettípust különítettem el, melyek a következők.
Kvarcos, karbonátos lencsékkel/sávokkal tagolt pirites/arzenopirites fillit. A fém-
szulfidok jelenlétét külön, a 15. és 16. mellékletben nem jelölöm, mivel saját megfigyelések, valamint más szerzők munkája alapján (NÉMETH szóbeli közlés, ÁRKAI & POLGÁRI 1989) az Fv-1 fúrás paleozóos képződményei teljes hosszukban tartalmaznak piritet, arzenopiritet és ezekhez képest változó mennyiségű pirrhotint.
Pirrhotinos fillit. Az előző kőzettípus pirrhotint jelentős mennyiségben tartalmazó
változata. Ennek elkülönítése főként a mágneses test részleteinek megjelenítése miatt történt.
Magas szervesanyag- (metaantracit) tartalmú fillit. Ez is szintén az első típusnak
egy változata, mely a karotázsszelvényeken kiugróan magas SP értékkel jellemezhető.
Erősen kovásodott, karbonátosodott fillit. A kovásodás és karbonátosodás
általánosan jellemző a kutatási terület paleozóos kőzeteire. Ezzel a típussal a karotázsszelvények jellegzetesen magas ellenállású és alacsony GR, valamint SP értéket mutató szakaszait különítem el.
Mállott zóna. A paleozóos összlet felső 50-60 m vastag erősen mállott zónája, mely
jellegzetesen alacsony SP értékekkel jelenik meg. Mindezek függvényében az Ir-5 és a -9 jelű fúrások könnyen értelmezhetők, valamint korrelálhatók az Fv-1-gyel (15. melléklet). Az Ir-9 és -5 fúrások fele olyan mélyek, mint az Fv-1, ezért azok a legfelső pirrhotinos zónát teljesen, míg az egyel mélyebbit csak részben harántolták. Szükséges megjegyeznem továbbá, hogy az Ir-9 fúrás esetében a szuszceptibilitás és KP szelvény nem ad oly jó korrelációt, mint azt az Fv-1 fúrásnál kimutattam (43. ábra). Véleményem szerint ennek technikai okai lehetnek, tekintve, hogy régi mérésről van szó. Az extrém magas SP és az igen alacsony ellenállás értékek 200 – 250 m között a sörétes fúrási technika miatt alakulhattak ki. Elképzelhető, hogy a sörét a fúrólyuk falára kipréselődve összefüggő kérget alkot, így a méréseket meghamisítja (VÁRFALVI
ET AL.
1970). A szerző szerint erre nincs bizonyíték.
Az Ir-1, -2, -3, -4, -6, -7, -7a és -8 fúrások közül csak a Ir-7 és 7a harántolt csekély vastagságban harmadidőszaki képződményeket. A fúrások sekély volta miatt csak az Ir-3
62
jutott ki a paleozóos kőzetek mállott zónájából. Azonban, hogy mégis legyen információ a kutatási terület ezen részéről, az eredeti litológiai leírásra erősen támaszkodva próbáltam a szelvények jellegtelen változásait az Fv-1, Ir-5 és -9
fúrásokban megismert
képződményekhez hasonlítani (16. melléklet). A szelvényeket vizsgálva kitűnik, hogy a terület ÉK-i részén (Ir-7, -7a és 8) a karbonátosodott, kovásodott fillit gyakorisága megnő. Ezt a terepbejárás során is megfigyelt kvarcitos görgetegek jelenléte alátámasztja.
6.5. Geoelektromos (ZALAY & SCHÖVINSZKY 1987) és szeizmikus mérések 1986-ban komplex geofizikai mérések részeként horizontális és kiegészítő vertikális elektromos szelvényezés zajlott a Szendrői-hegység szinte egész területén. Ezekből összesen 4 szelvény esik az irotai kutatási területre, melyek hasznos információt tartalmaznak a képződmények fajlagos ellenállására és helyzetére vonatkozóan. Az Irota-7, -8, -9 jelű szelvényeket (44. ábra, 17. melléklet) a hegység peremének Szakácsi – Gadna közötti szakaszán azonos paleozóos képződményről, az Irotai Formáció kibúvásairól indították D-DK-i irányban. A szelvények közül az Irota-8-as és -9-es az alaphegység vizsgált szakaszán két lépcsőt mutat, míg a 7-es szelvényben már csak egy lépcsőt vehetünk észre. A fedőképződményben az egyetlen jelentős változás az Irota-7-es 100as pontja környékén jelentkezik, lokális ellenállás maximummal. Ezt valószínűleg nagyobb ellenállású kavicsos képződmény alkotja. A Gadna-11 jelű szelvény Gadnától Kre a paleozóos alaphegység csapásirányában követi nyomon az aljzatot. A szelvények alapján az alaphegység ezen a részen enyhén lejtve süllyedt le.
44. ábra. Horizontális elektromos szelvényezés eredményszelvénye (ZALAI & SCHÖVINSZKY 1987 alapján módosítva). A térbeli elhelyezkedést ld.: ábra. Az eredményszelvényen jól látható, ahogy a magasabb látszólagos fajlagos ellenállású képződmények D-i irányba a mélybe zökkennek.
63
A paleozóos képződmények fajlagos ellenállása nagyon változó, esetenként megegyezik a kainozóos képződmények ellenállásával. A különböző kőzetek fajlagos ellenállása egymást átfedő, széles tartományokat fog át. Csapásirányra merőlegesen az azonos ellenállással jellemezhető sávok keskenyek (kb. 200-300 m). A különböző ellenállású sávok a szelvénymérések sűrítésével – változó ellenállásuk ellenére – követhetők.
A
kibúvások
környezetében
a
domborzat
feltehetően
fiatal
üledékfoszlányokból áll. A paleozóos alaphegység fizikai paraméterei tekintetében (sűrűség és fajlagos ellenállás) rendkívül inhomogén képződményekből áll. Ennek legfőbb következménye, hogy a VESZ módszerrel nem különíthetők el a fedett helyzetű különböző paleozóos képződmények. A kutatási területet átszelő szeizmikus reflexiós szelvények a 18. és 19. mellékletben (SZALAY
ET
AL.
nem publikált szelvények) láthatók. A migrált
időszelvényekhez kiértékelés nem készült. A kijátszások felső részén ábrázolták a nagy sebességű aljzat felszínét, amit a statikus korrekcióhoz használtak fel. A vonatkoztatási szint 140 mBf, ezért a kainozóos képződmények nem jelennek meg a szelvények kutatási területre eső részén. Az aljzaton belül, kevéssé strukturált, röviden követhető reflexiók, ami az aljzat erős töredezettségére, tektonizáltságra utal.
7. Konklúzió, következtetések A Szendrői-hegység DK-i határát lefedő kutatási területen a hegység legidősebb kőzetének tartott, Irotai Formáció bukkan a felszínre. A dolgozatom célja az ezen a területen elhelyezkedő mágneses anomáliához köthető ércesedés kutatása, valamint geológiai-geofizikai modell felállítása. A 2011 nyarán végzett geomágneses mérés során 3,75 km2-es területen, másfél hónapon keresztül, több mint 1600 mérési pontban regisztráltuk a Föld mágneses indukciójának abszolút értékét. Az így nyert adatokból kétdimenziós inverziós módszert alkalmazva lehatároltam a mágneses hatót. Az inverziós számításnál figyelembe vettem a területre eső fúrások (Ir-5, -9) magmintáin mért mágneses szuszceptibilitás-értékeket (CSÁKI 1976), valamint a szarmata riolittufa remanens mágnesezettségét (MÁRTON & MÁRTON 1972, -89). Az ilyen módon felállított geofizikai modellt háromdimenziós előremodellezéssel ellenőriztem. A mágneses ható felszíni vetülete 1,5 x 2 km nagyságú, K-Ny-i irányban kissé elnyújtott szabálytalan alakú test. Tetőszintjének ÉNy-i része a
64
felszín alatt 190 m mélyen helyezkedik el, mely DK-i irányban fokozatosan lezökken 250 280 m mélységig. A mágneses anomália forrása a pirrhotin (VÁRFALVI ET AL.1970). A kutatási területen a MÉV által 1968-69-ben mélyített kutatófúrások (Ir-1, …-9) célja a terület hasadóanyag ércesedésének feltárása volt. A fúrásokban mért karotázsszelvények (VÁRFALVI
ET AL.
1970) a húsz évvel később mélyült Fv-1
szerkezetkutató fúrás karotázsszelvényeivel (DUDÁS magmintáin
végzett
mágneses
ET AL.
szuszceptibilitás-mérés
1988), valamint az Fv-1 eredményeivel
jelentősen
hozzájárult a mágneses ható részleteinek feltárásához. Továbbá a fúrások közötti korreláció is lehetővé vált, amit eddig az adatok kezelhetősége és az eltérő litológiai leírás nehezített. Az Fv-1 fúrás által harántolt metamorf képződményekben összesen öt pirrhotinos szakaszt (I.-V.) különítettem el. Ezek a szakaszok további vékonyabb szakaszokra oszthatók fel. Az Ir-5, -9 fúrások a legfelső V. szakaszt teljesen, a IV. szakaszt csak részben harántolták. Ez a fúrások közötti korreláció egyik fontos megállapítása, melyben jelentős szerepe volt a Fv-1 fúrás magmintáin mért szuszceptibilitás-értékeknek. A pirrhotinos szakaszok kimutatására alkalmas a réz elektródával mért kontaktpotenciálszelvény (KP-Cu). Ezt bizonyítja a fúrómagokon mért szuszceptibilitás-értékekkel való jó korrelációja (43. ábra), mely gyengébb a cinkelektródával mért szelvény esetében. A KPZn módszer valószínűleg más fajta szulfidásvány dúsulására érzékeny. A felállított korreláció továbbá a HESZ mérések eredményei (ZALAI & SCHÖVINSZKY 1987) a 2 és 3Ds geofizikai modellezéstől függetlenül bizonyítják a kainozóos medencealjzat DK-i irányú lezökkenését. Az ásványtani, kémiai és mikroszkópos (fény, EPMA) megfigyelések alapján az Fv-1 fúrás paleozóos kőzetanyaga nem mutat oly nagy változatosságot, mint azt a KOVÁCS (1988) részletes munkájában olvashatjuk. A fillit pélites - pszammitos (főként sziliciklasztos, alárendelten karbonátos) üledékek metamorfózisa révén keletkezett, melyet posztmetamorf hidrotermás hatások (kvarcosodás, karbonátosodás, paragonitosodás, szulfid ásványosodás) bélyegezetek fölül. A szulfidok kiválásának legalább két fázisa lehetett. Az első az S-C palásság és a krenuláció kialakulásával együttesen zajlott le (max. 20 m-es szulfid szemcsék a palásodással közel párhuzamosan). A második ettől későbbre tehető, egy rideg alakváltozás során kialakuló üregeket kitöltő, az előzőtől durvább kristályos szulfidos ásványosodás. A pirrhotin nagy hányada ennek a végén vált ki. ÁRKAI & POLGÁRI (1989) munkájukban feltételezik, hogy a szulfidásványok még az üledékképződéssel
egyidejűleg
keletkeztek,
melyek
a
későbbi
hatások
révén
(metamorfózis, hidrotermás átitatódás) mobilizálódtak és újra kiváltak. Ezt jelen 65
dolgozatommal se cáfolni, se alátámasztani nem tudom. A pirrhotin-, a metaantracit-, valamint a többi szulfidásvány-szemcsék – melyek jó elektromos vezetőképességgel rendelkeznek - egymástól elszigetelten, diszperzen helyezkednek el a kőzetben. Ennek következménye, hogy a tellurikus vezetőképesség térképen nem jelentkezik anomália a kutatási területen. Az Fv-1 fúrásban 450 m mélységtől lefelé jelentős litológiai váltás figyelhető meg. A fillit kőzetalkotó ásványai között megjelenik a klorit, két fajta polimorf változatában. Az orientált szemcsékből álló klorit ásványok, melyek kialakulása a metamorfózishoz köthető, valamint a réskitöltő pozícióban elhelyezkedő kloritszemcsék, melyek posztmetamorf hidrotermás hatás során keletkeztek. A kloritszemcséken végzett EPMA mérések eredményeiből, a tetraéderes pozícióban elhelyezkedő Al-tartalomtól függő, KARNIDIOTIS ÉS
MACLEAN (1987) által kifejlesztett, tapasztalati geotermométert alkalmaztam a klorit
képződési-hőmérsékletének meghatározására. A metamorf eredetű klorit 342-345°C-on, míg a hidrotermás eredetű klorit, ettől alacsonyabb 308-329°C-on képződhetett. Az előbbi jó egyezést mutat a Szendrői Paleozoikum metamorf fokával (400±50°C, 2,5-3 kbar – ÁRKAI (1977, 1983, 2001)). A fehér csillámok (muszkovit és paragonit) jelentős mennyiségben találhatók az Fv-1 paleozóos összletében. A muszkovit a metamorfózis során, míg a paragonit nagy része a posztmetamorf folyamatok során képződött. Elképzelhető, hogy a paragonit hidrotermás képződése kapcsolatban áll a pannon korú, jarositos kötőanyagú homokkőben CSOMOR & MIKLÓS (2012) által kimutatott Na-jarosit szegély kialakulásával. A klorit esetén felbuzdulva, próbát tettem egy muszkovit-paragonit geotermométer (HENLEY 1970) alaklamazására is, azonban ez nem vezetett eredményre. 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. Ez okozhatja a nyomelem vizsgálatokkal kimutatott másfél-kétszeres La- és Ce-anomáliát a PAAS-hoz képest. A mágneses mérés a pirrhotinos testek helyzetének meghatározására eredményes volt, azonban a ritkaföldfémek lehetséges nagyobb mértékű dúsulása nem esik egybe azzal. Így a kutatás további céljának jelölöm meg. 66
A nyomelemvizsgálatok alapján az Fv-1 fúrás képződményeiben nem dúsulnak számottevően az Au, Ag, Cu, Pb, Pd és Pt elemek. Ezt fénymikroszkópos és EPMA mérések alátámasztják. Termésaranyszemcsét összesen kettőt találtunk EPMA-val, melyek 2-3 m-es nagyságuk és xenomorf alakjuk alapján üledékes eredetűek lehetek. 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.
8. Köszönetnyilvánítás Köszönettel tartozom elsősorban konzulenseimnek, Dr. Németh Norbertnek, a terület földtani megismerésében nyújtott segítségért és gondolatébresztő ötleteiért, melyet a geofizikai - földtani értelmezéskor eredményesen alkalmazni tudtam, illetve Madarasi Andrásnak a szakmai beszélgetéseket, hasznos észrevételeit, valamint segítségét az adatokhoz való hozzáférésben. Köszönet illeti korábbi konzulensemet, Dr. Szabó Norbert Pétert, a geofizikai modellezésben nyújtott segítségért, valamint hasznos szakmai tanácsaiért. Köszönöm a Miskolci Egyetem Ásványtani-Földtani Intézet munkatársainak, Dr. Kristály Ferencnek, Dr. Zajzon Norbertnek és Móricz Ferencnek a röntgendiffrakciós, elektronmikroszondás
és
röntgen fluoreszcens
vizsgálatok
elvégzéséhez
nyújtott
segítségüket, tanácsaikat. Szintén köszönet illeti Hámorné Vidó Máriát, hogy rendelkezésemre bocsátotta megfigyeléseit. Köszönöm Tóth Szabolcsnak a fáradhatatlan munkáját és a hasznos szakmai beszélgetéseket. Köszönöm továbbá Dr. Földessy Jánosnak hasznos észrevételeit, megjegyzéseit, illetve a Rotaqua Kft.-nek a kutatási lehetőséget és a hozzáféréseket. Köszönettel tartozom Hegedűs Rékának, Papp Árpád Gergőnek, Stuller Viktornak és Szalai Márknak a terepi mérések során nyújtott segítségükért.
67
Végül, de nem utolsó sorban köszönöm Családomnak a támogatást és a megértést.
9. Irodalomjegyzék AHRENS, T. J. "(1995): Rock physics and phase relations a handbook of physical constants, American Geophysical Union, Washington" ÁRKAI, P. (1977): Low-grade metamorphism of Paleozoic sedimentary formations of the Szendrő Mountains (NE-Hungary). Acta Geol. Acad. Sci. Hung., 21/1-3, pp. 53-80. ÁRKAI, P. (1983): Very low- and low-grade Alpine regional metamorphism of the Paleozoic and Mesozoic formations of the Bükkium. Acta Geol. Hung., 26, pp. 83-101. ÁRKAI, P. & POLGÁRI, M. (1989): Jelentés „a Felsővadász-1 fúrás metamorf sorozatára jellemző minták metamorf kőzettani és ércásványtani értékelése” témakörben a Kmb. 179/89. GKL számú, 4838/89 MÁFI számú kutatási szerződés keretében végzett vizsgálatokról. 39 p. Kézirat, MTA- Geokémiai Kutatólaboratórium, 179/89. ÁRKAI, P. (2001): Alpine regional metamorphism in the main tectonic units of Hungary, Act. Geol. Hung. 44. p. 337 ÁRKAI, P., ABAD, I., NIETO, F., NÉMETH, T., HORVÁTH, P., K. KIS, V., J UDIK, K. & J IMENEZ-MILLÁN, J. (2012): Retrograde alterations of phyllosilicates in low-grade metapelite: a case study from Szendrő Paleozoic, NE-Hungary, BALOGH, K. (1949): A Bódva és Sajó közötti barnakőszénterület földtani viszonyai, Földtani Közlöny, 79. pp. 270-286. BALOGH, K. (1964): A Bükkhegység földtani képződményei, MÁFI Évkönyv, 48/2. pp. 243-719. BALOGH, K. ÉS PANTÓ, G. (1952): A Rudabányai-hegység földtana. MÁFI, Évi Jel. 1949-ről, pp. 135-154. CATHELINEAU, M. (1988): Cation site occupancy in chlorites as a function of temperature, Clay Minerals, vol. 23., pp. 471-485. CSÁKI, F. (1976): A csereháti-dombvidék paleozóos képződményeinek komplex földtani vizsgálata, Egyetemi Doktori Értekezés CSOMOR, Á. & MIKLÓS, R. (2012): Jarosit homokkőben - egy csereháti speciális kőzetfajta ásványtani vizsgálata, ETDK Dolgozat DUDÁS, I., HORVÁTH L., HERÉDI, P., NAGY, G., SZATMÁRI, T. (1988): Felsővadász-1 fúrás mélyfúrási geofizikai szelvényei, MBFH Adattár, T.2162/1 ERKEL, A., HOBOT, J., KIRÁLY, E. (1966): Észak-Magyarországi komplex geoelektromos mérések (Cserehát). Geofizikai Közlem. 15/1-4, pp. 115-124. E UGSTER, H. P. & YODER, H. S. JR. (1955): The joint muscovite-paragonite, Carnegie Inst. Wash. Yearbook, 54. 124-6. EVANS , A. M. (1993): Ore Geology and Industrial Minerals - An Introduction, Blackwell Publishing, Third Edition FOETTERLE, F. (1868): Das Gebiet zwischen Forró, Nagy-Ida, Torna, Szalóc, Trizs und Edelény, Verh. K. k. Geol. R. A. pp 276-277. FOETTERLE, F. (1869): Vorlage der geologischen Detailkarte der Umgebung von Torna und Szendrő, Verh. K. K. Geol. R. A. pp 147-148. FÖLDVÁRI, A. (1942): Szendrő, Meszes és Abod közötti terület földtani viszonyai, MÁFI Évi Jel. 1938-38-ról 2, pp. 819-830. FÜLÖP , J. (1994): Magyarország geológiája, Paleozoikum II., Akadémiai Kiadó, Budapest GATTER, I. & BOGNÁR, L. (1987): A Szendrői-hg. epimetamorf képződményeiben lévő kvarc szegregációk áttekintő fluid zárvány vizsgálata és földtani értékelése. MFGI Adattár, T. 19340.
68
LESS, GY. (ED.) & GYALOG, L. (ED.) (2005): Magyarország fedett földtani térképe, M-34-126 Roznava (Szendrő), 1: 100 000, MÁFI, Budapest GYALOG, L. (2005): Magyarázó Magyarország fedett földtani térképéhez, 1: 100 000, MÁFI, Budapest HAAS, J. (ED.) (2001): Geology of Hungray, Eötvös University Press, 317 p. HANSEN, R. O. & PAWLOWSKI, R. S. (1989): Reduction to the pole at low latitudes by Wiener filtering, Geophysics 54/ vol.12 (December) pp. 1607-1613. HAUER, F. (1868): Reisebericht, Verh k. k. Geol. R. A. 16. p 94. HAUER, F. (1869): Geologische Überschists-Karte der Österreichisch-Ungarischen Monarchie Blatt III. Westkarpaten, Jahrb. K. k. Geol R. A. 19. 4. pp 435-565. HENLEY, K. J. (1970): Application of the muscovite-paragonite geothermometer to a staurolite-grade schist from Sulitjelma, north Norway, Min. Mag., vol. 37. No. 290., pp. 693-704. HOCHSTETTER, F. (1856): Ueber die geologische Beschaffenheit der Umgegend von Edelény bei Miskolcz in Ungarn, am Südrande der Karpathen. – Jb. k. k. geol. reichsanst.7/4 pp.: 692-705 HURSÁN, L. (1988): Mélyfúrási geofizika, Kézirat IIYAMA, J. T. (1964): Étude des réactions d'éhange d'ions Na-K dans la série muscovite-paragonite, Bull. Soc.. Franc. Min. Crist. 87 532-41. JÁMBOR, Á. (1960): Jarosit-kötõanyagú homokkõ a Szendrõi-hegység DK-i peremén. Földtani Közlöny 90/3, 363-368. JÁMBOR, Á. (1961): A Szendrői és az Upponyi-hegység összehasonlító földtani vizsgálata, MÁFI Évi Jel. 1957-58-ról, pp. 103-119. KHANCHUK, A. I., PLYUSNINA, L. P., NIKITENKO, E. M., KUZMINA, T. V. & BARINOV, N. N. (2011): The noble metal distribution in the black shales of the Degdekan gold deposit in Northeast Russia, Russian Journal of Pacific Geology, vol. 5 No. 2. pp. 89-96 KIS, K. I. (2009): Magnetic methods of applied geophysics, Eötvös University Press, Budapest KISS, J. (2001): Magyarország 100 000-es geofizikai térképsorozata, Mágneses Z térkép, 98. térképlap (Encs), ELGI KISS, J. (2001): Magyarország 100 000-es geofizikai térképsorozata, Gravitációs Bouguer-anomália térkép, 98. térképlap (Encs), ELGI KISS, J. (2001): Magyarország 100 000-es geofizikai térképsorozata, Urán eloszlás térkép, 98. térképlap (Encs), ELGI KOLOSVÁRY, G. (1951): Magyarország permo-karbon koralljai, Földtani Közl., 81/1-3., pp.: 4-56. 4-6. 171181. KOROKNAI, B. (2004): Tektonometamorf fejlődés az Upponyi- és Szendrői-paleozoikumban, Doktori értekezés, 239 p. KOVÁCS, P. & KÖRMENDI, A. (1999): Geomagnetic repeat station survey in Hungary during 1994-1995 and the secular variations of the field between 1950 and 1995, Geophysical Transactions, Vol. 42. No. 34. pp. 107-132 KOVÁCS, S. (1987): Olisztosztrómák és egyéb, vízalatti gravitációs tömegszállítással kapcsolatos üledékek az észak-magyarországi paleo-mezozóikumban, II. Földt. Közl., 117/2, pp. 101-119. KOVÁCS, S. (1988): A Fv-1 számú fúrás tényleges szelvénye, Kézirat, MBFH Adattár, AD. 3904 KOVÁCS, S. "(1998): A Szendrői- és Upponyi-hegység paleozóos képződményeinek rétegtana, pp 107-117. in Bérczi, I.- Jámbor, Á., Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana MOL Rt., MÁFI, 1998, Budapest" KOVÁCS, S., EBNER, F. & SCHÖNLAUB, H. P. (1991): A Szendrői- és Upponyi-hegység paleozoikumának összehasonlítása a Karni Alpok - Déli Karavankák Paleozoikumával és a Grazi Paleozoikummal. Kézirat, MFGI Adattár, T.17840 KOVÁCS, S. & KOZUR, H. (1980): Előzetes jelentés a Szendrői-hegységi Conodonta-vizsgálatokról. MFGI Adattár, T9291.
69
KOVÁCS, S., KOZUR, H. & MOCK, R. (1983): A Szendrő-upponyi és a bükki paleozoikum kapcsolata az új mikropaleontológiai adatok tükrében. Földt. Int. Évi Jel. 1981-ről, pp. 155-175. KOVÁCS, S. & PÉRÓ, CS. (1983): Report on stratigraphical investigation in the Bükkium (Northern Hungary). In: SASSI, F. P. & SZEDERKÉNYI T. (Eds): IGCP Project 5, Newsletter, 5 (1983), 58-65, PadovaBudapest KOVÁCS, S. & PÉRÓ, CS. (1994): A Szendrõi-hegység paleozóos képzõdményeinek földtani térképe, M=1:75 000 In: FÜLÖP J.: Magyarország geológiája. Paleozóikum II. I. sz. színes melléklet, Akadémiai Kiadó, Budapest KOVÁCSVÖLGYI, S. & SCHÖVINSZKY, L. (1991): Jelentés a Bükk hegység és előterei komplex földtani előkutatási program keretében végzett gravitációs mérésekről. (Aggtelek, Szendrői-hg., Upponyihg.). MFGI Adattár, AD. 1133. KRANIDIOTIS, P. & MACLEAN, W. H. (1987): Systematics of chlorite alteration at the Phelps Dodge massive sulfide deposit, Matagami, Quebec, Economic Geology, 82 pp. 1898-1911. LÁNYI, J. & SZALAY, I. (1966): A Bódva-Hernád közben (Cserehát) végzett szeizmikus kutatások problémái és néhány eredménye, Geofizikai Közlem. 15/1-4, pp.125-131. LOWRIE, W. (2007): Fundamentals of Geophysics, Cambridge University Press, Second Edition MADARASI, A., NEMESI, L. & VARGA, G. (2001): Telluric map of East Hungary, Geophysical Transactions, vol. 45. No. 2. pp. 65-98. MÁRTON, E. & MÁRTON, E. (1989): A compilation of paleomagnetic results from Hungary, Geophysical Tarnsactions, 35/2 117-134. MÁRTON, P. & MÁRTONNÉ SZALAI, E. (1972): Paleomágneses vizsgálatok a Tokaj-hegységben, Magyar Geofizika, XIII./6. pp. 219-226. MENKE, W. (1984): Geophysical data analysis: Discrete inverse theory, Revised Edition, Academic Press, pp. 45. MIHÁLY, S. (1972): Előzetes jelentés a Szendrői-hegység középsődevon Tabulatáiról. ősl. Viták, 20, pp. 516. MIHÁLY, S. (1976): A Szendrői-hegység paleozoos képzodményeinek kora. Földt. Int. Évi Jel. Az 1973. évről, pp. 71-81. MIHÁLY, S. (1978a): Újabb őslénytani adatok a szendrői devon ismeretéhez, MÁFI Évi Jel. 1976-ról, pp.: 95112. MIHÁLY, S. (1978b): A Szendrői-hegység középsődevon Tabulatái. Geol. Hung. Ser. Geol., 18, pp. 115-191. MIHÁLY, S. (1982): Új Tabulata faj a szendrői középsődevonból. Földt. Int. Évi Jel. 1980-ról, pp. 261-265. NEALL, F. B. & PHILLIPS, G.N. (1987): Fluid wall interaction in an Archean hydrothermal gold deposit: a thermodynamic model for the Hunt Mine, Kambalda, Economic Geology, 82 pp. 1679-1694. NICOL, A. W. & ROY, R. (1965): Some observations on the system muscovite-paragonite. Canad. Journ. Earth Sci. 2, 401-5. NOAA-NGDC URL: http://ngdc.noaa.gov/geomag/WMM/image.shtml (megtekintés ideje: 2011. 09. 20.) POPOV, A. A. (I967): Synthesis of muscovite and paragonite at temperatures of 350 to 500 °C, Geochemistry International (English translation), 4, 964-7o. RADÓCZ, GY. (1969): Előzetes jelentés a csereháti alapfúrások eredményeiről, MÁFI Évi Jel. 1967-ről, pp. 281-285. RADÓCZ, GY. (1971): A Cserehát pannóniai képződményekkel fedett területeinek mélyföldtani felépítése. Földt. Int. Évi Jel. 1969-ről, pp. 213-234. RAINCSÁKNÉ KOSÁRY, ZS. (1978): A Szendrői-hegység devon képződményei. Geol. Hung. Ser. Geol., 18, pp. 7-113. REICH, L. (1952): Földtani megfigyelések a Csereháti-dombvidéken és a Szendrői-szigethegységben. Földt. Int. Évi Jel. 1949-ről, pp. 155-164.
70
SCHRÉTER, Z. (1929): A Borsod-hevesi szén- és lignitterületek bányaföldtani leírása, Földtani Intézet Kiadványa SCHRÉTER, Z. (1949): Jelentés a Gadna község határában lévő grafitos pala előfordulásról. MÁFI Adattár, Egyéb/37. 4 p. SCHRÉTER, Z. (1952): A Szendrői szigethegység és a határos harmadkori medencerész földtani vázlata. Földt. Int. Évi Jel. 1948-ról, pp. 137-141. SHERIFF,
S. (2011): URL: http://umt.edu/geosciences/faculty/sheriff/495Applied%20Magnetics/495AppliedMagnetics.html (megtekintés ideje: 2011. 09. 20.)
SZALAY, I., BRAUN, L., PETROVICS, I., SCHÖVINSZKY, L. & ZALAI, P. (1989): Észak-Magyarország geofizikai előkutatása. A MÁELGI 1987. évi jelentése, pp. 35-43. SZILÁRD, J. (1966): Gravitációs mérések a Cserehát területén. Geofizikai Közlem. 15/1-4, pp. 111-114. SZILÁRD, J., ERKEL, A., HOBOT, J., KIRÁLY, E., LÁNYI, J. & SZALAI, I. (1966): Komplex geofizikai kutatások a Csereháton. Geofizikai Közlem. 15/1-4, pp. 107-109. TAYLOR, S. R. & MCCLENNAN, S. M. (1985): The Continental Crust: Its composition and evolution, Blackwell, Oxford. 312 pp. TRUMBULL, R. B., HUA, L., L HERBERGER, G., SATIR, M., WIMBAUER, T. & MORTEANI, G. (1996): Granotioidhosted gold deposits in the Anjiayinzi district of Inner Mongolia, People's Republic of China. Economic Geology, 91. pp. 875-895. VÁRFALVI, L., KARDOS, I. & CSÁKI, F. (1970): Az irotai MÉV-es fúrások karottázs méréseinek kiértékelése, litológiaiő rétegsora, Kézirat, MFGI Adattár, VIRÁG, Z. (1990): Jelentés az ÉK magyarországi barnakőszén előkutatás keretében Szendrő Dél területen végzett szeizmikus mérésekről. MFGI Adattár, AD. 996. ZALAI, P., & SCHÖVINSZKY, L. (1987): A Bükk hegység és környezete geofizikai előkutatása, I. köt. Jelentés a Szendrői hegység területén 1986-ban végzett geoelektromos és gravitációs mérésekről. MFGI Adattár, AD.705. ZANG, W. & FYFE, W.S. (1995): Choliritization of the hidrothermally altered bedrock at the Igarapé Bahia gold deposit, Carajás, Brazil. Mineralum Deposita, 30 pp.30-38.
10. Mellékletek jegyzéke 1. melléklet – Kutatási terület térképe, geofizikai mérések és kutatófúrások helye 2. melléklet – Mágneses Z térkép 3. melléklet – Gravitációs Bouguer-anomália térkép 4. melléklet – Urán eloszlás térkép 5. melléklet – A Felsővadász-1 fúrás részletes leírása KOVÁCS Sándor (1988) alapján 6. melléklet – A Föld mágneses terének változása a geomágneses mérés idején 7. melléklet – Mágneses mérési adatok (csak az elektronikus verzióban) 8. melléklet – 2D-s inverziós eredményszelvények 9. melléklet - A Felsővadász-1 fúrás csiszolatra kivett mintáinak fotói
71
10. melléklet - Teljes profilillesztés Rietveld-módszerrel, ásványi összetétel számítás eredmény diagramjai 11. melléklet - A Felsővadász-1 fúrás paleozóos rétegsora jellemző mintáinak félkvantitatív ásványos összetétele (tömeg%). Röntgendiffraktométeres analízis eredményei (ÁRKAI & POLGÁRI 1989)
12. melléklet - Az Fv-1. fúrás magmintáin végzett elektronmikroszondás vizsgálatok eredményei 13. melléklet - Elektronmikroszondás mérési eredmények 14. melléklet - Az Fv-1 fúrás maganyagának nyomelemtartalmai 15. melléklet – Az Ir-9, -5 és Fv-1. fúrások litológiai és karotázs szelvényei 16. melléklet - Az Ir-1, -2, -3, -4, -6, -7, -7a és -8. fúrások litológiai és karotázs szelvényei 17. melléklet – Az irotai kutatási területen végzett geoelektromos szelvényezés eredményei (ZALAI & SCHÖVINSZKY 1987) 18-19. melléklet – Az irotai kutatási területre eső szeizmikus reflexiós szelvények (SZALAY ET AL. nem publikált adat) (csak az elektronikus verzióban)
72
