IV. Az érctelep típusának meghatározása
Az Ibériai Pirit Öv ércesedésének kialakulása, bányászata és környezeti problémái
Az érctelep kialakulásának paraméterei a térség modern kutatásainak kezdete óta izgatja a kutatókat. Természetesen, kb. 360 millió év távlatából az érc kialakulására pontos modell nem létezik, és minden részletre kiterjedően egészen biztosan nem is fog.
Mindenekelőtt viszont szükséges definiálni két fogalmat: Az érctestek geometriájuk és kémiai összetételbeli tulajdonságaik szerint két csoportba sorolhatók: A masszív szulfid érctestek szolgálják a telepek fémtartalmának nagy részét. Jellemző rájuk a tömeges megjelenés, a kis méretű ásványok (50-200 μm), az extrém magas kéntartalom és a többi fém (Cu, Pb, Zn, Ag, Au, stb.) alacsony koncentrációja. Kémiailag jellemzően homogének, viszont oxidatív környezetben, különösképpen (csapadék)vízzel érintkezve oxidálódnak, és gyakran a felszínközeli érctesteken szupergén telep (gossan) képződik. Ez a szupergén érc már gazdag lehet nyomelemekben, ezért a korai időkben, a könnyed hozzáférhetőség miatt ezt fejtették is, Tharsisban és Rio Tintoban pl. a magas arany- és ezüsttartalma bizonyított volt. Ez azonban nem jelenti azt, hogy a masszív szulfid is gazdag aranyban, sőt, a többi hasonló érctípushoz képest viszonylag alacsony aranytartalom jellemző rájuk (pl. átlag 0,3 ppm, Rio Tinto-ban, Palomero, 1992) (ld. 1. táblázat) (Sáez et al., 1999; Tornos, 2008).
Az érckutatások során az elsődleges érctesteket keresik, hiszen ezeket sokkal könnyebb megtalálni térfogatuk folytán az egyébként egyéb fémekben jóval gazdagabb szupergén érctelepeknél. Elsődleges érctestek közé tartozik a stockwork és a masszív szulfid nem mállott részei. A stockwork ércek nem tömegesek, hanem inkább hosszúkásak, és ezek a telérek a masszív szulfidban végződnek. Vastagságuk és térfogatuk nagy lehet, pl. Rio Tintoban azonosították az eddig valaha megtalált legnagyobb stockwork ércesedést, a Cerro Colorado-t (Tornos et al., 2008). Általában a masszív szulfidok alatt helyezkednek el (pl. Rio Tinto), viszont ahol vulkáni üledékes kőzetekkel állnak kapcsolatban, gyakrabban lepel formájú és összekapcsolódó zónákat alkot, ami rétegtanilag kontrolált, tehát ún. stratabound geometriát vesz fel (pl. Tharsis) (Sáez et al., 1999). Jellemző rájuk, hogy kémiailag jóval heterogénebbek a masszív szulfidoknál: a pirittartalom itt jelentősen alacsonyabb a masszív szulfidban tapasztaltnál, helyette a többi fém fordul elő nagyobb koncentrációban (pl. Pb, Zn, Ag, Au, Bi, Co, Te, Se, Cu, Sn, As, Ba, Na, REE, Y, karbonátok, stb.) (Guilbert & Park, 1964; Sáez et al., 1999; Tornos, 2008; Inverno et al., 2015).
Sáez et al. (1999) arról számolt be, hogy a kutatók túlnyomó többsége elfogadja azt az elméletet, miszerint az Ibériai Pirit Öv ércesedése utóvulkáni, hidrotermás aktivitáshoz köthető sekély, javarészt reduktív tengerfenéken történt, ahol redukáló baktériumok is segítették az ércképződést. Úgy vélte továbbá, hogy képződési környezetként lemezek közötti pull-apart-medence, vagy egy riftes öv jelölhető meg (Almodóvar & Sáez, 1992; Palomero, 1992; Sáez et al., 1999; Olías Álvarez et al., 2008; Inverno et al., 2015). Ezen állításokat a következőkkel vélik alátámasztottnak a kutatók:
a) Talán a legközvetlenebb bizonyítékokat a kőzettestek egymáshoz képest megfigyelhető jellege mutatja meg. A vulkanikus kőzetek gyakran érintkeznek agyagkővel több száz méteren keresztül, de előfordulnak agyagrétegeket helyettesítő masszív szulfid érctestek is. A masszív szulfidokat ezen túlmenően számos telepnél agyagréteg betelepülések jellemzik. Ez a későbbiekben külön esettanulmányban elemzett Tharsisban különösen jól vizsgálható, mivel ott több, mint 20 km-en át követhető, több, mint 100 méter vastagsággal ilyen agyagréteg település, ami turbiditszerű jellemzőket mutat. Mindez azt feltételezi, hogy az agyag egy időben, vagy közel egy időben ülepedett a masszív szulfiddal (Sáez et al., 1999). Márpedig agyag kizárólag álló vízből ülepedhet (Nichols, 1999). A turbidites jelleg pedig a tengerfenék instabilitásáról tesz tanúbizonyságot (Almodóvar et al., 2019).
Azonban az, hogy az agyagkő akár rétegeket is alkothat a masszív szulfid testeken belül, számos megválaszolandó kérdést von maga után, legfőképpen a következőt: Amennyiben agyag rétegek azonosíthatók az érctesteken belül, akkor az érctest mégsem vulkanikus folyamatok során keletkezett, hanem – legalábbis részben – üledékes folyamatok révén? A válasz nem evidens, de megválaszolható: Sáez és munkatársai (1999), a korábbi álláspontról elmozdulva úgy gondolják, hogy nemcsak tisztán vulkáni aktivitáshoz kötött masszív szulfid (VMS) (volcanogenic massive suphide), hanem üledékes folyamatok is közrejátszhattak a vulkáni aktivitási szünetekben az érctelep kialakulásakor (VÜMS – vulkáni üledékes masszív szulfid). Ez pedig azt is jelenti, hogy a hidrotermás aktivitás is epizodikus volt. Ezen túlmenően Munhá et al. (1986) azt a következtetést vonták le az Aljustrel környéki érctelepek és a világ más pontjain vizsgált érctelepek δ18O izotópos és δD vizsgálata alapján, hogy a domináns ércformáló fluidum valójában a tengervíz volt, és a mélyből feltörő, magmatikus eredetű víz kevesebb, mint 15%-ban lehetett felelős az érctelep kialakulásért. Állítását később az északi területen, illetve Neves Corvo-ban végzett hasonló mérések is alátámasztották (Munhá et al., 1986; Sáez et al., 1999; Tornos, 2008; Tornos et al., 2008; Inverno et al., 2015).
Mindezek ellenére a domináns geometria VMS-re utal. Minden szerző a VMS-en alapuló osztályozást használta (Sáez et al., 1999; Inverno et al., 2015). Mint korábban már beszámoltam róla, a domináns nyomelemek az érctestekben a Zn, Pb és Cu (illetve Neves Corvoban az Sn, egyes fejtésekben a Mn). Előbbi három mennyisége az érctelepben viszont akár átlépheti az 1%-ot is (ld. 1. táblázat), ezért egy Cu-Pb-Zn háromszög diagramon végezhetjük tovább az osztályozást. Mivel azonban egyik elem sem dominánsabb a többinél, ezért az Ibériai Pirit Öv masszív szulfid érctípusa Cu-Pb-Zn típus, vagy másként Kuroko-típus (ld. 11. ábra) (Ohmoto, 1996; Sáez et al., 1999).
11. ábra: Az Ibériai Pirit öv VMS alapú ércteleptani beosztása Cu-Pb-Zn háromszög diagramon. A diagram alapján az összes vizsgált lelőhelyen Cu-Pb-Zn típusú VMS érc volt a jellemző (adatokat ld. 1. táblázat) (forrás: Sáez et al., 1999).
1. táblázat: Az 11. ábrához használt adattáblázat. A „Készlet” oszlopban a teljes szulfid érc mennyisége szerepel az 1999-es állapotnak megfelelően (az adatokat összegyűjtötte: Sáez et al., 1999).
Igen ám, de ha mégiscsak VMS ércesedésről van szó, akkor miért nem találjuk az érctelepeket kialakító vulkánokat? Miért nem sikerült még mindig beazonosítani a 360 millió évvel ezelőtti kitörési központokat? Talán meglepő módon erre a kérdésre elsősorban nem az áthalmozódási folyamatok a megoldás kulcsa. A szulfidok remobilizációja létező jelenség volt, számos helyen igazolták is, a nagy bányák közül pl. Tharsisban és Rio Tintoban is, viszont a helyváltoztatás csak kis mértékű lehetett, és valószínűleg a hidrotermás forrás közvetlen környezetében tetten érhető a megfigyelt szerkezeti jellegek alapján. Emiatt a magas cink és ólom tartalom sem előfeltétele a forrástól való nagyobb távolságnak. A fő ok ellenben az, hogy a vulkanizmus és a masszív szulfid ülepedése nem egy időben történt, elképzelhető, hogy a vulkáni aktivitási szünetekben vált ki az érc jelentős része. Ezért fordulhat elő, hogy a masszív szulfid és az annak környezetében lévő vulkanikus kőzet között sokszor semmilyen kapcsolat nem áll fenn, ezért a masszív szulfidot közel körülvevő vulkanikus eredetű kőzetek csupán paleogeográfiai, és kevéssé geometriai jelleget mutatnak. Emiatt voltak már eleve is kudarcra ítélve azon korai (az 1970-es évek előtti) próbálkozások, amelyek a kitörési központ és az érctestek közti kapcsolatot kutatták (Sáez et al., 1999; Inverno et al., 2015).
b) A Vulkáni- és Üledékes Komplex (CVS) feküje, a fillit-kvarcit csoport (PQ) alsó egységeiben monoton rétegsor figyelhető meg agyagkő és homokkő rétegekkel. Ezt a rétegsorban felfelé menet viszont heterogénebb szerkezetek; delta üledékek és turzások üledékei váltják fel, ami egyrészt jelzi a kitölthető tér csökkenését és sekélyedő tengeri környezetre utal (Sáez et al., 1999; Olías Álvarez et al., 2008). Nem kizárt, hogy a PQ heterogén jellege közrejátszott abban, hogy a Vulkáni- és Üledékes Komplex (CVS) is heterogén lett (Sáez et al., 1999).
c) A CVS-t fedő Culm csoport üledékeiben turbidit üledékeket azonosítottak, ami bizonyítja, hogy a CVS után is tengerelöntés alatt állt a terület (Sáez et al., 1999; Olías Álvarez et al., 2008).
d) A Vulkáni- és Üledékes Komplexben párnaláva kifejlődésű bazaltot azonosítottak, ami tenger alatti magmatizmusra utal (Olías Álvarez et al., 2008).
e) A tengervízzel való közvetlen kölcsönhatást a változások nyomán kialakult durva ásványtani zonáción túlmenően számos geokémiai elemzés is alátámasztotta, melyek leginkább hidrotermás átalakulásokhoz köthetőek. A hidrotermás átalakító folyamatokkal meg tudjuk állapítani az érctelep oldatainak kémiai tulajdonságait és hőmérsékletét, de a már erózió vagy kitermelés útján nem az eredeti helyzetében lévő ércteleprész eredeti geometriája is rekonstruálható. Ezen túlmenően kémiai elemzéssel eldönthető, hogy az érctelep mely részén képződött eredetileg egy adott minta (Sáez et al., 1999).
e/1) Mafikus kőzetekben a következő ásványok/ásványcsoportok fejlődtek ki hidrotermás átalakulás nyomán: klorit ((Fe3+,Al,Mg,Fe2+,Mn2+)5-6[AlSi3O10](OH)8monoklin), karbonátok ([CO3]2-, elsősorban CaCO3trigonális), epidot (Ca2(Fe3+,Al)Al2[(SiO4)(Si2O7)O(OH)]monoklin), albit (Na[AlSi3O8]triklin) és aktinolit (Ca2(Mg,Fe2+)5[(Si4O11)2(OH,F)2]monoklin). Ezek az ásványok hidratációval, oxidációval, karbonátosodással és/vagy Na-K kation cserével alakulnak ki az elsődleges mafikus ásványokból. Felzikus kőzetekben a legjellemzőbb metaszomatikus folyamatok az adularizáció, albitizáció, szericitesedés, kloritosodás, kovásodás. Mindezek regionális folyamatok, nagy mennyiségű fluidum kell hozzájuk (Sáez et al., 1999).
Ezeket a folyamatokat két nagy zónára szokás osztani: egy belső kloritos, és egy periférikus szericites zónára. Ebbe a két zónába az összes fentebb leírt folyamat besorolható, és akár mind a két kategóriára jellemző lehet. E két csoport elkülönítése szabad szemmel is lehetséges (ld. 12.-13. ábra) (Sáez et al., 1999; Olías Álvarez et al., 2008).
12. ábra: A Rio Tinto-i Corta Atalaya külfejtés 2022. 05. 18-án. Kezdetben mélyművelésű bánya volt, de egy 1906-os bányaomlást követően külfejtéssé alakították, és művelték egészen 1991-ig. A képződött bányató pH-ja kisebb, mint 3 (erősen savas), szintje 1991 óta folyamatosan emelkedik (Olías Álvarez et al., 2008).
13. ábra: A Corta Atalaya fejtő nyugati oldala, amely azonos a 12. ábrán látható oldallal. Még a 12. ábrán látható szögből is világosan elkülöníthetők a kloritos és a szericites zónák (forrás: Olías Álvarez et al., 2008).
A kloritos zónában extrém alacsony a Ca, Na, és K elemek értéke, továbbá magas az Al, Fe és Mg mennyisége, míg a szericites zónában alacsony a Na és Ca értéke, viszont sok a K és az Al. A hidrotermás átalakító folyamat határát a Na-szericit jelenléte jelzi. Ilyen ásvány a szulfid érctesttől több, mint 1 km távolságban képződhet. A Ba is lehet genetikai jelzője a szericites zónának, ugyanis ott figyeltek meg magas Ba-koncentrációt, ahol a legnagyobb mértékű volt az átalakulás, vagyis egyfajta átmenetként jelentkezett a kloritos zóna irányába (Sáez et al., 1999).
Ezen kívül megfigyelték Aznalcóllar-Los Frailes és Aljustrel érctelepeinél, hogy szignifikáns növekedés volt tapasztalható a kloritban, a Mg/(Mg+Fe) (magnézium-szám) arányban a periférikus klorit zóna irányába. Ezzel szemben ellentétes trendet figyeltek meg viszont Rio Tintoban (Sáez et al., 1999). A Mg/Fe arány jó proxy a hőmérsékletre, vagy a víz/kőzet arányra is (Sáez et al., 1999), de a Mg-szám elsődlegesen a magma primitívségi fokát adja meg. Minél kisebb a Mg-szám, vagyis áttételesen minél több a Fe2+ mennyisége a Mg2+-hoz képest, annál differenciáltabb magmáról beszélhetünk (Harangi et al., 2013).
e/2) Továbbá jól jelzik a képződési környezetet a nem fluid-mobilis nyomelemek is, mint a cirkónium, a ritkaföldfémek (REE), és az ittrium. Ezek az elemek a mélyben, a hidrotermás átalakulás központi zónájában koncentrálódnak (Sáez et al., 1999; Tornos, 2008; Inverno et al., 2015).
e/3) Ezen környezetjelzőkön kívül még egy nagyon érdekes jelenségre hívták fel már az 1960-as évektől kezdve a területet kutatók a figyelmet: kirívóan alacsony 34S izotóp anomáliát mértek a masszív szulfid érctesteken belül, ami erősen utal intenzív bakteriális redukáló tevékenységre, és úgy általánosságban is reduktív környezetre az ércesedés egyes szakaszaiban, elsősorban a kolloform, framboid és rétegzett textúrát mutató részeknél (Sáez et al., 1999; Tornos, 2008; Tornos et al., 2008; Varga, 2016). Bár a stockwork jellegű ércekben még akár a standardhoz képest pozitív értékeket is mértek (max. +10-15‰) (ld. 14. ábra), viszont a masszív szulfid érctestekben volt olyan szerző, aki Ibériai Pirit övbeli VÜMS jellegű masszív szulfid-beli mintán -35‰-et is mért, de a jellemző negatív értékek eddig nem voltak kisebbek -15‰-nél. A klasszikus VMS struktúrájú telepeknél nem mértek kirívó δ34S értéket (Tharsisban, stockwork-ben ez pl. 0‰). Ezzel szemben VÜMS jellegű részen igen (ld. 14. ábra). Továbbá nagyon érdekesnek bizonyult az, hogy ahol barit ásvány jelen volt az érctelepben (ilyen kizárólag az északi régióban fordult elő, pl. Aguas Teñidas és Magdalena érctelepeiben (Almodóvar et al., 2019)), ott a δ34S erősen pozitív: +15‰-től +22‰-ig terjed. Ezek az értékek nagyjából megfelelnek a devon-karbon határa környékén definiált tengervízre vonatkoztatott δ34S értékének. A barit képződésekor tehát, a fentiek alapján oxidatívabb környezet volt a jellemző, mint a masszív szulfid, vagy akár a stockwork képződése idejében (Sáez et al., 1999). Almodóvar et al. (2019) emiatt sorolta be a baritot úgy, mint jellemzően a nagy ércesedési periódusok előtt képződött ásványt. Mindezek alapján a δ34S érték elsősorban az ülepedési környezettől és oxigénfugacitástól függött (Sáez et al., 1999; Almodóvar et al., 2019).
14. ábra: δ34S anomáliák az Ibériai Pirit Öv nagy érctelepeiben (forrás: Sáez et al., 1999).
e/4) Az ólom izotópok méréséből is nagyon érdekes kép rajzolódott ki az Ibériai Pirit övre nézve: a Neves Corvo-i érctelepet leszámítva (ld. később) (Sáez et al., 1999; Inverno et al., 2015) homogén izotóp eloszlást mutatott. A radiogén Pb izotópok alapján mért kor 368 + 26 millió évnek adódott. Ez megegyezik a sztratigráfiai alapon becsült 360 millió éves korral (Sáez et al., 1999; Inverno et al., 2015). A CVS-t az agyagkő tartalomból vett spórák alapján is korolták (Inverno et al., 2015). Tharsis esetében érdekes módon nem tértek el a mért korok, viszont az átlagosnál jóval kisebb volt a radiogén izotópok mennyisége, amit a feltörő ércgazdag oldatok és a már meglévő kőzetek fokozott kölcsönhatásával magyaráznak, mivel itt az oldat törmelékes devon kőzeteken keresztül áramlott át (Sáez et al., 1999).
Ezek alapján, Neves Corvot leszámítva egyforrású érceredetet is lehet feltételezni. Nehéz elképzelni más környezetben ilyen kiterjedt Pb izotóp homogenitást, mint egy lemezek közötti riftes övben és/vagy egy pull-apart medencében (Oliveira, 1990; Sáez et al., 1999) Oliveira (1990) ferde ütközést (kompressziót) valószínűsít, melyben a Pulo do Lobo Antiform tölthette be az akréciós ék (Olías Álvarez et al., 2008) szerepét. Összességében mindezek nem kimondottan erős alapokon nyugvó hipotézisek.
Neves Corvo esetében a mintákból mért korok egy része szignifikánsan eltért ettől a számolt értéktől. A különbség a többi érclelőhelytől abban is megmutatkozik, hogy ez az egyetlen olyan hely, ahol az ón (Sn) fejtésre alkalmas mennyiségben koncentrálódott (ld. 1. táblázat) (Sáez et al., 1999; Inverno et al., 2015). A kassziteritben való gazdagság okaként feltételezhető, hogy az érctelepet létrehozó oldatok metamorfizálódott gránittal érintkeztek (Almodóvar et al., 2019).
Az imént felsorolt ércesedési környezetjelzőket figyelembe véve megállapították, hogy az ércesedés két fő periódusban történt. Az első periódusban 300°C-nál alacsonyabb, míg a második periódusban 300-400 °C közötti hőmérséklet volt a jellemző (Sáez et al., 1999). Munhá et al. (1986) Aljustrel környéki minták δ18O értékei alapján a következő ércképződési hőmérséklet értékeket adta meg: stockwork-re 200-250 °C, masszív szulfidra 160-175 °C, míg az aljustreli masszív szulfid lencséket fedő tűzkőre 120-160 °C-ot. Sáez et al. (1999) alapján az ércesedéshez köthető fehér és fekete füstölgők (white and black smokers) kémiai összetételét pedig rendkívül hasonlónak gondolják a mai füstölgőkéhez, a szalinitás 2-13 % sóegyenérték között lehetett az ércesedés során. Természetesen ennél alacsonyabb hőmérsékleten is történtek kiválások, de kb. 100 °C alatti hőmérsékleten már ércben szegény fluidumról beszélhetünk. Alacsonyabb hőmérsékleten válhatott ki a fluidumból a kovatartalom. Rio Tinto esetében ezt 120 °C-ra becsülik. Jáspis és kovakő azonban több érctelepnél található, viszont sok esetben szeparáltan attól: az érctelep tetején, törmelékként, egyfajta „ércsapkaként” (pl. Aljustrel, Tharsis, Aguas Teñidas, Magdalena, Cueva de la Mora) vagy réteget alkotva (pl. Rio Tinto, San Platón). A genetikai kapcsolat a jáspis és kovakő, illetve a masszív szulfid között nem tisztázott: sem a ritkaföldfémek eloszlása, sem az ólom geokémiai elemzése nem mutatott ki genetikai kapcsolatot (Sáez et al., 1999). Viszont Almodóvar et al. (2019) feltételezi a különböző helyeken megtalálható kovagazdag kőzetek hasonló eredetét.
A legnagyobb probléma azonban továbbra is az, hogy milyen folyamat volt képes ilyen hatalmas méretű érctelepek létrehozására. Erre a kérdésre, úgy érzékeltem, hogy még egy szerző sem tudott minden kétséget kizáró választ adni. Az Ibériai Pirit Öv érctelepeihez leghasonlatosabb méretű érctelepek jelenleg a Vörös-tengerben és a Juan de Fuca-hátságon vannak kialakulóban, viszont ezeken a helyeken mind a telepek, mind a fluidumok nagyon különbözőek az Ibériai Pirit Övet kialakító paraméterektől (Sáez et al., 1999).
Almodóvar et al., (2019) több, mint 800 érces minta szöveti elemzése után a következő ércképződési modellt állította fel (ld. 15. és 16. ábra) (megj.: Almodóvar társszerzője a Sáez et al. (1999) cikknek is):
15. ábra: Az ércképződési modell első fele. Jelmagyarázatot ld. 16. ábra (forrás: Almodóvar et al., 2019).
A korábban képződött hematitot kiszorította a magnetit, illetve barit képződött. Az ércesedési környezet ekkor még oxidatív, sekély tengervízi volt (bizonyítékként ld. a barit δ34S elemzését). Ezek az ásványok csak az Ibériai Pirit Öv északi részén lévő feltárásokból mutathatóak ki. A barit esetében azonban nem zárható ki, hogy később is kivált a hidrotermás ércesedés során, de ők ilyen mintát nem találtak. A hematit magnetittel való helyettesítése jelzi mind a hőmérséklet fokozatos emelkedését, mind az enyhén reduktív környezet felé való eltolódást. A hőmérséklet emelkedésével meginduló hidrotermás aktivitást a kovagazdag „ércsapkák” megjelenése jelzi. Mire a pirit kiválások is megjelentek, az oxidatív ércesedési környezet (ami korábban az északi területeket jellemezte) anoxikussá vált. Ekkor vált ki a pirit jelentős része, igen változatos struktúrában. Azonosítottak framboidális, illetve kolloform piritet, finom szemcsés aggregátumokat, szabálytalan rétegződéses struktúrákat, de közel idiomorf ásványszemcséket is. A pirit eleinte alacsony hőmérsékleten vált ki, majd a hőmérséklet emelkedett, amit jól jelez az idiomorf ásványok megjelenése.
16. ábra: Az ércképződési modell második fele (forrás: Almodóvar et al., 2019).
A hidrotermás aktivitás a hőmérsékleti maximumát akkor érte el, amikor a rézásványok, elsősorban a kalkopirit, elkezdtek kiválni. Ezzel együtt vagy ezt megelőzően pedig elkezdett kiválni a szfalerit és a galenit is. A polimetallikus ércesedés során a kalkopirit, szfalerit és galenit kitöltötték a még rendelkezésre álló teret, illetve kiszorították a már képződött baritot (elsősorban a szfelerit) és a piritet. Így pszeudomorf ásványok jöttek létre és emiatt erre a hidrotermás szakaszra a breccsás, szalagos textúra a jellemző, melyben a pirit és barit közti teret kitöltik az újonnan létrejött ásványok, illetve az új ásványok kiszorítják a régieket. Mivel ezeknek az ásványoknak a kiválására jellemző a hőmérsékleti maximum, ezért érthető, hogy a kiválások jobban érintették a stockwork érctesteket, mint az alacsonyabb hőmérséklettel jellemezhető masszív szulfid lencséket. Erre vezethető vissza, hogy a masszív szulfidban jóval alacsonyabb a kalkopirit, szfalerit, galenit ásványok koncentrációja, mint a stockwork ércben. Mivel azonban a kalkopirit a szfaleritnél vagy a galenitnél magasabb hőmérsékleten vált ki, ezért képes volt kiszorítani a hőforráshoz közelebbi régióban a korai szfeleritet. Emiatt pedig a Zn az érctelep rendszerben távolabbra is eljuthatott, ahogy az Pb is, mivel mindkét elemnek jó az oldhatósága. A hőmérséklet ezután a teljes inaktivitásig lecsökkent. Eddig a pontig ez az ércesedési trend általában is jellemző a masszív szulfid (VMS) ércesedésekre. Az ércesedés végső, ismét felújuló fázisában képződtek az arzén és antimon ásványok, továbbá az arany is. Később, a Variszkuszi orogenezis idejében a terület tektonikus erők hatására deformálódott, ami a regionális metamorfózisnak megfelelően ismét a környezeti hőmérséklet megemelkedését eredményezte, így lehetőség nyílt az ásványok remobilizációjára. A Variszkuszi orogenezis befejeződésével a terület intenzív lepusztulása kezdődött meg, melynek során az érc egy része leerodálódott, oxidálódott, elmállott és gossan képződött. A terület többszöri átkristályosodása, tektonikus erők hatására történt átformálása és eróziója miatt nagyon bonyolult szerkezetek jöttek létre az Ibériai Pirit Övben, melyek rekonstruálása igen nehéz feladat (Almodóvar et al., 2019).