JOZEF VÁCLAV

MINERALOGICKO-PARAGENTICKÉ POMERY LOŽISKA MÁRIA - MARGITA PRI OCHTINEJ

ÚVOD

 

Pb-Zn ložisko Mária-Margita vystupuje na južnom úpätí k. Dúbrava (699,5 m) asi 1700 m SZ od obce Ochtiná a 1250 m JVV od obce Rochovce. Od štátnej hradskej  (Slavošovce — Ochtiná — Štítnik — Rožňava)  je vzdialené asi 250 m.

Podľa E i s e 1 a (1905) začala, prevádzka na tomto ložisku v 40. rokoch minu­lého storočia. L. Zeuschner (1850) v súvislosti s Ochtinou nemenuje ložisko Mária-Margita, ale Lašanku (zistili sme to na základe asociácie minerálov, uve­dených v jeho práci (hlavne sideritu), ktoré vystupujú na tejto lokalite). Prvé zmienky o ložisku Mária-Margita nachádzame u Zepharovicha (1873) a podrobnejšie u L. Maderspacha (1880). Z práce Maderspacha môžeme usúdiť, že okolo roku 1879 ložisko nebolo v prevádzke a že v tej dobe z oxydač-ných Pb-Zn rúd sa doloval len smitsonit, prípadne kalamín, kým ceruzit bol neví­tanou prímesou. Podľa Eisela Pb-Zn rudy sa nachádzajú v podobe hniezd a pre­chádzajú v smere 134° so sklonom 45 — 50° k V. Ich výplň tvorí smitsonit, sfalerit, galenit a ceruzit (iné minerály nemenuje).

Najspodnejšia štôlňa Mária-Margita (asi 3 m nad úrovňou potoka Štítnik) bola otvorená asi r. 1907. Papp (1919) spomína banské práce nad potokom o 10 m vyššie, štôlňu Mária-Margita nespomína. So znovuctváraním najspod­nejšej štôlne Mária-Margita sa začalo v r. 1951; neskôr bol prieskum zasta­vený. Toho času sú banské práce prakticky neprístupné.

Širšie okolie ložiska tvoria dve tektonické jednotky: gemeridy a veporidy. Styk medzi nimi prebieha asi 500 m Z od ložiska v smere S-J. Západne od styku sú vyvinuté veporidy, východne gemeridy, ktoré tvorí gelnická séria a vrchný karbón. Gelnická séria (porfyroidy, fylity) je vyvinutá severne od ložiska v oblasti Markušky, Roštára a v južnej oblasti Hrádku. Bezprostredné okolie ložiska tvorí vrchný karbón, hlavne vápence (stredný vrstevný komplex — L. S n o p k o 1957; alebo  dúbravské  vrstvy   —   Fusán  1959),   v  ktorých  sa  nachádza  i  Pb-Zn zrudnenie.

Ložisko Mária-Margita vystupuje v mramorizovaných vápencoch vrchného karbónu (stredný vrstevný komplex), v podloží ktorých sú diabázové tufity, mies­tami s preplástkami vápencov a tmavých chloriticko-sericitických až grafitických fylitov, ležiacich zväčša až v podloží diabázcvých tufitov. Prechod medzi jednot­livými horninami je pozvoľný. Diabázové tufity tvoria často preplástky i priamo vo vápencoch. Generálny smer zrudnenia je približne SSZ-JJV so sklonom k V. Zrudnenie je rozptýlené vo väčšom počte menších žíl s odchylným smerom a úklonom od generálneho smeru. Okrem primárnych žíl zistil S 1 u k a (1954) v štôlni aj krasové dutiny, vyplnené ckro vitou masou. Žily predstavujú vlastne výplň puklín a tektonických porúch, čím je daný aj celkový priebeh a charakter zrudnenia (šošovkovitého rázu). Jednotlivé šošovky zriedka presahujú dĺžku 10 m a mocnosť 1 m (najčastejšie okolo- 30 cm). Kontúry zrudnenia (S 1 u k a -I 1 a v s k ý 1954) v priečnom reze žiliek voči vápencom nie sú výrazné a impreg­nácie Pb-Zn-Cu sú rozptýlené aj v bližšom podloží a nadloží. Žilky obyčajne nekončia náhle, ale pokračujú v podobe jemnej impregnácie ďalej. Obdobné zjavy môžeme pozorovať i priamo na povrchu. Na miestach, kde vápence vy­stupujú na povrch, prípadne v ústiach vyššie položených štôlní a v ich blízkosti pozorujeme, že žilky nie sú ostro ohraničené od vápencov, ale sa vytrácajú do strán. Prechodná zóna je obyčajne široká niekoľko cm (podľa Sluku a Ilavského až 30 — 50 cm od žíl), pričom táto rozptýlená aureola je priamo úmerná mocnosti žily, t. j.  čím je žila mocnejšia,  tým je aj  toto pásmo širšie.  Impregnácie  na povrchu, hlavne v oblasti vyššie položených štôlní a v odkryvoch sa neviažu len na blízke okolie žíl, ale nachádzame ich i ďalej od nich. Tvoria ich prevažne svetlé sfalerity, menej galenity a ostatné minerály; pomerne častý je i pyrit, ktorý mies­tami vystupuje aj samostatne, prípadne akcesoricky s inými sulfidmi. V tesnej blízkosti žíl, ktoré sú prevažne oxydované, je impregnácia značne nepravidelná a závislá, ako sa zdá, od porušenosti vápencov.

S impregnáciami a ohraničením žíl voči okolným horninám úzko súvisí aj otázka metasomatózy na ložisku, ktorá sa na žilách uplatnila len v súvislosti s vylučovaním rudných minerálov v dutinách, kedy došlo i k atakovaniu bočných stien. K vylúhovaniu vápencov vo väčšom množstve a k ich nahradzovaniu sulfidmi nedošlo (iba ak lokálne). Prečo nedošlo k intenzívnejšej metasomatóze (t. j. vzniku rúd cestou metasomatózy na úkor vápencov), ale prakticky len k vypadávaniu minerálov na tektonických líniách, som podrobne neštudoval. Je však pravdepodobné, že sa tak stalo buď vplyvom podložia vápencov, tvoreného diabázovými tufitmi a fylitmi, ktoré neumožnili postup roztokov do vápencov frontálne, ale len cez tektonické línie. Druhá reálnejšia možnosť je, že roztoky, ktoré prestupovali po puklinách cez vápence, neboli v nadloží (vápenca) ničím zadržané (nepriepustnou clonou), mali voľný prechod, a preto nepôsobili intenzívnejšie metasomaticky na vápence,

Západnejšie (asi 70 m) od štôlne Mária-Margita vystupuje vo vápencoch ďalšie, zhruba paralelné zrudnenie. V podstate ide teda o dve pásma zrudnenia (Václav 1961), prebiehajúce blízko seba. Preto pod názvom ložisko Mária-Margita rozumieme obidve rudné pásma.

 

Mineralógia ložiska

 

Z prvých zpráv o mineralogickom zložení sa dozvedáme zväčša iba o mineráloch, ktoré boli predmetom dobývania, alebo pôsobili; ako škodlivina. Prvou prácou tohto druhu je Z e p h a r o-vichova štúdia (1873). Neskôr Maderspach (1879) spomína ako nové minerály chalkopyrit, kalamín, antimonit, arzén a krokoit, ktorý Zepharovich označuje asi ako „červená Pb ruda". O aký červený minerál v skutočnosti išlo, nevieme; podlá predbežných štúdií krokoit sme nezistili, rovnako ako antimonit. Našiel sa však bournonit, pozorovaný v haldovom mate-riáli z banských prác, i na povrchu. Je pravdepodobné, že tieto dva minerály boli zamenené. Výskyt antimonitu však nemožno vylúčiť, lebo asi 1 km Z od ložiska je vyvinuté Sb zrudnenie, ktoré sa mohlo uplatniť v povrchových partiách študovaného ložiska (dnes už vydobytých). Pri Maderspachom uvádzanom arzéne i;de asi o arzénppyrit, zistený neskôr. E i s e 1 (1903) a P a p p (1919) spomínajú iba minerály, ktoré môžu mať význam len pre ťažbu (sfalerit, galenit, smitsonit, ceruzit ?).

 

Prvú podrobnejšiu zprávu o mineralogickom zložení a vzťahoch medzi jednotlivými mine­rálmi podáva B e ň o (1955), ktorý uvádza sfalerit, galenit, pyrit, chalkopyrit, tetraedrit, arzéno-pyrit, ankerit, kalcit, kremeň a zo sekundárnych limonit, smitsonit, anglezit, ceruzit, monheimit a červený neznámy minerál. Arzénopyrit bol popísaný z jednej vzorky, spracovanej v Kutnej Hore a monheimit nebol presne identifikovaný. Kozlovský (1956) rozoberá mineralogické, sčasti paragenetické pomery ložiska a začal riešiť i chemizmus minerálov. Pri údajnom ankerite (rtg. výskumom) zistil, že ide vlastne o kalcit sfarbený do hneda, čo potvrdili i moje štúdiá.

Pri popise minerálov som vychádzal aj z poznatkov iných autorov, hlavne Beňu a Kozlovského.

 

Kalcit sa nachádza na ložisku v troch generáciách. Kalcit I ako najstarší minerál tvorí prevažne hrubozrnné agregáty s veľmi dobrou štiepateľnosťou zŕn. Je najčastejšie mliečnobiely, v prostredí oxydačnej zóny sfarbený do svetlohnedá. Práve pre svoje sfarbenie sa často zamieňal za ankerit (Kozlovský 1956). Kalcit I nachádzame zvyčajne v okrajových častiach žily uprostred rúd vo forme nezatlačených zbytkov alebo na styku s vápencami. Je metasomaticky zatláčaný, alebo prestúpený žilkami mladších minerálov. Zapĺňanie puklín alebo štiepnych trhliniek je takmer vždy sprevádzané metasomatózou. Styk kalcitu I s arzénopyritom alebo pyritom sa nezistil. Kalcit II a III sú podstatne zriekavejšie, známe len vo forme výplne pukliniek alebo vo volných priestoroch medzi minerálmi, ojedinelé atakujú kalcit I. Ich identifikácia je možná len v asociácii s viacerými minerálmi. Kalcit III sa javí ako najmladší minerál na ložisku, jeho vylúčením sa skončil hydrotermálny proces.

 

Kremeň je mladší a zriedkavejší ako kalcit I. Väčšinou je jemno až strednozrnný, obyčajne vodopriezračný. Najhojnejšie je zastúpený v okrajových partiách žíl, kde ho často nachádzame i v idomorfnom vývoji hlavne v drúzových dutinách (veľkosť dutín nepresahuje 2 cm), v malých, max. 3 mm dlhých jedincoch. V asociácii so sulfidmi, hlavne sfaleritom, galenitom, chalkopyritom a bournomitom sa vždy javí ako starší. Vzťahy medzi pyritom a kremeňom sú miestami dosť nejasné, čo súvisí s čiastočným prekrývaním ich kryštalizačných intervalov. V povrchových partiách ložiska sa zriedkavejšie vyskytuje v drúzovom vývoji. V menších dutinách, ktoré sme mohli sledovať len pri chalkografickom štúdiu, nachádzame najčastejšie sfalerit, galenit, bournonit, kalcit II a III vo forme výplne.


Pyrit tvorí v žilnej výplni, najmä v kremeni a kalcite I zrnité agregáty, nerovnomerne rozložené, v alotriomorfnom i v idiomorfnom vývoji; veľkosť jed­notlivých zŕn nepresahuje 4 mm. Najhojnejšie je zastúpený v diabázových tufitoch, ktoré od hustej koncentrácie pyritu s rôznym stupňom idicmorfizmu nado­búdajú až charakter glimov. Podľa sukcesie javí sa pyrit ako najstarší sulfid; nachádzame ho nielen na žile a v jej blízkosti, ale aj vo vzdialenejších odkryvoch vo forme jemných impregnácií.

 

Arzenopyrit z tejto lokality identifikovali pracovníci Ú N S v Kutnej Hore zo vzorky zaslanej Beňom. Autor našiel arzénopyrit vo dvoch prípadoch, a to v asociácii s galenitom, resp. v galenite vo forme zbytku a v pyrite.

 

Pyrotín sa zistil len v jednom prípade v pyrite bez bližších sukcesívnych vzťahov k FeS2 a ostatným minerálom.

 

Sfalerit je najhojnejší na ložisku; často tvorí monominerálne úseky žíl; miestami ustupuje galenitu. V monominerálnych úsekoch ide o stredne až hrubo-kryštalické agregáty ZnS tmavohnedej a čiernohnedej farby. Podľa Beňu (1955) je táto farba spôsobená kompaktnosťou rudnej masy a orientáciou zŕn, podľa Kozlovského (1956) je spôsobená zvetrávaním sfaleritu. Tmavý sfalerit sa dá pozorovať len v žilnej výplni, často bez príznakov zvetrávania; „svetlý sfalerit" tvorí iba impregnácie v okolných vápencoch. Ich vzájomné vzťahy sa nám z haldového materiálu nepodarilo zistiť. Priestorové sfalerit zasahuje naj ďalej od žily vo forme impregnácií, spravidla úplne jemných; lokálne sa zistili hniezda sfaleritu, pravidelných oválnych tvarov, o priemere až 2 cm.

 

Galenit na žile tvorí prevažne alotriomorfné agregáty v asociácii so sfaleritom a bournonitom, prípadne v dutinách kremeňa, vo vápenci a kalcite I. Často stretávame i vykry štalizovaný galenit o veľkosti hrany až 0,7 cm. Na nábruse nezriedka pozorujeme trojuholníkové štiepne vylomeniny s oblúkovitým priebehom. Oproti sfaleritu je zriedkavejší, ale hojnejší než bournonit. Vo forme impregnácií vo vápencoch ho stretávame zriedkavejšie.

 

Chalkopyrit nie je zastúpený vo väčšom množstve, avšak je rozšírený v celej rudnej výplni. Kvantitatívne stojí za galenitom, bournonitom a sfaleritom, s ktorým asociuje (často spolu s tetraedritom). Na rozdiel od tetraedritu býva zväčša v zrnitých agregátoch vo forme hniezd, alebo preniká po styku starších minerálov, len zriedkavo tvorí žilky priamo v starších mineráloch. Vo vrchnej š ich partiách, resp. na haldách z najvyššie položených štôlní bol makroskopický pomerne zriedkavo pozorovaný.

 

Tetraedrit je vyvinutý akcesoricky hlavne vo forme žiliek alebo výplne pukliniek, najčastejšie vo sfalerite, menej v chalkopyrite; miestami tvorí i nepravidelné hniezda v galenite. V kremeni je zriedkavý. Často ho nachádzame s bournonitom v nejasnom sukcesívnom postavení. Je sivobiely, s tmavšími odtieňmi než bournonit, izotropný. Pri leptaní s KCN v 2 prípadoch slabo zhnedol, s ostatnými činidlami boli reakcie negatívne. Hnedasté odtiene sme pozorovali len v asociácii s galenitom.

 

Bournonit je na ložisku pomerne hojnejší než chalkopyrit a tetraedrit. V žilnej výplni ho často stretávame v asociácii s galenitom, menej s tetraedritom, v impregnáciách vo vápencoch úzko asociuje práve so sfaleritom. Makrosko­pický je oceľovošedý, svetlejší ako tetraedrit. V žilnej výplni tvorí obyčajne nepravidelné hniezda, niekedy v priemere až 5 cm, v impregnáciách vo vápencoch max. 0,5 cm. Keď pozorujeme bournonit samostatne, je sivobielej farby; v asociácii s galenitom má zelenkastý, alebo slabo hráškovozelenkastý odtieň. Dvojodraz a antizctrópia sa dá dobre pozorovať na styku s PbS a v zrnitom agregáte. V žilnej výplni a v impregnáciách vytvára spravidla alotriomorfné zrnité agre­gáty. Bol určený rontgenometricky, spektrálne a chalkograficky. Bournonit sa javí ako najmladší minerál zo sulfidov; vyskytuje sa len miestami v žilnej výplni; z makroskopického pozorovania sa nám zdá, že sa viac vyskytuje na miestach s hojnejším Pb-Zn zrudnením, resp. v impregnáciách.

 

Paragenetické a sukcesívne vzťahy primárnych minerálov

 

Prvá  subperióda

 

Začiatok procesu zrudnenia je charakterizovaný vznikom hrubokryštalického kalcitu (kalcit I), ktorý dnes nachádzame v okrajových partiách žíl, prípadne priamo vo vápencoch, v tesnej blízkosti rudných telies. Pôvodne bol vyvinutý asi hojnejšie, avšak v ďalšom hydrctermálnom procese bol nahradený mladšími sulfidmi.

Kalcit I je metasomaticky zatláčaný všetkými minerálmi ložiska, okrem tetraedritu, arzéncpyritu a pyrotínu. Pri metasomatóze zatláčajúce minerály spra­vidla sledujú smer klencovej štiepateľnosti, okrem kremeňa, ktorý nerešpektuje (alebo len v malej miere)  žiadne kryštalografické smery kalcitu I; len zriedka možno pozorovať, že sa vtesnáva medzi jednotlivé kalcitové zrnká. Podobný vzťah môžeme pozorovať i medzi kalcitom I. a pyritom, ktorý ho zväčša nerovnomerne impregnuje. Po vzniku kalcitu I, čiastočne i súčasne s ním dochádza k uplat­neniu SiO2.  

Kremeň   netvorí  žilky  ako. na  väčšine  ložísk,   ale  postupuje  do vápenca a kalcitu vo forme ,,popretrhávanej fronty“  alebo nepravidelných hniezd. Tvorí obyčajne okraje rudných žíl spolu s kalcitom I, ale zasahuje i ďalej. Je vyvinutý vo  forme hrubozrnného agregátu aj idiomorfne; dĺžka jedincov je max. 3 mm. S idiomorfne vyvinutým kremeňom sa stretávame i na okraji zrnitého agregátu, kde jednotlivé kremene sú rôzne orientované a často poprerastané. Kremeň meta-somaticky zatláča vápenec a kalcit L Zrnitý agregát kremeňa obsahuje hojné zbytky nezatlačeného vápenca a kalcitu I. Pri väčších i menších zbytkoch je často ťažké určiť, či ide o kalcit I alebo o mladšie kalcity. Tvar zbytkov v kremeni býva nepravidelný, zaoblený alebo okrúhly, kým výplň dutiny môžeme poznať podľa kopijovitého zakončenia do strán, alebo- idiomorfného vývoja kremeňa do stredu dutín. Zatlačovanie kremeňa (sfaleritom, chalkopyritom, sčasti kalcitom II a bournonitom) prebieha najčastejšie od pukliniek. Na idiomorfne vyvinutých jedincoch SiO2 zriedka nachádzame stopy po atakovaní sulfidmi, čo dokazuje aj jeho častý výskyt vo forme uzavrenín alebo i zbytkov v rudných mineráloch.

Pyrit kryštalizuje priamo po kremeni, často atakuje i idiomorfne jedince, hlavne ich vrcholy, kým na bočné steny len narastá a kryštalizuje pozdĺž nich. K vylučovaniu pyritu došlo asi súčasne s kremeňom, ale interval vylučovania pyritu trval o niečo dlhšie. Väčšie anomálne nahromadeniny FeS2 sú v nadlož-ných alebo podložných preplástkoch diabázových tufitov, pravdepodobne len v blízkosti žily, keďže ostatné diabázové tufity na halde (i na povrchu v odkryvoch)   neobsahujú  FeS2.  Jeho  výskyt  v  rudnej   výplni  v  tom  istom  vekovom postavení ako v hornine a v asociácii s galenitom a chalkopyritom, hovorí o jeho spätosti s rudnými roztokmi. Väčšie nahromadenie v diabázových tufoch je pravdepodobne dôsledkom uvoľňovania Fe z horninotvcrných minerálov. Na halde sme zistili len niekoľko vzoriek diabázových tufitov, ktoré sú silne impreg­nované pyritom. Anomálne nahromadeniny pyritu sú pravdepodobne viazané len na tie diábázové tufity, ktoré tvoria priame nadložie alebo podložie ložiska, resp. na miesta dostupné prvým dávkam hypogénnych rudných roztokov. Niektoré kusy hornín (do 15 cm) nadobúdajú od silného presýtenia až charakter smolníc-kych glimov. Pre pyrit je charakteristické, že obsahuje nezatláčané zbytky hornín, čo poukazuje na jeho metasomatický vznik v pevnom prostredí.

Postavenie arzenopyritu a pyrotínu v sukcesívnej rude nie je zatiaľ jasné, lebo arzénopyrit sa našiel len v dvoch prípadoch, a to v asociácii s pyritom, bez príznakov atakovania a v galenite s príznakmi pôsobenia na FeAsS; pyrotín iba v jednom prípade v pyrite, tiež bez jasných znakov ich vzájomného vzťahu.

Po vzniku kalcitu I, kremeňa a pyritu (arzénopyritu, pyrotínu) došlo na ložisku k slabým intermineralizačným pohybom, ktorých prejav dnes pozorujeme na kremeni a hlavne na pyrite vo forme kataklázy. Minerály prvej subperiódy sa viažu buď priamo na žilu, alebo na jej bezprostredné okolie (pyrit zasahuje i ďalej), kým minerály druhej subperiódy sú hojnejšie rozšírené, menovite bourno-nit a hlavne sfalerit (impregnácie).

 

Druhá subperióda

 

 

Hlavnú rudnú výplň na ložisku tvoria minerály druhej subperiódy — sfalerit a galenit; hojný je bournonit a chalkopyrit, podradnejší tetraedrit, kalcit II a III. Po intermineralizačných pohyboch začína druhá subperióda opäť kryštalizáciou kalcitu (kalcit II), ktorý je viac vyvinutý v diabázových tufitoch a na okraji žilnej výplne; priamo na žile je zastúpený len akcesoricky. Preniká a metasomatický zatláča kalcit I, pyrit zväčša vôbec neatakuje, ale len vypĺňa jeho pukliny alebo prechádza po styku pyritu. Na tých miestach, kde sme v asociácii s pyritom a kalcitom I určili kalcit II a jeho vzťahy k obom minerálom, zistili sme i galenit, sfalerit a chalkopyrit (ojedinelé bournonit) vo forme nepravidelných útvarov, prenikajúcich v smere štiepateľnosti do kalcitu II, alebo od okraja ho metasomatický zatláčajú.

 

 

Po vylúčení minerálov prvej subperiódy a kalcitu II došlo k radikálnej zmene zloženia rudných roztokov, z ktorých kryštalizovali sfalerit, galenit, chalkopyrit, tetraedrit a bournonit. Ako prvý z roztokov vypadol sfalerit, naj hoj nej ši na celom ložisku. Spolu s galenitom preniká v smere puklín kremeňa alebo vyplňuje jeho dutiny. Jasným dôkazom ich mladšieho veku je i lemovanie idiomorfných zŕn kremeňa a pyritu. V žilnej výplni sfalerit (kde tvorí hlavnú masu) je zjavne atakovaný galenitom, tetraedritom, bournonitom, kalcitom III a chalkopyritom.

Ich hranice sú buď rovné, alebo sa chalkopyrit vyskytuje vo sfalerite vo forme oválnych predĺžených, okrúhlych i ostro hranatých útvarov, uložených viac-menej orientovane v určitom kryštalografickom smere alebo nepravidelne. Veľkosť, tvar a množstvo chalkopyritu vo sfalerite býva dokonca v tom istom nábruse rôzna. CuFeS2 sa však často hromadí na okraji jednotlivých zŕn ZnS i mimo nich.

Lokálne orientované uloženie chalkopyritu a tetraedritu vo sfalerite (najčastejšie vo forme žiliek alebo výplne pukliniek) viedlo niektorých autorov k názoru, že chalkopyrit (B e ň o 1955) a tetraedrit (K o z 1 o v s k ý 1956) vznikli v ZnS odmiešaním z pevného roztoku. Proti tomuto názoru   hovoria   nasledovné   pozorovania   (pozri   B a r t i n - G r a t o n   1931;   G e n k i n   1958):

1.    nepravidelné útvary podobné lístkom, doštičkám chalkopyritu, nie sú charakterizované ostrými hladkými hranicami (v smere ich predĺženia) voči sfaleritu;

2.     pri križovaní jednotlivých lístkov alebo doštičiek neboli pozorované charakteristické zúženia;

3.    chalkopyrit sa nachádza vo sfalerite i vo forme hniezd;

4.    výskyt chalkopyritu na styku sfaleritu a galenitu a ich metá-somatóza;

5.    hojné výskyty chalkopyritu i mimo sfaleritu;

6.    prerážanie tetraedritu v žilkách cez sfalerit i chalkopyrit a jeho výskyt v asociácii s galenitom i mimo sfaleritu.

Tetraedrit, ktorý prechádza v žilkách i cez chalkopyrit, je zjavne mladší než sfalerit i chalkopyrit. Vzájomné vzťahy medzi chalkopyritom a tetraedritom na jednej strane a galenitom na druhej strane sú už zložitejšie.

Galenit, druhý najhojnejší minerál na ložisku, [asociuje so všetkými minerálmi (okrem pyrotínu) ] atakuje kalcit I, pyrit, arzénopyrit, kremeň a sfalerit. Voči chalkopyritu nie je jeho vzťah tak jasný, v niekoľkých prípadoch totiž chalkopyrit preniká do galenitu, alebo prechádza po styku sfalerit-galenit. Tieto ojedinelé zjavy mladšieho veku chalkopyritu dokazujú, že kryštalizačný interval chalkopyritu sa čiastočne prekrýva s galenitom, pravdepodobne v jeho posledných fázach vylučovania, kedy došlo aj k ich súčasnej kryštalizácii.

Zaujímavé je postavenie tetraedritu, ktorý na ložiskách v Spišsko-gemer-skom rudohorí prevažne úzko asociuje s chalkopyritom; ich kryštalizačné intervaly na väčšine sideritových žíl sa prekrývajú, alebo v sukcesii vylučovania stoja priamo vedľa seba, pričom niekedy je mladší tetraedrit, inokedy chalkopyrit. Na ložisku Mária-Margita je ich postavenie trochu odlišné. Po kryštalizácii chalkopyritu sa zjavne uplatnil galenit, pričom tetraedrit, ktorý sa nikde nezdá byť starší ako chalkopyrit, nie je atakovaný ani galenitom. Miestami síce tvorí nepravidelné útvary v galenite s nerovnými alebo vlnovitými okrajmi, čo by mohlo poukazovať na ich súčasnú kryštalizáciu, väčšinou však jeho postavenie poukazuje na jeho mladší vek. Tetraedrit preniká po rozhraní galenit-sfalerit vo forme malých pretiahnutých útvarov, alebo tvorí v nich žilky. Metasomatóza galenitu a chalkopyritu tetraedritom bola ojedinelé pozorovaná aj na styku s kremeňom. Tetraedrit sa javí starší ako bournonit. Miestami sa však ich kryštalizačné intervaly prekrývajú (v posledných štádiách vylučovania tetraedritu a začiatkom kryštalizácie bourncnitu).

Bournonit zaberá teda až posledné miesto v sukcesii kryštalizácie sulfidov. Z prvej subperiódy ho stretávame len v asociácii s kremeňom a kalcitom I, ktorý intenzívne nahradzuje. V kremeni obyčajne vypĺňa dutiny, nezriedka spolu s ga­lenitom; v miestach, kde vniká medzi kremeň a niektorý zo sulfidov (napr. sfalerit), atakuje i kremeň, najintenzívnejšie však sfalerit. V asociácii s chalko­pyritom v sfalerite sa tiež javí mladší. Galenit nie je tak intenzívne atakovaný ako sfalerit. Ich styk je často rovný alebo mierne zvlnený (oblúkovitý priebeh). Pri výskyte bourncnitu v galenite sme na styku s kremeňom našli miesta, ktoré ukazujú, že bournonit kryštalizoval až po galenite. Keďže sme nikde nenašli príklady pre starší vek bcurnonitu ako galenitu, možno predpokladať, že po vylúčení prevažného množstva galenitu a časti tetraedritu došlo ku kryštalizácii bcurnonitu spolu s galenitom a tetraedritom, avšak jeho kryštalizačný interval pravdepodobne trval o niečo dlhšie.

Zrudňovací proces na ložisku Mária-Margita uzaviera kalcit III, ktorý spravidla nachádzame vo forme výplne dutiniek, hlavne vo sfalerite a bournonite. V jednom prípade bol pozorovaný i na ich styku, kde metasomaticky na ne pôsobí. Obyčajne vyplňuje puklinky priamočiare alebo kľukaté i „zdurené" (pod vplyvom atakovania minerálov kalcitom III).

Celý mineralizačný proces na ložisku prebehol v kremeň-sulfidickej  perióde. V   Spišsko-gemerskom rudohorí sa vo všeobecnosti predpokladá,  že zrudňovací proces prebiehal v niekoľkých, dosť samostatných etapách, zhruba v troch: sideri-tovej,   kremeň-sulfidickej   a   kremeň-antimonovej.   Podľa   minerálnych   asociácií spadá zrudnenie na ložisku Mária-Margita do strednej  etapy   —   kremeň-sulfidickej   [v zmysle Koděru  (1956)  označujeme ju periódou]. Na základe makroskopického a mikroskopického' pozorovania  sa tu dajú odlíšiť  dve  subperiódy. Do prvej zaraďujeme kalcit I, kremeň, pyrit, arzénopyrit a pyrotín (posledné dva sú vyvinuté len akcesoricky). Po ich vzniku došlo k slabým tektonickým pochodom, ktorých výsledkom je katakláza, pozorovaná hlavne na pyrite a kremeni. Do kataklázovaných minerálov potom prenikajú mladšie minerály druhej  subperiódy. Výsledkom tektonických pochodov ako celku je i lokálny vývin brekciových textúr,   kde  vápence  sú  tmelene  hlavne minerálmi  druhej   subperiódy (kalcit II, sfalerit, galenit, chalkopyrit, tetraedrit, bournonit, kalcit III). Z popisovanej paragenézy a sukcesie minerálov vidíme, že jednotlivé minerály kryštalizujú prakticky v podobnom časovom slede ako na sideritových žilách; rozdiel je len v ich kvantitatívnom zastúpení.

Chemizmus

 

Spektrálne analýzy boli vyhotovené na Geologickom ústave D. Štúra v Bratislave na spektrografe E 492; bol použitý jednosmerný oblúk intenzity 5, 7, 9, A, expozícia 45", 30", 30". Spektogramy vyhodnotil J. Cubínek. Podľa intenzity línií sú prvky rozdelené do 8 skupín. Analýzy sa urobili na platniach Agfa, Spektral-Platten.

Kalcit I: Základné prvky: Ca. Keďže CaCO3 je schopný vytvárať úplné izomorfné rady s MnCO3 a FeCO3, je pravdepodobné, že časť obsahu týchto prvkov v spektrálnej analýze sa izomorfné zastupuje s Ca a časť patrí heterogénnym prímesiam rudných i nerudných minerálov. K izomorfným prvkom môže patriť ešte Mg, ktorého väčšia časť patrí heterogénnym znečisteninám vápenca. Z ostatných prvkov izomorfné sa môže zastupovať s Ca ešte Sr. Ďalšie zistené prvky (Si, Al, Li, Cu, Ag, Na, Pb a Zn) patria k heterogénnym prímesiam minerálov ložiska; Zn sčasti môže izomorfné zastupovať i Ca.

Kremeň: Zákl. prvky: Si, O; prvky Al, Mg, Cu, Zn, Pb, Sb, Fe, Ag, Ti, Ca, Li, Na, Mn patria k cudzorodým uzavreninám, mechanickým prímesiam rudných minerálov, karbonátov a okolitým horninám.

Pyrit:   Zákl. prvky: Fe, S; zo spektrálne stanovených prvkov väčšinu radíme k heterogénnym prímesiam. Ako izomorfná prímes k Fe pripadá do úvahy len Co; medzi Fe a Co sa predpokladá dosť široká izomorfia. Z ostatných prvkov ako izomorfnú prímes k S môžeme považovať As. Podľa Ramdohra (1955) As môže do určitej miery zastupovať aj S v pyrite; časť As v našom prípade môže patriť Fe AsS, ktorý bol mmeralcgraficky zistený v akcesorickom množstve. Obsah Si, Mg, Al, Li, Na, Ca, Ba a pravdepodobne i Ti a Mn je viazaný na heterogénnu prímes kremeňa, vápencov, kalcitu, prípadne diabázových tufov a i. Obsah Pb, Cu, Zn, Ag, Ga, Sn je viazaný heterogénne na chalkopyrit, galenit, sfalerit a bournonit; Cu môže sčasti pochádzať z drobivých, jemne dispergovaných čiastočiek, tvoriacich v FeS pevný roztok.

Sfalerit: Zákl. prvky: Zn, S; zo zistených prvkov môžu byť v sfalerite izomorfné zastúpené Fe, Cd, Mn, Hg, Ga. Ostatné prvky náležia mineralograficky stanoveným heterogénnym prímesiam pyritu, chalkopyritu, galenitu, tetraedritu, bourncnitu a vápenca (Cu, Si, Pb, Sr, Mg, Sn, Al, Ag, Co, Na, Ni, Ca). U tmavšieho sfaleriiu pozorujeme zvýšený obsah Fe a Cu pravdepodobne v dôsledku väčšej heterogénnej prímesi chalkopyritu. Fe, ktoré je zastúpené v každom sfalerite, môže dosahovať až 20 % (v našom prípade iba niečo nad 1 %, pričom časť Fe môže patriť chalkopyritu); Cu je celé zastúpené heterogénne, Cd je zastúpené nerovnomerne, rovnako* ako Mg a sčasti aj Mn, Ga v obidvoch analýzach sfaleritu činí 0,01-0,001 %.

Galenit: Zákl. prvky: Sb, S; okrem toho sa zistili Mg, Cu, Ca, Si, Fe, Ag, Zn, Sr, Al, As, Li, Cd, Mn, Mg, Ca, V, Na, Ti, Ni, Sr, Cr. Hoci bol galenit separovaný pod binokulárnou lupou, predsa obsahuje značné množstvo* heterogénnych prímesi, čo je spôsobené jeho úzkou asociáciou s bournonitom, chalko-pyritom a sfaleritom. Z izomorfných prímesi do úvahy pripadá len Ag; Sb, Sn a Cd počítame k heterogénnym prímesiam.

Prítomnosť Ag v galenite za neprítomnosti Bi sa vysvetľuje dvoma spôsobmi: bucf ide o izomorfnú prímes Ag v mriežke PbS, alebo o prímes ušľachtilých nositeľov Ag. Podľa Ramdohra (1950) sa Ag2S v galeni,tovej molekule nemôže rozpustiť vo väčšom množstve ako 0,1 % (u stredne a nízko temperovaných galenitov je maximálna hranica 0,1 %). Ostatnú časť v galenite prisudzuje Ramdohr k heterogénnym prímesiam. V našom galenite obsah Ag činí 1 — 5 %, teda je pravdepodobne vyšší, ako je hranica jeho rozpúšťania v galenitovej molekule. Chalkograficky bola zistená jeho úzka asociácia s bournonitom, tetraedritom, sfaleritom a chalkopyritom, čo sa prejavilo najmä vo vyššom obsahu Fe, Zn, Cu a hlavne Sb a Ag. Z toho vyplýva, že i v našom prípade väčšiu časť Ag musíme považovať za heterogénnu prímes bournonitu a tetraedritu (ktorý pre malé množstvo nebol analyzovaný, a preto' nevieme usúdiť, do akej miery je striebronosný). Hlavný obsah Ag v galenite pravdepodobne pochádza z hojnejšieho bournonitu, prípadne iných mikroskopicky nezistených minerálov Ag (submikroskopické inkiúzie). Ostatné prvky počítame taktiež k heterogénnym prímesiam a k znečisteninám.

Chalkopyrit. Zákl. prvky: Fe, Cu, S; podľa N o v á k a (1958 — 59) zistili sa nepatrné až stopové obsahy Sn vo všetkých chalkopyritoch zo Spišsko-gemer-ského rudohoria, a preto ho možno pokladať za ich charakteristický mikroelement.

Je nesporné, že väčšina chalkopyritov cín obsahuje; je však otázne v akej forme: buď izomorfné medzi Fe a S n vo forme s tanínu, alebo vo frankeite (PbS 2SnS2 Sb2S3), na čo poukazuje prítomnosť Sb a Pb v analýze c'halkopyritu. Keďže chalkopyrit asociuje na našom ložisku s bournonitom a galenitom, na ktorých prítomnosť vo forme heterogénnej prímesi v CuFeS2 poukazuje aj Cd a Ag, druhá možnosť nie je pravdepodobná. Mineragraficky v našom chalkopyrite sa nezistil žiaden Sn minerál, i keď sa obsah Sn pohybuje v rozmedzí 0,3 — 0,08 %. Jeho prítomnosť však môžeme predpokladať v submikroskopických uzavreninách. Ostatné zistené prvky patria heterogénnym prímesiam a mechanickým znečisteninám.

Bournonit: Zákl. prvky: Cu, Pb, Sb, S; z izomorfných prímesi pripadá do úvahy iba As, ktorý môže zastupovať Sb až v pomere 1:4 (Sb:As; Dana 1946); bol však zistený len v jednej spektrálnej analýze, takže je problematické, či je zastúpený izomorfné, keď chalkograficky bol na ložisku zistený i FeAsS. Aj ostatné prvky patria asi heterogénnym prímesiam (Fe, Mn, Zn, Ag). Pozoruhodný je zvýšený obsah Au v študovanom bournonite, ktorý však v jednotlivých spektrálnych analýzach značne kolíše. Novák (na ložisku Mária-baňa v Rožňave) prítomnosť Au v bournonite vysvetľuje náhodnou prímesou rýdzeho zlata. Je pravdepodobné, že i u nás ide o podobný prípad.

K otázke typu ložiska

V starších prácach sa ložisko Mária-Margita považuje za „metasomatické Pb-Zn ložisko", a to na základe toho, že zrudnenie je vyvinuté vo vápencoch, a že sa tu uplatňuje metasomatóza. Je síce pravda, že metasomatóza sa uplatnila, ale nie v takej miere a takým spôsobom, aby sme mohli hovoriť o metasomatic-kom type. Ložisko nevzniklo cestou metasomatózy, t. j. hydrotermálne roztoky sa nevytvárali cestou zatlačovania vápencov a neukladali svoj rudný obsah na uvoľnené miesta, ale vystupovali po tektonických líniách, kde svoj rudný obsah aj uložili. Pri ich prechode po puklinách došlo prirodzene aj k atakovaniu stien a k prejavom slabej metasomatózy, lemujúcej výplň puklín. Lokálne je vyvinuté zrudnenie vo forme impregnácií i ďalej od ložiska, čo je bežným zjavom i na žilách nevystupujúcich vo vápencoch. Preto študované ložisko treba považovať za žilné, prípadne zmiešané, a nie ako typicky metasomatické.

Geochemické pomery ložiska

 

Geochemický vývoj ložiska je načrtnutý podľa makro- i mikroskopického štúdia primárnych minerálov a na základe spektrografičíkého sledovania prvkov, ktoré sa uplatnili v procese mineralizácie. Ako som už spomenul, minerály ložiska vznikli v jednej perióde, ktorú sme rozdelili na dve subperiódy. V prvej sa uplatnili litofilné, siderofilné a chalkofilné prvky. Z posledných sa uplatnilo len As vo forme akcescrického množstva arzénopyritu. Podstatnú Časť tvoria litofilné prvky: Ca, Mg, Mn, Sr a Si, ktorý jediný bol pravdepodobne prinášaný v roztokoch vo väčšom množstve, kým Ca, Mn, Mg, Sr pochádzajú z väčšej časti z okolných vápencov a vykryštalizovali vo forme kalcitu I, neskôr kalcitu II a III. Zo side-rofilných prvkov ako makroelement sa uplatnilo Fe v pyrite i arzénopyrite a ako mikroelement v kalcite; ako mikroelement v pyrite sa uplatnilo Co a pravde­podobne i Ni.

Najširší (i keď nie najväčší) rozsah má Fe; stretávame sa s ním v prvej i v druhej subperióde. Maximum prínosu odpovedá pyritu a chalkopyritu. Hlavný podiel na tvorbe druhej subperiódy, a tým i na tvorbe ložiska majú chalkofilné prvky, ktorých rozsah prínosu oproti Fe je krátky, ale sa uplatnili vo väčšej miere (najmä Zn). Podstatné množstvo zinku odpovedá kryštalizácii sfaleritu; v ďalšom procese Zn vystupuje už len ako mikroelement v tetraedrite a bournonite; vo sfalerite sú s ním tesne späté mikroelementy Hg, Cd, Ga, Fe a Mn, ktorý má tiež pomerne široký rozsah, avšak len v stopovom množstve. V posledných štádiách kryštalizácie sa uplatnili Cu, Pb, Sb vo forme chalkopyritu, tetraedritu, bournonitu* Prínos týchto prvkov sa odzrkadľuje v ich postupnom vylučovaní; ako prvý sa vylúčil Cu (chalkopyrit), ku ktorému neskôr pristupuje Pb vo forme galenitu. Spoločne netvoria žiaden minerál a až po prínose Sb kryštalizujú spolu vo forme tetraedritu a hlavne bournonitu, s ktorým sú úzko späté Au, Ag, ďalej Fe, Mn, Zn a As. V jednej vzorke bournonitu bol spektrograficky zistený pomerne vysoký obsah Au (asi 0,06 %). Hydrotermálny proces uzatvárajú kovy alkalických zemín s Fe.

Z celkového geochemického vývoja vidíme, že v procese mineralizácie najdôležitejšie pri tvorbe hlavných minerálov sú prvky Zn, Pb, Cu, Sb a Fe.

Záver a zhrnutie výsledkov

Žilnú výplň ložiska Mária-Margita z nerudných minerálov tvoria kremeň a kalcit; z rudných najhojnejší je sfalerit, menej galenit, chalkopyrit a bournonit. Ojedinelé sa vyskytuje arzénopyrit (akcesoricky), pyrit (vo väčšom množstve len mimo Pb-Zn zrudnenia) a tetraedrit. Na ložisku sme nepozorovali významnejšie uplatnenie tektonických procesov, len slabé intermineralizačné pohyby, na základe ktorých (a iných prejavov) bol celý mineralizačný proces rozdelený na dve subperiódy, z ktorých druhá predstavuje hlavnú a podstatnú časť výplne ložiska.

Sukcesiu minerálov na základe makroskopického a mikroskopického štúdia možno načrtnúť takto: kalcit I -> kremeň -> pyrit, pyrotín, arzénopyrit -> kalcit II -> sfalerit -> chalkopyrit -> galenit -> tetraedrit -> bournonit -> kalcit III. Kryštali­začné intervaly niektorých minerálov sa vzájomne prekrývajú. Táto sukcesia mi­nerálov je v hlavných rysoch zhodná so sukcesiou minerálov kremeň-sulfidickej alebo rejuvenizačnej periódy, na sideritových žilách Spišsko-gemerského rudo-horia.           

Ložisko Mária-Margita zaraďujeme k žilnému typu, u ktorého sa uplatnila i slabá metasomatóza pozdĺž puklín a dutín. Na ložisku sme zistili dva nové minerály dosiaľ nepopísané (pyrotín, bournonit), z ktorých bournonit sa vyskytuje pomerne hojne. Z mineralogického, paragenetického a geochemického štúdia vy­plýva, že ložisko má vcelku mezotermálny charakter a patrí k formácii typu Pb-Zn-Cu (Sb).