Jáger Viktor
Tenger alatti hévforrások és ércesedések a Mecsekben


1977-ben az Alvin kutató búvárhajó hőmérsékleti anomáliák nyomán mélytengeri hőforrásokat fedezett fel a Galápagos-szigetektől keletre fekvő óceáni hátság gerincén. A hőforrások léténél is nagyobb szenzációt keltett, amikor gazdag és bonyolult, az eddig ismert faunáktól merőben eltérő állatvilágot és szulfidos ércesedéseket fedeztek fel. Bebizonyosodott, hogy a hévforrások gazdag élővilágának kialakulása a források környékén nagy mennyiségben található baktériumokra épül. Ezek a baktériumok hidrogént, kén-hidrogént oxidálnak saját életműködésük fenntartásához, a magasabb rendű állatok pedig részben szimbiózisban élnek velük, részben táplálkoznak a mikroorganizmusokkal. Az itt élő közösségeket csigák, óriáskagylók, csőférgek, rákok alkotják, és életműködésükhöz nincs szükség a napenergiára. A ’70-es évek óta több tenger alatti vulkánkitörés után figyeltek meg gyorsan szaporodó rákkolóniákat a bazaltos kőzeteken, ahol a rákok a közvetlenül megtelepedő baktériumtelepeket legelték. 

A Mecsekben ezekhez a mélytengeri hévforrásokhoz mechanizmusában hasonló, ám sok tényezőben teljesen eltérő, sajátságos körülmények jöttek létre, ahogy ezt a bemutatandó ércesedések képződéséből látni is fogjuk. De kezdjük a sort a történelmi előzményekkel.

A trianoni döntés után az erdélyi, bánsági és felvidéki gazdag ércbányák pótlásában reménykedő (valamint spekuláns) bányavállalkozók lepték el a pécsi bányakapitányság kerületét is. A minél gazdagabb ércelőfordulások felfedezésének reményében jött a Mecsek területére Dezső Rezső magánvállalkozó is (telkibányai aranykutatásait otthagyva), akinek szakmai felkészültségét az általa Zengővárkony határában feltárt goethites (vas-oxid-hidroxid) vasérc bizonyította. A később állami tulajdonú bányászatnak az 1956-os forradalom során beállt áramszolgáltatási hiány vetett véget, amikor a szivattyúk leállása miatt a tárnák víz alá kerültek és a vágatokat berobbantották.

A vasérc egyetlen telepet alkotott az alsó-kréta alkálibazalt és szintén alsó-kréta fedőmészkő határán, maximális vastagsága pedig 1 m körüli volt.  Az érc keletkezését és a földtani hátteret illetően eltérő szakmai álláspontok alakultak ki. Például a fekü (az érc alatt lévő kőzet) alkálibazaltról sokan úgy tartották, hogy piroklasztikus eredetű, vagyis vulkáni szórt termék, és csak az 1968-as 10 000-es méretarányú földtani térképezés (Hetényi et al 1968) során derült ki hogy az addig piroklasztitnak gondolt kőzetek igazából tenger alatt megszilárdult párnalávák és hirtelen megdermedt, töredezett, üveges, agyagásványos kőzetek, más néven hialoklasztit. A vulkáni szekvenciában található mészkőzárványok jelenléte azonban egyik kutatót sem hozta zavarba (pedig kellett volna…), talán mert a Kelet-Mecsek számos pontján találni olyan üledékes kőzeteket áttört alkálibazalt-intrúziót, melyekben mészkövek zárványai vannak, azonban e mészkőzárványok sohasem ércesek (inkább csak pátos kalcittá kristályosodtak át), ahogy a zengővárkonyi „mészkőzárványok” nagyon is átalakultak, goethitesedtek, néhol pirit és markazit is alkotórészük. Ez azért nagyon izgalmas, mert ként, vagy szulfidokat eddig egyik kutatási jelentés sem közölt a zengővárkonyi területről. Ugyanakkor 130 m-re DK-re a Dezső Rezső által meghatározott legnagyobb mágneses deklinációs ponttól  (és e pontban kihajtatott tárnától) a közelmúltban egy kb. 150 kg-os vas-szulfidos (markazit, pirit) vas-oxid-hidroxidos (goethit) csövekből álló, kvarcos-kalcitos kötőanyagú képződmény került elő a párnalávák közül (1. ábra), aminek jelenléte minden addigi teóriát átírt. De előbb folytassuk az ércesedés kutatástörténetét. 

Döntő észrevételei voltak Sztrókay Kálmánnak (1952), aki elsőként vetette fel a területen a tenger alatti vulkáni kitörés lehetőségét, valamint észrevette, hogy a vasérc nagy része 0,1-0,5 mm körüli kör metszetű maradványokból áll, amit algának vélt, és úgy tartotta, hogy az alsó-kréta kori tenger alatti vulkanizmus során vasas oldatok törtek a felszínre és biztosították a növényi egysejtűek elszaporodását és a vas kicsapódását. Hamarosan kiderült, hogy az algáknak vélt maradványok valójában állati eredetűek, méghozzá tízlábú rákok ürülékei (koprolitjai). Ezt a forradalmi felfedezést Palik Piroska publikálta 1965-ben, aki 6 különböző koprolitot írt le a területről. A ’60-as  évek végétől a geológusok nem foglalkoztak az ércesedés kialakulásával, pedig a hiányosságok szembeszökőek voltak. Miközben az ércesedés genetikáját kutattam és kezdtek kirajzolódni az összefüggések, nagyra becsült tanárom, Szakmány György hívta fel figyelmemet Bujtor László 2006-os doktori disszertációjára, melyben többek között a zengővárkonyi ércesedés fedője mentén általa talált nagyméretű brachiopodákról értekezik, és hipotézisként felveti egy, a mai mélytengeri hasadékközösségekhez hasonló és lehetséges élőhelyet. 
 

1. ábra. A zengővárkonyi párnalávák között egykor keringő szénhidrogénekben gazdag forróvizes oldatokból kicsapódó vasszulfidos képződmény

A legújabb kutatások fényében teljesen egyedi, különleges, és nem kevésbé bonyolult ércesedési modell rajzolódott ki, aminek bemutatásához vissza kell mennünk az időben 130-140 millió évet az alsó-kréta korba.

A Mecsek az alsó-kréta korban
A jura időszak végétől az Atlanti-óceán kinyílásának hatására Európa-szerte egyre erősödő tektonikus aktivitás volt jellemző, ami a Mecsekben markánsan jelentkezett. Ekkor a Mecsek területén a Tethys óceán hullámzott, aminek üledékkel borított aljzata a tágulásos folyamatok hatására kivékonyodott, felhasadozott, a földrengések hatására pedig a félig konszolidálódott üledékek egymással keveredtek. Így jött létre a Mecsekben az a tipikus alsó-kréta korú képződmény is, amit ún. „autigén brecsás”, vagy „allodapikus” mészkőnek hívnak, és a megerősödött kéregmozgások során átülepített  mésziszap-klasztokból áll. 

Mivel a földkéreg egyre jobban elvékonyodott, a köpenyre ható csökkenő nyomás hatására a köpeny anyaga részlegesen megolvadt, majd a hasadékokon felfelé vándorolva és néhol a kőzeteket áttörve a tengeraljzatra tört fel, ahol párnalávákat és egyéb vulkáni képződményeket hozott létre. Azonban a vulkanizmus során feltörő bazaltos magma nagy része a már kőzetté vált képződményekbe és a jura-kréta időszaki víztelített, mésziszap állapotú tengeri üledékekbe nyomulva szilárdult meg, valamint az üledékekkel keveredett anélkül, hogy elérte volna a tengeraljzatot, ugyanis a magma sűrűsége nagyobb a konszolidálatlan tengeri üledékeknél. Az üledékek felső, laza és vízzel telített része szinte ugyanolyan hatásokat vált ki a megszilárduló kőzetolvadékból, mintha tisztán a tengervízbe nyomult volna, így nem egyszerű az elkülönítése a „klasszikus” párnaláváknak és hialoklasztitoknak, valamint az ún. intruzív párnaláváknak, amik, mint  Zengővárkonynál is, a laza üledékek tengerfelszínhez közeli részén szilárdultak meg és ugyanazokat a bélyegeket hordozzák, mint a tisztán vízbe ömlött társaik. 

A vulkáni centrumok környékén azonban az üledékgyűjtő több száz méter vastag meszes üledékeit igen hamar feltöltötte a magmás tevékenységből származó alkálibazalt láva, olyannyira hogy a vulkánok a tengerszint fölé is emelkedtek. A vulkánok lepusztulása során homokkő és konglomerátum keletkezett, ami a vulkáni lejtőkön rakódott le, míg a finomabb szemű, márgás, meszes üledékek a medence alján tovább képződtek.

Alsó-kréta vulkáni-üledékes képződmények
A zengővárkonyi párnalávák teljes térfogatukhoz viszonyítva 35–50%-ban hólyagüregesek, néhol a hólyagüregek átmérője a fél cm-t is eléri. Több esetben a hólyagüregek koncentrikusan helyezkednek el, a párnaláváknak pedig markáns kihűlési szegélyük is megfigyelhető. Ezekből a bélyegekből következtethető, hogy a víztelített üledékekben megszilárdult párnaláva 200–300 m mélységben képződhetett a tengerszint alatt. Így már érthető a nagy mennyiségű vas-oxidos „mészkőzárvány” jelenléte a vulkáni szekvenciában, mely mésziszap az egykori laza tengeraljzatot képviselte az alsó-kréta időszakban, és amibe a párnalávák nyomultak. Fontos megjegyezni, hogy a bányászott vasércet nem a hozzávetőlegesen 60 m vastagságú párnaláva rétegek közti ércesedett „mészkőzárványok” szolgáltatták, hanem a párnaláva rétegek feletti, kb. ugyanolyan vastag hialoklasztit és ezt fedő mészkő határán kialakult érc. Ebből a vasércből mutatta ki Palik a 6 fajta rákkoprolitot, és a kémiai elemzések is ebből a vasércből történtek. Tehát világos, hogy a Zengővárkonynál talált vasérc két különböző formában van jelen.

1. „zárványok” formájában a párnaláva térközeit kitöltve

2. és a párnaláva rétegre települt hialoklasztit (ami már a tengeraljzaton merevedett meg) és ezt fedő fiatalabb mészkő között.
Úgy tűnik tehát, hogy a párnalávák közti ércesedett mészköveket eddig senki nem vizsgálta meg, és valóban zárványként, és nem mint a lávát egykor befogadó üledékes képződményként értelmezték, pedig a folyamatoknak a kulcsa bennük található meg… 

A vasérc keletkezése
A mésziszap, amibe az alsó-kréta bazaltok benyomultak, később kőzetté vált, manapság pedig a zengővárkonyi párnalávák térközeiben tanulmányozható. A bazalt és mészkő érintkezési felülete mentén gyakori a láva és mésziszap keveredése amit a szakirodalom „peperit”-nek hív. Ebben a peperites kőzetben a lávából a mésziszapba „robbant” ásványszemcsék, bazaltfragmentumok találhatóak, ugyanis a víztelített üledékekben a bazaltbenyomulás hőhatására hirtelen nagy nyomású gőz fejlődött és elfolyósította az üledéket, ami ekkor keveredett össze az éppen szilárduló bazaltos olvadékkal. Ennek a kőzetnek van egy még érdekesebb tulajdonsága: a vas-oxid-hidroxidnak (goethit) az egykori finoman rétegzett üledékes rétegekkel párhuzamosan történő kicsapódása. Helyenként a goethites kiválások teljesen átjárták a mészkövet, és érces lencsék jöttek létre. Első elgondolásra tisztának tűnhet a kép és azt gondolnánk, hogy a tengervíz a párnalávák közé bejutva forró vizes cirkulációt indított el, majd a bazalt üveges mátrixából és Fe-szilikátjaiból kioldotta a vasat, ami aztán kicsapódott a párnalávák közti mésziszapban. De ilyen egyszerű volna a kép? Korántsem, ugyanis ezek a mészkövek nagy mennyiségű rákkoprolitot tartalmaznak, ami vélhetően három különböző fajú tízlábú rák terméke (érdekes módon teljesen különböznek a Palik által leírt koprolitoktól). A koprolitok szimmetrikus belső struktúrája és recens analógiák alapján lehet következtetni az egykori gazdaállatra. Ezek a rákkoprolitok néhol kőzetalkotó mennyiségben felszaporodnak a mészkőben és bennük 40-50 µm átmérőjű framboidális pirit (pár mikrométeres piritkristályokból álló gömbszimmetrikus halmaz) utáni goethit álalakok találhatóak, melyek a nagyfokú oxidáltság miatt nehezen voltak észrevehetőek, de jelentőségük kulcsfontosságú. Korábban az volt az elgondolás keletkezésükről, hogy kizárólag a szulfátredukáló baktériumok anyagcsere-folyamatai során keletkező kénhidrogén és a rendszerben lévő vas kölcsönhatásaként képződnek. Ez részben igaz is, de már tudjuk, hogy framboidális pirit nem csak szulfátredukáló baktériumok segédletével képződik, ugyanis laboratóriumban vegyi úton is előállították, valamint több olyan környezetben is megtalálták, ahol kizárható volt bakteriális működés. A framboidális pirit képződésének felső határa 200°C (Wilkin&Barnes 1997). Előbb azonban azokról a csöves szerkezetű vasszulfidos képződményekről kell szólni, amiket a párnalávák közeiben lehet néhol felfedezni. Ezek olyan markazit és framboidális pirit zónás váltakozásából álló, egykor függőleges helyzetű kürtők, ahol az egyes csövek átmérője 1 mm és 1 cm között változik, a legnagyobb ilyen csövekből álló felépítmény pedig eléri az 1 m-t. A későbbi tektonikai mozgások hatására ma kb. 30°-ra dőlnek ÉÉNy-i irányban, a dőlésértékek pedig egyeznek a fekvő és fedő üledékes kőzetek dőlésértékeivel, tehát egykori függőleges helyzetük bizonyított. Ezekről a kürtőkről az óceánközépi hátságok 1979-ben publikált „fekete füstölői” juthatnak eszünkbe, melyek a 300 °C-ot meghaladó hőmérsékletű, hidrotermásan felhevített tengervizet és a hátság vulkáni kőzeteiből kioldott fémszulfidot cirkuláltatnak és juttatnak a tengerfenékre, ezzel megteremtve egy különleges ökoszisztémát, mely alapjául főleg a kénhidrogén oxidálásából energiát merítő baktériumok szolgálnak. (Azóta egyre több kutatási eredmény számol be róla, hogy a kénhidrogén mellett a molekuláris hidrogén, metán és vas oxidációjából is képesek bizonyos mikrobák fedezni anyagcseréjüket és nagymértékben elszaporodni – Bach et al 2003, Ehrhardt et al 2007, Schmidt et al 2008).  A zengővárkonyi képződményeken végzett vizsgálatok kiderítették, hogy a kürtők ásványkicsapódásai viszonylag alacsony, 115–145 °C körüli hőmérsékleten képződtek, és pár tíz méterrel a korabeli tengerszint alatti laza üledékekben jöttek létre a párnalávák közötti térben (tulajdonképpen megmaradásuk is ennek volt köszönhető). És itt térünk vissza a pirit framboidok jelentőségére is. Minthogy a szulfidkürtők anyagának jelentős része ilyen framboidális piritből áll, fontos volt azt a kérdést tisztázni, milyen úton keletkeztek a vasszulfidok, és volt-e mikrobiális közreműködés létrejöttükkor? Ennek a kérdésnek az eldöntésére a S-izotóp vizsgálat a legalkalmasabb, ugyanis – mint általában a természetben – a legnagyobb izotópfrakcionációt okozó tényező az aktív biológiai közreműködés (mikrobiális anyagcserék). A kapott, igen negatív S-izotóp-eredményekből kitűnt, hogy a zengővárkonyi vasszulfidos kürtők framboidos részei egyértelműen szulfátredukáló baktériumok közreműködése során képződtek. Ismeretes hogy néhány szulfátredukáló baktérium, illetve archaea képes igen magas hőmérsékleten (akár 110 °C ig! Jorgensen et al 1992, Sagemann et al 1998) is metabolikus folyamatokra, vagyis kénhidrogén „gyártására”. Ezeket a baktériumokat és archaeákat termofil (45–80°C), vagy extrém magas hőmérséklet esetében (80°C–121°C) hipertermofil jelzővel illetik. Kétségtelen, hogy a zengővárkonyi szulfidos kürtők nagy része is ilyen termofil, ill. hipertermofil szulfátredukálók által termelt kénhidrogén és a hidrotermásan bontott bazaltból felszabadult vasionok kölcsönhatása során képződött, ahol a bazalt repedéseiben cirkuláló felhevült tengervíz bőséges szulfátiont tartalmazott, a vas is korlátlanul rendelkezésre állt a bazalt folyamatos hidrolízise során. De vajon honnan származott az a nagymennyiségű szerves anyag, mely oxidálódása ilyen mennyiségű szulfátredukáló mikroorganizmus elszaporodását tette lehetővé? Ugyanis ahhoz hogy a szulfát-ionok bakteriális hatásra kénhidrogénné redukálódjanak, a redoxi-folyamatok törvényszerűsége alapján a folyamatban résztvevő alkotók valamelyikének oxidálódni kell, ez az elektron donor pedig a párnalávák közötti üledékekben lévő szerves anyag, vagyis szerves kötésben lévő szén. Most már minden alkotó rendelkezésünkre áll, hogy vasszulfidot gyártsunk, de a környéken található alsó-kréta üledékek alacsony szervesanyag-tartalma még így sem tenné lehetővé ilyen mázsás, bakteriális szulfátredukció közreműködésével keletkezett vasszulfidos képződmények létrejöttét. A rejtély a közelmúltban oldódott meg, amikor az egyik párnaláva közötti peperites mészkőben 1–2 cm-es hólyagüreges bitumenek kerültek elő, sőt magát a mészkövet megütve is áradt belőle a jellegzetes bitumenszag. Kiderült, hogy ezek a mészkövek sok esetben tartalmaznak bitument, sőt egyes hidrotermás kalcitok repedéseiben is találni lehetett. A bitumen pedig a párnalávák közötti mészkövek jelentős mennyiségű rákkoprolitjaiból származott. Maga a bitumen azonban csak egy végtermék, és valójában egykori olajmigrációra utal, majd a hirtelen megnövekedett termális hatásra vesztett illóanyagaiból és megszilárfult. Tudnunk kell, hogy olaj képződése már 50 °C-nál elkezdődhet, azonban képződésének csúcs hőmérséklete 80–100 °C (Simoneit et al 2002). 

Ahogyan tehát a párnalávák közötti mésziszapban nagy mennyiségben felhalmozódott koprolitokból keletkezett, víznél kisebb sűrűségű olaj a hidrotermákkal felfelé vándorolt a repedések mentén, nemcsak az üledékeket itatta át, hanem nagymennyiségben felvehető szerves anyagot szolgáltatott a szulfátredukcióhoz. Gavrieli (1995) megjegyzi, hogy különösen jelentős a szulfátredukció szénhidrogének jelenlétében, illetve Jorgensen et al (2002) szerzők a Guayamas-Basin hidrotermás üledékeit vizsgálva szintén meghatározó C-forrásként említik a tenger alatti, termálisan átalakított olajat tartalmazó szivárgásokat intenzív bakteriális szulfátredukció létrejöttéhez (1. egyenlet), mely reakció során keletkező kénhidrogén a hidrotermákban jelenlévő vassal piritet (2. egyenlet), majd a pirit keletkezése során többlet protonnal rendelkező, és így savasodó oldat markazitot (2. egyenlet)  hozott létre 

2CH2O (szerves anyag) + SO42-  = H2S +
+ 2HCO3- (1)

FeCl2 + 2H2S = FeS2 + 2HCl + H2 (2)

Ezeknek a folyamatoknak az ismeretében kimondható, hogy a zengővárkonyi goethites vasérc, melynek hálózatos, dendrites, fonalas struktúrája az egykori olajmigrációt, és a kivált vasszulfidok ritmikus oxidációs frontját (Ostwald–Liesegang-ciklus) mutatja (2. ábra), erőteljes oxidáció eredménye (amit számos pirit és markazit utáni vasoxid-hidroxid pszeudomorfóza, vagyis álalak is bizonyít). 

2. ábra. A pillow-lávák közötti vasszulfidos üledékek erőteljes, ritmikus oxidációja során féregszerű vasoxid-hidroxid hálózat alakult ki 

A párnalávák között cirkuláló és reduktív geokémiai gátként funkcionáló olajtól kiürült, és így egyre nagyobb oxidációs fokú hidrotermás rendszer meggyorsította a bazaltok és a szulfidos érc oxidációját, melynek során magasabb hőmérsékleten (100°C felett) néhol hematit (3. egyenlet), alacsonyabb hőmérsékleten pedig tűs goethit is képződött (4. egyenlet).

2FeO + H2O = Fe2O3 + H2 (3)

2FeO + 2H2O = 2FeOOH + H2 (4)

Fontos megjegyezni, hogy mindkét reakció esetében a vas oxidációjakor molekuláris hidrogén is fejlődött, ami a legújabb kutatások szerint lényeges forrás lehet kemoszintetizáló baktériumok megtelepedéséhez. (Ehrhardt et al 2007, Schmidt et al 2008).

A rákkolóniák kifejlődése
A párnalávák közötti goethites mészkövekben található rákkoprolitok összetétele (Favreina belandoi, Helicerina siciliana, Parafavreina huaricolcanensis), valamint a hialoklasztit és a fedő mészkő közötti vasércben lévők, melyeket Palik 1965-ös cikkében közöl (Favreina dispentochetarius, Favreina hexaochetarius, Favreina octoochetarius, Palaxius decaochetarius, Palaxius tetraochetarius, Palaxius triochetarius) teljesen különbözőek. Fontos megjegyezni, hogy a párnalávák közötti mészkőben lévő koprolitokban sok esetben lehet a bazaltból származó ép szanidin kristályokat találni, melyek a koprolitokból sokszor kilógnak (3. ábra), valamint a peperites részeken is szép számmal fordul elő rákkoprolit ép augitkristályok mellett (4. ábra). 
 

3. ábra. A tízlábú rákok ürülékének (koprolit) szimmetrikus metszetén jól látszanak az üledékekkel keveredő bazaltos lávából belekerült szanidin ásványszemcséi

4. ábra. A  forró bazaltos anyaggal keveredő híg üledékben „peperitben” a rákkoprolitok mellett augit (a képen cpx, klinopiroxén ásványcsoport angol rövidítése) kristályok találhatóak. A koprolitok szimmetrikus metszetén a bennük futó, kalcitból álló csatornácskák alakja, száma, elrendeződése (a metszeten fehér korongok) fontos határozó bélyeg

Ez azt bizonyítja, hogy a lávának a laza üledékbe nyomulása előtt már nagy számban éltek ezek a rákok a tengeraljzaton, majd a bazalt benyomulását követően kerültek beléjük a szanidinkristályok a hirtelen megnövekedett gőznyomás kiváltotta fluidizáció hatására. Szisztematikus kutatások eredményeként sikerült a Kelet- Mecsek alsó-kréta vulkáni-üledékes képződményeiben máshol is találni rákkoprolitokat, sőt koprolittal teljesen kitöltött járatokat is, melyekre akkor bukkantam, amikor a zengővárkonyihoz nagyon hasonló hidrotermás képződményeket kutattam, nem messze Magyaregregytől. A koprolitok itt is alsó-kréta párnalávák közötti enyhén goethites mészkövekben találhatóak, helyenként nagy számban. A Zengővárkonynál megfigyelt bitumenzárványok itt is ugyanúgy megvannak, mint ahogy a koprolitokban található framboidális pirit, és goethites oxidációs termékek. A párnalávák jóval enyhébb hólyagüregessége és kifejezetten mélyebb vízi ichnofosszíliák jelenléte azonban itt nagyobb tengermélységet mutat (~500 m). E cikk készítésekor három újabb lelőhelyen találtam, párnalávák közötti mészkövekben rákjáratokat és azokat teljesen kitöltő koprolitokat a Kelet-Mecsekben, sőt a zengővárkonyival teljesen megegyező koprolitos vasérc is előkerült a kisújbányai területről. A rákjáratok átmérője eléri az 1,5 cm-t, amiből arra lehet következtetni, hogy a rákok mérete elérhette a 6 cm-t. Még érdekesebbé teszi az ősföldrajzi képet, hogy számos helyen a rákkoprolitok mellett sok, több cm-es belemnitesz és ammonitesz fosszília található. A belemniteszek feltehetően aktív ragadozó, esetleg dögevő életmódot folytattak, így lehetséges, hogy kisméretű, legyengült, vagy döglött rákokat is fogyaszthattak. Ezt az elképzelést támasztja alá az is, hogy a mecseki alsó-kréta üledékekből igen gyér belemnitesz és ammonitesz fauna került elő, viszont ezekben a párnalávák közötti üledékekben előfordulások sokszor tömeges.

Mivel a Mecsek alsó-kréta üledékes kőzeteiben sehol sem találhatóak rákkoprolitok, csak a párnalávák közötti üledékekben (ez esetben eddig 3 különböző lelőhelyről kerültek elő), maguknak a rákoknak ez az igen nagyszámú és diverz előfordulása is a vulkanizmushoz, illetve az azt megelőző tenger alatti gázszivárgásokhoz és az üledékek szerves anyagát is átalakító hévforrás feltörésekhez köthető, amikor ugrásszerűen megnövekedett az üledékekben a mikrobák mennyisége, ami végül a rákok nagyarányú elszaporodásának kedvezett.

Számos jelenlegi kutatás számol be arról, hogy tenger alatti vulkáni kitörés és hévforrások beindulásakor rákkolóniák terjednek el a bazalt felszínén. Akár m2-ként több ezer egyed! (Schmidt et al 2008). Minden esetben kemoszintetizáló baktériumok képezik az élelemlánc alapját, olyannyira hogy egyes rákfajok a baktériumszőnyegek legelésére specializálódtak Sőt bizonyos esetekben a rákok kopoltyúiban is megtelepednek kemoszintetizáló baktériumok, melyek a vulkáni környezetben mindig jelenlevő hidrogént, vasat vagy ként oxidálnak életfunkciójuk fenntartásához. 

Ezeknek a tényeknek és analógiáknak a birtokában kimondhatjuk, hogy a Kelet-Mecsekben egy nemcsak Európában, hanem a világban is egyedülállóan gazdag, nagy területet benépesítő, és szorosan az alsó-kréta vulkanizmushoz köthető  rákfauna fejlődött ki a tenger alatti üledékfelszínen, mely a zengővárkonyi és a még feltáratlan kisújbányai ércesedés kialakulásában meghatározó szerepet játszott.

Irodalom
Bujtor László (2006). A kisújbányai-medence és Zengővárkony valangini ammonitesz és brachiopoda-faunájának őslénytani vizsgálata. Pécsi Tudományegyetem, Természettudományi Kar.
Ehrhardt, C.J., Haymon, R.M., Lamontagne, M.G., Holden, P.A. (2007). Evidence for hydrothermal Archaea within the basaltic flanks of the East Pacific Rise. Environmental Microbiology, Vol. 9, Issue 4, 900-912.
Bach, W. & Edwards, K.J. (2003). Iron and sulfide oxidation within the basaltic ocean crust: Implications for chemolithoautotrophic microbial biomass production. Geochimica et Cosmochimica Acta, Vol. 67, No. 20, pp. 3871–3887
Gavrieli I., Starinsky A., Spiro B., Aizenshat Z., and Nielsen H. (1995). Mechanisms of sulfate removal from subsurface chloride brines: Heletz-Kokhav oilfields, Israel. Geochim.Cosmochim. Acta 59, 3525–3533.

Hetényi, R., Hámor, G., Nagy, I., (1968). Magyarázó a Mecsek hegység földtani térképéhez, 10 000-es sorozat, Apátvarasd. MÁFI-Budapest. 
Jorgensen, B.B., Isaksen, M.F., Jannasch, H.W., (1992). Bacterial sulfate reduction above 100 oC in deep-sea hydrothermal vent sediments. Science 258, 1756– 1757.
Jorgensen, B.B., Weber, A. (2002). Bacterial sulfate reduction in hydrothermal sediments of the Guaymas Basin, Gulf of California, Mexico. Deep-Sea Research I. 49 (2002) 827–841.
Palik, P. (1965). Remains of crustacean excrement from the Lower Cretaceous of Hungary. Micropaleontology, 11, 1, 98-104.
Sagemann, J., Jorgensen, B.B., Greeff, O., 1998. Temperature dependence and rates of sulfate reduction in cold sediments of Svalbard, Arctic ocean. Geomicrobiol. J. 15, 85– 100
Schmidt, C.,Vuillemin, R., Le Gall, C., Gaill, F., Le Bris, N. (2008). Geochemical energy sources for microbial primary production in the environment of hydrothermal vent shrimps Marine Chemistry 108, 18–31.
Simoneit, B.R.T.,  Rushdi, A.I. (2002).  Hydrothermal alteration of organic matter in sediments of the Northeastern Pacific Ocean: Part 2. Escanaba Trough, Gorda Ridge. Applied Geochemistry 17. 1467–1494
Sztrókay, K. 1952: Mecseki vasércképződés (Iron ore genesis in the Mecsek Mountains).  Magyar Tudományos Akadémia Műszaki Osztályának Közleményei, 3, pp. 11–230.
Wilkin R.T. & Barnes H.L. (1997). Formation processes of framboidal pyrite. Geochimica et Cosmochimica Acta. Vol. 61, No. 2, pp. 323-339.


Természet Világa, 142. évfolyam, 1. szám, 2011. január
http://www.termeszetvilaga.hu/ 
http://www.chemonet.hu/TermVil/