A GEOKÉMIAI ÉRCKUTATÁS ALAPELVEI Irta: Szádeczky-Kardoss Elemér Az ércterületek felfedezése az ősi civilizációs területeken nagyrészt a felszíni ércesedési nyom ok ból kiinduló részletes bejárásoknak és a kapcsola tos bányam űveleteknek köszönhető. Az ilyen ku tatások során kialakult klasszikus érckutató mód szerek eredményessége nagym értékben függ a k u tató képességétől. Am ikor azonban Eötvös csodála tos érzékenységű műszere nyom án m indinkább ki fejlődött a geofizika expedíciós kutatási technikája, ez lehetővé te tte az egyéni képességektől kevésbé függően, nagyrészt mechanizált rutinm unkával nagy területek geofizikai átvizsgálását és ezzel a figyelem m indinkább a nagy érzékenységű mód szerek, köztük a geokém iaiak felé fordult. V. M. Goldschmidt göttingai intézetében 1929 óta meg valósult sorozatos kvarcspektrográfiai m érésekre is alkalm as geokémiai vizsgálatok nyom án m ár az 1930-as években kezdtek geokémiai kutató eljárá sokat is alkalm azni a hasznosítható ásványi nyers anyagkutatásban. Azóta nemcsak spektrográfiai el járásokat, hanem m ás nagy érzékenységű pl. ned ves m ódszereket, a cseppelemzést, újabban a ditizonos m eghatározásokat is felhasználják. Az új kutatási irány eleinte azokban az álla m okban terjed t, ahol nagy ism eretlen területek — Szibéria, Skandinávia és az akkor még kiterjed t gyarm atok — ásványi nyersanyagkincsének felku tatása volt soron. A geokémiai érctelepkutatás gyors fejlődéséről tanúskodik, hogy a SZU-ban 1940—60 között 25 millió m intát vizsgáltak meg ilyen célból. A m odern technika ritk a elem -szükséglete még inkább fokozta a geokémiai k utatás fejlődését, hiszen a ritkaelem kutatásnak m ondhatni egyedüli módszere a geokémiai. Növelte a geokémiai érc k u tatás jelentőségét azután az is, hogy a fejlődő technika lehetővé tette nagy kiterjedésű, de kisebb koncentrációjú geokémiailag jól kim utatható kö zönséges elemek telepeinek felhasználását. Azon ban a legnagyobb gyakorlati sikereit azzal érte el az új k u tatási irány, hogy a klasszikus földtani-bá nyászati m ódszerekkel csak nagy befektetések árán m egtalálható re jte tt és fedett telepek felkutatására is kiválóan alkalm asnak bizonyult. Ez pedig éppen a kim erülő ércvagyonú régi civilizált területek döntő kérdése. így újabban a kisebb KGST álla mok is e módszerek rendszeres alkalm azására h a tározták el m agukat. Szám unkra teh át a főkérdés az, hogyan lehet séges a nagyobb m élységbeli re jte tt és fed ett tele pek geokémiai felkutatása a legjobb hatásfokkal. A geokémiai nyersanyagkutatásnak a kezdeti adat gyűjtő leíró szakasza u tán m ost m ár a tapasztalati ism ereteknek a hatásfokát javító, összefoglaló, ok nyomozó feldolgozása is sorra kerül. Ennek össze foglaló irodalm a még csekély, az ilyen irányú kí sérletek különösen időszerűek.
A geokémiai érckutatás a Vernadszkij és Ferszm an által először körülírt geokémiai provin cia elvén alapul, am ely szerint egy adott elem társulásnak nagyobb koncentrálódása körül — pl. az érctelepek körzetében — ezek az elemek a kör nyező szilárd és laza kőzetekben, talajokban, nö vényekben, vizekben is kissé feldúsult övezetet, dúsulási aureolát, diszperziós udvart alkotnak. A diszperziós udvarok nyom elem einek érzékeny el járásokkal való kim utatása érctelepek közelségére utalhat. A geokémiai érckutatás teh át elsősorban mig rációs jelenségeken alapul. Ez hozza létre a disz perziós udvarokat, am elyek segítségével a re jte tt és fedett telepek geokémiailag felkutathatok. R ejtettnek nevezzük azokat a m élyben fekvő telepeket ( l a és 1 b ábra), am elyek képződése is a m élyben hipogén m ódon tö rtén t (pl. a kőolaj és a legtöbb m agm ás érctelep), illetve képződésükkel szoros kapcsolatban azonnal m egindult fokozatos m élybesüllyedésük (pl. sok üledékes érctelep). Vi szont fed ett a fiatalabb, üledékes képződményekkel eltakart idősebb kőzetben keletkezett és részben lepusztult, kiékülő telep (1 c. ábra). G yakran a re j te tt telep egyben fedett is (1/d. ábra). A telepek körül a diszperziós udvar részben rejtett mogmas érctelep, síin- és epigcnetikus diszperziós udvarra!
rejtett üledékes kőolaj telep
16.
ia
fedett magmás ere telep, szín-et epigenetikus diszperziós u d varra!
te.
fd
lZr~—j üledékes kőzet |vv ^ } magmás kőzet [ y / 1 homokos üledék kőolajjal érctelep szingenctikus diszperziós udvarraI törésvonal epigenetikus diszperziós udvarra!
1, ábra
k é z ik ö n y
Az olvasótereit vihe*
J
2. a diszperziós u d v a r a felszínközeli érctele elsődlegesen, szingenetikusan, részben m ásodlago peknek az oxidációs öveivel, san, epigenetikusan keletkezik. A szingenetikus 3. a diszperziós patak, diszperziós udvar, tulajdonképpen az érctest el 4. az átlagos koncentrációjú norm ál mező. m osódott h atára és tö bbnyire m indössze néhány dm-es, illetve laza kőzetben néhány m -es vastag A geokém iai érckutatás alapja te h á t az ele ságú. Az epigenetikus diszperziós udvar főleg la m ek átlagértékeinek felár héjainak) ism erete a k ü zább kőzetekben jelentkezik, pl a m aradék üledé lönböző kőzetfajtákban, ércekben, azoknak telep ei kekben (eluvium), a lejtőtörm elékben (deluvium ), ben. Ezek eloszlásának a k u ta tá s szem pontjából is törm elékkúpokban (proluvium ) és a folyóvölgyek alapvető egyik törvényszerűségét G oldschm idt ada laza üledékeiben (alluvium ). Az epigenetikus disz tai a la p já n az 1955-ben m egjelent m agyar ..Geoké perziós u d v ar te h á t többnyire szárazföldi üledékes m ia” m u ta tta ki. Eszerint az elem ek koncentrációja kőzet az érctest körül. E nnek kiterjedése többszáz folyam atosan (interpolálhatóan) változik a geofázim, sőt tektonikus vonalak m entén ak á r több km soknak a csökkenő hőm érséklet és nyom ás függ es lehet. vénye szerinti term észetes sorrendjében. Másszó íg y főleg üledékes kőzetekben és tektonikai val: a geofázisok egym ásutánjában az ércesedések vonalak m entén a diszperziós udvar viszonylag rendszerint nem h irtelen ugrásszerűen lépnek fel, nagy távolságból is felszínre bukkanhat, lehetővé hanem lassú fokozatos, előzetes dúsulás után. V an téve a re jte tt és fedett telepek felkutatását. (A nak teh át (m ár a szingenetikus diszperziós udvaro geokémiai érck u tatás szem pontjából különösen k a t jóval megelőzően) a kőzetképződés nagy te r fontos a kőzethasadékokban. vetőkben, általában mészetes sorozatában az ércesedést bevezető foko tekto n ik ai vonalakon az oldatok fel- és leszállási zatos elem koncentrálódások, u tán a pedig fokozatos m echanizm usa. Ez alaposabb tanulm ányozást igé elemszóródások, koncentrációcsökkenések követ nyel, am ire term észetes és m esterséges m odellek keznek („fokozatos ércesedés elve”). vizsgálata izotópos eljárással különösen alkalm as Az elem ek term észetes eloszlása a különböző nak látszik). geofázisokra m egállapított átlagos koncentráció é r A kőolaj telepek diszperziós udvarának tú l tékeinek változása szerint a kém iai elem ek 8 fő nyom óan egyszerűbb, kb. függőleges m igrációval típusa különböztethető meg (2. ábra). E 8 főtípus számoló (1 a. ábra) geokémiai k u tatásá t a legutol az elem ek Goldschm idt féle 4 geokémiai osztálya só évekig túlnyom óan az expedíciós technikára be finom abb részletezését képviseli s így az általa rendezkedett geofizikusok végezték. Viszont az bevezetett elnevezések továbbfejlesztésével jelöl hető meg. érctelepeknek a terü le t földtani-geokém iai jellegei által sokoldalúan befolyásolt bonyolult felépítésű A 8 csoport sorrendje a koncentráció m axim u diszperziós udvarai ( l e . ábra) részletes geokém iaim ának helyzete szerint a következő: geológiai értelm ező m u n k át igényelnek. 1. sziderofil elem ek: koncentráció-m axim um a Az érctelep oxidációs öve a felszínközeli ércte m eteoritvas fázisban, m ellék-m axim um a h id ro ter lepek epigenetikus diszperziós udvarának m agja m álisban, ként tekinthető. Ebben felülről lefelé rendszerint 2—3. szulfo- és oxikalkofil elem ek: ko n cen trá m egkülönböztethető: 1. a lim onitos v. téglaérces ció-m axim um a tro ilit és a hidroterm ális fázisban. (lim o n it+ k u p rit) „vaskalap”, 2. a szulfidok oxidá 4. Á tm eneti elem ek: sokszor elm osódott m ax i ciója által keletkezett szulfát ionnak alig oldható m um az ultrab ázito k táján, s így m indinkább felhalm ozódó csapadékával, a 5. szoros értelem ben litofil elem ek: m axim um b arittal jellem zett szint, 3. a m ásodlagos szulfidok az ultrabázitok-aciditek, vagy alkálitok fázisában, szintje, 4. nem esfém ek esetében azok másodlagos 6. pegm atofil elem ek: m axim um a legsava felhalm ozódási (cementációs) szintje. nyúbb m agm ás, illetve pegm atitos fázisban, 7—8. a szedim entofil és atm ofil elem ek: m axi A szulfidos érctestek oxidációs övének a szilim um a m agm ás fázisokon túl valam elyik üledé kátos kőzeteken kifejlődő talajréteg felel meg. kes geofázisban* Ezek az övék is a m érsékelt égövön vékonyak, a U gyanazon típusba tartozó elem ek koncentrá meleg, nedves klím ában többszörösen vastagabbak. ció értékei a különböző geofázisokban a koncentrá Az ércelőfordulások körüli igazi diszperziós ció abszolút értékétől függetlenül rendszerint m eg udvar m ellett léteznek nem indikáló, de mégis lehetősen hasonló arányban, egym ással kb. p árh u erctartalm ú áludvarok is. E zek a közeli érces zamosan változnak. Ha ism erjük az elem % -os m állási kéreg szélhordta anyagából, m áskor az em ber ipari m űködésének hatására keletkeznek. •Az újabb geokém iai erckutatási művekben A diszperziós udvarokból kiindulva a völgyek gyakran alkalm azzák az elem ek m inőségét jelölő m entén lefelé túlnyom óan m ég kisebb elem kon m űszaki csoportneveit (pl. könnyű fém ek, színes centrációval jellem zett ún. diszperziós patak is ki fém ek, fekete fém ek) összekeverve a term észeti fejlődhet. előfordulások m ennyiségére, ill. módjára vonatkozó Ez fokozatosan megy át a dúsulás nélküli nor elnevezésekkel (ritka elem , szórt elem). E fogal mál m ezőbe, az .,alap”-ba, am elyben a kérdéses mak nincsenek egyértelm űen tudományosan meg elem koncentrációja a világátlagtól gyakorlatilag határozva, ezért a különböző szerzők nem is nem té r el. ugyanazokat az elem eket értik alattuk. Szm im ov Ily módon koncentráció szem pontjából a geo (1957) pl. fekete fém eknek nevezi a Fe, Mn, Cr, kém iai k u tatás szám ára 4 terü leti kategória külö Tí-t, Kreuter (1960) viszont idesorolja a Szm im ovníthető el: 1. az érctarto m ány a nagy koncentrációjú tu nál részben színes, részben ritka elem ként felso rolt Ni, Co, W, Mo, V-t. lajdonképpeni érctestekkel,
2
m ennyiségét egyetlen tetszőleges m agm ás geoíázisban, úgy a görbék (2. ábra) alapján a többiét is hozzávetőlegesen m eghatározhatjuk. A telepeket geokém iailag gyakran nem a tu lajdonképpeni hasznosítható elemei, hanem vala m ely analitikailag könnyebben kim utatható, v. távo lab b ra m igráló más, ún. indikátor elem alapján k u tatju k . Az eloszlási görbék (2. ábra) relatív é r tékeiből közvetlenül levezethetők a fő kőzet csalá dok jellem ző elem társulásai (elem korrelációi) s így kiválaszthatók a legm egfelelőbb indikátor elem ek. A jellem ző elem társulások, illetve indikátor elem ek (kiegészítve az üledékes kőzetekével) a kö vetkezők :
I. M agmásak U ltrab ázito k : (szi, átm , li)* Mg, Fe, Cr, Ni, Pt, Cu Bázit: (átm . li, szi) Fe, Cu, Mg, Si, Ti. Mn, S, V Acidit: (li. sze) Si. Na, K. Ca. Mn. P, F. Sr, Ba P egm atit, pneum atolit: (pe, li, sze) Th, RF, Zr, Ti, Nb. Ta, U. Li. Be. B (Mo), W, Sn. (Au), F K ontakt (skarn): (ka. sze) Cu, In, Ge, Ga, B (Ti) •Rövidítések: szi= szid erofil, ka = kalkofil, l i = ‘ litofil, átm = átm en eti, pe = pegm atofil, sz e= szed im entofil, R F=ritkaföldfém ek.
3
Atmofil :n\jQ lito fil Li
B C
Be
Na. Mg
H
Szedlm en^ofil
Al
N
Átmenet
P n—
Ca S c T i V Cr Mn Fe Co Ni
. íZn
i
He
F Ne
0
^ 21 Ar « Br X r
L...
e J Xe
Rb S r Y Zr Nb Mo Te Ru Rh Pd Cs Ba RF H f . T a W í e OS í r p t P r Ra Ac
\
Pegmatof i l
Au
Sziderofi
i -
c At Rn V O xikalko^/l Jzulfokalkofil
2b. ábra H id ro term alit: (ka, sze) Zn, Pb, Cd. Ga, Ge, In, Ag, Au, As, Te, Se, Hg, Sb (S) II. Üledékesek Rezisztit (nagy ionpotenciálú 4 értékű, pe, li) Si, Zr. Th ..Szenes” agyag: Al, C, Cu, Mo, W, Cr, U. Ra Édesvízi agyag: Al, Ga, Cr Tengeri agyag: Al. B. Li Fe-oxiditek: Fe. As. Mo (In), W, Ga, Ge, Nb, Te M n-oxiditek: Mn, Co, Bi, W, Li (Pb) Mészkő (2 értékű karbonátalkotók): Ca, Sr. Be, Mn E felsorolásból is látható, hogy a fém elem ek k u tatásában gyakran anionokat használunk, pl. az aranyércesedést a szelén és telur. a skarn képződ m ényeket a bór, a hidroterm ális ércesedést pedig többek közt kova, karbonátásványok is indikálják. A viszonylag könnyen kim utatható és távolra m igráló higany és bárium sokféle érctelep indiká tora lehet. M inthogy a sziderites ércform ációt gyakran ólom és cink kíséri, a Pb és Zn vasérc indikátorokként is szerepelhetnek. A víznek SO-,:Cl aránya ad o tt klim atikus vi szonyok közt nagyjából állandó. Szulfidos érctele pek közelében azonban az SO/, m ennyisége növe kedik, így az SO',:Cl arán y a szulfidos érctelepek érzékeny indikátora. Lényeges a geokémiai k utatás hatásfoka szem pontjából az adott területnek legmegfelelőbb m ód szerek kiválasztása. A különböző m ódszerek tu la j donképpen egy-egy speciális diszperziós u dvart (aureolát) jeleznek. így beszélhetünk m ikrom ineralógiai, szilárd és laza kőzet-, talaj-, növény-, víz nyomelemes (geokémiai) stb. aureolákról. I. A geokémiai érckutatás általában kom plex módon történik s azt m inden esetben előzetes földtani, különösen ércföldtani jellegű tájékozódás vezesse be. Az 1 b,. 1/c sz. ábrák világosan szemlél tetik, hogy a diszperziós udvarok kifejlődésére k ü lönösen alkalm as a tektonikai vonalak és a bazális üledéksorok (a transzgressziós jellegű bazális kavicsok-konglom erátok) ill. az ingressziós jellegű eróziós hézagok üledékváltozási szintjei adhatnak
4
értékes kiindulási adatokat. M ár a hagyom ányos érckutatás is m egkülönböztetett figyelem ben része sítette elsősorban a magmás, de m ás területek el bomlási öveit is, a kifakulással, agyagásványosodással, szericitesedéssel, zöldkövesedéssel-propilitosodással, epidotosodással. karbonátosodással. kovásodással és piritesedéssel jellem zett területeket, továbbá a magmás kontaktusok környékét. Á ltalá ban teh át az ásványi nyersanyagok, illetve azok diszperziós udvarai főképpen a képződm ény h atá rokon fejlődnek ki. II. A geokémiai érckutatás sem nélkülözheti a mikrom ineralógiai („schlich”) eljárást. Ez különö sen az ellenálló ércan.vagú telepek (wolfram itos és a kassziterites ércesedés) kim utatásánál döntő. III. A tulajdonképpeni m etallom etrikus geoké m iai vizsgálat különböző m ódszereit a terület fe dettsége szerint választjuk ki. A be nem n ő tt (fél)sivatagos területen a szi lárd és laza kőzeteknek m etallom etriája m agában, illetve a schlich eljárással kiegészítve többnyire eredm ényes. A laza kőzetek másodlagos diszperziós udvarait legkönnyebben a kiszáradt patakokban, kisebb völgyszűkületekben, útbevágásokban lehet felism erni. A növényzettel erősen benőtt és laza kőzetű területeken a határozott hálózat m entén v ett pró bák talajgeokém iai vizsgálata kapcsolva a biogeo kém iai és geobotanikai m ódszerekkel ajánlható. E m ódszerek hatásfokáról első tájékozódást a víz kapilláris emelkedése, m agassága szolgálhat. A k a pilláris em elkedési távolság durva hom okban kb. 2—3 cm, finom abb hom okban 12—25 cm, aleuritokban m ax. 350 cm, durva agyagokban m ax. 650 cm, a finom abb agyagokban pedig 25—120 m. A talajgeokém iai m inták optim ális mélységét félsivatagi területeken 15—30. podzol területeken 20—40, nedves klím ájú területeken többnyire 60— 120 cm -re becsülik. Viszont a W és M o-kutatáshoz az organikus anyagban gazdag m intákra és ezért lehetőleg kisebb mélységből szárm azó próbákra van szükség. Leginkább a 0,1 m m -nél finom abb szem nagyságú geokém iai vizsgálat m utatkozott eredm ényesnek, m ert az agyagos elegyrészek a nyom elem ek jelentékeny részét adszorbeálják. A
Zn, Cu, Mo a talajból erősen kioldódhat nedves klím ában, ezek k u tatásá ra a talajgeokém iai vizsgá lat kevéssé alkalmas. A növényi ham u m etallom etriája (a bio geoké miai módszer) hatékonyságát tu n d ra területeken 2,5 rn-re, a m érsékelt tűlevelű erdők területén 5— 10 m -re, a sztyep területeken 10—20 m -re teszik. 60 m -nél nagyobb m élységű telepek k u tatása a biokém iai m ódszerrel aligha eredm ényes. E m ód szer hatékonysága egyébként valószínűleg függ az ércfajtáktól is. V inogradov és m unkatársai a M o-ra 3, az A s-ra 10, a Cr, Co, Ni, Z n-re 30, a Cu-i'a 50 m m axim ális hatékonyságot tételeznek fel. A geobotanikai m ódszer egyes kém iai elem ek re jellem ző növényfajok kim utatásán alapul. A borsó a bór, a G ypsophilia p atrin i a réz, az A stragalus a szelén, a Digitális purpurea a m angán felhalm ozódását jelzi. A kovandok, szulfidos ércek nagyobb koncentrácója a növényfaj kipusztulását, kopárságot eredményez. E nnek az eljárásnak újabban egy alfaja a bakterológiai m ódszer van kialakulóban. Ez főleg a thiobaktérium kim u tatásán alapul, am ely a szulfidércek oxidációs övében szaporodik el. Nagy hatásfokúak és igen érzékenyek a sugár zó anyagok m érésen alapuló radiom etriás eljárá sok, am elyek a radioaktív elem eken kívül pl. vanadium telepeket is indikálhatnak. Ez a hazánkban is m ár évtizedes m últú eljárás itt bővebb ism er tetést nem igényel. Ha az üledékes tak aró 15 m -nél vastagabb, úgy a hidr oké mini módszer, a vizek m etallom etri ája n y er különös jelentőséget. Ezt a vizekben levő nyom elem eknek az ioncserélő gyantákkal való előzetes összegyűjtésével igyekeznek eredm énye sebbé tenni. A term észetes vizekben a nehézfém ionok m ennyisége nyílt vízfolyásokban 10’6 g/1 (azaz 10" vagy 0.001 mg 1) nagyságrendű a Mo. Cr, Ni. Ag. Pb esetében, 10“’ g l a Cu, 10" g l nagyságrendű a Zn esetében. Az érctelepek körül a Cr, Ni és Pb 10" g l-re , a Mo és Ag 10"-re, a Cu és Zn m ennyisége pedig 6—8.10"' g /l're em elkedik (3. ábra).
A term észetes vizekben leginkább század vagy ezred m g 1 m ennyiségben található elem ek (Zn, Cu, Ti, Cr, Mn, Ni és Pb) m igrációs távolságát többnyire kb 500—1200 rrrre, a ritkábban k im u tat ható ezred és tízezred m g 1 m ennyiségben találh a tókét (Ag, Sn, As, Se, Co, Be, Ba, Zr és P) 300— 500 m -re teszik. A vízi m igráció távolságának csökkenő sor ren d jét az előbbi adatokkal nagyjából összhangban kb. a következőnek tekintik: Zn>C u > A s> S b > P b > H g > A g > A u A felsorolt adatok alapján feltehető, hogy a term észetes vizek fém iontartalm át elsősorban a környező kőzet fém tartalm a és a fém ek sói oldha tósága határozza meg. Döntő a szulfidos érctestek oxidációjából keletkező szulfátok oldhatósága. Oldhatóság (g í) Szulfát Zn Cu Ni Ag Cd Pb
544 207 28 7,9 2,09 0.042
K arbonát
Klorid
_
366
—
—
—
—
0,0015
0,032
—
—
—
—
V alóban a szulfátos oldhatósági sorrend nagy jából egyezik a m igrációs távolság, ill. term észetes vizekben található átlagos fém ion m ennyiségek sorrendjével, noha a term észetes iontartalm ú vizek szulfátjainak oldhatósága közt 6—7 nagyságrendi különbség van (4. ábra). A sorrendben helyet cse rél az Ag és Pb, feltehetőleg azért, m ert a Pb á t lagos kéregbeli clarke-értéke (15 g/1) 150-szer n a gyobb az Ag-nál. A szulfidos érctelepek által szolgáltatott ionok h atása 1—2 km -es távolságig m utatható ki, a vi zek átlagosnál nagyobb iontartalm a által. A vizek nagy területeken észlelhető, túlnyom óan sokkal ki-
Cu Zn
c^-ágos Fő/qj,,
3. óbia
Bp.
sebb, de változó io n tartalm át viszont főleg a le pusztuló kőzetek nyom elem tarta lm a szolgáltatja. Itt is döntő tényező az oldhatóság, de itt m ár igen sokféle oldhatóság veendő tekintetbe. Á ltalában desztillált vízben jól oldódnak az egyértékű ionok, különösen az alkáli elem ek sói, oldódnak a kétér-
Öl 1000 100 '•S b ; *0
§ o
1 0,1
3
0,01 — J------1---------1-------1____ i 0,001
10'6 10-5 10 *
Talajvíz
0,01
i 0,1
1
10s 10~2 10'1
fé m /o n t a r t a / m a ( g / l J
4 ábra tékű ionok, alkáliföldfém ek és néhány nehézfém ion pl. az előbbi táblázatban részben számszerűen is szereplő Zn, Cu, Mn, Ni, Co, Fe haloidjai, szul fátjai és az Ag szulfátja. Nehezen oldódnak az al káliföldfém ek. továbbá az Ag és Zn karbonátjai, az S r szulfátjai, az SiCK Igen nehezen oldható a Pb k arbonátja, a Ca, Mg és Zn szilikátjai, a Cu bázisos karb o n átja, a Ba szulfátja. G yakorlatilag alig oldhatók különösen a 3 érték ű nehéz fémek, a Fe3, Mn3, Ti’ és Co3 hidroxidja, noha ezek kol loid ill. abszorbeált ionjai igen m esszire szállítódhatnak. Ez a felsorolás m u tatja, hogy a vegyérték és az ionrádiusz hányadosa, az ionpotenciál, am elyet G oldschm idt az oldhatóság kifejezésére alkalm a zott, csak nagyon som m ás értéknek tekinthető e szempontból és inkább csak az oldatból való kivá lás típ u sát jellem zi. Szerinte a kis ionpotenciálú elem ek (alkálifém ek, továbbá a M n3, Cu2. Ni2, Fe2, C u + , Zn2, Cd2, In3, B r‘) viszonylag jól oldódnak, iü. oldatban m arad n ak és főleg bázisos vagy semleges sók alak jáb an válnak ki. A közepes ionpotenciálúak (Be2, Al», Se3, Ti4, Z r \ Cr\. M n3. Fe1) hidroxidként válnak ki. A nagy ionpotenciálúak (B3. C \ Si"', N5, P 8, S8, M o'l kom plex ionként oldódnak és vál nak ki. Az oldhatóság m eghatározásához azonban nem elegendő a kérdéses ion tekintetbevétele, m ert a vegyületet alkotó p a rtn e r ionpotenciálja is épp így hatással van az oldhatóságra. Többek közt ezért vezettük be az anionpotenciál, a ko m p lex anion potenciál és a vegyületpotenciál fogalm át. Utóbbi a vegyületet alkotó ionok ionpotenciáljainak súlyo zott középértékét jelenti. Közelitőleg érvényes, hogy m ennél kisebb valam ely fém ásványainak vegyületpotenciálja — beleértve a m álláskor kelet kező víztartalm ú ásványokat is — annál oldha
6
tóbb a kérdéses vegyület, annál könnyebben ol datba kerül an n ak fémes ionja. A Zn, Cu és Ni em lített, viszonylag nagy term észetes oldhatósága elsősorban ezek szulfátjainak 5, illetve 7 mól. k ris tályvíztartalm ú, kispotenciálú, könnyen oldható vegyületeire vezethetők vissza. Hasonlóképpen a CaCOn a term észetben gyakorlatilag kevésbé old ható az MgCO:s-nál. (noha híg savakban való old hatóságuk viszonya fordított!) m ert az MgCO:s-nak vannak viszonylag könnyen oldható sói (nesquehonit és a lansfordít), viszont a CaCOa-nak ilyen vegyületei nincsenek. Ezért a m olluszka-, foram inifera- stb. héjak úralkodóan CaCCh-ból és nem dolcm i'ból vagy m agnezitből állanak. V égeredm ényben az oldhatóság elsősorban té r rács kérdés, az oldhatóságot az határozza meg, hogy az adott pt viszonyokon m ilyen vegyületpotenciálú ásványai kristályosodhatnak ki, m ilyen térrácsok léteznek. A term észetes vizek fémion tarta lm a azonban az oldhatóságon és a környező kőzet fém koncent rációján kívül, függ az oldat savanyúságától, a klí mától, a próbavétel időpontjától, és a kőzetek porozitásától is. E tényezőkkel kapcsolatban a következőket kell tudni. Á ltalában a fém ek szulfidjai savanyú vízben oldódnak, lúgos vizekben kicsapódnak. Részben ezért is növekedik a szulfidok oxidáció jával m egsavanyodó vizekben az érctelepek körül a Pb m ennyisége 10'2 a Cu és Zn 10“' g 1 nagyságrendűvé. Az 5. ábra m u tatja egy szibériai terület talajvizeinek Zn, Cu és Pb ta rta lm á t a pH függ vényében. Az évszak szerinti változás különösen erős a nedves trópusokon. Itt a term észetes vizek fém iontartalm a hosszú esőzés idején csekély, a talajvízszint em elkedik, az érctestek oxidációja csök ken. Száraz időszakban a fém koncentráció nagy, m ert a talajvíz süllyedésének hatására az oxidáció erősödik. A zonban lassanként a víz lúgossá válik, a sók kicsapódnak és az agyagásványok azokat adszorbeálják. A nedves időszak elején te h á t a ta la j víz m ár felhígul. A fém ionokat, illetve az érctelepet tartalm azó kőzetek porozitásúnak növekedése az oldódást elő segítik és így a term észetes vizek koncentrációját növeli. M indezt tek in tetb e véve az oldott ionok m enynyiségének kérdése igen bonyolultnak látszik. Az ionnak a folyóvíz szilárd m aradékában és az anya kőzetben találh ató koncentrációi hányadosa (Perelm an migrációs koeficiense) jó képet ad a m állási viszonyokról és az egyes elem ek oldódásáról az ad o tt területen. Az eddigi észleletek alapján m egkísérelhetjük a term észetes vizek kém izm usát elvileg is levezet ni. Ehhez a geokém iai és geom orfológiai tényezők együttes tekintetbevétele szükséges. Ilym ódon egy adott ionfajtának a folyóvízben, ill. talajvízben oldott m ennyiségére (p) a következő gyakorlati ki próbálásra javasolható közelítő összefüggést téte lezhetjük fel: E.c.k
ahol E a vízgyűjtő
terü let
lineáris
lepusztulási
(eróziós) sebessége a kérdéses évszakban, M a víz gyűjtő terü le t csapadékm ennyisége, P a terü let párolgási értéke, c az ion átlag-koncentrációjának
laza és szilárd kőzetben található diszperziós u d varok és patakok m éreteinek problém ája. A disz perziós u d v ar m éretei ugyancsak függnek az old hatóságtól, a klím ától és főleg a kőzetporozitástól, A kim utathatóság a la tt a spektográfiai an aliti kai kim utathatóságot értik, am i azonban tudvalé vőén a használt spektográfiai m ódszertől is nagy m értékben függ. Elvileg feltételezték, hogy az érc tartalo m a m ellékkőzetben egyébként azonos kö rülm ények között a távolság növekedésével logaritm usosan csökken. A diszperziós udvarok vertikális és laterális m éreteit a rendelkezésre álló adatok alapján igen sem atikusan és m eglehetősen kérdéses pontosság gal, a G insburgnál közölt adatok alapján a követ kező táblázat tü n te ti fel m -ekben kifejezve: vertikális Páter-ál: s kiterjedés Átlagban szilárd porózus kőzetben agyagpalában mészkőben
5 ábra
Cu Ag Zn
240 100 — 190 225 (80) 500 _ — 340 ' 65 — 190 — 225 30—40 360 70
12 110 45 300 — — —
d -2 ) (1 -2 ) 30 — — — —
60—70 80 80 ■ — 80 — —
(clarke-értékének) súlyozott középértéke a terület Hg kőzetfajtáira, k az ion oldhatósága az adott kö rülm ények (pH és oldott társak) közt, a pedig a Pb környező, különösen agyagos kőzetek ionm egkötő As (adszorbeáló, ill. kiszűrő) hatása. Bi Ez értékek közül az erózió sebességét (E) fo Co lyóvízre az ad o tt folyó által oldva, lebegve és gör Ba _ getve szállított összes hordalék m ennyiségéből és — 15 — — — a lehordási terü le t nagyságából szám ított lineáris Rb 50 — — — — lehordási sebesség ad ja meg. Viszont talajvízre a Li — _ — 20 lejtőtörm elékeket is tek intetbe vevő areális lepusz B tulási sebességgel kell szám ítani. Az E érték a Föld átlag ára és számos tájegységére ism eretes. E táblázatban nem szerepelnek azok a n a Függ a kőzet m inőségén és a csapadék m ennyisé gyobb távolságok, am elyek pl. a törésvonalak gén kívül főleg a geomorfológiai relieftől és így m entén keletkeznek. Ilyen irányokban a 400 m-es bizonyos m értékig ad o tt terü le tre és évszakra be diszperziós u d v ar m éret is gyakori. A hegyvidékek csülhető. lejtős terü letén pl. az U raiban az ércm igráció tá A csapadék M és párolgási értékek P többnyi volsága a talajokban 2 km -t is m eghaladhat, re jól ism ertek. A diszperziós udvarok m éreteinek e változé A clarke-értékekről (c) a 2. ábra kapcsán volt konysága a m igráció két főtípusának a koncentrá m ár szó, az a értékről pedig a következőkben szó ciókülönbségeket kiegyenlítő diffúziós áram lási és lunk. a szűréses (filtrációs) m igráció keveredéséből adó Legnehezebbnek látszik az oldhatóság fogal dik. Kis pórusm éretű kőzetekben a m igráció főleg ma gyakorlati jelentésének (k) m eghatározása a diffúziós úton tö rtén ik és 'ez általában csak né különböző ionfajták esetében. I tt a kísérő főanio hány m -re korlátozódik. N agypórusú kőzetekben noknak (leggyakrabban a HCOs, SQs és Cl-nek) m indinkább szerepet kap a filtrációs migráció, m egfelelő m axim ális oldhatóság a döntő és az ionam inek hatótávolsága jóval nagyobb. 100 m -es diszDerz és kolloid oldódás együttesen veendő te nagyságrendű is lehet. Míg a diffúziós m igráció kintetbe. E m lítettük, hoev a kalkofil és sziderofil hatása kontinuális, addig az infiltrációs m igráció elem ekre a szulfidos érctelepek területén elsősor szabálytalanabb elem eloszlást eredm ényez. ban a szulfátos oldhatóság veendő tekintetbe. Az A diszperziós udvarok m éreteit az oldhatóság alkáli fém ekhez leginkább a kloridos, a közepes ion (vegyületpotenciál) m ellett az elemek szilárd alak potenciálú 2 érték ű — főleg alkáliföldfém ekre — ban való m egkötödése körülm ényei is befolyásol a karbonátos, a nagy ionpotenciálú 3 érték ű katio ják. A m egkötődés részben egyszerű filtrációs, ki nok ra a hidroxidos oldhatóság látszik döntőnek. A szűrési jelenség. E rre m u tat az, hogy az érces ol k értékbe kell belefoglalni a pH és az oldott tá r datokban a fém ionok m igrációs távolsága nagy sak h atásá t is. Flső közelítésként k érték k én t ta m értékben függ a h id ra tá lt ionrádiuszoktól. A lán a kérdéses elem legoldhatóbb ásványának ve hidratált ionrádiuszok a térrácsban m ért ionrádiu gyül etpotenciáliát (de sem m iképp sem az ionpo szokból kiszám íthatók az ionpotenciálok segítségé tenciált) használhatjuk. vel: a h id ra tá lt ionrádiusz és a térrácsbeli ionrá diusz különbsége arányos az ionpotenciállal. Ennek A vízben oldott fém ionok m ennyiségénél és alap ján azt találtuk, hogy a h id ratá lt ionrádiuszok szállítódási távolságánál is bonyolultabb kérdés a
7
h atása a pegm atitos stádium tól kezdve a h id ro ter m ális folyam atok végéig észlelhető, de a pegm atitosnál nagyobb igazi m agm ás hőm érsékleten a hid ra tá lt ionrádiuszoknak többé nincs szerepe. A h id ratá lt ionrádiuszok 0.1—10 A nagyság rendűek. K ísérletek szerint azonban m ár 500 A m éretű pórusok befolyásolják az oldatok összeté telét. Ez a rra m utat, hogy a fémes oldatok a kőze tekb en részben m ár nem iondiszperz alakban v án dorolnak, hanem m olekularészekké, kom plex gyö kökké összekapcsolódva. A filtráció teh át így fo kozatosan a fém ionok szilárd vegyületekkénti m eg kötéséhez, kikristályosodásához vezet a m ikro és m akropórusokban. Az elem ék m egkötődésének további m ódja, an nak m ás ásványok térrácsaiba való beépítődése, illetve agyagásványok felületén való adszorpciója, 'loldschm idt vizsgálatai szerint a térrácsba építő1és, illetve az izom orf helyettesítés feltétele leg több esetben az ionsugarak hasonlósága. Így kötő dik m eg a 0,7—0,8 A ionsugarú Sn, Zn, Cr, Co, Ni, Ti, Se nyom elem ként a m agnetitban és a biotitban, valam int Fe M g-szilikátokban, m ert az Fe és Mg ionrádiusza ugyancsak 0,7—0,8 A. Viszont az 1,3—1,5 A ionsugarú Pb, Hg, F, Rb. Sr, Ba inkább az alkáliföldpátokban, illetve a m uszkovitban talál hatók nyom elem ként, m ert ezek tartalm aznak megfelelő nagy (alkália) ionpoziciókat. T ekintetbe kell venni azonban itt egyrészt az ionos és kova lens, illetve atom os ionsugarak közti különbséget is, m ásrészt a különböző vegyértékű ionok helyet tesítésénél (heterovalens helyettesítés) a kiegyenlítő kettős helyettesítéseket. Részben így jöhetnek lé t re olyan meglepő m egkötődések, m int a galenitnek a bizm ut és arzén, a szfaleritnek a gallium felvé tele. Ugyancsak általános, de elm életileg még távol ról sem tisztázott jelenség az agyagásványok és az organikus anyagok nehézfém és egyéb ionszorpciója. Ez részben a rács felszínén történik kim oshatóan, részben a rácsban szilárdan m egkötött, töb bé m ár ki nem m osható alakban (kemoszorpció). Ez függ nem csak az ionfajtától, de az agyagásvány fa jtátó l is. Az adszorpció sorrendje a m ontm orillonitban: P b > C u > C a > B a > M g > A g , míg a kaolinitban: H g>C u > P b. A kicserélhetőség sorrendje általában fordított. Ilym ódon az egyes ionok diffúzió sebessége erősen változik ad o tt agyagos kőzetekben is. Az alkáli-földfém ek közt legkisebb a Ba-é, legnagyobb a Mg-é, a Rb, Cr és talán a K-é: M g
8
am elyből a próbákat rétegváltozásonként legalább is m -es sűrűséggel vesszük. A próbaként, lehető leg a m ag közepéből k ifú rt anyagot használjunk. A standard próbák alap ján a rétegsornak érzékeny, újszerű jellem zését adhatjuk. K im utathatók a lehordási terü let változásai, az üledékek édes, csökkentsósvízi, vagy tengeri eredete (a tengeri üledé kek B -tartalm a ui. kb. 1 nagyságrenddel nagyobb az édesvízieknél), továbbá a diszperziós udvarok alapján a különböző érctelepek közelsége. A m etallom etrikus adatok kiértékelése céljá ból azokat geokém iai térképen ábrázoljuk, amelye" ken lehetőleg a földtani térkép-alap és a topográ fia (m agasság-vonalak) m ellett többnyire az egyen lő fém tartalm ú pontokat összekötő („izokoncentrációs”) görbéket tü n tetik fel, egy elem fajtára monom etallikusan. vagy többre polim etallikusan. Az ilyen geokém iai térkép használhatósága azonban korlátozott, m ert a különböző kőzetfajok egyenlő fém tartalm ú pontjai egym ással nem m érhetők össze. így a különféle kőzetek területére kiterjedő térképeken a kőzethatároknál nehezen értelm ez hető hirtelen változások jelentkeznek. Em ellett különösen polim etallikus m egoldás esetén az ilyen térk ép igen bonyolult görberendszert tü n te t fel. E nehézség csökkentésére az izokoncentrációs görbék helyett a kérdéses kőzet clarke-értékeitől e£yerilő százalékos m értékben eltérő pontokat öszszekötő clarke-izoanomál görbék feltüntetése ajánlható. így a téi'kép görbéi geokém iailag egyen értékűvé válnak és világosan feltüntetik a diszper ziós patakokot, diszperziós udvarokat és azoknak a telep felé m utató m agjait. Az ilyen elv alapján szerkesztett térkép görbehálózata rendkívüli mó don leegyszerűsödik. K im arad m inden olyan görbe, am ely a geofázisok elvileg nyilvánvaló norm ál ál lapotát tü n teti fel és csak a k u tatás szem pontjá ból gyakorlatilag ,s lényeges anom áliák kerülnek ábrázolásra. E térképszerkesztési elv alkalm azása egyszer sm ind geokémiai es litológiai fogalmi tisztaságra és céltudatos geo-m unkatervezésre nevel. Általa ugyanis a kezdetleges fokon még azonos elnevezé sű kőzetfajtáknak hom ogénebb, geokémiailag egy értelm űen m eghatározott közetfajtákra különítésére kényszerülünk. Az olyan kőzetelnevezések, m int agyag, homok, bom lott andezit, számos geokém iai lag és kőzettanilag nem egyenértékű képződm ényt foglalnak m agukba. A geokém iai egyenértékűség határozott ásványos és szemnagysági összetételt jelent. M egkülönböztetendők teh át az erősen és gyengén osztályozott, valam int az osztályozatlan hom okok; az osztályozott aleuritok elkülönítendök az azonos m ediánú agyagos finom hom októl, illetve homokos agyagtól; a nagy organikus anyag m ennyiségű agyagok a közepes és kismennyiségűektől. M ind e kőzetfajták átlagos nyom elem ta rta l m a is különbözhet és így ezek m egállapításának szüksége is következik az új térképszerkesztési elv ből. Az ilyen geokém iai térkép az elem ek térben és időben különböző sebességű, de állandó v án dorlásában az átlaghoz képest különleges, gya korlatilag jelentős elem koncentrálódások terü le te it és fa jtá it rögzíti. Az ilyen elem koncentrá ciók, illetve azok m axim um ai, az ásványi nyers
anyagtelepek túlnyom ólag a h irtelen változások kal jellem zett képződm ény-határokon jelentkeznek. A hasznosítható telepek ui. általában a földkéreg litofil elem einek szokványos felhalm ozódásaitól, a közönséges kőzetektől eltérő szélsőséges elem tár sulások, am elyek éppúgy határozott hőm érsékleti, vagy szedim entációs tartom ányban keletkeznek, m int a közönséges kőzetek. Míg a m agm atitokat kb. 1200 és 700 C°, az üledékeket m integy 0 és 40 C° közötti képződési hőm érséklettel, vagyis a litofil elem ek koncentrálódási m axim um aival jellem ez hetjük, addig az ásványi nyersanyagtelepek tú l nyomó része a tartom ányok felett és között a sziderofil, kalkofil és pegm atofil dúsulási m axim u m okban keletkezik (2. ábra). Pl. az u ltrabázit k ris tályosodás kezdetén, kb. 1200 C° felett kristályo sodik a k rom it és platinacsoport és különül el likvációsan a n ik k el-pirrhotin telepek anyaga; a
pegm atitos, pneum atolitos és hidroterm ális tele pek pedig kb. 650 és 50 C° közti tartom ányban kristályosodnak. E telepek te h á t térbelileg és kép ződési hőm érséklet szerint is túlnyom óan a főkő zet határokon, illetve azok közelében jelentkeznek: a mélységi m agm ás töm egek és a m ellékkőzet h a tárvidékén a pegm atitos, pneum atolitos és hidro term ális telérövezet, a szubvulkáni érces és k erá m iai ásványtelepek a propilites és m ás m ódon bom lott határkövekben, az üledékes érctelepek pe dig főleg a transzgressziós és regressziós határok táján. Ilym ódon a m egfelelően szerkesztett geoké m iai térkép, a részletes földtani felvétellel, illetve a m etallogenetikus térképekkel, valam int a stan d ard geokém iai szelvényekkel egybevetve biztos alap já t képezheti az ásványi nyersanyagtelepek kutatásának.
A PROGNOSZTIKUS KÉSZLETEK MEGHATÁROZÁSA *
Irta: Benkő Ferenc II,
Módszertani kérdések
A) A becslés menete A cikk első részében utaltam arra, hogy a prognosztikus becslésnek is több szakasza van, s hosszú földtani elemzés és értékelés ú tján ju th a tu n k el a becslés végső céljához, a terü le t rem énybeliségének szám szerű kifejezéséhez. A követke zőkben a becslési m unka m enetét fogjuk valam ivel részletesebben áttekinteni.
1. A perspektivikus terület lehatárolása és feloszlása a) Előkészítés. A prognosztikus becslés a megfelelő nyersanyag szem pontjából egyáltalában szá m ításba jövő terü let kijelölésével kezdődik, ezt vi szont term észetesen a terü let földtani-szerkezeti felépítésére vonatkozó adatgyűjtő, rendszerező és értékelő m unka előzi meg; e nélkül nincs m ód e feladat valam elyest m egbízható m egoldására. Magához a prognózishoz azonban nem m indig elegendő a rendelkezésre álló anyag összefoglalá sa, hanem bizonyos kiegészítő terepm unka elvég zése is szükséges. Az adatgyűjtő-értékelő szakaszban vizsgálnunk és elem eznünk kell a nyersanyag jelenlétére vagy kifejlődésére utaló közvetlen vagy közvetett u ta lások, kőzettani bélyegek m ellett a telepképződés szem pontjából anyakőzetként szám bajöhető kép ződm ények kőzettani, geokémiai jellegét, üledékes terü leten a m állási, szállítási, felhalmozódási, kőzettéválási viszonyokat, ezek fiziko-kém iai folya m atait, a m ellékközetek kőzettani jellegét, szerke zetét, esetleges elváltozásait, a terü let földtani fel építését, szerkezeti-tektonikai viszonyait, egykori « M ásodik (befejező) rész. A cik k első része m egjelent a F öldtani K u tatás VI. é v f. 1, sz-ban.
dom borzatát, főleg üledékes képződm ények eseté ben az őséghajlati viszonyokat stb. A nyersanyagkutatás sok tapasztalata alapján ugyanis ezekből lehet bizonyos általános tanulságo k a t levonni, m ég ha ez sokszor a prognózis jellegé ből kifolyólag aránylag nagy bizonytalansággal já r is. b) A rem énybeli terület kijelölése. A szorosabb értelem ben v ett prognosztikus becslés első fázisa a terü let kijelölése és leh atáro lása, a m unka egyik legnehezebb és legnagyobb felelősséggel járó része. Ez először is a becsült nyersanyag keletkezése és m egm aradása szem pontjából eleve szám ításba sem jövő, biztosan m eddő terü let kijelölését jelenti. Ezt a legnagyobb gonddal kell m egállapítanunk, m ert ezt a területet a továbbiakban véglegesen, de legalábbis hosszú időre kirekesztjük a k u tatás köréből. A m egm aradt terü leten szám íthatunk a nyers anyag prognosztikus készletére, s így ezt tartju k érdem esnek felderítő kutatásra. A terü le t leh atá rolása a földtani felépítés m ellett a m unka m éret arányától is függ: ennek megfelelően vagy az egész terü let, vagy annak csak egy része fog a becslés ben szerepelni. A rra kell azonban törekednünk, hogy részterület esetén is legyen a teljes rem ény beli terü le te t m agában foglaló térképi áttekintő anyagunk. c) A terület felosztása Az egész rem énybeli terü le t kijelölése u tán azt részekre kell osztanunk. E nnek az a célja, hogy a rendszerint nagyobb prognosztikus területen ki lehessen jelölni a felderítő k u ta tá sra legalkalm a sabb előfordulásokat: rangsorolni lehessen az egyes területrészeket. Ha a prognózis nem csak egy nyersanyagra vo natkozik, a terü leti felosztás alapján k ü lönítjük el a különböző nyersanyagok keletkezése és m egm a radása szem pontjából leginkább rem énybeli te-
9
