II. RÁKÓCZI FERENC KÁRPÁTALJAI MAGYAR FŐISKOLA MATEMATIKA ÉS TERMÉSZETTUDOMÁNYI TANSZÉK A FÖLDTAN ALAPJAI

II. RÁKÓCZI FERENC KÁRPÁTALJAI MAGYAR FŐISKOLA MATEMATIKA ÉS TERMÉSZETTUDOMÁNYI TANSZÉK

A FÖLDTAN ALAPJAI

Oktatási segédanyag a földrajz szakos hallgatók számára

Gönczy Sándor

Lektorok: Dr. Kozák Miklós, Debreceni Egyetem Ásvány- és Földtani Tanszék docense Dr. Püspöki Zoltán, a Debreceni Egyetem Ásvány- és Földtani Tanszék adjunktusa Csoma Zoltán, II. Rákóczi Ferenc Kárpátaljai Magyar Főiskola, Matematika és Természettudományi Tanszék adjunktusa

2

„Az írás mindig kockázatvállalás, a gondolatközlés következményeinek kényszerű vállalása”! Wallacher László Előszó helyett A fenti mottó főleg abban az esetben igaz, amikor kiváló szakemberek eredményeit kell összegezni, átlátható, tanulható formába a diákság elé terjeszteni. Ez a feladat, saját korlátaimból kiindulva inkább kevesebb, mint több sikerrel járt. Biztató azonban, hogy az író számára a „kockázatvállalás” mellett, az írás fejlődést is jelent, ami remélhetőleg a következő kiadásban már látszani is fog.

Jó szerencsét kívánva, tisztelettel Gönczy Sándor

3

Bevezetés A geológia története egyidős az eszközt használó ember történetével. Az, hogy őseink ki tudták választani a könnyebben, jobban megmunkálható köveket feltételez valamilyen alaptudást a különböző kövek, kavicsok minőségi jellemzőit illetően. Tudás és tapasztalat kellet ahhoz is, hogy e kövek, kavicsok lelőhelyét megtalálják. A tűzkő, kvarcit, kalcedon, obszidián kavicsokat elsősorban kavicsteraszokból illetve a hegylábak durva hordalékából válogatták ki és gyűjtötték össze. Vulkáni területeken gyakran átkovásodott tufákat, obszidiánt és andezitet használtak eszköz és fegyverkészítéshez. Az Australopithecusok már 1,5 millió éve használtak kezdetleges kavicseszközöket. A Homo Habilis durván megmunkált kőbaltákat, kőkéseket, kaparókat készített. A kőkorszak zárófázisában, a neolitikumban (csiszolt kőkorszak) pedig igényesen megmunkált kőeszközök és ékszerek készültek. A fejlettebb kultúrákban már megjelenik a festékföld használata és a fazekasság. A réz-, bronz- és vaskor már fejlett bányászati, kohászati technikákról tanúskodik. A Szerbérchegységben 4500 éves, 20 m mély aknák találhatók, ahonnan rezet bányásztak. Az egyiptomi sírok 3500 éves falfestményei kohókat ábrázolnak. A szervezett potamikus kultúrák létrejöttével munkamegosztás alakult ki, amely lehetőséget teremtett a tágabb értelemben vett tudományos ismeretszerzés elmélyítéséhez. A települések védvonalainak építése, a várépítés, folyószabályozás, érc és drágakőbányászat, a csillagászati és hajózási ismeretek sokasodása pedig a tudás rendszerezéséhez és az egyes tudományágak erőteljes fejlődéséhez vezettek. Az ókor nagy polihisztorai tapasztalati tényekkel alátámasztott megfigyelései máig érvényesek. Thales a folyóvízi erózió felszínformáló jelentőségéről írt. Xenophanész felismerte a megkövesedett kagylók szerves eredetét, s ebből arra következtetett, hogy a hegyek helyén egykor tengerek voltak. Hérodotosz a Nílus iszaplerakódásaival szemlélteti az üledékképződést. Platón Atlantisz-legendájáról írt, ami a kéregmozgások jelentőségének tudatáról tanúskodik. Arisztotelész szerint a szárazföldek és vizek változása olyan lassú, hogy az emberi léptékkel nem mérhető. Seneca (i.sz. 3-65) vulkáni és beszakadásos földrengéseket különböztetett meg. Strabon Szicília szigetszerű elszakadását földrengésekre vezeti vissza. Id. Plinius (i.sz. 23-79) 37 kötetes munkájában a földre vonatkozó minden ókori természettudományos ismeretet összegyűjt, köztük a földrengésekről, vulkánokról, kőzetekről és kövületekről is. A középkorban a Föld és az élet fejlődéséről Bibliai értelemben gondolkodnak, minden más háttérbe szorult. XVII. sz-ban önálló tudománnyá válik a geológia. Leonardo da Vinci: fossziliák alapján megállapította a tenger egykori jelenlétét Itáliában. Agricola orvosként kerül a németföldi Joachimstal híres bányavidékére, az Érchegységbe. Az ásványok és kőzetek gyűjtésével, bányászati megfigyeléseivel alapot szerzett arra, hogy megírja világhírűvé vált könyveit, „De natura fossilium” és a „De re metallica”, megteremtette ezzel a bányászat, kohászat és geológia tudományos alapjait. Giordano Bruno megállapította a tengerek és szárazföldek helyének váltakozását. A dán Nicolaus Steno szintén orvosként kutatta természetszeretetétől hajtva Toscana hegyeit, ásványokat, kőzeteket, ősmaradványokat gyűjtve. 1669-ben megjelent könyve szintén alapvető. Felismeréseinek egyike, a lapszögállandóság törvénye máig érvényes megállapítás. William Smith megalkotta a korreláció elvét és elkészítette Anglia és Wales földtani térképét. Charles Lyell a „Principles of geology” c. könyvében összegezte az elődei által felállított elveket. Alfred Wegener 1915-ben felállította a kontinensvándorlás elméletét, melyet csak 60-as évektől fogadtak el.

4

1. A geológia tárgya, részei, egymásra épülések, kapcsolódások Geológia (gör: gé, gea = Föld, logosz = tudomány), földtan a Föld belső szerkezetét, fejlődését, a Földre ható erőket, és a Föld történetét tanulmányozza. Fő részei: 1. klasszikus földtan, 2. történeti földtan és az 3. alkalmazott földtan. 1.1 Klasszikus földtan (általános földtan, elemző földtan). A geológia egyik legnagyobb, átfogó területe, amely a Föld komplex anyagi fejlődésének általános folyamataival, ezek elemzésével, törvényszerűségeivel foglalkozik, a folyamatok oldaláról. Részei maguk is önálló tudományterületek. Modellezi a kőzetciklus és szerkezetformálódás dinamikus kapcsolatrendszerét. Ehhez felhasználja és az ásványtan, kőzettan, geokémia, geofizika, történeti földtan, szerkezeti földtan, a szedimentológia, paleoklimatológia, geomorfológia számos elemét. A jelenségek és folyamatok értelmezésénél a korszerű elemző földtan elsősorban az aktuálgeológiai hasonlóságokra, modellanalízisre és a geomatematikára támaszkodik. A klasszikus földtani folyamatok többnyire endogén és exogén vetületűek lehetnek, bár a kettő nem független egymástól. Együttes hatásuk összegződésekor előálló jelenségeket kutat a tengergeológia és barlanggeológia is. Vulkanológia A vulkanológia tárgykörébe a vulkáni kőzetek jellemzése, a vulkáni kitörések rendszerezése, a vulkáni formák csoportosítása, a vulkáni működés sajátos folyamatainak, azok típusainak és a lemeztektonikához való kapcsolódásának ismertetése tartozik. Szedimentológia (üledéktan) A természetes eredetű üledékek és üledékes kőzetek keletkezésével, elemzésével, rendszerezésével és átalakulásaival foglakozik. Fontosságát megerősíti, hogy az általa vizsgált képződmények képezik az élővilág környezetének túlnyomó részét, a talajok kiindulási anyagát, nyersanyagaink tekintélyes hányadát, az emberi létesítmények alapját és gyakran anyagát is. Mint önálló földtani tudományág a XIX. sz. elején kezdett különválni a rétegtantól. Az aktualizmus elvének megszületésével a figyelem a jelenkori, közvetlenül vizsgálható aktuogeológiai folyamatok, jelenségek felé irányult, s ezáltal egyre növekedett az összehasonlító elemzések száma. Az anyagvizsgálati módszerek fejlődésével, a megfigyelések számának rohamos növekedésével, a rendszertani egységek letisztulásával a XX. sz. elejére bekövetkezett az ismeretek szintézise és a szedimelntológia önállósulása. Tektonika (szerkezeti földtan) A földkéreg szerkezettana, a litoszféra mozgásával, az azt kiváltó erőkkel, folyamatokkal és az így képződő szerkezeti formákkal foglalkozó földtani tudományterület. Mára már több ága alakult ki (pl. geomechanika, geodinamika, geotektonika). Az ún. általános tektonika a hegységszerkezeti elemeket elemzi, amelyek jellege szerint beszélhetünk gyűrődéses és töréses tektonikáról, objektumainak kora szerint paleo- és neotektonikáról. A jelenségek mérete szerint pedig felosztható makro- mezo- és mikrotektonikára. Aktuálgeológia A jelenkori földtani folyamatokkal foglalkozik (pl. kéregmozgás, üledékképződés, vulkánosság stb.). Az aktuálgeológia a múlt rekonstrukciója alapján lehetővé teszi nemcsak a jelenlegi állapot okozati megismerését, hanem a jövőben várható fejlődési folyamatok előrejelzését is. Tenegr-geológia (óceán-geológia)

5

A geológiának a jelenkori tengerfenék vizsgálatával foglalkozó része. Kutatja a tengerfenéken jelenleg lejátszódó és egykori szerkezeti, kőzet- és ásványképződési folyamatokat, vizsgálja az óceáni kéreg korát, anyagi összetételét, települési helyzetét, térképezi ezek kiterjedését és mélyfúrások, ill. a geofizika segítségével vastagságát és mélyszerkezetét. Feladatai közé tartozik az ásványi nyersanyagok kutatása, a szénhidrogének, az arany, gyémánt, ón, mangán, vas, réz, vanádium, foszfor, borostyánkő stb. előfordulások feltárása, torlatok felderítése. Spaleológia (barlangtan) A barlangok kialakulásával, kőzettani felépítésével, típusaival, a létrehozó erőkkel foglalkozó tudomány. Asztrogeológia A Hold, a bolygók és a Földre érkező meteorok anyagvizsgálatával foglalkozik. 1.2 Történeti földtan (általános, vagy elemző földtan) A szűkebb értelemben vett klasszikus geológia. Az ásványokat, kőzeteket, kövületeket tartalmazó, különböző korú földtani képződmények anyaga, kifejlődési jellege, települési és térbeli helyzete alapján mozaikszerűen kirajzolódnak a 4,5 milliárd éves fejlődés minden szakaszainak lényeges elemei (kéregmozgások, kőzetképző folyamatok paleoklimatikus jellemzők, kőzetlemezek, ill. az élővilág fejlődése, eloszlása stb.). Így a történeti földtan a Föld egészének, különösen élőhelyi és nyersanyag-képződési környezeteinek térben és időben történő modellezését, bemutatását jelenti. Sztratigráfia (rétegtan) A geológiának az a része, amely a földtörténet, ill. a földi élet- és anyagfejlődés eseményeit követi végig az időben egymásra következő rétegösszletek, főként üledékes kőzetek és ősmaradványaik tanulmányozása alapján. Legfontosabb részterületei a vizsgált földtani objektum korának megállapítása szerint különültek el, így beszélhetünk a biosztratigráfia, litosztratigráfia, radiometrikus korhatározás módszereiről. Regionális földtan Területileg lehatárolható földtani egységek, körzetek, kőzettani, rétegtani, szerkezeti földtani, őskörnyezettani, teleptani szintézise, egyedi jellegeinek leírása és elemzése. Kiterjeszthető mezoszerkezeti egységek határáig (pl. Krími-hegység, Békési süllyedék), országhatárig (pl. Magyarország), geotektonikai nagyegységek határáig (pl. Kárpát-medence, Alpida rendszer, Kárpát-Balkán régió stb.), kontinensekre, óceáni medencékre, ill. Földünk egészére is. Paleogeográfia (Ősföldrajz) A földrajz a földrajzi burok jelenkori állapotát elemző tudomány. Nevével ellentétben nem a földrajz, hanem a geológia része. Az ősföldrajz a földtani rekonstrukció egyik részeredménye, amely révén kirajzolódik, hogy az egyes földtörténeti korokban milyen volt a kontinensek és az óceáni medencék helyzete, a klímaövek és zónák elrendeződése, az élővilág területi eloszlása. Az ilyen szintetizáló térképek (ősföldrajzi térkép) sok kis mozaikszerű geológiai rekonstrukció eredményeként állnak össze, és az ősfejlődés egy-egy idősíkját jellemzik. Paleoklimatológia (őséghajlattan) Olyan földtani segédtudomány, amely a földi éghajlat fejlődéstörténetével foglalkozik. Ásvány-kőzettani, geokémiai, őslénytani, rétegtani stb. adatokból próbálja kikövetkeztetni a korábbi éghajlatok és éghajlatváltozások történetét, milyenségét, eloszlását és okait. Paleoökológia (őskörnyezettan) Az ősi szervezetek csoportjainak életfolyamataival és környezeti kapcsolataival foglalkozó tudományág. Az ökológia az élőlényekre ható tényezőket és az élőlények erre

6

adott válaszait vizsgálja, míg az paleoökológia a múlt élőlényeinek és egykori környezetüknek összefüggéseit elemzi. Jelentős különbség az ökológia és a paleoökológia között, hogy az ökológia a tényezőket mérni tudja, míg az paleoökológia csak becsülni. Geokronológia (földtörténet) A földtörténeti koradatok rendszere. Kialakítása az élővilág törzsfejlődésén alapuló relatív időbeosztás (biosztratigráfia), másrészt a radioaktív izotópok felezési idejének vizsgálatán alapuló radiometrikus időbeosztás (radiometrikus korhatározás) összevetésein alapul. 1.3 Alkalmazott földtan Az alapkutatás eredményeit a gyakorlatban hasznosítható földtudomány. Kőolajföldtan Legfontosabb feladata a szénhidrogének kialakulásának, településének és beágyazó környezetének vizsgálata. Hasonló fontossággal bír a jelenlegi szénhidrogén telepek feltárása és kiaknázása. Kőszénföldtan A földtörténeti múltban kialakult kőszéntelepek kutatásával, bányászatával foglalkozik. Bauxitföldtan Olyan geológiai részterület, amely ásványtani, kőzettani, geokémiai, teleptani, általános- és szerkezeti földtani, vízföldtani és hidrogeológiai ismereteket, módszereket foglal sajátos egységbe a bauxitok elméleti és gyakorlati kutatása céljából. Ércteleptan Az alkalmazott geológiának az az ága, amely a nagy fémtartalmú ércásványok földkéregbeli dúsulásainak törvényszerűségeivel, genetikájával, elterjedésével, összetételével, formájával, hasznosíthatóságával foglalkozik. Nemérces ásványi anyagok földtana Olyan ásványi nyersanyagdúsulások kutatásával foglalkozik, amelyek hasznos tulajdonságaik alapján megfelelő előkészítéssel ipari célokra, fogyasztási, gyógyászati, talajjavítási stb. termékek előállítására alkalmasak. Közéjük soroljuk a természetes eredetű építő és díszítő anyagokat is. Hidrogeológia (vízföldtan) A hidrológiai körfolyamatban résztvevő víznek elsősorban a felszín alatti részével, a felszíni, felszín alatti vizek kapcsolatával, a víztartó kőzetek és a bennük tárolódó, ill. mozgó víz jellemzésével, utánpótlásának és kinyerési lehetőségeinek kutatásával, a készletek feltárásával foglalkozik. Építésföldtan Fő kutatási területe, a felszíni és felszínközeli képződmények építési célokra való felhasználhatóságának vizsgálata, az építmények egyensúlyát hosszú távon biztosítani, a képződményeket stabilitás szempontjából vizsgálni, leírni és osztályozni, a tömegmozgásos jelenségeket elemezni, befolyásolni, kártételeit előre vagy utólag elhárítani. Feladata egy terület rengésveszélyességének és felszín alatti üregrendszereknek (pl. barlang, bánya, pince stb.) építési szempontú elemzése is. Agrogeológia Fő feladatai közé tartozik egyebek között a felszínközeli képződmények térképezési, vízföldtani, természetes anyagokkal való talajjavítási kérdéseinek vizsgálata, s bizonyos környezetvédelmi feladatok. Pedológia (talajtan) Határterületi tudomány. A talaj kőzetjellegét, ásványos összetevőit, üledékgenetikai, geokémiai vonatkozásait a geológia, fizikai, mechanikai és stabilitási viszonyait az építésföldtan (a mérnökgeológia egyik ága) vizsgálja. Létrejöttének klímazonális feltételeivel 7

és társadalmi minősítésével (aranykorona érték stb.) a földrajz, szerves anyagaival, élő szervezeteivel, biokémiai elemkörforgalmával az ökológia, művelési kérdéseivel az agrártudomány, vízáteresztő és vízraktározó képességével a hidrogeológia foglalkozik. Földtani térképezés A Földtani térkép a földtani kutatások egyik legfontosabb eredménye. A földfelszínen megjelenő formációk, fáciesek kiterjedésék, korát, stb. mutatja. 2. A Föld helye a Világegyetemben Az általunk ismert univerzum legvalószínűbbnek elfogadott kora kb. 12 milliárd év. Naprendszerünk objektumai egyidejűleg, mintegy 5 milliárd éve alakultak ki. Földünk szilárd kérgének létrejötte és az ősóceánoknak az őslégkörből történő kondenzációja mintegy 4-4,5 milliárd évvel ezelőtti időszakban történhetett. A Naprendszerre és a Földe vonatkozó kezdeti elképzelésektől napjaink sokösszetevős modelljeiig nagyon sokféle elmélet látott napvilágot. A Föld-központú világnézetre az első komoly csapást Arisztarkhosz spekulatív módon kialakított bolygórendszer modellje mérte, amelynek középpontjában már a Nap állott. Később Kopernikusz, Giordano Bruno, Kepler, Galilei és mások munkássága alakította a tudományos gondolkodást. Az első tudományos igényű naprendszer-keletkezési elméletek a XVIII. sz.-ban születtek, de a XX. század közepéig kellett várnunk a mai szemmel nézve realisztikus elméletek megszületéséig. A közbe eső közel 300 év alatt kialakult hipotézisek sokféleségük mellett alapvetően két nagy csoportra oszlanak, hideg- és meleg keletkezési elméletekre. Legtovább a Kant-Laplace-Roche elmélet tartotta magát (1755-1900). Kant német filozófus szerint a világűrt kitöltő mozdulatlan ősköd már minden kémiai elemet tartalmazott. A részecskék vonzó-taszító ereje megbontotta az egyensúlyt, sűrűsödései és ritkulásai örvénylő mozgásokat eredményeztek, amely síkba rendezte és körkörös eloszlásúvá tette az anyagot. Laplace francia természettudós volt, aki ezt a tömörülő és forgómozgás közben Nappá és bolygókká szakadozó, gömbökké koncentrálódó anyagot izzónak tételezte fel, amelyen a lehűlés következtében alakult ki helyenként a szilárd kéreg. Roche francia matematikus és csillagász az előzőeket helyesbítette és számításaival alátámasztotta. Ottó Jurijevics Smidt szovjet csillagász szerint egy idősebb ős-nap a csillagközi gáz- és porfelhőből vonzotta magához a bolygók anyagát. Érdekes gondolatot vetett fel Kuiper, aki szerint a Naprendszer egy degenerálódott kettőscsillagból jött létre, miután annak egyik alkotója felrobbant. Rajta kívül ma már sokan vélik úgy, hogy Napunk valamilyen közeli nova- vagy szupernova kitörést élhetett át és az így szétszóródó anyag egy részét ősnapunk fogta be gravitációs terébe. Fred Hoyle angol csillagász az 1960-as években a Laplace-, Smidt-, Alfven-, Kuiperféle elméletek elemeinek felhasználásával alkotta meg kombinált elméletét. Olyan csillagközi gáz és porfelhőből indult ki, amelyet saját nehézségi erőtere tartott össze, s ennek következtében egyre gyorsabban forgott és ellapult. Amikor összehúzódása során átmérője elérte a Merkúr pályájának átmérőjét, anyaga kezdett leszakadozni és gyűrűszerű majd gömbszerű alakzatokként keringeni. A nehezebb fajsúlyú, magasabb hőfokon és szilárd elemekből alakult ki a mai kis átmérőjű, belső, un. „Föld-típusú” bolygók magjai, míg a távolabb került, kisebb sűrűségű „megfagyott” gázokból, hidrogénből, héliumból és néhány más elemből a külső, „Jupiter-típusú” óriásbolygók. A. P. Vinogradov szovjet geokémikus szerint a bolygók kialakulása négy lépésben zajlott: a) az anyag kondenzációja a Nap körül; b) izzó szoláris-protoplanetáris felhő alakul ki; c) tömörülés következik be; d) bolygó méretű anyagtömeg jön létre.

8

3. A Föld felépítése A Föld felépítésének vizsgálatánál általában un. földöveket szoktak elkülöníteni. A Földöveket két nagy csoportba szokták osztani: külső és belső földövekre. 3.1 Külső földövek Ide tartozik az atmoszféra, a hidroszféra és a bioszféra. Az atmoszféra a Föld levegőburka. Kémiai összetétele kb. 80 km magasságig egyforma, de fokozatosan ritkuló. Meghatározó összetevői a nitrogén (78,08 %) és az oxigén (20,95 %). Az időjárási jelenségek az alsó 11 km-es zónában játszódnak le (troposzféra). A hidroszféra a Föld vízburka, amelynek elterjedési határa a felső felhősödési zóna (+11 km), valamint a mélytengeri árkok öve (-11 km), melyek között így mintegy 22 km szélességű burokban oszlik meg, legkoncentráltabb zónája azonban csupán 5 km vastag. A hidroszféra magában foglalja a légköri vizet (csapadék, eső, hó stb.), a szárazföldi vizeket (folyó, tó), a felszínalatti vizeket (rétegvíz, talajvíz), a jégtakarók jegét és az óceánok és tengerek sós víztömegeit. Az összes földi vízkészlet kb. 2 milliárd km3, ennek 97 % sós és félig sós, és csupán 3 % az édesvíz (és jég). A Föld vízkészlete alapvetően kettős eredetű. Fő tömegét a Föld fejlődésének korai stádiumában, az őslégkörből kicsapódó vízpára alkotja, amely a felszín hőmérsékletének 100 °C alá hűlése után ősóceánokat képezett. A földi készlet másik, mennyiségileg csekély hányada viszont folyamatosan növekedett, mivel Földön kívüli eredetű. A Napból kisugárzott elektronok és H-atommagok egy része az ún. "szoláris szélben" eljut bolygónk közelébe és annak mágneses tere csapdába fogja. A H bejutva az ionoszféráig (35-82 km magasságban) a légköri oxigénnel vízzé egyesülhet, majd kicsapódva a felszínre kerülhet. Az így lejutó víztömeg naponta 1 tonna, tehát egyenletes bekerülés esetén 4,5 milliárd év alatt kb. 200 km3nyi lehet. A bioszféra a földi anyagevolúció közel 3,5 milliárd éve fejlődő legkisebb földöve, amely az ún.belső és külső földövek határán alakult ki. Koncentráció maximuma a felszíni zónára terjed ki, de csökkenő mennyiségben + 4000 m-ig kimutatható a felszíntől számítva. Rankama és Sahama becslése szerint a földi élőanyag tömege 20 000 km3, ami az atmoszférának a 3 század, a hidroszférának 69 ezred része. 3.2 Belső földövek A belső földövekhez a magot, a köpenyt, és a kérget, sorolhatjuk. A mag a felszíntől számított 2900 km mélységben húzódó Gutenberg – Wiechert határfelületen belül elhelyezkedő földöv, a Föld magja. Határán a feltételezett hőmérséklet 3500±500 °C. Anyaga az egyik feltevés szerint nikkel-vas ötvözetekből (Ni-Fe) áll, kevés SiO2 jelenlétében, a másik szerint a nagy nyomás miatt elfajult, degenerált szilikátos állapotú anyag, amelyben az összeroppant elektronhéjak miatt az elemek a nehézfémekhez válnak hasonlóvá. A 2900 - 5100 km között húzódó külső mag folyadék állapotúnak tekinthető, mivel benne a transzverzális hullámok nem folytatódnak. A belső mag a Föld belsejének 5100 km alatti része. A külső földmagtól a Lehmann-öv választja el. A belső mag feltehetően izzó állapotú szilárd anyag, amelyet nagy viszkozitás és sűrűség (13-17 g/cm3) jellemez. A Föld középpontjában a nyomás feltehetően 3,6-3,7 Mbar, a hőmérséklet pedig 3000-4000 °C. A köpeny a Föld térfogatának és tömegének legnagyobb részét kitevő gömbhéj. Felső határa a kb. 30 km mélységben húzódó Mohorovičič (Moho) felület, alsó határa a 2900 km mélyen húzódó Guttenberg-Wiechert felület, amin belül a földmag helyezkedik el. A Moho felületet egy 1909-es földrengés adatait elemezve fedezte fel Andrija Mohorovičič horvát geofizikus. A e felületen a földrengéshullámok terjedési sebességének ugrásszerű

9

megnövekedése tapasztalható. Kb. 900 km mélységben határolódik el a belső és a külső köpeny. Kb. 70-250 km mélységben található az asztenoszféra v. kissebességű öv. Ebben az övben jelentkezik legintenzívebben az izotópok bomlásakor előálló hőanomáliákat kiegyenlítő energia- és anyagáramlás. Ezek következtében mozdulnak el, közelednek és távolodnak a litoszféra lemezei, alakulnak ki az aktív lemezszegélyek, mennek végbe a globáltektonika, a hegységképződés, a kéregevolúció jelenségei. E asztenoszférabeli mozgásokat és azok okait nevezzük ún. belső erőknek, amelyek közvetlen előidézői és fenntartói a földkéreg szüntelen változásainak, tagolódásának, a kőzetciklus folyamatának. Anyaga izzó állapotú, csaknem szilárd testként viselkedő ultrabázisos szilikátolvadék, amelyben a komponensek többnyire elemi állapotban találhatók. Viszonylagos sűrűn folyósságát a földi gravitációs tér okozta nagy nyomás idézi elő. Ha e zóna anyagának egy részét nagy sebességgel felszínre juttatnánk, az ott uralkodó légköri nyomáson izzó és hígfolyós állapotú lenne. A kissebességű jelző onnan származik, hogy az öv anyaga a geofizikai észlelések szerint a rengéshullámok terjedésével szemben csaknem folyadékként viselkedik, azaz kisebb terjedési sebesség jellemzi, mint a tömörebb, ill. merevebb, szilárdabb összetételű öveket. A kéreg Földünk legfelső, szilárd, ásványokból, kőzetekből, álló része, amelyet az alatta lévő köpenytől a Mohorovičič-féle szeizmikus törési felület választ el. Vastagsága az óceáni kéreg területén 5-12 km, a kontinentális táblákon 30-35 km, az orogén magashegységi övekben 40-60 km. A kontinentális kéreg felső 15 km-ében uralkodóak az üledékes kőzetek, ill. az üledékekből képződő parametamorfitok. Ez alatt, az ún. Conrad-féle (V. Conrad, német geofizikus után) szeizmikus átmenettel elválasztva rohamosabban nő a sűrűség. Feltehető, hogy ez nem a korábban gondolt bazaltos összetételre utal, hanem csupán a geofizikai jellemzők változását jelzi. A kontinentális kéreg geokémiai összetétele nagyjából a granitoid kőzetek elemösszetételének felel meg, ezért nevezik "gránitos kéregnek". Valódi gránitok is viszonylag nagy mennyiségben találhatók, mivel a felső kéreg alsó részében uralkodó nyomás és hőmérséklet lehetővé teszi az illókban és alkáliákban dúsabb, alacsonyabb olvadáspontú, nagyrészt üledékes eredetű metamorfitok részleges újraolvadását. Az óceáni kéreg összetétele leginkább a bazaltos kőzetek geokémiai karakterét követi, ami miatt a "bazaltos kéreg" megnevezéssel is illetik. Összetételében uralkodóan az ultrabázisosbázisos ofiolitok mélységi, szubvulkáni és vulkáni kifejlődései vesznek részt, felszínükön többnyire nem túl idős mélytengeri üledéksorral. A nyomás és hőmérséklet a kéregben lefelé haladva nagyjából egyenletesen nő, normál esetben a kontinentális táblák alján 500 °C, ill. 10 000 atm (10 kbar), az óceáni kéreg alján pedig 200 °C és 2-3 kbar.

10

4. A kristálytan alapjai (általános ásványtan) 4.1 A kristály fogalma, elemi cellák Az ókori görögök kristálynak (gör. krüsztallosz = jég) a hegyikristály, tehát a kvarc víztiszta változatát nevezték, mert azt hitték, hogy nagy hidegben megfagyott víz. Mai, tudományos értelemben vett kristály: síklapokkal határolt, konvex, poliéder, homogén, anizotrop diszkontinuum, vagyis egy olyan síklapokkal határolt test, amely domború, egynemű és anizotróp (lásd a kőzetmikroszkópiánál) tulajdonságokkal rendelkezik. A kristály belső rendezettséggel jellemezhető, amely úgy jön létre, hogy a kristály azonos értékű, un. identikus tömegpontjait meghatározott távolsággal eltolunk (transzlatálunk). Ezt a tömegpontok közötti távolságot periódusnak nevezzük. A transzlatált tömegpontok egy irányba való ismétlődéséből egy lineáris pontsort kapunk (1. ábra). Ha másik irányban megismételjük ugyanezt, kétdimenziós síkhálót kapunk (2. ábra). Amennyiben az eltolás háromdimenzióban történik térrács szerkezet (3. ábra) jön létre, amely tulajdonképpen az adott anyag kristályrácsa.

1. ábra. Identikus tömegpontok eltolásával képződött lineáris pontsor

2. ábra. Identikus tömegpontok kétirányú eltolásával képződött síkháló

3. ábra. Identikus tömegpontok háromdimenziós eltolásával nyert térrács A kristályrács legkisebb részét, amely rendelkezik a rácsszerkezet tulajdonságaival, identikus tömegpontok alkotják és transzlációval felépíthető belőle a kristály elemi cellának nevezzük. Az elemi cellát a tömegpontok három legrövidebb transzlációs távolságával (a, b, c), vagyis a cella három élhosszával jellemezhetjük. Bravais, francia geológus elméleti alapon tizennégyféle elemi cellatípust vezetett le (4. ábra). 11

a

d

b

m

g

f

e

h

c

i

l

k

n

o

4. ábra. Bravis féle elemi cellák. a. triklin egyszerű, b. monoklin egyszerű, c. monoklin alaplapon centrált, d. rombos egyszerű, e. rombos alaplapon centrált, f. rombos tércentrált, g. rombos laponcentrált, h. hexagonális, i. trigonális, k. tetragonális egyszerű, l. tetragonális tércentrált, m. szabályos egyszerű, n. szabályos tércentrált, o. szabályos laponcentrált. Az elemi cellán belül négy alaptípust különített el: a. egyszerű (egyféle tömegpont); b. alaplapon centrált (kétféle tömegpont); c. tércentrált (kétféle tömegpont); d. lapcentrált (négyféle tömegpont). Az elemi cellák közül hét olyan van, amelyben egyféle tömegpontot találhatunk, és ahol a tömegpontok a cellák csúcsain ülnek. E cellák élhosszai és a közöttük bezárt szög alapján különböztetjük meg az egyes kristályrendszerek kristálytani tengelykeresztjét (5. ábra).

12

+c

+c -a

-a

-b +a a -c

+c

+b

-b

+b

+a b -c

-a +b

-b +a c

-c

+c -a2

+a1

d

-a2 +a1 e

-a3 -c

-c

+a2

+c +a3

-a1 +a2

-a1 +a2

+a1

+c

+a3

+a3

-a1 -a3 -c f -a2

-a2 +a1 g

-a1 +a2 -a3

5. ábra. Kristálytani tengelykeresztek a. triklin, b. monoklin, c. rombos, d. tetragonális, e. hexagonális, f. trigonális, g. szabályos. A triklin, monoklin és rombos rendszerekben az egyes tengelyeket a, b, és a függőleges tengelyt c betűkkel jelöljük, mivel minden tengely különböző értékű. A trigonális, tetragonális és hexagonális rendszerek, az un. főtengelyes kristályrendszerek, ahol a függőleges (c) tengely a kitüntetett, a többi pedig melléktengely, amelyeket a1, a2, illetve a trigonális és hexagonális rendszerekben a3-mal jelölünk. Itt lényegében a fő és a melléktengelyek közötti különbség hangsúlyozandó. A szabályos rendszer tengelyei azonos értékűek, így értelemszerűen a1, a2, és a3-mal jelöljük. 4.2 Kristályrendszerek és kristályosztályok Az elemi cellák éleinek nagysága és a cellaélek által bezárt szögek alapján hétféle koordinátarendszert (tengelykeresztet) különböztetünk meg. Ennek alapján hét kristályrendszert ismerünk. Mint fentebb említettük a kristályrendszerek tengelyit a, b és c betűkkel jelöljük. A közöttük bezárt szögeket pedig α (b és c tengelyek között), β (a és c tengelyek között) és γ (a és b tengelyek között) betűkkel. Így a kristályrendszereket a következőképpen jellemezhetjük: Triklin v. háromhajlású rendszer: a ≠ b ≠ c, α ≠ β ≠ γ ≠ 90º Monoklin v. egyhajlású rendszer: a ≠ b ≠ c, α = γ = 90º, β ≠ 90º Rombos rendszer: a ≠ b ≠ c, α = β = γ = 90º Tetragonális v. négyzetes rendszer: a1 = a2 ≠ c, α = β = γ = 90º 13

Trigonális v. háromszöges rendszer: a1 = a2 = a3 ≠ c, α = β = γ ≠ 90º Hexagonális v. hatszöges rendszer: a1 = a2 = a3 ≠ c, α = β = 90º, γ = 60º Tesszerális v. szabályos rendszer: a1 = a2 = a3, α = β = γ = 90º A hét kristályosztályt a külső szimmetria alapján 32 kristályosztályra bonthatjuk tovább. A kristályosztályokat a szimmetriaelemek növekedése vagy csökkenése alapján csoportosíthatjuk. 1. A legmagasabb szimmetriával bíró osztályokat teljes lapszámú, vagy holoéderes kristályosztályoknak nevezzük. Itt található az adott rendszeren belül a legnagyobb lapszámú formák. 2. A holoéderes osztályokhoz képest feleannyi lapszámmal rendelkező kristályosztályokat feles, vagy hemiéderes kristályosztályoknak nevezzük. A hemiéderes osztályokat további négy csoportra bonthatjuk. Hemimorfok az olyan kristályosztályok, ahol csak függőleges szimmetriaelemek találhatók. Az enantiomorf feles osztályokban a szimmetriaelemek közül csak a girek jelennek meg. A paramorf osztályokban a rendszerre jellemző szimmetriaelem és inverziós pont van. A másodfajú feles osztályokban a c tengely mentén inverziós giroid látható. 3. A tetartoéderes, vagy negyedes kristályosztályok a további szimmetriacsökkenés következtében jönnek létre. Itt a holoéderes osztálycsoporthoz képest negyedannyi a maximálisan összetartozó lapok száma. 4.3 A kristálytan alaptörvényei I. Szögállandóság törvénye (1669, Nicolaus Steno): ugyanazon kristályos anyag, különböző kifejlődésű (méretű, torzultságú) kristálypéldányain, azonos nyomáson és hőmérsékleten a megfelelő lapok által bezárt szögek mindig egyenlők és az illető kristályos anyagra jellemzőek. II. Racionális paramétertörvény (Haüy, 1781): azokat a távolságokat, amiket egy adott lap a tengelyekből lemetsz, paramétereknek nevezzük (6. ábra). Ezek abszolút értéke változhat, de a viszonyszámuk értéke állandó.

6. ábra. Paraméter Paraméter helyett ma inkább a Miller indexet használjuk, ami a paraméter reciprok értéke. Az index azt fejezi ki, hogy az adott lap az alaplaphoz képest hányad távolságban metszi a tengelyeket. III. Zónatörvény: a zóna a párhuzamos élekben metsződő lapok összessége. Két lap meghatároz egy zónát (egy él irányt), két él irány meghatároz egy lapot. A laphelyzete rögzített. A kristályon lehetséges összes lap egymással zónaviszonyban van. 14

4.4 A kristályok szimmetriája A kristálytanba a szimmetria valamilyen motívum szabályszerű ismétlődését jelenti. Megkülönböztetünk belső szimmetriát, ahol a rács építőelemeinek periodikus ismétlődése látható és külső szimmetriát, ahol a kristálylapok, élek, csúcsok valamilyen szabály szerinti ismétlődése történik. A kristály külső szimmetriáját un. szimmetria-elemekkel ismerhetjük fel. Egyszerű és összetett szimmetriaelemeket ismerünk. Az egyszerű szimmetriaelemek a szimmetriacentrum (vagy inverziós pont), szimmetriatengely (vagy forgástengely, vagy gir) és a szimmetriasík (vagy tükörsík). A szimmetriacentrum a legegyszerűbb szimmetriaelem, a kristály középpontjában helyezkedik el. A kristálynak olyan pontja, amelytől adott irányban adott távolságra eső kristálytani elem az ellenkező irányban ugyanolyan távolságra megismétlődik (7. ábra). B

C1

A1

A

C

B1

7. ábra. Tükrözés inverziós ponttal A szimmetriatengely (vagy gir) olyan szimmetriaelem, amely segítségével a kristály egyes motívumai egy teljes körbeforgatás alatt önmagukkal többször fedőhelyzetbe kerülnek. Annak alapján, hogy az adott motívum hány fokonként kerül fedőhelyzetbe önmagával megkülönböztetünk digirt (180°), trigirt (120°), tetragirt (90°) és hexagirt (60°). Más értékű szimmetriatengely nem lehetséges, mivel hézagnélküli térkitöltés csak rombusz, téglalap, négyzet, egyenlő oldalú háromszög, szabályos hatszög alakzatokkal lehetséges (8. ábra). Abban az esetben, ha a szimmetriatengely két vége a kristály nem ugyanolyan értékű (pl. lapközép és csúcs) pontjain lép ki poláros girről beszélünk.

8. ábra. A rácssík hézagos és hézagnélküli térkitöltése A tükörsík a kristályt két egybevágó tükörképi félre bontó szimmetriaelem (9. ábra).

15

9. ábra. Egy hexaéder tükörsíkjai Összetett szimmetriaelemet kapunk abban az esetben, ha két egyszerű szimmetriaelemet kombinálva jelenítünk meg. A giroid a forgatás és tükrözés következtében alakul ki. Ennek során a kristály lapjai elforgatáskor fedésbe is és tükörképi helyzetbe is kerülnek önmagukkal (pl. tetragiroid, trigiroid). 4.5 A sztereografikus vetület A sztereografikus vetületek készítésének célja, hogy a kristályformákat síkban tudjuk ábrázolni úgy, hogy az összes szimmetriaeleme is látható legyen. A lényege, hogy az adott kristályt úgy helyezzük bele egy gömb belsejébe, hogy a kristály középpontja egybeessen a gömb középpontjával. Innen merőlegest húzunk minden egyes kristálylapra, amely merőlegesek valahol metszik a gömbfelületet. Ebből kapunk egy un. gömbprojekciót (10. ábra).

10. ábra. Gömbprojekció

16

A továbbiakban a gömb egyenlítőjére egy síkot fektetünk. Ezután minden egyes döféspontot összekötünk a gömb déli pólusával, így ezek áthaladnak az egyenlítőre fektetett síkon, vagyis kijelölik az adott pont helyét a síkon (11. ábra).

11. ábra. Sztereografikus vetítés A síkra vetített kristály felső, pozitív oldalának pontjait kereszttel (+) az alsó, negatív oldalának pontjait pedig körrel (o) jelöljük. Szaggatott vonalakkal jelenítjük meg az alapkört illetve a tengelyeket, folytonos vonallal pedig a tükörsíkokat. A szimmetriaelemek ábrázolását a 12. ábrán láthatjuk.

+

+

+ +

a.

b.

c.

d.

+

+

+ + +

+

+

+

+ +

e.

f.

+ + +

+

g.

h. +

+

+

+

i. j. 12. ábra. Szimmetriaelemek ábrázolása a sztereografikus vetületben 17

(a. inverziós pont, b. függőleges tükörsík, c. vízszintes tükörsík, d. függőleges digír, e. vízszintes poláros digir, f. függőleges trigir, g. függőleges tetragir, h. függőleges hexagir, i. inverziós tetragiroid, j. inverziós trigiroid) 4.6 Kristályformák A kristályformák a szimmetriaelemek által megkövetelt, egybevágó lapok összességéből alakulnak ki. Megkülönböztethetünk egyszerű kristályformákat és formakombinációkat. Az egyszerű kristályformák, vagy nyílt formák önmagukban nem képesek lezárni a teret, így formakombinációkat alkotnak, amelyek már zárt kristályformát képeznek. Zárt formák önmagukban is megjelennek, amennyiben teljesen be tudják zárni a teret. Az egyetlen lapból álló kristályformát pedionnak (vagy pinakoid (pinax = deszka)) nevezzük (13. ábra). Az egyetlen lap következménye, hogy nincs semmiféle szimmetriaeleme.

13. ábra. Pedion A véglap kétlapú forma, ahol a lapok egybevágóak, párhuzamosak és valamilyen szimmetriaelem szerint összetartoznak (14. ábra).

14. ábra. Véglap A kétlapú, digir szerint összetartozó, ékszerűen egymáshoz hajló formákat szfenoidnak (szfén = ék) nevezzük (15. ábra).

15. ábra. Szfenoid Két egymásba csatlakozó szfenoidot elforgatva négylapú diszfenoidot kapunk (16. ábra). A diszfenoid rombos és tetragonális lehet. A rombos diszfenoid általános háromszögekből, a tetragonális diszfenoid egyenlő szárú háromszögekből áll.

18

í

a. b. 16. ábra. Biszfenoidok (a. rombos, b. tetragonális) A szintén kétlapú, de tükörsík szerint összetartozó forma a dóma (tető) (17. ábra).

17. ábra. Dóma A többlapú (3 lapos: trigonális, 4 lapos: monoklin, rombos, tetragonális, 6 lapos: hexagonális, ditrigonális, 8 lapos: ditetragonális, 12 lapos: dihexagonális), párhuzamosan élekben metsződő formákat prizmának, vagy hasábnak nevezzük (18. ábra).

a.

b.

e.

c.

f.

d.

g. h. 18. ábra. Prizmák (a. monoklin, b. rombos, c. trigonális, d. tetragonális, e. ditrigonális, f. ditetragonális, g. hexagonális, h. dihexagonális)

19

Azokat a többlapú, a c tengelyhez szimmetrikusan hajló kristályformákat, amelyeknek csak függőleges szimmetriaelemük van piramisnak nevezzük (19. ábra). A lapok száma minimum három (trigonális piramis), maximum tizenkettő (dihexagonális piramis).

a.

b.

c.

d

e.

f. g. 19. ábra. Piramisok (a. trigonális, b. ditrigonális, c. rombos, d. tetragonális, e. ditetragonális, f. hexagonális, g. dihexagonális) Ha a piramisoknak megjelenik a vízszintes szimmetriaeleme, zárt forma képződik, amit bipiramisnak nevezünk (20. ábra).

a.

b.

c.

e.

d.

f. g. 20. ábra. Bipiramisok (a. trigonális, b. ditrigonális, c. rombos, d. tetragonális, e. ditetragonális, f. hexagonális, g. dihexagonális) 20

A bipiramisok pozitív és negatív oldalát bizonyos szöggel elforgatva trapezoédert kapunk, amely így elveszti vízszintes tükörsíkját. A trapezoéderek szabálytalan négyszög alakú, egybevágó lapokból álló forma zárt formák, csak girjeik vannak. Megkülönböztetünk jobb és bal trapezoédert, aszerint, hogy merre végezzük az elforgatást. Lapszámuk hat, nyolc, vagy tizenkettő lehet (21. ábra).

a.

b. 21. ábra. Trapezoéderek (a. trigonális, b. tetragonális, c. hexagonális)

c.

Az általános háromszögekből álló, a c tengelyhez hajló forma a szkalenoéder (22. ábra). Lehet nyolc lapos tetragonális és tizenkétlapos ditrigonális szkalenoéder. A főtengely mentén inverziós tetragiroidot, illetve inverziós trigiroidot látunk.

a. b. 22. ábra. Szkalenoéderek (a. ditetragonális, b. ditrigonális) Romboédert kapunk, ha egy trigonális bipiramis két piramisát egymáshoz képest 60°-al elforgatunk (23. ábra). Hat egybevágó, inverziós trigiroid szerint összetartozó, rombusz alakú lapokból áll. Egyszerűbb úgy elképzelni ezt a formát, hogy egy kockát a sarkára állítunk és megnyújtunk, vagy összenyomunk. A megnyújtással keletkezett forma pozitív, az összenyomással negatív romboéder.

23. ábra. Romboéder A szabályos rendszer osztályai rendelkeznek a legmagasabb szimmetriával, így a legmagasabb lapszámmal is. Itt csak zárt formák jelennek meg. Csak néhánya jellemző formát mutatunk be (24. ábra). A hexaédert hat egybevágó négyzetlap alkotja. A rombdodekaéder tizenkét egybevágó rombuszalakú lapból áll. Nyolc egyenlő oldalú háromszög képezi az oktaédert, négy egyenlő oldalú háromszög pedig a tetraédert. A tetrakiszhexaéder 21

huszonnégy egyenlő szárú háromszögből áll. Huszonnégy deltoid alakú lapból álló forma a deltoidikozitetraéder. A triakiszoktaéder olyan kristályforma, ahol az alap egy oktaéder, amelynek minden egyes oldalára még három, egyenlő szárú háromszögből álló lap épül. A hexakiszoktaéder alapformája szintén az oktaéder, amelynek minden egyes oldalára még hat, általános háromszögből álló lap épül. Ez a legmagasabb lapszámú egyszerű forma.

a.

b.

e.

c.

f.

d.

g.

h.

24. ábra. A szabályos rendszer néhány elterjedtebb formája (a. hexaéder, b. rombdodekaéder, c. oktaéder, d. tetraéder, e. tetrakiszhexaéder, f. deltoidikozitetraéder, g. triakiszoktaéder, h. hexakiszoktaéder)

22

4.7 A kristályok szabályszerű összenövései (Ikerképződés) A természetes úton létrejött kristályok ásványok képződése során, a képződés körülményeitől függően több egyed is növekedhet, különböző módon kapcsolódva egymáshoz. E kapcsolat kialakulásakor beszélhetünk ikerképződésről. Az iker rendszerint magasabb szimmetriára törekszik az alkotó egyedekhez képest. Iker háromféle úton fejlődhet: 1. Már a kristálycsira állapottól ikerként fejlődik (pl. a szfalerit, kalcit, aragonit, földpát). 2. Nyomás hatására lemezes, poliszintetikus ikerként fejlődik (pl. márvány a kalcitból metamorfózis hatására). 3. Hőmérséklet csökkenéssel, szilárd fázisban átalakul alacsonyabb szimmetriájú ikermódosulatba, (pl. leucit szabályos holoéderes, 605ºC alá hűlve, a külső alakot megtartva tetragonális lemezek halmazává alakul át). Az ikrek összenőhetnek az un. ikersík mentén, amely látszólag úgy funkcionál, mint egy tükörsík, de az ikersík nem esik egybe a valós tükörsíkkal. Az összenövés létrejöhet ikertengely szerint is. Az ikertengely az ikersíkra merőleges egyenes, amely körül az egyik egyedet 180º-al elforgatva a másikhoz képest szimmetrikus helyzetbe jut. 4.7.1 Ikertípusok Az összenövés módja szerint megkülönböztetünk érintkezési és áthatolási ikreket. Érintkezési v. juxtapozíciós ikerről beszélünk, ha két kristályegyed egyszerűen az összenövési sík mentén kapcsolódik egymáshoz. Ilyen pl. a gipsz (CaSO4·2H2O) monoklin prizmás, vagy az augit ((CaNaFe) (MgAlFeTi) [Si2O6]) szintén monoklin prizmás ásványok (25. ábra).

25. ábra. Érintkezési iker (a. gipsz, b. augit. Szaggatott vonallal jelöltük az összenövés síkját) Áthatolási, vagy penetrációs ikrek olyankor jönnek létre, ha két kristályegyed egymáson keresztülnő. Ilyen pl. a monoklin prizmás ortoklász K[AlSi3O8] un. karlsbadi ikre, vagy a szabályos hemimorf tetraedrit (antimonfakóérc) Cu6(AsSb2)S7, ahol két tetraéder nő egymáson keresztül (26. ábra).

23

26. ábra. Penetrációs ikrek (a. ortoklász, b. tetraedrit) Az ikersíkot alkotó egyedek száma szerint az iker lehet egyszerű és többszörös. Egyszerű, ha két egyed, többszörös, vagy poliszintetikus ha több, esetenként több száz egyed nő össze. A többszörös ikrek lehetnek lemezesek (pl. a plagioklászok, albit NaAlSi3O8), vagy gyűrűsek (pl. a rutil TiO2) (27. ábra).

a.

b.

27. ábra. Poliszintetikus ikrek (a. albit, b. rutil) 4.8 Kristályszerkezettan Feladata a belső szerkezet, a külső alak, a kémiai és a fizikai sajátosságok közötti összefüggések értelmezése. 4.8.1 Kémiai kötések A kémiai kötések az atomok összekapcsolódása egy molekulán belül, illetve bonyolultabb szerkezetek képződése. A természetben tiszta kötéstípus ritkán fordul elő, általában kombinálódnak az alábbi kötéstípusok. Ionos kötésnél egy vagy több elektron az egyik atomból átkerül a másik atomba, a létrejött különnemű töltéssel rendelkező ionokat az elektromos vonzerők tartják össze. Közös elektron párokon keresztül keletkezik a kovalens kötés. A kötés létrejötte után az egyes elektronok mindkét atomhoz tartoznak. A fémes kötés közös elektronfelhő révén alakul ki, a Van der Wals kötés pedig a molekulakák között jön létre. A koordinációs szám megmutatja, hogy egy rácspontot (atom, ion) hány szomszédos tömegpont vesz körül egyenlő távolságban (28. ábra). Minél nagyobb a vegyületben szereplő kation és anion rádiuszának hányadosa, annál nagyobb lehet a koordinációs szám (Magnus szabály).

a.

b.

c.

d. 24

e.

f.

g.

h.

i.

j. k. l. m. 28. ábra. A koordinációs szám lehetséges változatai a kristályrácsban (A koordinációs szám: 1 (a), 2 (b, c), 3 (d, e), 4 (f, g), 6 (h, i, j), 8 (k), 12 (l, m)). A kristályrácsok egységes tárgyalását megkönnyítik az ion- és atomrádiuszok. Nagysága a kristályrácsokban állandó. Bizonyos nyomáson és hőmérsékleten egyes elemek helyettesíthetik egymást. Az ellentétes töltésű ionok a rácsban hatással vannak egymásra, egymást deformálni (polarizálni) képesek. A kationok hatása erősebb, mint az anionoké, ezért a kation inkább deformál, az anion pedig inkább deformálódik. A kation hatása annál nagyobb, minél kisebb a rádiusza és minél nagyobb a pozitív töltésszáma. Az anion deformálódása annál nagyobb, minél több az elektronhéjak száma, vagyis nagyobb a rádiusza. 4.8.2 A kristályrácsok osztályozása 4.8.2.1 Ionrácsok Ellentétes töltésű ionok elektrosztatikus vonzásából áll, így nem is tisztán kémiai kötés. Az ionkristályok rácsszerkezetét a pozitív és negatív ionok relatív nagysága (ionrádiusza), száma és polarizációs sajátságai szabják meg. Az ionvegyületek felépülhetnek egyszerű és komplex ionokból is. Utóbbiak, pl. SO4-2, CO3-2, NH4+ atomjait kovalens (atomos) kötés tarja össze, de kifelé önálló ionként viselkednek. Az ionrácsok általános tulajdonságai 9 Szín: általában halványak, sószerűek, gyakran színtelenek. 9 Oldhatóság: vízben és oldószerekben jól oldódnak. 9 Vezetőképesség: szilárdan szigetelők, olvadékban és oldatban jó vezetők. 9 Fénytörés: általában közepes. 9 Keménység, olvadáspont forrpont: az iontávolságokkal fordítottan arányos, vagyis tömött rácsnál nagy értékű. Azonos iontávolság esetén a magasabb vegyértékű elemekből álló vegyület olvadáspontja nagyobb, pl. NaF (vegyérték 1-1) olvadáspontja 988ºC, CaO (vegyérték 2-2) 2570ºC. Az ionrácsok felosztása a Pauling-féle elektrosztatikus vegyérték alapján történik, p=z/n, ahol p az elektrosztatikus vegyérték, z a központi kation töltésszáma, n a koordinációs szám. Ha a p értékét az aniontöltés felével (y/2) vetjük össze, akkor a viszonyszám alapján az ionrácsoknak három csoportját különíthetjük el:

25

4.8.2.1.1 Izodezmikus ionrácsok Az idezmikus szerkezetekben (pl. a kősó): az elektrosztatikus vegyérték kisebb, mint az anion töltés fele. Kétféle képen jelenhetnek meg, vagy úgy, hogy egy kation és egy anion adja a képletet, pl. CsCl (céziumklorid), NaCl (kősó), ZnS (wurzit), vagy egy anion és két anion alkotja őket, pl. CaF2 (fluorit), TiO2 ( rutil). CsCl (cézium-klorid): felépítése két szabályos egyszerű elemi cella fél testátlóval egymásba tolva, s így lesz szabályos tércentrált. Koordinációs száma 8, kötésmód hexaéderes, molekulaszám 1 (29. ábra). Az ásványok között alig ismert ilyen rács.

Cs Cl

29. ábra. A cézium-klorid elemi cellája NaCl (kősó): felépítése két szabályos laponcentrált cella, amelyek fél cellaéllel egymásba vannak tolva. Koordinációs szám 6, kötésmód oktaéderes, molekulaszám 4 (30. ábra). Ilyen rácsa van pl. a szilvinnek (KCl) és a galenitnek (PbS).

Na Cl

30. ábra. Kősórács Fluorit (CaF2): szabályos holoéderes. A két elem koordinációja eltérő, a kalcium fluorra vonatkoztatott koordinációja 8 (hexaéderes), a fluornak a kalciumra vanatkoztatott koordinációja pedig 4 (tetraéderes). Molekulaszám 4 (31. ábra). - - - - - - - - - - - F-1 + + + + + + + + Ca+2 - - - - - - - - - - - F-1 hasadás - - - - - - - - - - - F-1 + + + + + + + + Ca+2 - - - - - - - - - - - F-1 31. ábra. A fluorit elemi cellája Rutil (TiO2): A titánt 6 oxigén, az oxigént 3 titán ion veszi körül. Molekulaszám 2. Ilyen rácsa van pl. a piroluzitnak (PbO2) és az ónkőnek (SnO2). 26

4.8.2.1.2 Mezodezmikus ionrácsok (szilikát szerkezetek) Az elektrosztatikus vegyérték egyenlő az aniontöltés felével. A szilikátszerkezetek alapeleme az SiO4 tetraéder (32. ábra). Mivel a szilícium erősen polarizál, ezért a kötések (ionos kötés) 50 %-a átmegy kovalens kötésbe. A tetraédereken belül igen erős a kötés.

32. ábra. A szilikátszerkezetek alapeleme: SiO4 tetraéder A szilikátszerkezetekben a tetraéderek kapcsolódása háromféle lehet: 1. Közvetlenül közös oxigénen keresztül. 2. Közvetve másodrendű kationokon keresztül (pl. K+1, Na+1, Ca+2, Mg+2, Fe+2, Fe+3, Al+3). 3. Közvetlenül és közvetve együttesen. Az elsőrendű kation az Si+4. Azonban létrejöhet un. elemhelyettesítés, amikor másodrendű kationok, pl. az Al+3 helyettesíti a szilíciumot és így elsőrendű kationná válik. Ritkán a Fe+3 is válhat elsőrendű kationná. Az elemhelyettesítés a szilikátoknál gyakori, főként a közel azonos ionrádiuszúak között lehetséges, mert ezeknek az oxigénre vonatkoztatott koordinációs száma is azonos. A szilikátok osztályozása: Az [SiO4] -4 koordinációs tetraéderek kapcsolódási módja szerint öt osztályba soroljuk őket: Kapcsolt oxigének száma Si:O arány 1. Nezo- vagy szigetszilikát 0 1:4 2. Szoro- vagy csoportszilikátok 1 1:3,5 3. Ino- vagy láncszilikátok 2 1:3 4. Filo- vagy rétegszilikátok 3 1:2,5 5. Tekto- vagy vázszilikátok 4 1:2 1. Nezo- vagy szigetszilikátok (nezosz=sziget). Az [SiO4] -4 koordinációs tetraéderek nem kapcsolódnak közvetlenül egymáshoz, hanem önálló szigeteket alkotnak (33. ábra). Ezeket a sziget-tetraédereket másodrendű kationok, pl. Mg+2, Fe+2, Al+3, stb. kapcsolják össze. A kötéserő a másodrendű kationoknál kisebb, mint a tetraéderen belül, ezért ott állítható elő rajtuk hasadás. Mivel azonban ezek elrendezése elég rendezetlen, ezért hasadásuk gyenge, egyenetlen vagy nincs is. Pl. olívin (rombos bipiramisos) (Mg, Fe)2[SiO4] a Mg2SiO4 (forszterit) és a Fe2SiO4 (fayalit) izomorf elegye. A tetraéderek váltakozva, csúcsukkal előre és hátra mutatnak. Közöttük hatos koordinációban (oktaéderesen) helyezkednek el a Mg+2, Fe+2 másodrendű kationok.

27

Elemi cella

33. ábra. Szigetszilikátok Hasonló szigetszilikát rácsa van a gránátoknak is, amelyek általános képlete RII3RIII2[SiO4]3-4. 2. Szoro- vagy csoportszilikátok (szorosz=csoport). Az [SiO4]-4koordinációs tetraéderek közvetlenül csak kis számban kapcsolódnak, 2, 3, 4, 6 tetraéderből álló csoportokat alkotnak (34. ábra) és ezek a csoportok egymással másodrendű kationokon keresztül kapcsolódnak. Ennek megfelelően négy típusuk van, amelyek gyökét a közvetlenül közös oxigénen át kapcsolódó tetraéderek csoportjában összesen található szilícium és oxigén mennyisége adja. A gyűrűket alkotó szerkezeteket ciklo- v. gyűrűs szilikátoknak is hívják.

a.

b.

c.

d.

34. ábra. Csoportszilikátok (a. 2 tetraéder, gyök: [Si2O7] ; b. 3 tetraéder, [Si3O8]-6;c. 4 tetraéder [Si4O12] -8;d. 6 tetraéder [Si6O18] –12) -6

Hat tetraéderes csoportokból felépülő szerkezet pl. a berill Be3Al2 (Si6O18). A dihexagonális bipiramisos osztályba tartozó ásvány szerkezetében a hatos gyűrűk egymás felett elhelyezkedve a c tengellyel párhuzamos csatornákat alkot. A gyűrűket Be+2 és Al+3 kationok kapcsolják össze II. rendű kationként. 3. Ino- vagy láncszilikátok (inosz = rost). Két típusa a lánc és a kettős lánc (= szalag) szerkezetek (35. ábra). Előbbiben a tetraéderek közvetlenül az oxigéneken keresztül láncokká állnak össze, a másik típusnál pedig szalagokká. Ezeket aztán II-rendű kationok kapcsolják össze egymással, pl: Ca+2, Mg+2, Fe2+, stb. A láncok és szalagok a kristálytani c tengellyel párhuzamosak, ezért e szilikátok a c tengely mentén nyúltak, tűs, prizmás, oszlopos kifejlődésűek. Hasadásuk is a c tengellyel párhuzamos, mivel a láncokon belül erősebb a kötés, mint közöttük.

28

Elemi cella Elemi cella

a.

b. 35. ábra. Inoszilikátok (a. láncszilikát, b. szalagszilikát)

Láncszilikátok, pl. a piroxének, (diopszid CaMg[Si2O6]), szalagszilikátok, pl. az amfibolok (zöld amfibol, bazaltos amfibol). 4. Filo- vagy rétegszilikátok (phyllum=levél). A tetraéderek az oxigénjeiken keresztül, közvetlenül kapcsolódnak végtelen tetraédersíkokat alkotva. E síkokat II-rendű kationok kapcsolják össze. A síkokon belül a tetraéderek hatos gyűrűbe rendeződnek (36. ábra).

36. ábra. Rétegszilikátok A rácssíkok a c tengelyre merőlegesen rendeződnek el, ezért a hasadásuk is a ctengellyre merőleges és kitűnő. A rácssíkok szabad vegyértékei egy irányba mutatnak. A síkokat a II-rendű kationok mellé beépülő szerkezeti víz, azaz OH- molekulák gyengítik (pl. Mg (OH)2, Al(OH)3). Így úgynevezett rétegkomplexumok jönnek létre, amelyek két ill. három rétegből állnak. Két rétegűek: pl. kaolinit (Al2[Si2O5](OH)4), vagy a szerpentinit (hidrolizált magnézium) (37. ábra). Háromrétegű telítettek (kiegyenlítettek): pl. talk (Mg3[Si4O10](OH)2), montmorillonit Al2[Si4O10](OH)2*H2O. Háromrétegű telítetlenek (kiegyenlítetlenek): pl. muszkovit KAl2[Si3O10(OH)2] (38. ábra)

37. ábra. A kaolinit szerkezete

29

38. ábra. A talk szerkezete 5. Tekto- vagy vázszilikátok. Az [SiO4]-4 koordinációs tetraéderek minden irányban hasonló tetraéderekhez kapcsolódnak, közös oxigéneken keresztül. Így egy tetraéder jellemzi az egész rácsot, amiből következően a gyök SiO2. A tisztán tetraéderekből álló legtipikusabb térhálós szerkezet a kvarcé. Földpátok Az [SiO4] tetraéderekből közvetlenül oxigénkötéssel előállítható háromdimenziós térháló minden 4., 3., vagy 2. tetraéderének Si+4-ját Al+2 (vagy Fe+3) helyettesítheti, az így felszabaduló szabad vegyértékekhez pedig K+1, Na+1, Ca+2 épülhet be. Így jönnek létre a földkéreg leggyakoribb ásványai, a földpátok. Plagioklász (nátron-mész) földpátok (triklin véglapos): Az albit, a szilíciumban gazdagabb, savanyú tag (Na[AlSi3O8]) és az anortit a szilíciumban szegényebb bázisos tag (Ca[Al2Si2O8]) izomorf elegye. A köztes tagok: oligoklász, andezin, labradorit, bytownit. Káliföldpátok (monoklin prizmások). A plagioklászokhoz hasonlóan jönnek létre. Ortoklász (savanyú mélységi kőzetekben) K[AlSi3O8], adulár K[AlSi3O8], szanidin (savanyú kiömlési kőzetekben) K[AlSi3O8], mikroklin (KNa)[AlSi3O8]. 4.8.2.1.3 Anizodezmikus ionrácsok Anizodezmikus szerkezetek (pl. a karbonátok) esetében az elektrosztatikus vegyérték nagyobb, mint az aniontöltés fele. Legjellemzőbb és leggyakoribb anizodezmikus szerkezetek a karbonátok (pl. kalcit, CaCO3), a szulfátok (pl. gipsz, CaSO4*2H2O). 4.8.2.2 Atomrácsok A kovalens kötést olyan vegyértékelektronok hozzák létre, amelyek pályája mindkét atommagot körülveszi. Célja a telítődés, azaz a nemesgáz konfiguráció elérése. A kémiai kötés irányított, iránya az az irány, amerre a vegyértékelektronok pályájának az átfedése a legnagyobb. Az atomrácsok jellegzetes sajátságai a következők: 9 Az ionrácsokkal szemben itt a koordinációs számot mindig a vegyértékviszonyok korlátozzák. 9 Kötéserősségük, olvadáspontjuk, szilárdságuk többnyire közel azonos az ionkötésűekkel, vagy itt-ott nagyobb. 9 Mind szilárd, mind olvadék állapotban elektromosan szigetelők. 9 Hasadásuk a tömegpontokkal legsűrűbben terhelt síkok mentén következnek be. Legfontosabb képviselőik: gyémánt (C), szfalerit (ZnS), wurtzit (ZnS). 4.8.2.3 Fémes rácsok A fémionok által leadott elektronok szabadon mozgó elektronfelhőt alkotnak, amely egyidejűleg telít minden fémiont és kitölti a térközöket, kenőanyagként és vezetőként funkcionál. 30

Legfontosabb jellemzői: 9 Nincs kitüntetett kötésirány. A kötés gömbszimmetrikus, ezért maximális koordinációs számok alakulhatnak ki. 9 Kitűnő a hő és elektromos vezetőképességük. 9 Optikailag vékonycsiszolatban átlátszatlanok (opakok). 9 Mechanikailag igen jól munkálhatók. 4.8.2.4 Molekularácsok A kristályrács tömegpontjaiban semleges molekulák találhatók és közöttük gyenge másodlagos kötés hat. A molekulákon belül kovalens kötés, a molekulák között van der Wals erők hatnak. 4.8.3 A kristálykémia alaptörvényei Az azonos kémiai összetételű, de az eltérő képződési környezet (különböző hőmérséklet és nyomás) miatt különböző kristályszerkezetű ásványoknál lép fel az un. polimorfia vagy többalakúság. Ha az eredeti alak megtartása mellett új ásvány keletkezik, akkor pszeudomorfozáról beszélünk. Amennyiben az eredeti ásvány és az új ásvány között kémiai összefüggés van átalakulási pszeudomorfózának, ha az összetétel azonos marad, csak alakváltozás történik (aragonit → kalcit) paramorfózának nevezzük. A kiszorítási pszeudomorfóza abban az esetben jön létre, ha az eredeti ásvány anyaga teljesen eltávozik, az eredeti és új ásvány között nincs kémiai összefüggés. Metaszomatózis (elemkicserélődés) következik be, amikor a kőzetek, ill. ásványok bizonyos elemei a rajtuk átszivárgó oldatok (leginkább forró vizes oldatok, gőzök, gázok) hatására kicserélődnek, másokkal helyettesítődnek. Pl. ha a mészkő (CaCO3) kalciuma magnéziumra cserélődik dolomit (MgCO3) keletkezik. Azokat az ásványokat, amelyek kémiailag különböznek, de külsőleg azonosak vagy nagyon hasonlóak izomorfoknak (izomorfia, egyenlő alakúság) nevezzük. Az ásványokat alkotó atomok, ionok méretei és a kötéstípus hasonlósága elegykristályképződést okoz. Ez lehet korlátlan (pl. albit (NaAlSi3O8) → anortit (CaAl2Si2O8)), vagy korlátozott (pl. ortoklász (KAlSi3O8)→ albit (NaAlSi3O8)). Ha az egyes ionok úgy tudják egymást helyettesíteni a kristályrácsban, hogy a rács lényegesen nem alakul át elemhelyettesítésről beszélünk (pl. olívin (Fe, Mg)2[SiO4] → forsterit Mg2[SiO4], fayalit Mg2[SiO4]). 4.9 Kristályfizika A kristályfizika kristályos anyagok fizikai jellemzőjének vizsgálatával és ezek értelmezésével foglalkozik. E jegyzet keretein belül nem cél az összes fizikai tulajdonság jellemzése, így a felsoroláson kívül, részletesen csak néhányat említünk meg. A kristályos anyag fizikai tulajdonságai: 1. Skaláris (iránytól független) a. Mennyiségi jellemzők: 9 Fajsúly 9 Sűrűség b. Fizikokémiai jellemzők: 9 Fajhő 9 Olvadáspont 9 Párolgás 9 Lángfestés 2. Vektoriális (iránytól függő) 31

a.

b. c. d. e.

Kohéziós sajátosságok: 9 Rugalmasság 9 Plaszticitás 9 Ütési, nyomási idomok 9 Hasadás 9 Törés 9 Keménység Hőtani jellemzők: 9 Hővezető képesség 9 Hőtágulás Elektromos tulajdonságok: 9 Vezetőképesség Mágneses sajátosságok: Optikai jellemzők: 9 Fényvisszaverő képesség 9 Fényáteresztő képesség

A sűrűség térfogat egységbe foglalt tömeg (g/cm3). A víz sűrűsége 4ºC-on a legnagyobb, 1g/cm3. Függ az ásványokat alkotó ionok, atomok tömegétől és a rácsszerkezeti rendezettségtől. Az ásványok, kőzetek szilárdsági tulajdonságai közül a rugalmasságot, a hasadást, a törést és a keménységet kell kiemelni. Rugalmasság (plasztikus deformáció) esetén az alakját megváltoztató erő megszűnte után az ásvány vagy kőzet visszanyeri eredeti alakját. A hasadás az ásvány mechanikai hatásra, meghatározott síkok mentén történő elválása. A hasadási készség mindig az ásvány rácsszerkezetének tulajdonságaival függ össze. Például a rétegszilikátok (csillám) a rácsrétegek mentén kitűnően hasadnak, rá merőlegesen viszont egyáltalán nem. A hasadás lehet kitűnő, ha könnyen hasítható, a hasadási lap felszíne sima és jól tükröz (csillámok, galenit, gipsz). Lehet jó, ha aránylag könnyen hasad, a hasadási lap felszíne sima és gyengén tükröz is (piroxének, amfibolok). És lehet rossz, ha nehezen hasítható, a hasadási felszín nem sima, egyenetlen (gránátok, berill, turmalin), aszerint, hogy milyen könnyen, mekkora erőhatásra áll elő. Az ásványok mechanikus hatásra bekövetkező részekre válását egyenetlen felületek mentén törésnek nevezzük. A törési felszínek alapján lehetnek: A keménység az ásványok mechanikai hatásokkal szembeni ellenállása. A keménység meghatározására használják az un. Mohs-skálát (2. táblázat), amely a különböző ásványok keménységét ismert ásványok keménységével hasonlítja össze.

32

2. táblázat. A Mohs-féle keménységi sor 4.9.1 Optikai tulajdonságok Az ásványok optikai (fénytani) tulajdonságai attól függnek, hogy az adott közegben milyen a fény terjedési sebessége. Izotróp (a tér minden irányában azonos fizikai és kémiai tulajdonságokkal rendelkezik) közegben a fényforrásból adott idő elteltével a fény minden irányban azonos távolságot tesz meg. Anizotróp (a tér különböző irányaiban különböző fizikai és kémiai tulajdonságokkal rendelkezik) közegben a fényhullámok terjedése irány szerint változó. Az ásványok optikai szempontból lehetnek átlátszatlanok vagy opak ásványok (pl. ércásványok) és átlátszóak. Ezen belül izotrópok a szabályos rendszerű ásványok és az amorf anyagok, anizotrópok a triklin, monoklin rombos, trigonális, tetragonális, hexagonális rendszerbe tartozóak. Az ásványok egyik legfontosabb fizikai jellemzője a törésmutató. Azt mutatja meg, hogy egy adott közeg a rajta áthaladó fény sebességét mennyire fékezi le, ill. vele szemben milyen eltérítő hatást fejt ki. Ez az érték az adott anyag összetételétől, szerkezeti típusától, rácspontsűrűségétől, ill. elemi alkotóinak szimmetriájától függ. Anizotróp ásványok esetében alakul ki az un. kettőstörés, amely során a behatoló fehér fény sugara két sugárra bomlik. Egyikük az ordinárius (rendes) sugár követi a fizikából ismert Snellius-Descartes-féle törvényeket, míg a másik az extraordinárius (rendellenes) sugár viszont nem. Merőleges beesés esetén az extraordinárius sugár az anyag szerkezeti és anyagi minőségétől függő mértékben a merőlegestől elhajlik, s a ferdeszög miatt hosszabb utat tesz meg a kristályos anyagban, mint az ordinárius sugár. A két sugár között adott vastagságú ásványlemezen való áthaladás közben tehát sebesség- és útkülönbség áll elő. Az elhajlás szöge és az útkülönbség mértéke az adott ásvány adott orientációjú, egységes vastagságú metszetére jellemző érték, amely arányos az adott irányokban mérhető törésmutatók értékével. 4.9.1.1 Az ásványok színe A fényelnyelő képességük határozza meg, ez pedig szerkezeti adottságaiktól, elemi összetételüktől, szennyezettségüktől függ. Az ásványok színük alapján lehetnek saját színű vagy idiokrómás ásványok, ha az ásvány színét valamelyik lényeges alkotójuk (pl. Cr, Fe, Mn, Ti stb.) okozza, lehetnek idegen színű vagy allokrómás ásványok, ha színező anyaguk nem a lényeges alkotóik közül kerül ki. Színelváltozást idegen vegyületek, ásványok, zárványok beépülése is okozhat és lehetnek színtelenek. Az ide tartozó ásványok kémiailag tiszta változataikban színtelenek (pl. hegyikristály, gyémánt).

33

5. Ásványtan (Rendszeres ásványtan) 5.1 A magma fogalma, a magmás kristályosodás felosztása Magma (gör. = átgyúrt tészta) a földkéreg alsó és/vagy a felsőköpeny felső részében az un. magmakamrákban képződő magas hőmérsékletű szilikátos kőzetolvadék. Gyakran képződik a hegységképződés öveiben nagyfokú metamorfózist szenvedő kéreg alacsonyabb olvadáspontú részének újraolvadásával is. A magmakamra a magma felhalmozódásának a helye a Föld belsejében. Elsődleges magmakamrának azokat a helyeket értjük a litoszféra-asztenoszféra rendszerben, ahol az izzó állapotú szilikátos anyag megolvad. Ennek megfelelően az elsődleges magmakamra mélysége 10-700 km között változhat. Legkisebb lehet az óceánközépi hátságok hasadékrendszere alatt, míg legmélyebb az alábukó óceáni lemeznek az 500-700 km mélységig lehatoló és ott felolvadó tömegeihez kapcsolódva. A másodlagos és harmadlagos magmakamrák a felnyomuló magma kéregbeli helyfoglalásával jönnek létre. Mélységük változó, 2-30 km mélységközben jellemző. A Vezúv másodlagos magmakamráját 5 km mélységben mutatták ki. A hawaii vulkánok magmakamráit 60 km mélységben tételezik fel a szeizmikus aktivitás alapján. A magmaképződés okaiként három fő tényezőt különböztethetünk meg. Nyomáscsökkenés (mélytörések), hőmérsékletváltozás (forrófoltok) és a kémiai összetétel megváltozása (szubdukciós zónák). A magma képződés főleg a következő területekre koncentrálódik. Szétnyílásos jellegű vagy tenziós környezetek. Ezek az óceáni hátságok (pl. Hekla) és kontinentális területek hasadékvulkánossága (pl. Teleki-vulkán). Köpenyeredetű bazaltos magmákat szolgáltatnak. Az óceáni szigetsorokban (pl. Hawaii), ahol bazaltos vulkanizmus jellemző. Vulkáni szigetívekben. Itt a bazaltostól a riolitosig terjedő differenciált vulkánosság jellemző, ezen belül az andezitek uralkodnak, ezért andezit vonalnak is szokták nevezni. Orogén övekben, ahol a magma összetétele a szigetívek vulkanizmusához hasonló. A magmában az (SiO4)4- koordinációs tetraéderek hőmérséklettel változó összekapcsolódási fokától függ a belső súrlódás, vagy viszkozitás (lat. viscositas = folyósság, nyúlósság). A szilikátok kötési energiája a szerkezeti típusok rendezettségi fokával nő, azaz sziget- < lánc- < szalag- < réteg- < térhálós-szilikátok. Azonos hőmérsékleten az SiO2 tektoszilikát vázakban gazdagabb savanyú magma sűrűbben folyó (viszkózusabb), mint a bázisos. A viszonylag kevés (SiO4)4- koordinációs tetraédert tartalmazó bazaltlávák szétterülő pajzsvulkánokat képeznek, lávájuk több 10 km/óra sebességgel képes folyni. A savanyú, riolitos lávák lassan mozgó, nehezen keveredő felnyomulásai dómokat alkotnak és a bezáródó illók miatt robbanékonyak. Az eredetileg egységes szilikátolvadék a magmadifferenciáció során eltérő összetételű részekre különül. Az olvadék lassú, folyamatos, differenciálódása során a magasabb olvadáspontú, kovasavban szegényebb, fémekben gazdagabb ásványok válnak ki először, így az olvadék egyre több SiO2-t tartalmaz, azaz felsavanyodik. Ezáltal a kristályosodó ásványokkőzetek színe világosodik, illó- és alkáliatartalma növekszik. A kéreg felépítésében mindössze nyolc elem szerepel 1% fölötti mennyiségben: O, Si, Al, Fe, Mg, Ca, K, Na. Ezek az úgynevezett főelemek. A differenciáció során képződő ásványok és kőzetek elsősorban ezekből az elemekből képződnek. Az 1% alatti mennyiségű elemek a nyomelemek. A főelemek összmennyisége 98,59 %, a nyomelemeké 1, 41 %, de ebből is a négy elsőre jut 0,75 %. A nyomelemek kétfélék: önálló ásványképzésre hajlamosak és más ásványok rácsába helyettesítőként alkalmanként beépülő úgynevezett rejtett nyomelemek. A Földkéreg átlagos kémiai összetétele Clark és Washington szerint (csak a kontinensek külső, 16km-es kéregrészére vonatkozik): SiO2-59,07%; Al2O3-3,1%; FeO-3,71%; MgO34

3,45%; CaO-5,1%; Na2O-3,71%; K2O-3,11%; H2O-1,3%; TiO2-1,03%; P2O5-0,3%; CO20,35%; MnO-0,11%. A kéreg átlagos ásványos összetétele (szintén csak a felső 16 km-re vonatkoztatva): Megkülönböztetünk uralkodó kőzetalkotókat (plagioklászok-40,2%; ortoklász-17,7%; augit, amfibol, olivin-16,3%; kvarc, kalcedon, opál-12,6%; magnetit, hematit-3,7%; csillámok (muszkovit, biotit)-3,3%) és járulékos kőzetalkotókat (kalcit-1,5%; agyagásványok-1%; limonit-0,3%; dolomit-0,1%; pirit, pirrhotin, apatit, cirkon, titanit, rutil, gránát és egyéb járulékosak-3%). 5.2 Az ásványok rendszere Az ásványok rendszere alapvetően kétféleképpen csoportosítható. Összetétel szerint ez az un. kémiai rendszer, és származás szerint ez az un. genetikai rendszer. A kémiai rendszer osztályai: terméselemek; szulfidok; oxidok, hidroxidok; szilikátok; foszfátok és rokonaik; szulfátok és rokonaik; karbonátok, nitrátok, borátok; halogén vegyületek; szerves vegyületek. A genetikai rendszer osztályai: magmás ásványok; üledékes ásványok; metamorf ásványok. 5.2.1 Magmás ásványok A magma kristályosodásának két fő szakasz a folyósmagmás (liqvidmagmás) és utómagmás szakasz. E szakaszok a differenciáció következtében kialakult ásványok alapján tovább bonthatók. A liqvidmagmás szakaszon belül megkülönböztetünk előkristályosodási és főkristályosodási fázisokat, az utómagmás szakaszban pedig pegmatitos-pneumatolitos és hidrotermális fázisokat. 5.2.1.1 Folyósmagmás (liqvidmagmás) szakasz 5.2.1.1.1 Előkristályosodási fázis A magmás ásvány és kőzetképződés első szakasza. 1200°C felett a magma homogén egységet képez. A hőmérséklet csökkenésével a szilikátos és szulfidos összetételű olvadéktípusok elkülönülnek egymástól. A kisebb sűrűségű szilikátok olvadékban maradnak és tovább differenciálódnak, a nagyobb sűrűségű szulfidolvadék pedig a magmakamra aljára süllyed. Kihűlés és esetleges felszínre, vagy felszín közelbe jutás után ezek a legfontosabb gazdaságilag hasznosítható érctelepek. Ilyen pl. Alaszka parti szigetén a Copper River, északeurópában Kiruna, Taberg, Pecsenga és Lovozero, vagy a kanadai Sudbury ércesedés. Az előkristályosodási fázis során megjelenő legfontosabb ásványok: Pirrhotin FeS (magnetopirit, mágneskovand) (gör. pyrrhotesz = tűzszín). Hexagonális bipiramisos ásvány. Nem hasad, rideg. Színe friss törési felületeken bronzsárga. Fémfényű, karca szürkésfekete, opak. A mágnes vonzza. Sósav oldja. Magas hőmérsékleten jelenik meg, mint ultrabázisos vagy bázisos kőzetek kísérő ásványa. A világ leghíresebb likvidmagmás pirrhotin előfordulása a kanadai Sudbury. Svédországban (Fahlun), valamint Erdélyben (Csungány) is előfordul. Pegmatit-pneumatolitosan is előfordul, ritkábban hidrotermás ásványtársulásokban, sőt elvétve üledékes kőzetekben vagy kristályos palákban is megjelenhet. Kalkopirit CuFeS2. (gör. khalkosz =réz, pyr = tűz). Ditetragonális szkalenoéderes ásvány. Vaskos vagy tömött szemcsés halmazokban gyakori. Színe rézsárga, kissé zöldes árnyalattal. Gyakran tarkára vagy feketére futtatott. Karca zöldesfekete. Sósav nehezen oldja. Igen fontos és közönséges rézérc. Gyakran arany és ezüst elegyedik hozzá. Tág hőmérsékleti határok között keletkezhet. Liqvidmagmatikusan pirittel, pirrhotinnal, esetleg pentlandittal együtt nagyobb tömegekben is megjelenhet, pl. Petszamó (ÉNy-Oroszország), 35

Szomolnok (Szepes-Gömöri Érchegység), Kazanesd, Balánbánya (Románia), Sudbury (Kanada). Kontaktmetaszomatikus telepekben (Rézbánya, Dognácska, Csíklova) is jellegzetes. Hidrotermás érctelérekben igen gyakori kísérőásvány: Selmecbánya, Kapnikbánya, Felsőbánya, (Szlovákia), Bingham, (USA), Majdanpek, (Szerbia). Forró forrásoldatokból tömzsök-lencsék alakjában lerakódó, majd utólagos metamorfózist szenvedett megjelenése ismert Rio-Tinto (Spanyolország) területéről. Magnetit Fe+2Fe+32O4 (mágnesvaskő). Szabályos holoéderes, opak ércásvány. Tökéletlenül hasad, törése kagylós, rideg. Színe vasfekete, karca fekete. Tompa zsíros fémfényű, gyakran fénytelen. Aktív mágneses. Mágnesességét vörös izzáson elveszti, de lehűlve ismét visszanyeri. Savak nehezen támadják meg. Igen fontos vasérc, Fe-tartalma 72,4%. Magmás eredetű kiválásként ultrabázisos-bázisos kőzetekben (bazalt, diabáz, gabbró, wehrlit, peridotit) nagyobb mennyiségben megtalálható. Svédországban vannak Európa leghatalmasabb magmatikus vasércelőfordulásai (Kirunavaara, Gellivare). Előfordul Vaskőn (Románia), továbbá az Uralban (Magnitnaja Gora). Gyémánt C. Szabályos rendszerben kristályosodó szénmódosulat. Oktaéder lapokkal párhuzamosan kitűnően hasad. Keménysége tízes, törése kagylós. Többnyire színtelen vagy gyengén színezett; fémoxidoktól sárgás, kékes, zöldes, pirosas, vagy szürke színű. Fénye ún. gyémántfény; mely az erős színszórás és nagy fénytörés következménye. Közönséges hőmérsékleten stabil, 2000 °C fölött oxigénmentes térben grafittá alakul. Az ép, zárványmentes gyémánt kristályokból felépülő gyémántot drágakő készítésére használják. A drágakőnek használt gyémánt súlyát karátokban mérik. Egy nemzetközi karát értéke 200 mg, más karátok értéke 197-207 mg között változik. Legértékesebbek a színtelen vagy halványan színezett, átlátszó gyémántok. Elsődlegesen olivinben gazdag kimberlitben (D-Afrika, Kimberley) fordul elő. A kimberlit szenes palákat tört át, ezek beolvadtak a magmába, s abból a lehűlés alkalmával a szén gyémánt alakban kristályosodott ki. Ma D-Afrika adja a világtermelés közel 5/6-át. Másodlagosan folyók torlataiban található, pl. Kelet-India, Borneó, Brazília, Kongó, Angola területén. Kristályos palákban is megtalálható (Brazília). Egyes meteoritokban is előfordulnak gyémántok, melyek fekete színűek, pl. Chile, Oroszország (Novo Urei-meteor). Híresebb gyémántok Indiából a Nagymogul (nyersen 780 karát), Kohinoor (186 karát), Brazíliából a Dél-Csillaga (216,8 karát), Portugáliából a Portugália Régense (215 karát). DAfrikában Johannesburg mellett találták a világ eddigi legnagyobb gyémántját, a Cullinan-t (3106 karát); nagyságra második az Excelsior. 5.2.1.1.2 Főkristályosodási fázis A főkristályosodás a magmás ásvány- és kőzetképződésnek az a szakasza, amely 1200700 °C közötti hőmérsékleten játszódik le, de jobbára 900 °C alatt, és ennek során válnak ki a magma fő tömegét adó kőzetalkotó szilikátok. A szilikátok kiválása a kovasavban, (SiO4)4- csoportban szegény ásványokkal kezdődik. A továbbiakban fokozatosan nő a kovasavtartalom, színes és színtelen elegyrészek válnak ki, a folyamat végén pedig tiszta SiO2 keletkezik. Mesterséges körülmények között előállított kőzetolvadékok kikristályosodását megfigyelve Bowen meghatározta a keletkező ásványok kiválási sorrendjét (39. ábra). A Bowen féle kiválás a valóságban megtörténhető események ideális példája.

36

39. ábra. A Bowen sor A főkristályosodásban megjelenő legfontosabb ásványok: Olivin (Mg,Fe)2SiO4. Rombos bipiramisos ásvány, szigetszilikát. Az olivin izomorf elegykristálya a forsteritnek Mg2SiO4 és a fayalitnak Fe2SiO4. Rácsában a szigetszerű [SiO4]4- koordinációs tetraédereket az oxigének szabad vegyértékein keresztül másodrendű kationok (Fe, Mg) kapcsolják össze. Kristályai zömök oszloposak, ritkábban táblásak. Hasadása viszonylag jó, törése szilánkos-kagylós, rideg. Üvegfényű, törési felületen zsírfényű. Áttetsző, átlátszó, színe palackzöld, a Fe oxidációja folytán néha sárgásbarna vagy vörös. Karca fehér. Az olivin közönséges kőzetalkotó ásvány, kovasavban szegény magmás kőzetek (gabbró, bazalt, diabáz) állandó elegyrésze. Kevéssé ellenálló ásvány, a növekvő vastartalommal fokozódik a mállékonysága. A sok magnéziumot tartalmazó olivin ellenállóbb. Piroxének (gör. pir = tűz, xenosz = idegen). Zöld, zöldesfekete, fekete, barnás kőzetalkotó ásványcsoport. Láncrácsú szilikátszerkezetek. [SiO4]4- tetraéderek párhuzamos láncaiból épülnek föl. E láncokat különféle kationok (Ca2+, Fe2+, Mg2+ stb.) kapcsolják egymáshoz. Rövid, oszlopos, monoklin (klinopiroxének) vagy rombos (ortopiroxének) kristályaik a megnyúlás irányában jól hasadnak A fontos kőzetalkotó piroxénfélék általában magas hőmérsékleten kristályosodnak, ezért főleg a magasabb hőfokon megszilárduló ultrabázisos és bázisos magmás kőzetekben gyakoriak. Jellemzőek még a neutrális magmatitokban, így pl. a sötétebb színű ún. piroxénandezitekben (augit, hipersztén nevű változataik). Amfibol (gör. amphibolosz = kétértelmű, mivel a turmalinnal könnyen összetéveszthető). Rombos és monoklin rendszerű szalagszilikátok csoportja. Olyan szalagszilikát, amely úgy jön létre, hogy a láncszerű szerkezetek közös oxigéneken keresztül összekapcsolódnak. Leggyakrabban zöldesfekete, barnásfekete, oszlopos termetű, jól hasadó ásvány.

37

A csillámok olyan lemezes-pikkelyes kőzetalkotó rétegszilikát ásványok, amelynek a szerkezetében az SiO4 tetraéderekből álló rétegek között kation és (OH)- rétegek is találhatók. A két legismertebb gyakori csillám a sötétbarna biotit és az ezüstfehér muszkovit. A biotit (vas-magnéziumcsillám) fekete, zöldesfekete olykor aranysárga kristályai pikkelyes kifejlődésűek. Élénk fényű, a hasadási lapon gyengén gyöngyházfényű, sőt a fekete kristályok félig fémes fényűek. A biotit sötét színe málláskor a vas kioldódása miatt kifakul, sárgásvörös színű lesz, majd átalakul klorittá. Fémes csillogásával gyakran megtévesztette a patakok hordalékában az aranyásókat ezért macskaaranynak is nevezik. A biotit nemcsak mélységi, hanem kiömlési kőzetekben is jellemző. Lényeges elegyrésze a gránitnak, dioritnak, dácitnak, andezitnek. Jól fejlett kristályai savanyú tufákban gyakoriak. A muszkovit (kálium-csillám) monoklin prizmás (álhexagonális), táblás, pikkelyes formában megjelenő ásvány. Hasadása az [SiO4] tetraédersíkokkal párhuzamosan kitűnő. Tűvel lapokra szedhető, nyomás hatására legyezőszerűen szétágazik. Átlátszó-áttetsző, üvegfényű, a hasadási lapon gyöngyházfényű, ezüstös színű, karca színtelen. Savakban nem oldódik. Elsődlegesen a gránitok szegélyfáciesében, pegmatitokban, azon kívül csillámpalákban és gneiszekben fordul elő. Másodlagosan a K-ot tartalmazó ásványok (ortoklász) mállása során keletkezhet. Homokokban gyakori fajtáját macskaezüstnek hívják. A földkéreg leggyakoribb ásványai a földpátok. Két csoportjukat különítjük el, a plagioklászok (plagiosz = ferde, klaszisz = hasadás), vagy nátron-mész földpátoknak és a káliföldpátokat. A plagioklászok az albit Na(AlSi3O8) és az anortit Ca(Al2Si2O8), mint szélső tagok korlátlan elegyedésre képesek, izomorf elegysort hozva létre. Triklin véglapos osztályban kristályosodó ásványok. Az ásványsor tagjainak színe fehér, néha szürkés, sárgás vagy rózsaszínes árnyalatú, üvegfényű, lehet áttetsző vagy átlátszó is. A kvarctól a jó hasadás, az alak, ill. mikroszkópban a zónás, ikres megjelenés, ill. az agyagos lebomlás alapján lehet legkönnyebben megkülönböztetni. A káliföldpátok közül legfontosabb az ortoklász KAlSi3O8. Monoklin prizmás, gyakori kőzetalkotó ásvány. Az [SiO4] tetraéderek térhálós összekapcsolódásából létrejött szerkezet minden negyedik Si4+-ját Al3+ helyettesíti, és az így felszabaduló lekötetlen oxigénvegyértéket egy beépülő kation (K+) köti le. Tökéletesen hasad. Gyöngyház vagy üvegfényű, málláskor érdes és zavaros lesz. Rendszerint sárgásfehér, rózsaszínű. Vöröses színét a vas okozza. Keménysége hat, savak nem oldják, forrasztócső előtt nehezen, de egyenletesen olvad. A kovasavban gazdag savanyú mélységi magmás kőzetek, gránitok és gneiszek uralkodó kőzetalkotó ásványa (pl. gránitban kb. 60-70 térfogat %). Különösen nagy példányai fejlődnek ki savanyú intruzívumokban. Többnyire kvarccal, albittal, muszkovittal, biotittal és amfibollal társul. A káliföldpátok málláskor a mérsékelt égövi körülmények között a talajban agyagásványokká (pl. kaolinit) alakulnak át miközben K-ot adnak le, ami a talaj tápanyagellátásában rendkívül fontos. Térhálós, vagy ahhoz közeli szerkezeti felépítésű alkáli-alumíniumszilikátok a földpátpótlók, amelyek bázisos és bázisos-neutrális, tehát kovasavban szegény magmákban kristályosodnak, amikor jelentős mennyiségű alkáli fémion van jelen a rendszerben. Ilyenkor a magma SiO2-tartalma nem, vagy csak részben elegendő a földpátok képződéséhez. Ezért kapták a földpátpótló elnevezést. Szorosabb értelemben vett gyakori kőzetalkotó földpátpótló a nefelin és a leucit. 5.2.1.2 Utómagmás szakasz 5.2.1.2.1 Pegmatitos-pneumatolitos fázis A magmás ásvány- és kőzetképződés azon szakasza, melyben a magmamaradék kristályosodik 700°C alatt. Az elő és főkristályosodási szakaszokban a szulfidok, oxidok, kőzetalkotó ásványok stb. már kikristályosodtak, így a magmamaradékban a könnyenillók 38

(H2O, CO2, HF, HCl) mennyisége növekszik. A könnyenilló tartalom növekedése növeli a magma belső nyomását, csökkenti viszkozitását, megakadályozza egyes olyan komponensek (kvarc, káliföldpát, muszkovit) kikristályosodását, amelyeknek már ki kellett volna válni a főkristályosodás alatt. A maradék olvadék nagy nyomású és mozgékony anyaga, behatol a magmakamra környezetének repedéseibe és ott 500-700°C közötti hőmérsékleten sajátos ásványtársulás válik ki belőle. Az utómagmás kristályosodás e nagy hőmérsékletű szakaszát pegmatitos fázisnak nevezzük. Itt még megjelenhetnek egyes kőzetalkotó ásványok (földpát, csillám, kvarc) igen nagyméretű kristályai (akár több tonnásak is lehetnek). Jellegzetes ásványai a turmalin, berill, cirkon, korund, fluorit, uránszurokérc, ónkő stb. A gránitpegmatitok gyakran tartalmaznak drágaköveket. Közülük a kék akvamarin, a zöld smaragd (a berill színes változatai) és a különböző színű turmalinmódosulatok a legismertebbek. A pegmatitok az ősmasszívumok szegélyein és az paleozóos hegységek lepusztult területein ismertek, ahol a mélységi magmás kőzettestek a lepusztulás miatt már felszínre kerültek. Pneumatolitos fázis (gör. pneuma = lehelet, lysis = oldódás). A magmás kristályosodás során a kőzetek megszilárdulását követő utómagmás szakasz 500-374 °C közötti része. A pegmatitos fázis ásványainak kiválása után a magmamaradék kovasavban ismét szegényebbé válik. Könnyenillók közül a víz és a halogenidek játsszák a fő szerepet. A pegmatitok a kőzetek hasadékrendszerének nagy részét kitöltötték, így nő a nyomás, ami meghaladhatja a kőzetek töréssel szembeni ellenállását. Az összetört, összerepedezett mellékkőzetben lerakja az itt jellemző ásványokat, és reakcióba lép környezetével, újabb ásványtársulásokat hozva létre (pl. ónkő, fluorit, kvarc, topáz, gránátok, wolframit, molibdenit stb.). Jellemzője, hogy hiperkritikus állapotú, nagy nyomású, mozgékony gázok és gőzök képviselik. A pegmatitos és a pneumatolitos fázis között éles határt nem lehet húzni. A különbség abban nyilvánul meg, hogy a pneumatolitos ásványtársulásokban gyakoribbak a bór-, fluorés víztartalmú ásványok, illetve megjelennek a hidrotermás ásványok is. 5.2.1.2.2 Hidrotermális fázis A magmás ásvány- és kőzetképződésnek az a szakasza, ahol a hőmérséklet olyannyira csökken, hogy eléri a kritikus hőmérsékletet, vagyis azt a hőmérsékleti állapotot, amelynél a fluid halmazállapot teljes egészében gáz állapotba megy át, s e pont fölött e gázt már nyomással sem lehet cseppfolyósítani. Víznél e kritikus hőmérsékleti határérték légköri nyomáson 374,2 °C. A megjelenő forró-, ill. melegvizes oldatokból történik az ásványkiválás. Abban az esetben, ha a hidrotermák a mellékkőzetet – oldhatóságától kation cserélhetőségétől függően – átalakítják hidrotermális metaszomatózisról (elemkicserélődés) beszélünk. Az oldatokból kiváló leggyakoribb hidrotermás ércásvány a pirit (FeS2), a kalkopirit (CuFeS2, rézérc), a galenit (PbS, ólomérc), a szfalerit (ZnS, cinkérc), nemesfémek, valamint nemérces kísérőásványok, mint a kalcit (CaCO3) és aragonit, a barit (BaSO4) vagy a kvarc és változatai (SiO2 kalcedon, jáspis, opál stb.) A hidrotermás ércesedések a legkülönbözőbb kéregkörnyezetekben, gyakran a fiatal lánchegységek felszínközeli részeiben találhatók, vulkáni és szubvulkáni kőzettestekben vagy azok közelében. Néhány itt megjelenő ásvány: Termésarany Au. A szabályos hexakiszoktaéderes ásvány. Szépen fejlett kristályok csak telérekben fordulnak elő. Nem hasad, törése horgas. Keménysége 2,5-3. Színe aranysárga, világossárga. Fémfényű, átlátszatlan, vékony lemezkéi zöldesen áttetszők. Forrasztócső előtt 1035 °C-on megolvad, olvadt állapotban kékeszöld színű. Csak királyvízben oldódik. 39

Termésezüst Ag. Szabályos hexakiszotaéderes ásvány. Rendszerint torzult ágas-bogas kifejlődésű, fa alakú mohaszerű, páfrányszerű alakzatokban vagy vaskosan fordul elő. Nem hasad, törése horgas. Keménysége 2,5. Kitűnően nyújtható, kalapálható. A hőt és az elektromosságot jól vezeti. Színe friss felületeken ezüstfehér, de csakhamar szürkére-feketére futtatódik. Karca ezüstfehér, fémfényű. A lángban könnyen (1000 °C-on) ezüstfehér gömbbé olvasztható. Salétromsav és kénsav oldja. Termésréz Cu. Szabályos holoéderes ásvány. Jellemző a rostos – ágas-bogas formák, jégvirágszerű növekedési halmazok. Keménysége 2,5-3. Kitűnően nyújtható, kalapálható. Igen jó hő és elektromos vezető. Nem hasad, törése horgas. Színe rézvörös, gyakran barnára futtatódik, illetve barna, fekete, zöld vagy kék színű mállási kéreggel van bevonva. Karca fémfényű, rézvörös. Levegőn kuprittá (Cu2O) oxidálódik. Nedves szénsavas környezetben malachit és azurit lesz belőle. Forrasztócső előtt megolvad. Salétromsavban és kénsavban jól oldódik, sósavban kevésbé. Más elemekkel könnyen vegyül, ezért a természetben a réz többnyire vegyületeiben található, melyekből könnyen színrézzé redukálható. Pirit FeS2 (kénkovand, vaskovand). Szabályos diakiszdodekaéderes ásvány. Gyakran ikerkristályokat alkot. Nevezetesek az ún. "vaskereszt"-ikrei, két egymáson keresztállásban átnőtt pentagondodekaéder. Hasadása alig kivehető, törése kagylós-egyenetlen; rideg. Fémfényű, opak. Színe sárga, rézsárga, aranysárga, néha kissé szürkésbe hajló, a felületén gyakran barnára futtatott. Karca szürkésfekete. Forrasztócső előtt olvasztható. Sósav nem oldja, de salétromsavban és kristályvízben oldódik. A pirit igen elterjedt, közönséges ásvány, mindenfajta kőzetben több-kevesebb mennyiségben megtalálható. Bázisos-ultrabázisos magmás kőzetekben különösen gyakori. Üledékes kőzetekben vagy egyidejűleg keletkezik, vagy utólag képződik. Igen keresett érc, főként kén- és kénsavgyártásra használják. Galenit PbS (lat. galena = ólomérc). Szabályos holoéderes ércásvány. Kiválóan hasad a hexaéder-lapok szerint. Lágy ásvány, Keménysége 2,5-3. Fémfénye a hasadási lapokon igen élénk, a kristálylapok kevésbé fémfényűek, kissé futtatottak. Színe esetenként vörhenyes árnyalatú, ólomszürke, karca szürke. Salétromsav oldja. A galenit nemcsak a legfontosabb ólomérc, hanem a legfontosabb ezüstérc is. Mindig tartalmaz 0,01-0,3 % ezüstöt, amely néha 1 %-ig is növekedhet. Főleg hidrotermás érctelepekben fordul elő, mélységbeli kőzetekkel kapcsolatosan. Szfalerit ZnS. Szabályos hexakisztetraéderes ásvány. A kristályok többnyire erősen torzultak. Keménysége 3,5-4. Színe gyantasárga, sötétebb barna, sőt ha sok vasat tartalmaz, akkor fekete is lehet. Karca sárgásbarna. Fénye is változó, gyémántfényű-üvegfényű, a sötétebb színűek félig fémes fényűek. Salétromsavban oldódik. Legfontosabbak a hidrotermás eredetű megjelenések. Cinnabarit HgS. Trigonális trapezoéderes ásvány. Jól hasad, törése egyenetlen, szálkás. Lágy; Keménysége 2-2,5. Színe és karca is skarlátpiros. Vékony lemezei átlátszók. A legfontosabb higanyérc, Hg-tartalma 86 %. A cinnabarit hidrotermás eredetű érctelepekben, mint késői kiválási termék jelenik meg. Kalcit CaCO3 (= mészpát, izlandi pát). Ditrigonális szkalenoéderes ásvány. Sok száz kristályformáját ismerjük. Gyakoriak az ikerkristályok. Színtelen, víztiszta kristályai ritkák, többnyire gyengén színezett, sárga, fehér, rózsaszínű, ritkán zöldes-kékes. Rideg ásvány, keménysége 3. A kalcit igen jól oldódik. Hideg sósavban már szobahőmérsékleten is heves pezsgéssel oldódik, mert CO2 távozik belőle. Vizes oldatból közönséges hőmérsékleten kalcit, 29 °C felett aragonit válik ki. Nagy hőmérsékleten mindig kalcit képződik. Közönséges nyomáson a kalcitnak nincs olvadáspontja, mert ennek elérése előtt 910 °C-on termikusan CaO-ra és CO2ra disszociál.

40

A kalcit igen közönséges ásvány, a kvarc után a legelterjedtebb. Ritkán előfordul liqvidmagmatikusan is. Hidrotermás ércteléreken és eruptív kőzetek üregeiben már gyakoribb. Sok érctelér meddő ásványa. Kvarc SiO2. Egyike a legközönségesebb és leggyakoribb ásványoknak. Elsődlegesen magmás ásvány, de jelentős tömegben megjelenik üledékes és metamorf kőzetképződési folyamatok során is. Kristályainak termete a keletkezési hőmérséklettől függ. Magas hőmérsékleten hexagonális bipiramis alakú. 575 °C alatti hőmérsékleten keletkező kristály trigonális. A kvarckristályok különböző termetük alapján tehát földtani hőmérőként használhatók. Mint kőzetalkotó ásványelegyrész többnyire alaktalan szemekben fordul elő. Található szemcsés, vagy kriptokristályos módosulatban is. Nem hasad, törése kagylós-szilánkos. Rideg, Keménysége 7. Kristályai üvegfényűek, törési felületeken zsír-fényűek. Színe igen különböző, eszerint többféle kvarcváltozatot ismerünk. Szép, víztiszta kristálya a hegyikristály, vagy máramarosi gyémánt, mely a kárpáti homokkő repedéseit kitöltő telérekben található. Az ametiszt (gör. amethüein=lerészegedni, amethysztasz = a mámor ellen ható) ibolyaszínű. Jellegzetes színét feltehetően a vas és a radioaktív sugárzás együttesen okozza. Különösen szépek a Selmec-Körmöci Érchegység ametisztjei (Selmecbánya, Újbánya, Hodrusbánya) továbbá a brazil és perui előfordulások. A sötétkékes-ibolyaszínű kristályok keresett ékkövek. A rózsakvarc rózsapiros színe már a napfényben is kifakul, melegítésre pedig teljesen eltűnik. Rendszerint vaskos, szemcsés megjelenésű, a pegmatitok legfiatalabb képződményei között találjuk. A citrin citromsárga színű, mesterségesen az ametiszt hevítésével (400°C fölé) is előállítható, ez azonban radioaktív sugárzásra ismét visszanyeri lila színét. Füstbarna színű, áttetsző a füstkvarc, sötétbarna vagy fekete a morion, zavaros, fehér színű, áttetsző a tulajdonképpeni közönséges kvarc. A telérkvarc, teléreket kitöltő fehér, vaskos változat, a sok folyadékzárványtól gyakran zavaros. A tejkvarc, tejfehér színű, csaknem opak, zsírfényű változat. Vannak a kvarcnak olyan színes változatai is, melyek mechanikailag hozzáelegyedett ásványoktól, vagy egyéb zárványoktól színeződnek. Ilyen a macskaszem, rostos azbeszt utáni kvarc pszeudomorfóza, az eredeti azbesztrostoktól gömbölyűre csiszoltan a macska szeméhez hasonló féldrágakő. A tigrisszem szintén rostos kvarcváltozat, melynek rostjai közé vashidroxid rakódik le. A kékes színű zafírkvarc kék színét részben titán-dioxid, részben folyadékzárványok okozzák. Az aventurin barnásvörös, különös csillogását és fényjátékát apró hematit csillám- és rutilzárványok keltik. Vannak a kvarcnak kriptokristályos (rejtett kristályos) változatai is. Ezek a tágabb értelemben vett kalcedonfélék. Látszólag homogének, megfelelő mikroszkópi nagyításban azonban felismerhető finom rostos vagy szemcsés szerkezetük A finomszerkezet következtében az eredeti kvarc sajátságok kissé megváltoznak, lúgban kissé oldhatók. A szemcsék között abszorbeált vizet tartalmaznak. Fajsúlyuk és törésmutatójuk kisebb. Kalcedon a víztartalmú opál átkristályosodásából keletkezik, ezért, többnyire vesés-sugaras megjelenésű halmazokat alkot. Színe általában halvány, kékesszürke. Vannak azonban a kalcedonnak egyéb színes változatai is. A karneol sugaras-rostos, sárgás-vérvörös színű. Szalagos szerkezetű, színes változata az achát. A szalagok főként piros-fehér színűek, keletkezésüket ritmikus kiválással magyarázzák. Főleg magmatikus kőzetek üregeiben található. Tömött szemcsés, átlátszatlan, barna, sárga vagy vörös színű a jáspis. A krizopráz Ni2O3-tól zöldesre színezett módosulat. Domborúra csiszolva értékes drágakő. Tömött, szennyezett kalcedon féleség a szürke, barna, vagy fekete színű tűzkő. Az ősember tűzszerszámot készített belőle. A heliotróp zöld alapon vörös pöttyökkel színezett kalcedon. A savanyú magmás kőzetekben (gránit, porfír, riolit, dacit) mint utolsóként megjelenő ásvány, ritkán jó alakú. Szép, fennőt kristályokban csak a kőzetek üregeiben, repedéseiben fordul elő. Az üledékes kőzetek közül a homok, homokkő túlnyomó részét többnyire kvarc teszi ki. A kavicsok legnagyobb része a repedéseket kitöltő telérkvarcokból, míg a 41

homoklisztben e kavicsok felaprózódásából, részben pedig a kőzetek apró kvarcszemeiből halmozódik össze. A homok, homokkövön kívül más üledékes kőzetekben is előfordulhat a repedésekben és üregek falán. Kristályos palákban szintén gyakori. Opál SiO2.nH2O (= kovasavhidrogél). (szanszkritül upala = kő) Alaktalan (amorf) ásvány. Vaskosan, cseppköves bekérgezések, valamint üregkitöltések alakjában fordul elő. Gyakran vékony ereket alkot főleg andezites-riolitos vulkáni kőzetekben vagy azokat átszelő töréses hidrotermás övek anyagában. Törése kagylós, egyenetlen. Rideg, keménysége 5,5-6,5. Tulajdonképpen melegvizes oldatokból megszilárdult, rendezett belső szerkezet nélküli hidrogél (SiO4 + víz), amelynek 121 % között változó víztartalma lehet. Valójában nem teljesen amorf, mert anyagában nagyon kisméretű kristálykezdemények kaotikus halmaza található. Ezek száma, mérete és a víztartalom mennyisége, valamint idegen zárványok és színező vegyületek (pl. vas-oxid) jelenléte igen változatos színűvé teheti az opálokat, amelyek kedvelt féldrágakövek. Fehér, sárga, vörös, barna, fekete, zöld, kék stb. színű lehet. A nemesopál irizáló sárgás, vöröses, zöldes, kékes, ill. tejfehér-kékes-szürke, színjátszó. A színszóródás a finom repedésekben és zárványok körül bekövetkezett fénytörés következménye. Értékét elsősorban ritkaságának és színjátszó voltának köszönheti. Eperjes közelében (Szlovákia) Veresvágáson a Simonka-hegyen fordul elő, továbbá igen híres az ausztráliai Queensland nemesopálja, de nevezetes előfordulásai ismertek Ausztrália egyéb részein és Mexikóban is. A tejopál fehér vagy kissé színezett változat; az Erdélyi Érchegységben fordul elő legtöbbször nemesopál kíséretében. A viaszopál viaszsárga színű, tompa- (viasz-) fényű változat, a májopál vörösesbarna. A tűzopál tűzvörös színű. A hialit, vagy üvegopál víztiszta, átlátszó, kocsonyás belsejű kovagél, kiömlési kőzetek repedéseiben vagy limonitos mállási felületeken cseppköves, gömbös bekérgezéseket alkot. Kovagéles oldatok által átjárt famaradványokból képződött a faopál. Biokémiai folyamatok termékeként is létrejöhetett, pl. kovamoszatok felhalmozott vázainak visszaoldódásakor. Az opált dísztárgyak készítésére, szebb változatait pedig ékkőnek használják. 5.2.2. Üledékes ásványok 5.2.2.1 Oxidációs-cementációs öv ásványai A hidrotermális szulfidos érctelepek környezetét repedések hálózzák be, amelyen át a felszínről bejutó csapadékvíz beszivárog az összefüggő vízszintig. E vízszint fölött tehát a repedések levegővel kitöltöttek, ez az ún. oxidációs öv, míg a víznívó alatti kőzetrész a cementációs zóna. A leszivárgó vizek hatására az oxidációs öv szulfidjai elmállanak (oxidáció), s a nemesfémek szulfátok formájában lemosódnak a vízszint alatti cementációs zónába, ahol feldúsulva kicsapódnak (cementáció). A fiatal, főleg miocén kori belső kárpáti vulkánkoszorú felszínen lévő vulkániszubvulkáni szintjei gazdagok hidrotermális szulfidos ércesedésekben, s így ezek csaknem mindegyikénél kialakult az oxidációs-cementációs zóna is. Legfontosabb ásványai: Azurit: Cu3(CO3)2(OH)2, (rézlazur; fr. azur = égszínkék). Monoklin prizmás, víztartalmú rézkarbonát ásvány. Üvegfényű, áttetsző. Színe azurkék, karca világosabb kék. Levegőn idővel malachittá alakul át. Másodlagos ásvány, rézérctelepek oxidációs övében található. Ismert előfordulásai Nagyág, (Románia); Dobsina, Rozsnyó (Szepes-Gömöri Érchegység), Rudabánya (Magyarország) Ural. Malachit: Cu2(CO3)(OH)2. Réztartalmú szulfidásványok mállásakor vagy rézfelületek "rozsdásodásakor" képződő, zöld színű másodlagos, bázisos karbonátásvány. Monoklin prizmás Üvegfényű, színe sötétzöld, smaragdzöld, Karca világosabb zöld. Hevítve 42

megfeketedik. Rézérctelepek oxidációs övében, mint mállástermék fordul elő, tehát másodlagos ásvány. Magyarországon Rudabányán jellemző, gyakori a Szepes-Gömöri Érchegységben, Uralban (Nyizsnij Tagilszk) is. Megtalálható Anglia (Cornwall), továbbá D-, DNy-Afrika, Chile, Peru területén. Tömött fajtája jól faragható, fényezhető, így belőle dísztárgyak, burkolatok, hulladékporából festékek készülnek. Több tonnás darabjai sem ritkák. A szentpétervári Téli Palota Malachitterme egy olyan 1836-ban talált ásványtömbből készült, amelynek körülbelüli súlyát 250 tonnára becsülték. A réztárgyakat, templomtornyok rézlemezeit idővel bevonó zöld patina is lehet ilyen összetételű, a csapadékvíz és a levegő szén-dioxidjának hatására. Kuprit: Cu2O (= vörös rézérc). Szabályos holoéderes ásvány. Kristályainak uralkodó formája az oktaéder, ritkábban rombtizenkettős, ill. hexaéder. Friss felületen fémes gyémántfényű (a szfalerithez hasonló), vagy félig fémfényű, vaskos darabjai fénytelenek. Színe ólomszürkébe hajló vörös, kárminpiros. Karca vörösesbarna. Forrasztócső előtt szénen megfeketedik, majd megolvad. Rézérctelepek mállási zónájában fordul elő, tehát másodlagos ásvány. Gyakran alakul át malachittá és azurittá. Többnyire a kalkopiritből képződik. Fontosabb lelőhelyei Libetbánya, Dobsina, Rozsnyó (Szlovákia), Szászkabánya, Oravicabánya, Újmoldova (Románia), az Uralban Nizsnij Tagil környékén vannak nagyobb telepek, továbbá az Altaj-hegység rézbányáiban is megtalálható. 5.2.2.2 Szilikátok mállástermékei A földkéreg felépítésében mintegy 95 %-ban vesznek részt szilikátok. Mállástermékeiből olyan, az ember számára fontos anyagok képződnek, mint pl. a bauxit. A mállás során nagyon fontos a közeg pH-ja, mivel különböző pH értéknél más az Al2O3 és az SiO2 oldhatósága. Az SiO2 a pH növekedésével egyre jobban oldódik. Maximális oldhatósága pH 10-nél van. Az Al2O3 csak 4 és 10 pH értéknél oldódik (40. ábra). Allitos mállásról beszélünk, ha pH 5 és pH9 között az SiO2 kioldódik és elszállítódik, ugyanakkor az Al2O3 kicsapódik és helyben marad. Az allitos mállás végterméke a laterit (aluminium-hidroxidok, vas-oxihidroxidok alkotják), így laterites mállásnak is szokták nevezni. Leggyakrabban bázisos magmás kőzeteken képződik. Sziallitos mállás pH 4 és pH 10 körül következik be. Ilyen közegben mind az SiO2, mind az Al2O3 oldódik, az oldatban kapcsolódnak egymáshoz, aluminium-hidroszilikátokat alkotva. Az ilyen típusú mállás termékei a kaolinit és a montmorillonit, tehát stabil agyagásványok.

millimol/l

10 9

Al2O3

8 7 6 5 4 3 2

SiO2

1 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 pH 40. ábra. Szilikátok oldhatósága a pH függvényében Legfontosabb ásványai:

43

Kaolinit: Al2Si2O5(OH)4. Álhexagonális, monoklin agyagásvány. Színe fehér, sárgás, zöldes vagy vöröses, olykor világoskék. Keménysége 1. Szerkezete tipikus rétegrács. A kaolinit fő ásványa a kaolinnak (= porcelánföld). Az agyagok rendszerint szintén tartalmaznak kaolinitet. A tiszta kaolin sovány, száraz tapintású kőzet. Vízfelvétellel plasztikussá válik. A kaolinit földpátok szénsavas melegforrások hatására történő elbomlása révén és azok mállástermékeként keletkezik. Az Eperjes-Tokaji-hegységben, Kárpátalján (Beregszász, Dubrinics) környékén találhatók. A kerámiaipar legfontosabb alapanyaga. Ezen kívül samott tűzálló téglát gyártanak belőle, illetve felhasználják még a papír-, textil-, festék- és szappangyárak is tömítőanyagnak. Illit: (K,H3O) (Al,Mg,Fe)2 (Si,Al)4O10 (OH2).H2O. Monoklin rendszerű, fehér színű, igen apró kristályos rétegszilikát. A palás agyagoknak, agyagpaláknak uralkodó agyagásványa, de más üledékekben is megtalálható. Illitesedés jöhet létre szedimentáció után is. Egyes szilikátokból, főként földpátokból, vagy más agyagásványfélékből, így montmorillonitból kálium felvételével illit keletkezik. Gyakran a kaolinittel együtt fordul elő az ún. porcelánföldekben (pl. Tokaji-hegységben). 5.2.2.3.Sókőzetek ásványai Szóda: Na2CO3.10H2O. Sziksó. Kristályai monoklin prizmásak. Többnyire csak tömött, szemcsés-szálas kérgeket, vagy vékony bevonatokat alkotó ásvány. Lágy, keménysége 1-1,5. Színtelen, fehér vagy szürkés. Üvegfényű, átlátszó vagy áttetsző. Erősen nedvszívó, a levegőn gyorsan szétmállik. Száraz, meleg éghajlaton, időszakos tavak bepárlódásával keletkező sókőzet. A talajban jelenlévő nátriumsók és káliumhidrokarbonát kölcsönhatásából származó szóda sziksó vagy széksó néven a Duna-Tisza közén mélyedésekben és tócsák szélén vakító fehér lepelként fordul elő, főként Szeged és Sándorfalva között a Fehér-tó területén. Előfordul Egyiptom, Törökország, USA, D-Amerika stb. területén. A vegyipar sok ágának fontos nyersanyaga. Mosáshoz, fehérítéshez, pácoláshoz használják, továbbá olvasztó- és forrasztó anyagként, mázak készítésénél, a szappan-, üvegés festék gyártásnál. Chilei salétrom (nátronsalétrom): NaNO3. Ditrigonális szkalenoéderes ásvány. Üvegfényű, színtelen vagy halványan színezett. Vízben könnyen oldódik. Fő lelőhelye az Atacama-sivatag (Chile), ahol mintegy 600 km hosszú telepet alkot. Előfordul még Bolíviában, Nevada és Kalifornia területén (USA), ill. Egyiptomban. Salétromsav előállítására, műtrágyák készítésére, húskonzerváló szerek készítésére, továbbá a vaskohászatban a vas szénmentesítésére használják. Ma egyre inkább kiszorítja a levegő nitrogénjéből készült mesterséges salétrom. Epsomit MgSO4.7H2O (keserűsó). Rombos biszfenoidos, áltetragonális ásvány. Kristályai vékony oszloposak. Többnyire szálas-rostos tömegekben fordul elő. Színtelen, fehér. Íze keserű. Sztyeppéken kivirágzás formájában fordul elő, pl. az Elton-tó környéke (Oroszország), továbbá mállástermékként érctelepek oxidációs zónájában is jellemző Selmecbánya, Úrvölgy (Szlovákia), Vaskő, Dognácska területén. Gyakran keserűvizekben oldva jelenik meg (Buda). Gipsz CaSO4.2H2O. Monoklin prizmás ásvány, a leggyakoribb természetes szulfát. Víztiszta, fehér, sárga, sárgásbarna színű. Üvegfényű, a hasadási lapon gyöngyházfényű. Keménysége kettes. Megjelenhet hidrotermás oldatok kiválásaként is, de nagy tömegben, a kősó feküjében képződik meleg égövi lagúnák vizének bepárlódásakor anhidrittel együtt, amellyel egymásba alakulhatnak víz felvételével vagy leadásával. Több változata ismert. Víztiszta, átlátszó, táblás-leveles megjelenése az ún. máriaüveg. Szemcsés, hófehér változata az alabástrom, mely a márványhoz hasonló, de annál rosszabb hővezető, szobrok készítésére használják. A rostos gipsz selymes fényű, dísztárgyak készítésére alkalmas. 44

Hevítéskor vizét részben vagy egészében elveszíti. 120-180°C között vizet veszít és ún. "félhidrát"-tá alakul (stukkógipsz v. égetett gipsz), mely vízzel keverve félórán belül köt. 190200°C-on a gipsz összes vizét elveszti és túlégetett gipsszé, anhidritté alakul Anhidrit CaSO4 (gör. vízmentes). A rombos bipiramisos osztályban kristályosodó ásvány, a gipsz kristályvízmentes változata. Színtelen, fehér, olykor kékes, ibolyás, vagy barna színű. Vízben viszonylag jól oldódik. Vízzel érintkezve gipsszé alakul át, ez az átalakulás azonban 60 %-os térfogat-növekedéssel jár, melynek következtében rétegei erősen meggyűrődnek. Elsősorban tengervízből képződött evaporitüledékekben kősó és gipsz mellett található a telepek alsó részén. Talajjavító anyagként szikesek javítására használják, mint természetes alapú kalcium forrást. A kékesszínű szemcsés anhidrit szobrászati célokra alkalmas. Felhasználása a gipszéhez hasonló. Magyarországban a Rudabányai-hegység peremein fordul elő (Perkupa) felső perm időszaki sekélytengeri üledékek között. Aknaszlatinán (Kárpátalja) és Vízaknán (Erdély) ökölnyi hófehér, gumószerű darabokban fordul elő a kősóban. Kősó NaCl (halit). Szabályos holoéderes ásvány. A kockalapok szerint kitűnően hasad. Törése kagylós. Kissé rideg, keménysége = 2. Üvegfényű, színtelen, de gyakran színezi valamilyen más anyag. A lángot sárgára színezi, vízben igen könnyen oldódik. Nagy tömegekben, rendszerint durvaszemcsés, leveles halmazokban vagy rostos tömegekben fordul elő. A kősó sok helyen nagy tömegben található, gyakran agyag-, vagy márgarétegekkel borított. A sótelepek feküjében rendszerint gipsz (CaSO4.2H2O), vagy anhidrid (CaSO4) jelenik meg, fedőjében pedig kálisók (fedősók) foglalnak helyet. A kősótelepek legnagyobb része a tengerek vizéből csapódott ki. Zárt tengeröblökben ma is keletkezik pl. Kaszpi-tenger (Kara Bogaz-öböl). A Kárpátok mindkét oldalát kísérik sótelepek, melyek miocén kori tengeri üledékek között települnek, pl. Sóvár (Szlovákia); Aknaszlatina (Kárpátalja); Rónaszék, Torda, Parajd, Szováta, Aknasugatag (Erdély). A kősó gyakorlati szempontból igen fontos. Nélkülözhetetlen, mint emberi- és állati táplálék, ill. fűszer. Szilvin KCl. Szabályos hexakiszoktaéderes ásvány. Kristályai kocka termetűek, igen aprók és ritkák. A kocka lapjai szerint kitűnően hasad, törése kagylós, keménysége = 2. Üvegfényű, átlátszó, vagy zavarosan áttetsző. Csípős, kesernyés-sós íze van. Vízben jól oldódik. Keletkezése és előfordulása a kősóéhoz hasonló, alacsony hőfokon, 4,5-83°C között válik ki a tengervízből. Kálisótelepekben, Szolikamszk (Oroszország) és Kallus (Ukrajna) környékén. 5.2.3 Metamorf ásványok Disztén Al2SiO5. Triklin rendszerbe tartozó ásvány. Gyöngyház-, ill. üvegfényű. Színe fehér, szürkés vagy sárgás és kék. Karca színtelen. Jellegzetes átalakult ásvány, metamorf kőzetekben és belőlük lepusztult folyóhordalékokban fordul elő. Romániában a Fogarasi Havasok csillámpaláiban Alsó- és Felső-Sebes környékén, továbbá az Alpokban Zillertal és az Uralban a Sanarka folyó aranytorlataiban tömegesen fordul elő. Epidot Ca2(Al,Fe)3(SiO4)3(OH). Monoklin prizmás ásvány. Üvegfényű, fekete, barnászöld (a vastartalomtól függően), esetleg pirosas. Karca színtelen vagy szürke. Jellegzetes metamorf ásvány. Szennyezett meszes üledékekből, vagy Ca-ban gazdag eruptívumokból keletkezik metamorfózis folyamán. Csillámpalákban, amfibolpalákban és kontakt mészkövekben fordul elő.

45

Főbb lelőhelyei a Meszes-hegység, Rézbánya, Bánság, (Románia), Hodrusbánya (Szlovákia). Magyarországon Recsk mellett jelenik meg. Szekunder módon a Ca-földpátok átalakulásából keletkezik a magmatikus kőzetekben. Tremolit Ca2(Mg,Fe)5Si8O22(OH)2 Monoklin prizmás ásvány. Fehér, enyhén zöldes. Savak nem hatnak rá, lángban csak vékony szálai olvadnak meg. Metamorf környezetben gyakori. Szerpentinesedett ultrabázisos kőzetek kihengerlődési és hidrotemális metaszomatózison átesett részein képződik leggyakrabban. Előfordul termikus hatásra átalakult dolomitokban, dolomitos mészkövekben is, pl. az Alpok kristályos paláiban, ofiolitokban. Aktinolit Ca2(Mg,Fe)5Si8O22(OH)2 (sugárkő). Monoklin prizmás ásvány. Tűs, hosszú oszlopos kifejlődésűek. A ferrovastól zöld, sötétzöld színűek. Előfordul kristályos palákban pl. kloritpalában. Talk-palákban szintén gyakori. Főbb lelőhelyek: Salzburg, Zillertal (Ausztria). Gyakran átalakul rostos kifejlődésű azbeszt módosulattá. Ez az ún. sugárkőazbeszt hosszúszálas szerkezetű, szétfejthető és többé-kevésbé hajlítható rostos tömegekből áll. Szürkészöld, sárgásbarna; üveg-, ill. selyemfényű. Magas hőmérsékleten (1150 °C) olvad. Savakkal szemben ellenálló. Fedőpalák (eternit), csempék, hang- és hőszigetelő lemezek, tűzálló szövetanyagok, szűrőanyagok készülnek belőle. Krizotil Mg6(OH)6SiO11.H2O. (gör. chrusos = aranyos, tylos = szálas) Rostos szerpentin ásvány. Rombos ásvány, amelynek többféle változata ismert, kevéssé definiált, így a krizotil név valójában egy ásványcsoport megnevezésére szolgál. Többnyire tömött, finomrostos-szálas halmazokban fordul elő, mely szerkezet csak mikroszkóp alatt ismerhető fel. Fénytelen, selymesfényű, színe halvány, zöldes, karca fehér. Mg-tartalmú szilikátok elbomlása folytán keletkezik. Egyik fajtája a nemes szerpentin, mely egynemű, tömött, egyenletesen zöldes színű változat. A közönséges szerpentin vaskos, szennyezett, változatos színű. Dobsinán, Jekelfalván (Szlovákia), Borostyánkőn (Ausztria), Dognácskán és Vaskőn (Románia) jellemzőek. Nagy telepek az Uralból és Norvégiából (Snarum) is ismertek. Talk Mg3Si4O10(OH)2 (zsírkő). Monoklin prizmás szimmetriájú, hidratált Mgrétegszilikát ásvány. Levelei és pikkelyei a csillámhoz hasonlóak. A lemezkék lágyak, hajlíthatók, de alig rugalmasak. K=1. Pikkelyes halmazai gyöngyházfényűek. Színe ezüstfehér vagy almazöld, esetleg sárga vagy vörösesbarna. Karca színtelen, esetleg zöldesfehér. Zsíros tapintású, karca nyomot hagy. Lángban megfehéredik, fellevelesedik és megkeményedik (keménysége ilyenkor 6 is lehet). Bázisos-ultrabázisos kőzetek epimetamorf-metaszomatikus átalakulása során keletkezik, amikor az óceáni kéreg ofiolitjai a hegységképző mozgások során feltolódnak. A dinamometamorf hatások mellett az oldatvándorlás-kilúgzás, ill. hidrotermás metaszomatikus folyamatok is elősegítik a képződését. Erre példák a K-i Alpok, és a Ny-magyarországi ofiolitok (Felsőcsatár). Grafit C. (gör. grafein = írni). A szénnek hatszöges módosulata, dihexagonális bipiramisos ásvány. Táblás termetű kristályai sötétszürkék, fémfényűek. Rácsa hatszögletes hálózatú rétegekből álló rétegrács, tulajdonképpen torzult gyémántrács. K=1. Sem savak, sem alkáliák nem támadják meg. Kristályos palákban és szemcsés mészkövekben jellemző. Az erősen metamorfizált kőzetekben telepek, fészkek és lencsék alakjában, finom pikkelyes tömegekben jelenik meg, pl. a Szepes-Gömöri Érchegységben (Szlovákia), Persányi-hegységben (Petrozsény mellett). Mivel magas hőfokon is stabil, olvasztótégelyek gyártására, saválló edények készítésére használják. A leveles grafit kitűnő kenőanyag. A földes grafitot rozsdavédő festékek készítésére, továbbá ceruzabelek gyártására használják, ez utóbbira különösen a szibériai Batugol környékén (Irkutszk körzete) előforduló grafitok alkalmasak.

46

6. Kőzettan (petrológia) A kőzettan vagy petrológia (gör. petrosz = szikla, logosz = tan) a geológiának az a része, amely az ásványokból felépülő kőzetek elemi és ásványos összetételével, leíró jellemzésével, rendszerezésével, képződési folyamatainak kutatásával foglalkozik. A kristálytan, ásványtan és geokémia ismereteire támaszkodik, de felhasználják a műszeres, ill. analitikai kémia és fizika módszereit. Leíró része a petrográfia, genetikai része a petrogenetika. A kőzettan tehát szervesen ráépül az ásványtan-geokémiára, de függ minden egyéb kőzetképződést befolyásoló jelenségtől, a tektonikától, a magmatizmustól, a mállástól, az üledékképződéstől, a metamorfózistól is. Ennek megfelelően tagolódik magmás, üledékes és metamorf kőzettanra. A kőzetképződésben bizonyos ciklikusság figyelhető meg. A mélyben, olvadt magmából képződő kőzetek a felszínre kerülve elmállanak, szállítódnak, az arra alkalmas üledékgyűjtőkben lerakódnak és a diagenezis következtében üledékes kőzetek képződnek. Ha az üledékes kőzetekre fokozatosan egyre több réteg települ, egyre mélyebbre kerül, növekszik a nyomás és a hőmérséklet, a kőzet deformálódik, majd metamorfizálódik vagyis metamorf kőzet alakul ki. Amennyiben a nyomás és hőmérséklet tovább nő, újraolvadás következik be, így a metamorf kőzetből újra magmás kőzet lesz. E folyamatok visszafelé is igazak. Ezt a jelenséget nevezik kőzetciklusnak.

41. ábra. A kőzetciklus 6.1 Magmás kőzettan A felszín alatt megrekedő vagy a felszínre jutó magma megszilárdulásával képződő kőzetek. A kristályosodás mélysége szerint megkülönböztetünk mélységi, szubvulkáni és kiömlési kőzeteket (42. ábra). A mélységi magmás kőzet nagy mélységben, hatalmas összefüggő testekben kristályosodik ki. Intruzívumnak vagy plutonitnak is nevezik az ilyen kőzeteket.

47

42. ábra. Magmás és vulkáni képződmények A szubvulkáni kőzet átmenetet jelent a mélységi magmás és a felszínen kristályosodó kiömlési kőzetek között. Általában a felszíntől számított 2 km-es mélységig megrekedt magmatömegek a szubvulkáni testek. Hűlésük gyorsabb, mint a mélységi kőzeteké, de lassúbb a vulkániakénál. A kiömlési (effuzív) magmás kőzet, az izzón folyó szilikátolvadékból (lávából), a felszínen vagy közvetlenül a felszínközelben kristályosodik ki jellegzetes vulkáni formákat alkotva. A SiO2-tartalom alapján ultrabázisos (<45 %), bázisos (45-52 %), semleges (52-63 %) és savanyú (>63 %) kőzeteket különítünk el. Az ultrabázitok olyan sötét színű, mélységi magmás kőzetek, amelyekben a színes kőzetalkotók mennyisége eléri vagy meghaladja a 90 %-ot. Uralkodó alkotóik magas hőmérsékleten kivált, fémekben gazdag ásványok, olivin, piroxének, amfibolok, biotit, gránátok és ércek. Földpátot és földpátpótlókat általában nem tartalmaznak, vagy ritka kivételként 5 %-nál kevesebbet. Kovasavtartalmuk ritkán haladja meg a 45 %-ot. A kovasavtartalom növekedésével folyamatosan mehetnek át bázisos kőzetekbe. Az ultrabázitok alkotják a földköpeny anyagát, és belőlük képződik divergens lemezszegélyeken az óceáni kéreg. Az orogenezis során tektonikusan felszínre kerülhetnek, és akkor vízfelvétellel szerpentinesedésen esnek át. A bázisos magmás kőzet SiO2 tartalma alacsony, 45-52 %. Bázisos plagioklászok és sok színes elegyrész jellemzi őket, ami miatt magmájuk hígan folyós, alkotói magas hőmérsékleten kristályosodnak ki. Az ilyen kőzetek színe sötét, sűrűsége az átlagosnál nagyobb. Legelterjedtebb mélységi változata a gabbró, szubvulkáni környezetben jön létre a dolerit, míg a vulkáni szinten többnyire bazaltként jelenik meg. 48

A semleges (neutrális) kőzet SiO2-tartalma közepes mennyiségű, 52-63 % közötti. Szabad kvarcot nem tartalmaz, mint a savanyú kőzetek, és olivint sem, mint a bázisos kőzetek. A savanyú kőzetre nagy (>63 %) kovasavtartalom a jellemző. Emiatt a savanyú magma sűrűn folyós (viszkózus), alacsonyabb hőmérsékleten kristályosodik, fémes alkotóelemekben szegény, ásványai kovasavban telítettek (pl. savanyú plagioklász, káliföldpát), a kőzet világos színű lesz. Mivel a kovasav fölöslegben van, a telített ásványok mellett megjelenik a kovasav önálló ásványa, a kvarc is. Tovább osztályozhatók a képződés geotektonikai környezete és folyamatai alapján. A szétnyílásos jellegű (tenziós) környezetek az óceáni hátságok és a kontinentális területek hasadékvulkánossága köpenyeredetű, bazaltos magmákat szolgáltat. Az óceánközépi hátságok riftvölgyeiben képződő anyagok alkotják az un. ofiolitokat (43. ábra). Az ofiolitösszlet alkotói a dunit, lherzolit, harzburgit, websterit, wehrlit, ércperidotit, peridotit, piroxenit, gabbró, kumulátumok, dolerittelérek és bazaltos párnaláva. A kumulátumok (lat. cumulus = halom, rakás) lassan kristályosodó mélységi magmás, bázisosultrabázisos kőzetekben megfigyelhető sajátos szerkezet. A kristályosodáskor korán elkülönülő színes alkotók a gravitációs differenciáció következtében rétegszerű sávokat alkotnak, így a kőzetek világosabb és sötétebb sávozottság jellemzi. A sávok vastagsága általában cm-dm méretű.

43. ábra. Az óceánközépi hátságok vázlatos szelvénye A forrófoltokhoz köthető óceáni vulkáni szigetsorok bazaltos vulkanizmusa (pl. Hawaii) differenciáltabb, mint a rift völgyek kőzetei. A vulkáni szigetívekre a bazaltostól a riolitosig terjedő differenciált un. mészalkáli vulkánosság jellemző, ezen belül az andezitek uralkodók. Orogén övek felgyűrt láncain néhol áttörő vulkáni termékek összetétele a szigetívek vulkanizmusához hasonló, erőteljesen differenciált lehet. A magma differenciáció (lat. differentia = különbség) az a folyamat, amikor a köpenyből származó (anya-) magma fizikai-kémiai állapota megváltozik, belőle részmagmák különülnek el a hőmérséklet, nyomás, sűrűség, illótartalom stb. szerint. Az ultrabázisos köpenyolvadékok lassú, folyamatos, ún. normál differenciálódása során a magasabb olvadáspontú, kovasavban szegényebb, fémekben gazdagabb ásványok fokozatos kiválásával az olvadék mind jobban felsavanyodik. Ezáltal sűrűsége csökken, a kristályosodó ásványok-kőzetek színe világosodik, illó- és alkáliatartalma növekszik. 49

A Bowen-féle kristályosodási sornak megfelelően így ideális esetben a magas hőmérsékletű ultrabázisos kőzetektől az alacsonyabb hőmérsékletű, világosabb, savanyú kőzetekig eljuthatunk egyazon köpenyeredetű anyamagma fokozatos differenciálódása útján. Ennek feltétele a lassan változó vagy stabil állapotú környezet, a viszonylag lassú mozgás és lehűlés, valamint az elkülönüléshez szükséges időtartam. A kontinentális kérgen áttörő, lassan felnyomuló magma differenciációja szorosan összekapcsolódik az asszimilációs és kontaminációs folyamatokkal. Az asszimiláció (lat. assimilatio = hasonulás) az a folyamat, amikor a kéregben felnyomuló magma annak egy részét magába olvasztja. Minél erőteljesebb az asszimiláció, annál jobban megváltozik a magma összetétele, rendszerint felszaporodnak az illók, az alkáliák, a kalcium, az alumínium és szilícium, miközben ennek megfelelően csökken a többi elem részaránya. A kontamináció (lat., contaminare = beszennyeződni) általános és átvitt értelemben beszennyeződést jelent. A földtani folyamatok során a kontamináció gyakran következhet be, mivel a kőzetek képződése olyan nyílt rendszerekben játszódik le, ahol ennek lehetősége adott. A magmás kőzetek képződésnél a magma kölcsönhatásba lép kéregbeli környezetével, s a köpenyeredetű olvadékok összetételét rendszerint a savanyodás és alkáliákban való dúsulás irányába tolja el. Ezesetben a felnyomuló szilikátolvadék a kéreg vegyes eredetű anyagaival, kőzetekkel, oldatokkal keveredhet, kontaminálódhat. Ha e keveredés során az idegen anyag nem olvad be, akkor ún. exogén (külső eredetű) zárvány képződhet. Tulajdonképpen ez különíti el az asszimilációtól, mivel asszimilációról csak abban az esetben beszélünk, ha a hozzáadódó "szennyeződés" beolvad és anyaga elkeveredik. A transzvaporizáció (lat. trans = át, vapor = gőz) átgőzölést jelent. SzádeczkyKardoss Elemér magyar geológus elnevezése olyan kontakt folyamatokra, mikor a magma és a mellékkőzet érintkezésekor vagy az egyik, vagy a másik illóanyagai átjárják a vele kontaktusba került szomszédos tömeget. Vulkánok szegélyein ez gyakori jelenség. A kéreg felső 2 km-ében viszonylag magas, és a felszín felé növekvő a kőzetek szabad pórustere, ill. résrendszere, amelyben víz tározódik. A magma hője miatt a kontaktusok közelében a kőzet víztartalma elgőzöl, és egy, a magmáénál nagyobb gőznyomású tér jön létre. Ez egyrészt oldási jelenségek egész sorát produkálja, másrészt egy részük a kisebb gőznyomású magmába is behatol ún. nedves magmákat hozva létre. Az illótartalom növekedésével a magma viszkozitása csökken, mozgékonysága nő, a kristályosodási hőmérséklete eltolódik az alacsonyabb hőmérsékleti tartományok felé, s közben a gőzök által kioldott elemekben is gazdagodik. A magmához kötődő hidrotermális jelenségek jelentős része is ilyen folyamatok eredménye. 6.1.1 Magmás kőzetek szövete A magmás kőzetek szövete utal az ásványos összetételre, az ásványok kiválási sorrendjére, a kőzetképződés mélységére, a magma mozgására vagy mozdulatlanságára. Ezek a jelenségek elsősorban mikroszkóppal, vagy lupéval figyelhetők meg. A mélységi magmás kőzettestek jobbára mozdulatlanok. A hűlés során a belőle kiváló ásványok egyszerre fejlődnek, van idejük a rácsszerkezet kiépítésére, így szabad szemmel látható, mm-cm-es nagyságú példányok válnak ki. A fejlődés során azonban az egyes ásványszemcsék zavarják egymást a növekedésben, így általában szabálytalan alakúak. Az ilyen körülmények között képződő kőzetek (gabbró, diorit, granodiorit, gránit) holokristályos szövettel rendelkeznek (44. ábra).

50

44. ábra. Holokristályos szövet (a. gránit, b. gabbró) A felszínközelbe érő magma, a gyorsan változó környezeti hatások miatt nagyon rövid idő alatt hűl le. Ennek az lesz a következménye, hogy a szilikátos kőzetolvadék nem tud kikristályosodni teljes egészében, így kisebb-nagyobb ásványok, ásványcsírák illetve ki nem kristályosodott anyag un. kőzetüveg képződik. A kőzetüvegben, mint egy mátrixban ülnek a már kivált ásványszemcsék. Az ilyen típusú kőzetek (bazalt, andezit, dácit, riolit) porfíros szövetűek (45. ábra).

45. ábra. Porfíros szövet (andezit) 6.1.2 Magmás kőzetek nevezéktana, csoportosítása A XX. század elején többen felismerték, hogy a magmatitok kovasav- (SiO2) és alkália (Na2O, K2O) tartalma között összefüggés van és a hasonló geodinamikai folyamatok során képződő kőzetek rokonsági kapcsolatot mutatnak. Ennek alapján különítettek el mészalkáli és alkáli kőzetprovinciákat. Az alkáli kőzetekben CaO+MgO < Na2O+K2O. Aszerint, hogy a Na2O nagyobb vagy kisebb a K2O-nál, különíthetünk el nátron- (Atlantikum, K-Afrika, Azori-, Kanári-szigetek) és káli (Mediterráneum) alprovinciákat. A nem alkáli alprovinciában megkülönböztetünk mészalkáli, ahol CaO+MgO > Na2O+K2O és tholeiites kőzetváltozatokat. A tholeiitek olyan, főként bazaltos és andezites alárendelten dacitos sőt riolitos összetételű kőzetek csoportja, melyek SiO2 tartalma 48-63 % között mozog. Főként óceáni hátságokon képződik. A mészalkáli és tholeiites sorozatokat az un. AMF diagrammal különítik el (46. ábra). Ennek az a lényege, hogy főelemek oxidosan kifejezett értékeit 100 %-ra számítva három-három értéket (A, M, F) képezünk és ezeket ábrázoljuk. Így minden egyes kőzetmintának egy adott pont felel meg a, a rokon képződmények pontjai pedig meghatározott mezőben oszlanak el. 51

46. ábra. A mészalkáli és tholeiites kőzetsorozatokat elkülönítő AMF diagramm A vulkáni kőzetek osztályozására, megnevezésére szolgáló, nemzetközileg elfogadott korszerű módszer az un. TAS (ang. röv. – Total Alcali Silica) diagram, amelyet sok ezer kőzetpéldány főelemeinek elemzési eredményeiből szerkesztettek (47. ábra).

47. ábra. TAS diagram A rendszer lényege egy egyszerű sík koordináta rendszer, amelynek vízszintes tengelyén az adott kőzet kovasav (SiO2) mennyiségét, függőleges tengelyén pedig az alkália tartalmát (Na2O + K2O) tüntetik föl. A mezőkre osztott koordinátarendszer minden mezője meg van nevezve (pl. pikrobazalt, bazalt, bazaltos andezit, andezit, dacit, riolit, s ezek alkáliákban gazdag változatai). Így minden egyes ismert elem-összetételű kőzetpéldánynak egyetlen pont felel meg, amely valamelyik lehatárolt, ismert nevű mezőbe esik. 6.1.3 Fontosabb magmás kőzetek A peridotit (fr. perido = olivin) sötét, zöldes-feketés színű, földpátmentes, ultrabázisos mélységi magmás kőzetek gyűjtő neve. Több-kevesebb ércet is tartalmaznak. A szorosabb 52

értelemben vett peridotitek az olivinben gazdag, esetleg túlnyomóan olivinből álló ultrabázitok (dunit, lherzolit, harzburgit), de tágabb értelemben olivinmentes kőzeteket is sorolnak ide. Ilyen pl. a főleg piroxént tartalmazó piroxenit és websterit, vagy az amfibolban gazdag hornblendit. Túlnyomórészt az óceánközépi hátság tágulásakor képződnek, tehát az ofiolit sor tagjai. Az ércben nagyon gazdag ultrabázisos mélységi magmatitokat ércperoidotitoknak nevezzük. Pikrit (gör. pikrosz = keserű, a nagy Mg-tartalma miatt) az ultrabázisos magmás kőzetek közé tartozik, a peridotitek kiömlési változata. Sötét, zöldes-fekete vagy fekete, bazaltra emlékeztető, igen ritka kőzet. A pikrobazalt (v. pikrites bazalt) olivinben feltűnően gazdag tholeiites bazaltváltozat. Vastagabb lávaárak alsóbb szintjeiben fordulnak elő, mivel valószínűleg a korai kiválású színes alkotók ide süllyednek a gravitációs elkülönülés miatt. Előfordul még kontinentális területek kérgének mélytörései mentén, ahol kisebb köpenyeredetű teléres felnyomulásokat, szubvulkáni testeket alkothat. A gabbró sötétszínű, durvaszemcsés, bázisos mélységi magmás kőzet. Bázisos plagioklászt, amfibolt, piroxéneket és olivint tartalmaz. Összes földpátjának 90-100 %-a plagioklász. Fő tömegei az óceánfenék rift völgy menti szétterülésekor képződnek, s a 610 km vastag óceáni kéreg fő tömegét adják. A dolerit (gör. dolerosz = csalárd) a bazalt szubvulkáni változatának neve. Bazaltra emlékeztető, de annál valamivel jobban kikristályosodott kőzet. Szabad szemmel nem mindig lehet megkülönböztetni a bazalttól. Az óceánfenéki rift völgyek hasadékvulkanizmusánál a dolerit telérszerű rajokat alkot a hasadékszerű felnyílási övekben. A kontinentális és szigetív bazaltos vulkanizmusnál a nagyobb átmérőjű vulkáni kürtők szintén dolerit jellegű kőzettel vannak kitöltve. A bazalt (gör., lat. eredetileg bazanit, a szíriai Basan helységről kapta a nevét) sötét, általában mélyfekete, bázisos vulkáni kiömlési kőzet, a gabbró legfontosabb kiömlési változata. Összetételében bázikus plagioklászok, piroxének, olivin a meghatározók. Ezek szabad szemmel csak ritkán különíthetők el, mert a gyors lehűlés miatt kristályai aprók. A diorit (gör. dioritein = különbözni) az orogén övekben és vulkáni szigetívekben önállóan vagy nagyobb gránittestek szegélyén megjelenő zöldesszürke mélységi magmás kőzet, az andezit mélységi megfelelője. Kovasavtartalma közepes. Túltelített változatai a kvarcdioritok. A dioritok közepes és durva szemű, "gránitos" szövetű kőzetek. A tipikus dioritban nem található kvarc. Uralkodó színtelen alkotója semleges plagioklász. Az andezit (nevét az Andokról kapta) a diorit magma kiömlési kőzetváltozata. Földünk egyik leggyakoribb vulkanitja. A neutrális plagioklászföldpát mellett a világosabb, ill. savanyúbb változatokban csillám és amfibol, a sötétebb, bázisosabb változatokban amfibol és piroxén fordul elő. Fő képződési területei az óceáni vulkáni szigetívek, valamint a felgyűrődött orogén hegyláncok (pl. Andok), de viszonylag gyakori a kontinentális kéreg töréses zónáiban felnyomuló köpenyanyag differenciált vulkáni termékeként is. Ilyenek pl. a Kárpát-medence kainozóos vulkanitjai is. Alkáliákban (Na-K) dús változatait trachitoknak, trachiandeziteknek nevezzük. A granodiorit olyan kovasavban gazdag (savanyú) mélységi magmás kőzet, amelynek "színtelen" elegyrészei között gyakoribb a plagioklász, mint a káliföldpát. A mafikus alkotók (biotit, amfibol, ritkán augit) mennyisége a világosabb ún. leukováltozatokban mindössze 15 %, míg a sötétebb melanováltozatokban az 5-25 %-ot is meghaladhatja. A kőzet egyenletes holokristályos szövetű.

53

A dacit a granodioritos magma kiömlési kőzete. Nevét Erdély római neve után kapta, ahol nevezetes előfordulásai találhatók (pl. Kissebes környékén). Porfíros szövetű, leginkább világos szürkés-zöldes vagy sárgásrózsaszínes színű. Jellemző színtelen alkotói a savanyú plagioklászok, kvarc, káliföldpát. Színes összetevői rendszerint biotit és amfibol, ritkán piroxén. A gránit (lat. granum = szemcse) savanyú, mélységi magmás kőzet, nagy kristályok alkotják. Összetételében 65-75 % ortoklászt, 10-20 % plagioklászt, 20-30 % kvarcot tartalmazhat. Színes elegyrészeinek (biotit, muszkovit, amfibol, ritkán piroxén) együttes mennyisége az egész kőzet 5-20 %-át képezheti. A gránit képződhet vulkáni szigetívek magmájának differenciációjával is, amelyeket Itípusú granitoidoknak neveznek (I = igneous = magmás). Nagy tömegei az orogén övek mélybegyűrt üledéktömegeinek egyes helyeken történő részleges megolvadásával is kialakulnak, ezek az S-típusú granitoidok (S = sediment = üledékes). Ilyen ún. kéregújraolvadással képződtek a variszkuszi (hercini) orogén karbon mozgásai során a Kárpátmedencei gránitok is. A riolit (gör. rein = folyni, litosz = kő) a Lipari-szigetek riolit vulkánjai alapján liparitnak is nevezett, a gránitnak megfelelő savanyú vulkáni kiömlési kőzet. A felszínen történő gyors lehűlés miatt ásványszemcséi kisebbek, sok bennük a hirtelen megdermedt kőzetüveg. A riolit színe a nagy kovasavtartalom miatt világos, rendszerint fehér, sárgásfehér, szürkésfehér, vagy gyakran a benne kristályosodott parányi vas-oxid kiválások (hematit pikkelyek) miatt rózsaszínes, ill. vöröses. Sűrűn folyó (viszkózus) lávája jól megőrzi a folyási irányítottságot, s gyakran dermednek bele a kiszabadulni nem tudó gázok és gőzök buborékjai (un. litofizák) is. Az alacsony hőfokon dermedő, könnyen illókban dúsult viszkózus lávában gyakoriak a megnövekedett gázhólyagok szétrobbanásai, s emiatt fokozott e láva piroklasztizálódási hajlama. A riolit lényeges kőzetalkotó ásványai a kvarc, a káliföldpát, illetve színes alkotók között a biotit csillám. Az obszidián a riolit egyik üveges változata. Uralkodóan fekete, ritkábban vörös, zöld, barna vagy foltos, tiszta riolitüveg. Változó színét apró zárványok (pl. hematitpikkelyek) okozzák. Valójában bármely vulkáni kőzetnek lehet obszidián jellegű üveges változata, azonban ezek elhanyagolható mennyiségben találhatók és instabilitásuk miatt könnyebben átalakulhatnak. Gyakran sávozott, ill. habos, buborékos szalagokat tartalmaz, esetenként apró, fehér foltok tarkíthatják (hópehely obszidián). Mint minden üvegfélének, nagy a belső feszültsége, ezért ütésérzékeny és rideg. Ha felrepedezik, akkor a behatoló víz felvételével hagymahéjszerűen fellevelesedő, gömbös struktúrákká alakul és perlitté válik. Az ősemberek az obszidiánból eszközöket készítettek, amelyekkel az anyag rideg és kemény volta miatt kitűnően lehet vágni. A kőkorszaki ősember szívesen használta vágó, szúró, kaparó eszközeinek, fegyvereinek gyártásához. Ma is képződnek obszidiánok, pl. az izlandi bazaltlávák termékeként. 6.1.4 Magmatitok kihűlési résrendszere A szilikátolvadékok kihűlése térfogatcsökkenéssel jár. Zsugorodási repedései az ún. elsődleges litoklázisok. Típusai a magmatest helyzetétől, alakjától, mozgásától, kihűlési sebességétől függően változó lehet. Mélységi kőzeteknél a befelé hatoló fokozatos lehűlés elválási résrendszere koncentrikus és radiális. Gomba alakú szubvulkáni testeknél részben követi a felszínt (koncentrikus), részben merőleges arra (radiális).

54

Vulkáni kürtőkitöltés és felszínre került pangó lávatestek jellegzetes kihűlési formája az oszloposság (48. ábra).

48. ábra. Oszlopos elválás Lávafolyásoknál a szelektíve behatoló hűtő hatás lemezes-pados vagy elliptikusan lapított hengerszimmetrikus elválásokat hoz létre (49. ábra).

a. b. 49. ábra. Lemezes (a) és hengerszimmetrikus (b) elválású andezit Tengeralatti vulkánosságnál a tengervízzel érintkező láva gömbszerűen zsugorodik és ún. párnaláva (pillow) szerkezetet vehet fel (50. ábra).

50. ábra. Párnaláva 6.2 Üledékes kőzetek Az üledéktan vagy szedimentológia a geológiának az a része, amely a természetes eredetű üledékek és üledékes kőzetek keletkezésével, elemzésével, rendszerezésével és átalakulásaival foglakozik. Fontosságát jelzi, hogy az általa vizsgált képződmények képezik 55

az élővilág környezetének túlnyomó részét, a talajok kiindulási anyagát, nyersanyagaink, energiahordozóink tekintélyes hányadát, az emberi létesítmények alapját és gyakran anyagát is. Az üledékes kőzettan a természeti folyamatok során létrejött üledékek és üledékes kőzetek vizsgálatával foglalkozó földtani tudományterület. Alapvető funkciója a kőzetek minél pontosabb leíró jellemzése és rendszertani besorolása. Az üledékes kőzetek más kőzetek felaprózódott, elmállott, lepusztult és elszállított anyagainak földfelszíni felhalmozódásával keletkező kőzetek, rendszerint rétegezett, laza anyagú lerakódások. Szövetében megkülönböztethetők törmelékszemcsék, a szemcsék közötti hézagot kitöltő finom anyag és a kötőanyag. 6.2.1 Az üledékes kőzetek keletkezése Az üledékes kőzetek keletkezési folyamatát általában négy fő szakaszra bonthatjuk: 1. Mállás (mechanikai aprózódás, oldódás, biokémiai lebontás), a kőzetek kémiai tulajdonságait változtatja meg. A légköri CO2 és a H2O reakcióba lép a felszínre került kőzetek felületével, s vegyi összetételét részben vagy egészben átalakítja. A fizikai és a kémiai mállás legtöbbször együtt jár. A mállás hatására képződött málladéktakarót nevezik regolitnak. A regolit anyagát az alatta levő kőzetek kisebb nagyobb tömbjei, felaprózódott részei és málladéka alkotja. A regolit legfelső, humuszban gazdagabb termékeny része a talaj. A regolit és a talaj nem kőzet, hanem csak egy málladéktakaró. A fizikai mállás a kőzetek aprózódásával növeli a levegő és a nedvesség által hozzáférhető felületet. A kémiai mállás során úgy aprózódnak a kőzetek, hogy közben kémiai tulajdonságaik is megváltoznak. 2. Szállítás (jég, folyóvíz, tengervíz, szél, gravitációs tömegmozgások). 3. Kiülepedés, felhalmozódás a magashegységektől az óceáni árkokig változó környezetekben. 4. Diagenezis (gör. dia = után, geneszisz = keletkezés) vagy kőzettéválás, mely során a laza üledékből rétegtömörödés és cementálódás következtében összeálló, szilárd szerkezetű üledékes kőzet képződik (pl. homok – homokkő). A cementálódás során a változó mélységbe került, pórusterüket fokozatosan veszítő, tömörödő üledékek szemcséi különböző hatásokra összetapadnak. E folyamatot elősegítheti a nyomás hatására bekövetkező határfelületi oldódás. Azon kívül az áramló oldatokból kicsapódó különböző anyagok is lehetnek cementáló anyagok (pl. agyagásványok, kova, limonit, karbonát). Az üledékszemcsék alakja függ az eredettől, az anyag minőségétől, a méretétől és a szállítási távolságtól. A nagyobb terrigén szemcsék nehezebbek, így jobban koptatottak. A tefra szemcséinek alakját a kitöréskor lejátszódó folyamatok határozzák meg. A biogén szemcsék alakját a vázat építő faj határozza meg. Az anyag minősége határozza meg, hogy a környezeti hatásoknak mennyire tud ellenállni. A folyótorkolatok üledékének jelentős része kvarc, mivel igen kemény ásvány, így jól tűri külső hatásokat. A szemcsealak a mérettől annyiban függ, hogy minél kisebb egy szemcse annál kevésbé látszik rajta a kopás. A szállítási távolsággal arányosan nő a koptatottság. A kisebb ellenálló képességű kőzetek szemcséi a szállítás során olyan apró darabokra eshetnek szét, hogy az út végét esetleg lebegtetve teszik meg, viszont a kvarc, keménységénél fogva nagyon ellenálló. Az üledékes kőzetek nagy része rétegzett. A rétegzett kőzet rétegekből áll. A 10 mmnél vékonyabb réteg neve lemez. A rétegzésnek két fő típusa van. Párhuzamos rétegzés, ha a réteglapok párhuzamosak egymással és keresztrétegzés ha a rétegek ferde helyzetű, lencse kereszmetszetű nyelvekként települnek, részben átfedve egymást. Kifejlődhetnek sekély tengerpartokon, futóhomok területeken, deltatorkolatokban és gyors sodrású vízfolyásoknál is. A rétegek az üledékképződés során keletkeznek. A gradáció: (lat. fokozatos átmenet) a hegységképződéskor a sekély tengerbe hordódó, vegyes törmelékes üledékek, egy kritikus 56

mennyiség felhalmozódásakor zagyárak formájában zúdulnak le a víz alatti lejtőkön. Egy zagyár egy rétegnyi anyagot halmoz fel, de ez pár cm-től több 10 m-ig változó vastagságú lehet. A zagyból a nagyobb szemcsék ülepednek ki először, majd ezt követik a kisebbek, végül a lebegő kolloid méretű anyag. Így minden rétegben alulról fölfelé történő szemcsefinomodás figyelhető meg. Ez a flis üledékek egyik jellemző bélyege. 6.2.2 Az üledékes kőzetek nevezéktana és csoportosítása Az üledékképződés folyamata és az adott kőzet anyagi minősége szerint az üledékes kőzetek három nagy csoportba sorolhatók. 1. Mechanikai vagy törmelékes üledékek (durvatörmelékes kőzetek, homokkövek, finomtörmelékes kőzetek). 2. Vegyi üledékek (sókőzetek, karbonátos kőzetek, kovaüledékek). Vegyi-biogén vegyes alcsoport (karbonátos kőzetek). 3. Biogén üledékek (szénkőzetek, szénhidrogének). Osztályozhatjuk a képződési helyük alapján is. Itt szintén három nagy csoportot kell megemlíteni. 1. Extrabazinális kőzetek (lat. extra = kívül, ang. basin = medence) az üledékgyűjtő medencékbe kívülről beszállítódott ásvány- és kőzetszemcséket értjük alatta. Ide tartoznak a szárazföldi (terrigén) törmelékes kőzetek. 2. Intrabazinális üledékek, olyan üledékek, amelyek az üledékgyűjtő medencén belül képződnek kémiai és biogén kiválások által. Ilyen típusúak általában a karbonátos kőzetek, sókőzetek, tűzkövek, vasas, mangános és foszfátos üledékek illetve a szénkőzetek és szénhidrogének. 3. Piroklasztitok, a vulkáni eredetű üledékek, amelyek átmenetet képeznek a magmás és üledékes kőzetek között. 6.2.2.1 Extrabazinális kőzetek (Terrigén törmelékes üledékek) A felaprózódott és elszállított törmelékszemcsék lerakódásával keletkező kőzeteket összefoglaló neve törmelékes üledék. A kőzetek fizikai aprózódásával képződő törmelékes üledékek (kavics, homok, kőzetliszt, agyag) legfinomabb, szabad szemmel már nem látható szemcsenagyságú frakciója (0 < 0,002 mm) az agyag. Az agyag mechanikai értelmű fogalom, függetlenül annak ásványos összetételétől. Ha tehát pl. kvarckristályokat, vagy bármilyen más ásványt púder finomságúra őrlünk, akkor az szemcsenagysága miatt, mint üledék agyagnak minősül. Ez a szemcsenagyság szerinti ún. "mechanikai agyag" fogalom nem tévesztendő össze a kémiai mállás eredményeként kialakuló agyagásványokkal, és a belőlük képződött (nemes) agyagkőzetekkel. A két fogalom bizonyos fokú összefonódását az indokolja, hogy a kémiai mállás során létrejövő rétegszilikát szerkezetű agyagásványok (kaolinit, illit, montmorillonit stb.) kristályainak mérete is ebbe a mikroszkópikus mérettartományba esik, tehát a kémiai agyagkőzetek mechanikailag, vagyis szemcsenagyságilag szintén agyagnak minősülnek. A természetes üledékképződés során képződő törmelékes agyagüledékek valójában agyagásványokból, és a szállítódás során felőrölt finom ásványtöredékekből állnak. Ha az ilyen agyagnak 30 %-nál nagyobb a karbonáttartalma, akkor márgáról beszélünk. Agyagos üledékek minden olyan szárazföldi, édesvízi és tengeri környezetben létrejöhetnek, ahol adva van a kémiai mállás vagy a felaprózott kőzettörmelék finomfrakciójának áramlástanilag nyugodt környezetben való szelektív kiülepedése A 0,002-0,02mm-es mérettartomány neve kőzetliszt vagy aleurit, népies nevén iszap. Az iszap kifejezést a kőzettan nem használja, de a talajmechanika igen. Kőzetté vált összeálló változata az aleurolit, amit magyarosabban iszapkőnek nevezhetünk. A sekély

57

melegtengerekben felhalmozódó laza aprószemcsés mészanyagot azonban mésziszapnak nevezzük és nem kőzetlisztnek. A túlnyomóan kvarcanyagú 0,02-2mm-es törmelékes üledékeket homoknak nevezzük. A folyami homok sarkosabb, a futóhomok lekerekítettebb. Minél tovább szállítódik a kőzettörmelék, annál inkább szétesik ásványos alkotóira, szemcséi legömbölyödnek, és a mállékonyabb ásványok fokozatosan eltűnnek belőle. A nem hasadó, nehezen oldódó kvarc erősen felszaporodik, és mellette megnő néhány más, a kvarcnál ritkább un. nehézásvány (pl. gránát, rutil, titanit stb.) és a kémiai mállásnak ellenálló ún. stabil ásvány (pl. csillámok) szerepe, sőt akadnak olyanok is, amelyek éppen az üledékképződés során születnek, vagy dúsulnak fel leginkább (pl. limonit, kalcit, agyagásványok stb.). A homokból cementációval, illetve diagenetikus úton létrejött kőzet a homokkő. A homokkövek anyaga tükrözi az egykori származási területet, a létrehozó folyamatot, a felhalmozódási környezetet és a kőzetté válás során bekövetkezett diagenetikus változásokat. A felhalmozódási környezet alapján lehetnek folyóvízi, tavi és tengeri kifejlődésűek. Rétegzésük a szállítóközeg áramlási viszonyaitól függ. Metamorf hatásra összetételük és a nyomás-hőmérséklet viszonyok mértéke szerint metahomokkővé, kvarcittá, gneisszé vagy granulittá alakulhatnak át. A 2 mm-nél durvább de 200 mm-nél finomabb folyóvizek által hordalékként szállított, koptatott kőzettörmelék neve kavics vagy kavicskő. Sziklás tengerpartok és tópartok vízi abráziója is formálhat kavicsokat. Az uralkodóan kavics szemcsenagyságú szemcsékből álló, lerakott laza üledék neve szintén kavics. Ennek összeálló, cementált, szilárd, kőzetté vált változata a kavicskő már kőzetnek minősül. Kötőanyaga lehet agyag, karbonát, kova, limonit, stb. Ha a kavicskő szemcséi jól koptatottak, gömbölyítettek, akkor konglomerátumnak nevezzük, ha viszont szögletesek, alig koptatottak, akkor breccsa a nevük. Breccsák leginkább cementálódott, tömegmozgások által felhalmozott lejtőtörmelékből állnak. A hegységképződés során a gyüredező hegyláncok kiemelkedésével egyidejűleg, megkezdődik a kőzettömegek intenzív lepusztulása és lehordódása a szárazulati előterekre. Ez a nagytömegű, nagyobbrészt folyóvízi, tavi, deltatorkolati és sekélytengeri uralkodóan törmelékes üledéktömeg flis és molasz gyűjtőnéven ismert. A flis (svájci szó, folyásra hajlamos kőzetet jelent) a kiemelkedésekkel egyidejűleg képződő, osztályozatlan, durvább törmelékes éretlen üledék, amely a sekélytengervízi környezetből a még emelkedő zónák peremein zagyárak formájában lezúdul a víz alatti lejtőkön. Az üledékképződés jellege következtében rétegzése gradált. A molasz viszont az aktív kiemelkedést követően képződő, túlnyomórészt már kontinentális üledékeket jelent. A molasz üledéksoron belül a hegység központi láncaitól távolodva csökken a törmelékek és hordalékok szemcsenagysága. A hegységekből származó, a kontinensek peremén vagy a hegyközi medencékben feltöltődő tengermaradványokban, tavakban felhalmozódó agyagos-homokos, néhol gyengén karbonátos üledék neve slír. 6.2.2.2 Intrabazinális üledékek Ide soroljuk az olyan, nem terrigén eredetű, üledékes kőzeteket, melyben az üledékszemcsék nagyobb része az üledékgyűjtőben képződött kémiai kiválás, vagy az üledékgyűjtőben élő szervezetek tevékenysége folytán. Az így képződött leggyakoribb kőzetféleségek a mészkő, tűzkő, vasas, mangános, foszfátos üledékek, sókőzetek, éghető üledékes kőzetek (tőzeg, lignit, kőszén, kőolaj, földgáz). A karbonátos kőzetek szövetében megkülönböztetünk alapanyagot (a leülepedő karbonátiszapból származó finomszemű anyag), kötőanyagot (az alapanyagtól durvább szemű) és szemcséket (az előbbi kettőbe zárt, nagyobb méretű anyagok). Ezen kívül gyakran tartalmaz vázmaradványokat. Ha a kőzet szövetében lévő alkotók 5 mikron alatti akkor

58

mikritiről, ha 5-20 mikron közötti akkor mikropátitról és ha 20 mikron feletti akkor pátitról beszélünk. A mészkő több mint 60%-ban CaCO3-ból álló vegyi-biogén típusú üledékes kőzet, amelynek karbonátanyaga vagy közvetlenül a vízből történő vegyi kicsapódással, vagy (főleg melegtengerek sekélyebb részein) élőlények, korallok, csigák, kagylók, moszatok, szivacsok, tüskésbőrűek stb. meszes vázainak felhalmozódásával, majd tömörödésével jön létre. Szárazföldről bemosott agyagos, homokos szennyeződést is tartalmazhat. Színe igen változó, tiszta állapotban fehér, de ha vas-mangán és egyéb vegyületek, vagy szerves anyag szennyezi, akkor szinte tetszőleges színű is lehet. Minél idősebb és minél nagyobb rétegnyomásnak volt kitéve egy mészkő, annál tömörebb és kristályosabb a szerkezete. Az eocén és miocén mészkövek még gyakran porózusak, a középideiek tömöttek, az óideiek legtöbbször átkristályosodtak. A mészkő keletkezése nagyon összetett a következők miatt. A mészkövek egy része vegyi eredetű, mivel kicsapódik a vízből, másik része biogén eredetű (zátonyok), mivel meszes vázú élőlények maradványaiból halmozódott fel. Ha a hullámzás a már felhalmozódott mészkövet összetöri és elszállítja, akkor már a törmelékes üledékek közé lehet sorolni stb. A felsorolt okok miatt rendszerbefoglalás nélkül, csak a legfontosabb mészkőféléket tárgyaljuk. Meszes oldatokból a szén-dioxid részarány csökkenésével mésztufa (travertinó vagy édesvízi mészkő) válik ki. Nem tufa, csupán laza, porózus szerkezete és világos sárgásfehér színe miatt emlékeztet egyes porózus horzsaköves riolittufákra, innen ered elnevezése. Mind a likacsos vulkáni tufa, mind a travertinó népies neve porozitása miatt "darázskő". Az édesvízi mészkő szárazföldi területek karsztos hegységeinek peremein képződik leginkább, ahol a hegység repedéses, oldásos üregrendszeréből bővizű forrásokon át kilépő vízből az oldott hidrogénkarbonát Ca(HCO3)2 szén-dioxid és víz felszabadulása közben kicsapódik kálcium-karbonát CaCO3 formájában. Barlangokban cseppkő formájában is kiválhat. A mennyezetről lecseppenő vízből apró gyűrűk válnak ki, így fokozatosan üreges szalmacseppkövek képződnek, majd ezek belsejének elzáródása után kívülről vastagodnak. Ezek a függő cseppkövek vagy sztalagtitok. A lecseppenő vízből tömör, többnyire hengeres álló cseppkövek, ún. sztalagmitok nőnek fel. Ha a függő és álló cseppkő összeér, megvastagszik, akkor már cseppkőoszlop (sztalagtát) a neve. Zátony mészköveket már a prekambrium óta ismerünk, főleg a kontinensek parti övezeteiben képződnek. Jellemző rá a porozitás és a rétegzetlenség. A meleg tengerek parti övezetében zátonyalkotó szervezetek felhalmozódásából képződik. Csoportosíthatók a felépítő szervezetek szerint (algazátony, korallzátony, bryozoa (mohaállat)-zátony, szivacszátony, ostrea (Pterioida kagylók)-zátony, stb.), vagy a zátony alakja alapján (atoll, foltzátony). Abban az esetben ha az üledékgyűjtőn kívüli üledékek jelennek meg, átmeneti üledékes kőzetek keletkezhetnek. A márga mésziszap és agyag keveredésével képződő finomszemcsés keverékkőzet. Átmenetet jelent a karbonátkőzetek és az agyagkőzetek között. Ahol az extrabazinális mészkő mennyisége 10-20 % ott agyagos mészkő, ha 20-40 % akkor mészmárga, 40-60 % között márga 60-80 % esetén agyagmárga, 80-90 % között meszes agyagról beszélhetünk. Hegyközi medencék, tengeröblök jellegzetes képződménye, amely nyugodt ülepedési környezetet jelez. A lassú tengerelőrenyomulás nagy kiterjedésű sávokban eredményezhette márgák képződését. A márga a cementgyártás legfontosabb alapanyaga. Nagyobb tengermélységnél a partoktól távolabb nyugodt vagy kevésbé zavart áramlási viszonyok között képződő, nagy CaCO3 tartalmú üledéktípusok a mélytengeri karbonátok. A tengerek, óceánok mélytengeri (batiális) övezetében, de még a karbonát-kompenzációs mélység fölött képződnek. Leggyakrabban az óceánaljzat kiemelkedéseit kísérik. A tűzkő kovavázas szivacsokból, egysejtű sugárállatkák (Radioláriák), kovamoszatok (Diatomák) kovavázaiból mélytengeri környezetben, a karbonát-kompenzációs mélység alatt

59

keletkező kovakőzet. Anyaga többnyire jáspis (átlátszatlan kalcedon), amelyet opál sző át. A kőkorszaki ember fegyvereket és szerszámokat készített belőle. A diatómaföld (kovaföld) világos, földes jellegű szerves eredetű kovaüledék, amely az elpusztult kovamoszatok vázait tartalmazza. A kovavázak feloldódása és megszilárdulása által tetszetős színes opálfélék jönnek létre. Vékony rétegei gyakran kártyalapszerűen szétesnek. E porózus, többnyire fehér, krétaszerű anyagot szűrőként használják. Nóbel A. ezt itatta át nitroglicerinnel, szállíthatóvá téve ezzel az ütésérzékeny robbanóanyagot. Az így kapott szilárd halmazállapotú robbanóanyag a dinamit. Az evaporit (sókőzetek) sóstavakban, lagúnákban, a tengerből lefűződött öblökben fokozatos bepárlódás során jönnek létre. Kizárólag kémiai úton jönnek létre. Képződhetnek kontinensek belsejében aridus körülmények között sós tavakban (Holt-tenger, Kara-Bogazöböl), vagy időszakos sekély sós tavakban (playa, szebka), illetve tengerpartokon, lagúnákban, tengeröblökben. A tengeri evaporitok úgy képződnek, hogy a kisebb öblök, de akár egész tengerek (pl. Földközi-tenger a miocénban) is elzáródnak a nyílt tengertől. Az elzáródás miatt meleg száraz éghajlaton a párolgás következtében egyre inkább csökken a vízszint, ezzel együtt nő a sókoncentráció. A bepárláskor a kiválás sorrendje mindig a nehezen oldódó sóval kezdődik, tehát az ideális kiválás sora: karbonátok (pl. mészkő), szulfátok (pl. gipsz), kloridok (pl. kősó), fedősók (K és Mg sók). A tengervíz átlagos oldott sótartalma 35 ‰, azaz bepárolva 1 dm3 (=1 l) tengervíz 35 g szilárd anyagot tartalmaz, amely a világtenger egészének bepárlódásakor átlagosan kb. 60 m vas-tag sóréteggel borítaná be egyenletes eloszlás esetén a vízmedencék területét. A tengerek sótartalma azonban a hőmérséklet és nyomás eltérései miatt horizontális és vertikális értelemben is változik. Zárt volta és melegégövi helyzete miatt pl. a Vörös-tenger oldott sótartalma 40-41 ‰-et is elérhet, míg a Balti-tenger az éghajlat és a bő édesvíz utánpótlás miatt 3-5 ‰ csupán. A világtenger felszínén a sótartalom 0-41 ‰ között változhat. Eloszlását izohalia térképeken ábrázolják. A Kárpátok mindkét oldalát kísérik sótelepek, melyek miocén kori tengeri üledékek között települnek, pl. Sóvár (Szlovákia); Aknaszlatina, Kallus (Ukrajna); Désakna, Torda, Parajd, Szováta (Erdély). Üledékes vasércek elsősorban tengeri, ritkábban kontinentális medencék üledékeiben koncentrálódnak jelentős méretű telepekben. Bázisos kőzetek lepusztulásakor folyóvízi, sekélytengeri torlatokat képezhetnek az egyes vasásványok (pl. Japán, Új-Zéland, SZU, Olaszország, Argentína). Ultrabázisos kőzetek trópusi laterites kémiai mállásakor egyes mállási övekben rétegszerűen feldúsulhat a vasérc (pl. Kuba, Fülöp-szigetek, Indonézia, ÚjKaledónia, Guinea, Ural stb.). Mocsári, tavi, tengeri környezetben vegyi és biogén hatásra oldatokból csapódhat ki vasérc (pl. sziderit, vivianit stb.) Ezek később oxidálódva oxihidroxidokká alakulnak át (pl. gyepvasérc). A tengervízbe folyókon át, ill. víz alatti exhalációkkal kerülhet oldott vas. Csaknem mindig réteges, pados lencseszerű testeket képeznek. Jelentősebb telepek Elzászban, Kercsnél, és Új-Funlandon találhatók. A minette (fr. vasborsó) apró, gömbölyded szemcsékből álló vasérc (limonit), mely a középső vagy barna jurában (dogger), tengerparti környezetben a kicsapódó vasból keletkezett. Legnagyobb ismert előfordulásai ÉK-Franciaország - Belgium - Luxemburg Lotharingia területén húzódnak, mintegy 200 km hosszú, 20-30 km széles sávban. A földtörténet során számos időszak különösen a kainozoikum tengeri üledékeiben gyakori, mm-dm-es átmérőjű, koncentrikus héjakból felépült, ritmikus vegyi kicsapódással keletkezett tengeri ércféleség a mangángumók. A folyók által beszállított mangánban gazdag ionos oldatok és a tengeralatti vulkanizmus hatására kialakult oldatok reduktív (euxin) üledékgyűjtők tengeri medencéiben rakódnak le lassú kiválással.

60

A Fekete-tenger partvidékének hatalmas oolitos mangánérc telepei (pl. Nyikopol, Csiatura) főként az oligocén idején képződtek, de a kiválási folyamatok ma is megfigyelhetők. Ukrajnában, Dnyepropetrovszktól D-re húzódó oligocén medence aljzatára mintegy 25 km2 kiterjedésben oligocén agyagos homokkő összlet települ. Ennek Mn-érc telepe a világ legnagyobb ismert előfordulása. Nevezetes központja Nyikopol. A telep 2-3,5 m vastag csupán, de 250 km2 kiterjedésű. Foszfátok, foszforitok. Olyan foszfor tartalmú üledékes kőzet, amelynek P2O5-tartalma meghaladja a 18-19 %-ot. Kisebb koncentráció esetén csak foszfát-tartalmú üledékről beszélhetünk. Eredendően minden tengeri és szárazföldi foszforit ősforrása a magmás és metamorf kőzetek apatit tartalma. Minden foszforit a P szerves és szervetlen ciklusának kapcsolatából származik. Legfőbb képződési helye a 400 m-nél sekélyebb kontinens-peremi tengerek öve, alárendeltebb a madárszigetek és barlangok guanója. Szénkőzetek. Szerves eredetű üledékes kőzetek. Tengerparti és édesvízi láperdők anyagának felhalmozódásából jöttek létre. A felhalmozódás úgy történhetett, hogy a helyben élt és elpusztult növényzet felszínén mindig újabb növénytakaró alakult ki, vagy a folyóvíz más területek növényi anyagát halmozta egymásra bizonyos üledékgyűjtő medencékben. A felhalmozódás után a szerves anyag jelentős változáson, betemetődésen, majd szénülésen megy át. Felszíni viszonyoktól (közönséges nyomás és hőmérséklet) elindulva a szénülés a tőzegállapottól a ligniten keresztül a barnakőszén képződéséig vezet. A feketekőszén és az antracit képződéséhez nagyobb nyomás és hőmérséklet szükséges. A tőzegben, mely gyenge fűtőértékű szénféle, a növényi részek jól felismerhetők. A lignit még mutatja a hajdani fás szövetet, a kőszénné válás kezdeti fokán van, fűtőértéke magasabb, mint a fáé (pl. Ilonca). A barnakőszén színe lehet barna és fekete. A karca barnás színű. Az eredeti növényi anyag már felismerhetetlen. A feketekőszén színe és a karca mindig fekete. Hidrogén és szén atomjaiból láncokat, gyűrűket alkotó vegyületek, ill. természetes földtani környezetben képződő szerves eredetű kőzetek (kőolaj, földgáz, gyanták) a szénhidrogének. Szilárd, cseppfolyós és gáz halmazállapotúak lehetnek. Az ide tartozó kőolaj és a földgáz biogén kőzetek, amelyek rosszul szellőzött tengeröblök rothadó iszapjában felhalmozódó parányi planktonikus élőlények (pl. algák, kovamoszatok, stb.) felhalmozódása, betemetődése és bomlása útján keletkeznek, emelkedő nyomás és hőmérséklet mellett. Az eltemetett szerves anyagból a szénhidrogén viszonylag hamar kialakul már 1,5-3,5 km-es eltemetődési mélység esetén is, kb. 50-220°C hőmérsékleti tartományban. A kőolaj túlnyomórészt szénhidrogén vegyületekből áll, de tartalmaz oxigéntartalmú vegyületeket, sőt kén- és nitrogéntartalmú vegyületeket is. A földgáz főleg metánból és etánból áll, de az ún. nedves földgázok propánt, butánt stb. is tartalmaznak, sőt többkevesebb CO2 és N is található bennük. A képződő termékek a kisebb nyomású helyek felé, felfelé vándorolnak és arra alkalmas csapdákban (51. ábra), szerkezetekben összegyűlnek, telepeket alkotnak. Az anyakőzetben visszamaradó bitumen még gyakran kitermelhető.

51. ábra. Kőolajcsapdák 61

(a feketével jelölt területek a kőolaj és földgáz felhalmozódás helyei) Az archaikumtól létezett szénhidrogén keletkezés (pl. Ausztrál-pajzs), ipari jelentőségű telepeket a kambriumtól ismerünk. Legnagyobb lelőhelyei a táblás területek felboltozódásai (pl. Perzsa-öböl, Texas, Kelet-európai tábla DNy-i része). A kőolaj szerves eredetű, éghető, általában folyékony halmazállapotú, sötétbarna, zöldes- vagy barnásfekete színű, csípős, víznél könnyebb, átlag 0,9 g/cm3 sűrűségű üledékes kőzet, amely betemetődött üledékek földtani idők alatt átalakuló szerves anyagából képződik. Nagyobb mélységekben olykor víztiszta, világos barna, kis sűrűségű és vizkozitású, s a beágyazó kőzet magas hőmérsékletén még gáz állapotú is lehet (könnyű olaj). Magas kalóriaértéke (9500-11 000 cal) alapján a legfontosabb energiahordozó ásványi nyersanyag. A kőolaj képződése sok tekintetben hasonló a szénkőzetekéhez. Minőségét a kiindulási anyag jellege, összetétele, betemetődési mélység, a geotermikus hőhatások, a földtani kor, ill. a szénhidrogén migráció módja befolyásolja. Kedvező képződési területei a sekély, de süllyedő és feltöltődő peremtengerek, delták ahol a betemetődő szerves anyagot többnyire plankton szolgáltatja, melyhez besodort növényi törmelék és oldott humuszanyag társulhat. A Biblia említést tesz arról, hogy Bábel tornyának építésénél a vakolathoz "földi szurkot" használtak fel. Néhányan úgy vélik, hogy az égő csipkebokor, Sodoma és Gomorra pusztulása, vagy Mózes tűzfala természetes szénhidrogén-szivárgások okozta jelenség lehetett, a víz színén táblákba tömörödött, jégtábla szerű, úszó aszfalt pedig lehetővé teszi a vízen járást. A földkéregben a szerves anyagok szénülése vagy termikus bitumenesedése során képződő éghető és nem éghető gázok, ill. szénhidrogének, azaz légnemű biogén "kőzetek" gyűjtőneve földgáz. Az éghető földgázokat a nyílt szénláncú szénhidrogének, valamint a hidrogén képviseli. Uralkodó komponens (70-98 %) a metán (CH4), valamint az etán (C2H6). A fosszilis energiahordozók közül alacsony kéntartalma miatt a földgáz a leginkább környezetbarát energiaforrás. 6.3 Metamorf kőzetek A metamorfózis (gör. = átalakulás) az a folyamat, amikor a kőzetek ásványi anyaga átalakul (átkristályosodik) a megnövekedett nyomás és hőmérséklet hatására anélkül, hogy megolvadna. A metamorf kőzet alatt a magas nyomás és hőmérséklet hatására átkristályosodó kőzetet értjük. A kiindulási anyag kémiai összetétele és a nyomás-hőmérséklet hatása dönti el, hogy milyen típusú metamorf kőzet keletkezik. Szövetük általában az irányított nyomás miatt palás, de nagy mélységben a mindenirányúvá váló (hidrosztatikai) nyomás miatt irányítatlanná válik. A metamorf átalakulás során a hő- és nyomásérzékenység függvényében a kőzetek alkotói (ásványai) egyszerre, de eltérő sebességgel alakulnak át az új, megváltozott körülményeknek jobban megfelelő, stabil ásványokká azáltal, hogy a rácsszerkezetük megváltozik és az elemkicserélődések folytán az összetételük is módosulhat. 6.3.1 A metamorfózis típusai Ha az átalakulásokban a hőmérséklet játszik szerepet, pl. egy felnyomuló magmatömeg szegélyzónájában, akkor termál metamorfózisról, vagy kontakt metamorfózisról beszélünk. A kontaktus mentén mind a magmás tömeg, mind a mellékkőzet átalakul a kölcsönhatás következtében. A kontakt metamorfózis hatása függ a magmatömeg 62

nagyságától, utánpótlásától, hőtartalékaitól, de a magmától távolodva rohamosan csökken. Víztartó hasadékos vagy porózus mellékkőzet esetén a jelenségei összefonódhatnak a pneumatolitos és hidrotermás, ill. a transzvaporizációs jelenségekkel, vagy azokban folytatódnak. Ha az átalakulás az aktív hegységképző, préseléses nyomás övezetében jön létre, vagyis a nyomásnak jut nagyobb szerep az átkristályosodáskor, akkor dinamometamorfózissal állunk szemben. A földkéregben lefelé haladva növekszik a nyomás és a hőmérséklet is, vagyis a termál- és a dinamometamorfózis egyszerre érvényesül. Az ilyen együtt ható metamorfózist nevezzük regionális metamorfózisnak, amely rendszerint 3-15 kbar nyomási és 200-800 °C hőmérsékleti tartományt fog át. A kontinentális kéregben 4-6 km mélységben kezdenek jelentősebben metamorfizálódni a kőzetek, míg az óceáni kéregben ennél kisebb mélységekben megindulhat a folyamat. Jellemzőjük a nagy területi kiterjedés és a magmás hatásoktól való függetlenség és a hosszan tartó, általában évmilliókban mérhető változás. A nyomás és hőmérséklet növekedése az ún. progresszív, csökkenése pedig ún. retrográd (regresszív) átalakulási jelenségeket váltja ki. Ismétlődő jellegváltozásaik polimetamorf kőzetek létrejöttéhez vezetnek. A retrográd metamorfózis olyan fordított jellegű átalakulást jelent, amikor a már átkristályosodott (metamorf) kőzet egyre csökkenő nyomás és hőmérséklet alá kerülve részleges visszaalakulást szenved. Ez azonban a kőzetnek csak egyes ásványait érinti és nem vezet vissza teljesen a metamorfózis előtti állapotokhoz. Legintenzívebb a metamorfózis szerepe a fejlődő magas lánchegységek területén, valamint a szubdukciós zónákban. A többféle osztályozás egyszerűsítő összevonásával a regionális metamorfózis négy fokozatba sorolható, az átalakulás mértéke szerint. 1. Nagyon kis fokú (anchimetamorfózis). Alig észlelhető, amelyben zeolitok jelenhetnek meg, de palásság még nincs. Ez a fázis vezet át a kőzetképződésből (diagenezisből) a metamorfózisba, tehát kőzeteiben még nagy mennyiségben vannak jelen a kiindulási anyag ásványai és rendszerint még felismerhető az eredeti struktúra is. Ezért az így létrejött kőzetek megnevezésekor megőrizzük a kiindulási kőzet nevét, de azt metaelőtaggal látjuk el, (pl. metahomokkövek). 2. Kisfokú metamorfózis (epimetamorfózis). Kis nyomáson és hőmérsékleten történő kőzetátkristályosodás. A nyomás nem hidrosztatikus (nem mindenirányú) hanem irányított ezért palásodás jellemzi az ide tartozó kőzetek szerkezetét. Jellemző képviselőik a fillitek, kloritpalák, talkpalák, szerpentinitek, palás mészkő, agyagpala. 3. Közepes fokú metamorfózis (mezometamorfózis). Közepes, nyomás és hőmérséklet hatására bekövetkező lassú kőzetátkristályosodás. A nyomás még nem hidrosztatikus (minden irányú), hanem irányított (stressz) nyomás, amelynek hatása a kőzeteken erőteljes palásság figyelhető meg. Jellemző képviselőik a csillámpalák, amfibolpalák, amfibolitok és részben a gneiszek stb. 4. Nagyfokú metamorfózis (katametamorfózis). Nagyobb felszínalatti mélységben, nagy nyomás és hőmérséklet mellett bekövetkező kőzetátkristályosodás. A hidrosztatikus nyomás túlsúlyba került az irányított nyomással szemben, ezért fokozatosan eltűnik egyes metamorfitok szerkezeti-szöveti irányítottsága, s jellemzővé válik az izometrikus megjelenés. A katametamorfózis jellemző kőzetei gneisz félék, a granulitok, az eklogitok. Orogén övek geoszinklinális üledékei a hegységképződés során nagy méretekben meggyűrve a köpenybe préselődhetnek. Itt igen nagy nyomáson és hőmérsékleten az átalakulás már oly nagymérvű lehet, hogy az átkristályosodást követően részleges újraolvadás (anatexis) vagy teljes megolvadás (palingenezis) következhet be. Ezt a folyamatot ultrametamorfózisnak nevezzük.

63

A földkéreg felsőbb szintjeiben az ultrametamorfózis csak egyes magmás kontaktusok keskeny határzónájában mutatkozó jelenség. Eskola finn geológus 1938-ban alkotta meg a magmás és metamorf kőzetekre egyaránt érvényes ásványfácies elvet. Eszerint az átalakulás során keletkező sok lehetséges ásvány közül egyidejűleg egymás mellett csak kevésszámú ásvány képződhet. Tehát egyensúlyban lévő rendszerben adott kémiai összetétel, nyomás és hőmérséklet mellett csak egyféle ásványos összetételű kőzet képződhet, attól függetlenül, hogy milyen eredetű a kiindulási kőzet ásványos összetétele. Például gneisz képződhet agyagból, földpátos homokkőből, vagy gránitból is, mivel ezek vegyi összetétele hasonló. Az olyan átalakult, kristályos kőzeteket, amelyeknek az eredeti, kiindulási anyaga magmás kőzet volt ortometamorfitoknak (gör. orthosz = egyenes) nevezzük. Az üledékes eredetű kőzetekből nyomás és hőmérséklet hatására történő átkristályosodással képződő metamorf kőzetek pedig a parametamorfitok. Orogén övek hegységképző felgyűrődései során nagy tömegekben képződik. Egyes becslések szerint a lánchegységek 60-70 %-át parametamorfitok alkotják. A hegységek lepusztulásakor ezek egyre magasabb metamorfózist szenvedett változatai kerülnek felszínre. 6.3.2 Fontosabb metamorf kőzetek A kisfokú metamorfózis egyik legjellemzőbb kőzetegyüttese a fillitek (gör. phyllon = levél). Főleg agyagos, márgás, finomhomokos képződményekből jönnek létre, de keletkezhetnek pl. gneiszből, retrográd módon is. Uralkodó komponenseik általában a csillámok, kloritok, földpátfélék, valamint a kvarc és grafit. Járulékos alkotók lehetnek a turmalin, titanit, magnetit, pirit. Nyomás és hőmérséklet hatására átkristályosodást szenvedett, agyagkőzetekből létrejött parametamorfit az agyagpala. A rétegterheléses nyomás vagy a vulkanitok kontakt hatására egyaránt létrejöhet. Az átalakulás bizonyos fokán továbbalakulhat a fillit vagy csillámpala képződés irányába. Szerkezete az egykori nyomásirányra közel merőlegesen palásodott, ennek mentén jól hasítható. Az uralkodóan talkból álló, puha, zöldesszürke kristályos palákat talkpalának nevezzük. A csillámpala közepes fokú metamorfózis hatására képződő kőzetcsoport, amelynek közös vonása a csillámok uralkodó megjelenése és a fejlett palás szerkezet. A hagyományos beosztás szerint leginkább mezometamorf kőzetek. Uralkodó alkotói a biotit és a muszkovit. A mezo- és katametemorf zónákban legáltalánosabban elterjedt metamorf kőzet a gneisz, amely lehet üledékes eredetű (paragneisz) és magmás eredetű (ortogneisz) is. Többségük kémiailag neutrális és főleg savanyú magmás kőzeteknek felel meg, ill. ilyen magmatitokból, piroklasztikumaiból, valamint földpát tartalmú üledékekből származik. Bázisos-ultrabázisos kőzetek átalakulása során keletkező zöldes színű kőzet a szerpentinit (lat. serpens = kígyó), amely elsősorban szerpentin ásványokból áll. A szerpentin elnevezés onnan származik, hogy a kígyóharapás ellenszerének tartották. A kőzetalkotó olivin és más magnéziumszilikátok a mállás során leveles és rostos apró szerpentin ásványokká alakulnak át. Viszonylag tiszta összetételű mészkövekből, dolomitokból közepes és nagyfokú metamorfózis során átkristályosodással márvány képződik. A szervesanyag tartalom szürkefekete színeződést okoz, vas- és mangánvegyületek rózsaszínes, ill. zöldes színt adhatnak a kőzetnek. A legtisztább márványok hófehérek kissé áttetszők. Ilyen található pl. az olaszországi Carrarában és a görög Pentelikonban. A Kárpát-medence egyik legjelentősebb márványelőfordulása Ruszkica (Erdély, Bánság). Az uralkodóan kvarcváltozatokból álló kőzetek összefoglaló neve kvarcit. Képződés, alak, települési környezet szerint többféle változatuk ismert. Genetikailag lehetnek hidrotermás eredetűek (hidrokvarcit, gejzirit, limnokvarcit), kovás cementációjú kvarc64

homokok és kavicsos homokok, valamint metamorf átkristályosodás során képződő metakvarcitok. A kvarc mellett kevés egyéb ásványt is tartalmazhat. A granulitok vízmentes ásványegyüttesekből létrejött katametamorf kristályos kőzetek. Különösen prekambriumi pajzsok területén fordulnak elő tömegesen, azaz az idős kéregrészek fontos alkotói. Bázisos és granitoid magmatitokból éppúgy képződhetnek, mint kvarcosfölpátos és üledékekből. Az eklogitok (gör. eklektosz = válogatott) a legnagyobb metamorfózis fokú ismert kőzet, amely alábukó óceáni kéreglemezek ofiolitos anyagából, vagy a mélykéregbe nyomult bázisos intruzívumok környezetében képződik. Főleg a mélykéregből ismert, a felszínen ritkábban látható. Vegyi összetétele leginkább a bázisos-ultrabázisos kőzeteknek felel meg. Legközelebbi ismert előfordulásai az Alpokban és Szászországban találhatók.

65

7. Endogén anyag és energiaáramlási rendszerek A Föld felszíne állandóan változik. A változás oka a külső és belső erők működése. Amit a belső erők kiemelnek, azt a külső erők lepusztítják, illetve ahol a tektonikai mozgások következtében medencék, árkok képződnek azt a külső erők fokozatosan feltöltik. Így a belső és külső erők dinamikus egyensúlya egy állandó fejlődést, anyagátrendeződést, differenciálódást hoz a földkéreg és az élővilág fejlődésében is. Ennek a földi dinamikus egyensúlyi állapotnak egyik következménye, hogy egyidejűleg ugyanannyi óceáni kéreg képződik a riftzónákban, mint amennyi felemésztődik az alátolódási (szubdukciós) övekben. 7.1 Belső erők A belső erők vagy endogén erők (gör. endosz = belül, genesis = keletkezés) a Föld mélyéből erednek. A Föld szilárd kérge alatt az izzó belsőben radioaktív anyagok bomlása zajlik, miközben hő szabadul fel, amely kivezetődik a felszínre. Mivel nem egyenletes a hőeloszlás, ezért képződnek forróbb zónák, foltok és "hűvösebbek", s ezek között a köpeny anyagán belül megindul egy lassú, de tartós anyag- és energiaáramlás. Ez adja azt a mozgatóerőt, aminek következtében a litoszféra lemezei elmozdulnak, távolodnak, szétnyílnak, közelednek, ütköznek, alátolódnak, emelkednek, süllyednek stb., s ami miatt újabb és újabb felszíni egyenetlenségek, reliefkülönbségek alakulnak ki. Az endogén, vagyis belső erők működésének következménye a magmatizmus és a hegységképződés. A magmatizmuson belül beszélhetünk plutonizmusról, szubvulkáni jelenségekről és vulkanizmusról. 7.1.1 Plutonizmus A felszínre ki nem jutott, több kilométeres mélységben végbemenő magmás folyamatokat nevezzük plutonizmusnak. A plutonizmus (Plútó, a görög alvilági isten után) a földkéreg és a földköpeny belsejében lejátszódó eseményekkel, folyamatokkal és az itt létrejövő kőzetekkel foglalkozik. A mélységi magmás kőzettestet plutonnak nevezzük, amely 2 km-nél mélyebben, gyakran 5-10 km mélyen szilárdul meg. Az itt képződő kőzeteket plutonitnak, intrúzív (benyomulási) vagy mélységi kőzeteknek is nevezik. Alak szerint két típusa van a lopolit és a batolit. A lopolit tál alakú magmás intrúzió, alján magmacsatornával (52. ábra). A világhírű Buschweld-lopolit hosszabbik tengelye 480 km, a rövidebbik 300 km, vastagsága pedig 6 km körüli. A lopolitok szerkezeti táblás vidékeken, süllyedő területeken alakulnak ki. Lopolit 0 km - 2 km

Üledékes kõzetek

52. ábra. Lopolit A batolit (gör. bathosz = mélység, lithosz = kő) olyan (42, 53. ábra), 5 és 20 km közötti mélységben kikristályosodott, lefelé szélesedő mélységi magmás kőzettest, amelynek a 66

kiterjedése 100 km2-nél nagyobb. Magyarul mélytömzsnek is nevezik. A 100 km2-nél kisebb, 2-20 km közötti mélységben kikristályosodott szabálytalanul kerekded, lefelé el nem határolható mélységi magmás kőzettestet tömzsnek nevezik. Többnyire az orogén övekben képződik és a magas hegységek epirogén kiemelkedésével és lepusztulásával kerül felszínre.

0 km

Tömzs

- 2 km

Üledékes kõzetek

53. ábra. Batolit 7.1.2 Szubvulkanizmus A felszín közelébe jutott magma nem minden esetben jut a felszínre. Gyakran a felszín alatt megreked, kikristályosodik és ott hoz létre különböző formákat. Ezeket a jelenségeket szubvulkáninak vagy hipabisszikusnak nevezik. A szubvulkáni jelenségek, formák illetve kőzetek általában a felszíntől számított 2 km-es mélységig megrekedt magmatömegekből keletkeznek. Hűlésük gyorsabb, mint a mélységi kőzeteké, de lassúbb a vulkániakénál, így mintegy átmenetet képeznek a mélységi plutonizmus és a felszíni vulkanizmus között. A felszín közeli rétegekbe benyomult szubvulkáni testeket alakjuk szerint nevezték el. A lakkolit (gör. lakkosz = árok, litosz = kő) olyan szubvulkáni forma, amely az üledékes kőzetek közé nyomulva a fölötte lévő rétegeket 100 vagy 1000 méteres kiterjedésben felemeli (42. ábra). Alakja leginkább fölfelé lencseszerűen domború, gombakalapra emlékeztető. A lakkoliton kívül meg szoktak még különböztetni tölcsér formájú konolitot (conos = tölcsér), elágazó fakolitot és dugóformájú bizmalit intrúziókat. A dájkok (ang. dike = telér) közelítőleg párhuzamos falú, meredeken dőlő intruzív magmás testek, amelynek hosszúsága sokszorosa a vastagságának (42. ábra). Pl. a rhodesiai nagy dájk 3-11 km vastag és 480 km hosszú. A magmás intrúziók körül és felett rajokat képezhetnek. Rendszerük helyzetét a magmabenyomuláskor bezökkenő mellékkőzet elsődleges törésrendszerének az intrúziós nyomás okozta továbbfejlődése alakítja ki. A szill (vagy teleptelér) a magmás benyomulások mellékkőzetének rétegzési síkjai közé nyomult, azokkal párhuzamos helyzetű kőzettest (42. ábra). Vastagsága kb. 100 m, kiterjedése több száz km2 lehet. A hígfolyósabb bázisos magmáknál gyakoribbak, a savanyúaknál ritkábban jönnek létre. 7.1.3 Vulkanizmus Vulkanizmus alatt a földfelszínen végbemenő magmás jelenségeket értjük. Földünkön jelenleg 516 aktív vulkán található. Ezek nevezetes övekhez kötődnek. A termikus magmaáramokhoz, ill. lemeztektonikai mozgásokhoz kapcsolódó, földrengéses, közeledő litoszféralemezek ütközési és alátolódási zónáiban kialakuló, vulkanikusan aktív un. tűzövezetekhez. Területileg az aktív lemezszegélyek a legkoncentráltabb előfordulási övezetei. A vulkánt Vulcanusról, a római tűzistenről nevezték el. Vulkán ott keletkezik, ahol az izzó láva a felszínre nyomul. A vulkáni kitöréskor felszínre kerülő anyag legnagyobb része az elsődleges magmakamrákban keletkezik. A magmakamrát a felszínnel, a henger alakú kürtő 67

köti össze. A kürtő a felszínen lévő vulkáni kúpban tölcsérszerűen kiszélesedik és un. krátert (gör. = keverőedény) alkot. A mellékkráter, vagy parazita kráter a vulkánok lejtőjén keletkezett oldalkitörési hely (42. ábra). A vulkáni kúpokon lévő nagyobb katlanszerű mélyedéseket kalderának (sp. = katlan, üst) nevezik (54. ábra). Nagy részük beomlással, berogyással, néhány pedig a vulkáni kúp lerobbanásával (pl. a Mount St. Helens az USA-ban) keletkezett. A kalderát a vulkáni termékekből felhalmozott csonka kúp alakú gyűrű veszi körül. Közismert a Nápoly melletti Vezúv kalderája.

54. ábra. Háttérben Vezúv kalderája, középen az újraépült kráter A kalderafejlődés során a felnyomuló magmatömeg felett a mellékkőzetek felboltozódnak, s közben gyűrűs törésrendszer alakul ki, amelyen keresztül a magma felszínre tör s a kiürülő magmakamra a megnövekedett felső terhelés hatására beroppan. A süllyedék átmérője több tíz kilométer is lehet. Az újrainduló magmatizmus a kalderában vulkáni kúpokat építhet (pl. Vezúv) vagy teljesen kitöltheti azt. A világ egyik legnagyobb ismert kalderája az Aso vulkán beszakadásos szerkezete Japánban. A Föld mélyéből a felszínre kerülő izzó magmát (kőzetolvadékot) nevezzük lávának. A láva tulajdonképpen szilikátolvadék, anyagának nagyobb részét kovasav (SiO2) alkotja. A kovasav részaránya határozza meg a láva viszkozitását. A hígan folyó, magas olvadáspontú, kovasavban szegény, alacsony viszkozitású bazaltláva gyorsan, akár több 10 km/óra sebességgel mozog, vékonyan szétterül és nagy távolságokra is eljuthat (kb. 30 km). Vastagsága a 15-20 m-t ritkán éri el. A lávafolyások szegélye, felszíne gyorsabban szilárdul, majd kötélfonatszerűen összesodródhat ez az un. kötélláva, amit fonatos lávának is neveznek (55. ábra).

55. ábra. Kötélláva

68

A közepes viszkozitású andezites lávák ritkán juthatnak el 15-20 km-re, s lávaárjaik vastagsága is nagyobb lehet (15-150 m). Lassúbb mozgása közben a dermedő anyag blokkosan feldarabolódhat, vagy un. táblás láva képződik belőle (56. ábra).

56. ábra. Táblás láva az Etnán A nagy viszkozitású, kovasavban gazdag, alacsonyabb hőfokú lávák igen lassan mozognak, ritkán folynak, s leginkább a kürtőből kidagadva dómokként, dagadókúpokként szilárdulnak meg (57. ábra). Lávatű

Törmeléklejtő

a.

b.

Törmeléklejtő c.

Törmeléklejtő

d. 57. ábra. Lávadómtípusok (a. lávadugó, b. Pelée-típusú dóm, c. alacsony lávadóm, d. asszimmetrikus lávadóm) Minél viszkózusabb és gázdúsabb egy láva, annál hevesebb explóziók (lat: robbanás, felrobbanás) kísérik. 69

A vulkánkitörések láván kívül vulkáni hamut, szilárd kőzetanyagot, gőzöket és gázokat is a felszínre juttatnak. A gőzök és gázok legnagyobb része vízgőz (80-90%), ezen kívül szén-dioxid, szén-monoxid, nitrogén, hidrogén, metán, klór és kén is kimutatható. A szilárd anyagok származhatnak a lávából illetve a krátert körbevevő mellékkőzetből is. A vulkánból kiszóródott törmeléket tefrának (gör. tephra = hamu) vagy vulkanoklasztnak nevezzük. Lényegében olyan laza vulkáni törmelékanyag, amely tetszőleges szemcseméretű lehet. Egyaránt alkotója lehet a felaprózódott vulkáni olvadék, az explóziók által felszakított és szétszórt korábbi vulkanitok és egyéb mellékkőzetek. A már kőzetté szilárdult vulkáni törmelék neve piroklasztit (gör. pir = tűz, klaszisz = széttörés). A 2 cm-nél kisebb szemcseméretű, kirobbant vulkáni törmelék kőzettéválás utáni neve pedig tufa. E részecskék vulkáni kitörés során képződtek, de mint üledék rakódtak le. A piroklasztitokat osztályozhatjuk méret, anyag és eredet szerint. 1. Méret szerint a következő kategóriák az elfogadottak: Vulkáni blokk és bomba olyan a robbanáskor képződő, a kráterből kiszórt lávadarabokat nevezünk így, amelynek szemcseátmérője 64 mm-nél nagyobb. A bombák alakja változatos, attól függően, hogy az anyag viszkozitása, gáztartalma és repülési távolsága mekkora. Hígfolyós lávákból nyújtott, orsó, citrom, körte alakú bombák képződnek (58. ábra). Felületük csavart, fonatos, repedezett (un. kenyérbomba), esetleg salakos, patinásodott. A viszkózus lávák bombái kevésbé jó alakúak, megnyúltak, kevésbé kigázosodottak, gyakran porózusak. Pórusaik a nyúlás (repülés) irányában kapillárisokká deformálódnak. Egyes bombákban a kapillárisok, hólyagüregek aránya olyan nagy, hogy vízbe hullva nem süllyednek el, hanem úsznak a víz felszínén. Ezeket horzsakőnek, habkőnek vagy tajtékkőnek nevezik.

58. ábra. Orsóbomba

A 2-64 mm átmérőjű, változatos alakú, lávaeredetű vulkáni törmelékszemcséket lapilli (lat. ol. kövecske) névvel illetik. A 2 mm alatti szemcsék piroklasztja a vulkáni por vagy vulkáni hamu. Az olyan piroklasztitot, amely nagyon sok bombát tartalmaz, agglomerátumnak nevezzük, amelyik pedig sok blokkot azt vulkáni breccsának hívjuk. 2. A piroklasztitok anyaga három fő elegyrészből tevődik össze. A kőzet-törmelék, kristályok és vulkáni üveg. Kőzet-tufa ha az üledékben a kőzet-törmelék részaránya meghaladja az 50 %-ot. Kristály tufáról beszélünk, ha az ásványszemcsék részaránya meghaladja az 50 %-ot és üveg tufáról, ha a vulkáni üveg jelenléte 50 % feletti. 3. Eredete szerint a piroklasztitok kialakulhatnak vulkáni porból, vagy vulkáni törmelékárból. Az erupciókat követően vulkáni por ülepszik le. Az ülepedés az egész vulkán környezetére jellemző, csak szélirányban lehet fokozott. Savanyú lávák nagy erejű kitöréseinek alkalmával un. vulkáni törmelékárak alakulnak ki, amelyek izzó felhők alakjában, akár 160km/óra sebességgel hömpölyögnek le a vulkán lejtőin. Az így lerakódott tufák neve ártufa, összesült tufa vagy ignimbrit (ignis = tűz, 70

nimbus = felhő). Ennek az izzó felhőnek a szilárd és gáznemű alkotói 550ºC és 950ºC közötti hőmérsékletűek. Gyakori eset, hogy a piroklasztitok más, nem vulkáni eredetű törmelékkel keverednek. Ha a keverék kőzetnek 30 %-nál kevesebb a tufatartalma, akkor tufás üledékről (pl. tufás márga, tufás homokkő) beszélünk, ha a tufatartalom 30-80 % közötti akkor tufitnak nevezzük, és csak abban az esetben tufa, ha a vulkáni alkotók aránya több mint 80 %. 7.1.3.1 Vulkántípusok

A vulkánosságot osztályozhatjuk a kitörés helyének alakja szerint. Ennek alapján beszélhetünk labiális, centrális és centrolabiális vulkántípusokról. Hasadék (labiális) vulkanizmus. Olyan vulkán, ahol egy vagy több hasadék mentén jut a felszínre a kőzetolvadék. Legszebb példája az óceánközépi hátság szétnyíló hasadékvölgyének (rift) vulkanizmusa, amelyet Izlandon közvetlenül a felszínen tanulmányozható (59/a. ábra).

59/a. ábra. A Laki-hasadék

Az óceáni hátságok mentén kb. 20 km3 bazalt nyomul a felszínre évente. De ilyen típusú vulkanizmus hozta létre, pl. a Dekkán 600 000 km2 kiterjedésű, összesen 1000 m-t meghaladó vastagságú un. trapp bazaltját. A trapp (svédül lépcső) egymást lépcsőszerűen lefedő, nagy kiterjedésű bazalttakarók. Csatornás (centrális) vulkanizmus. A vulkáni anyag felszínre jutása egy kürtőn keresztül történik. Az ilyen típusú vulkán mind bázisos mind savanyú láva, illetve gázt, gőzt és port szolgáltathatnak. Attól függően, hogy milyen a láva viszkozitása megkülönböztetünk robbanásos (explóziós), kiömléses (effúziós) és vegyes típusokat. Az explóziós típusú vulkánok lávája viszonylag alacsony hőmérsékletű, kovasavban gazdag. Ezek a vulkántípusok kevés lávát, viszont sok gőzt és gázt termelnek. Mivel a láva erősen viszkózus ezért a kürtő gyakran elzáródik. Az elzáródás következtében a mélyben felgyülemlő gőzök, gázok feszítőereje kirobbantja a kürtőben rekedt anyagtömeget, de akár a vulkáni kúp egy részét is elpusztíthatja. Kontinentális területeken jönnek létre az egyetlen robbanással jellemezhető Maartípusú vulkánok. A gőzök és gázok rendkívüli feszítő ereje többé-kevésbé hengeres alkatú kürtőket formálva nagytömegű vulkáni törmeléket dob a felszínre, amelyet ritkán kísérnek 71

lávafolyások. A működés tehát embrionális stádiumban megreked. A maar elnevezés az Eifel hegységből származik, ahol közel 25 ilyen képződményt azonosítottak, de gyakoriak a svábbajor Alb (125 db), a francia Auvergne területén, előfordulnak Közép-Itáliában, Kappadókiában (Törökország), sőt Mexikóban és D-Afrikában, ill. Jakutföldön is. A maarok mérete igen változatos, átmérőjük 50-m-től 35 km-ig terjedhet, krátertavaik mélysége meghaladja az 50-100 m-t. Helyenként magányosan, másutt csoportban vagy vonal mentén rendezett formában fordulhatnak elő. Elsősorban mikrokontinensek környezetében működnek a Krakatoa-típusú vulkánok. A névadó vulkán a Nagy Szunda-szigetek sorában a Szumátra és Jáva közötti kis sziget a Krakatau (v. Krakatoa), amelyet hosszabb ideje kialudt tűzhányónak gondoltak (59/b. ábra). A 9 km hosszú, 5 km széles vulkánból 1883. május 20-án 800 m magas izzó gáz és porfelhő lövellt ki. 3 hónapon át tartó megelőző rengések és gázszivárgások után augusztus 27-én kitört, levegőbe röpítve a sziget nagy részét, létrehozva a ma is látható 4 mérföld átmérőjű kalderát.

59/b. ábra. A Krakatau kalderája, középen Anak Krakatau

Az explóziót 200 km-re is hallani lehetett. A hatalmas robbanást az váltotta ki, hogy a szerkezeti repedések mentén tengervíz jutott a vulkáni kürtőbe. A tengerrengés okozta 30 m magas árhullámok több várost megsemmisítettek (pl. Anjer és Telok-Betong). A kitörés savanyú lávájából képződött habkő messzire eljutott, pora pedig 80 km-ig fellövellve többször körülrepülte a Földet, jellegzetes szín- és fényhatásokat okozva Leülepedése 2 évig elhúzódott és még San Franciscóban is érzékelhető volt. Az óriási explózió lávát nem szolgáltatott, de bombái 40 km-es körzetben szóródtak szét. A légnyomás 150 km-ig elhatolt, a kiváltott tengeri szökőár (cunami) Jáván negyvenezer ember halálát okozta. Hasonló volt a Mount St. Helens 1980-as kitörése. A Cascade-hegységben lévő vulkán 1500 óta nem produkált nagyobb kitörést. Az alvó vulkánon az ébredés első jeleit 1980. március 20.-án észlelték kisebb földrengések formájában. Május 18-án a hegy É-i oldalán két mennydörgésszerű robbanás után 23 km magas hamufelhő tört fel és felül szétterülve több száz km-es átmérőjű "gombává" alakult. 100-an haltak meg a légnyomáshullámok, a forró porfelhő és az iszpáradat következtében. Robbanása több száz kilométerre elhallatszott. A hegy lejtőin kőlavinák, hamu- és iszapárak zúdultak le, s végül viszkózus láva nyomult a felszínre. A burkoló merev lávakéreg a kitöréskor dómszerűen felboltozódott 260 m magasságig. A mindössze kilenc órán át tartó kitörés hamuszórása és felszínpusztító léglökései több tíz kilométer távolságig hatottak a környezetre. A környékre visszahulló por 31 ezer km2-nyi területet borított be. Szélsőségesen erős, robbanásos tevékenységgel jellemezhető a Pelée-vulkántípus, amelynek névadója a Martinique-szigeti Mt. Pelée tűzhányó. Rendszerint andezites-dacitos vulkánkitörés, ahol a lávadóm felrobbanását gyakran izzó piroklasztit árak követik. 72

59/c. ábra. A Mt. Pelée lávatűje, 1903-ban

A robbanások többször ismétlődhetnek, és ahogy a magmaanyag veszít gáztartalmából a dermedt viszkózus anyag lávadómok, ill. a Mt. Pelée esetén lávatű formájában jelenik meg a felszínen (59/c. ábra). Ha a láva bázisos, hőmérséklete magas akkor effúziós vulkántípusról beszélünk. A felszínre jutást robbanás nem kíséri, a láva mintegy kiömlik a felszínre. Az ilyen típusú vulkánok csak lávát termelnek. A Hawaii-típus névadó vulkánjai a Hawaii-szigeteki forró folthoz kapcsolódik. A szigetsor ÉNy-i része kialudt vulkánokból áll, ami azt jelenti, hogy valamikor ezek voltak a fix pontnak tekinthető forró folt felett. Ma az aktív vulkánok DK-en működnek, mivel az óceáni lemez ÉNy felé irányuló mozgást végez. Sebessége 10-15 cm/év. Hawaii-szigetén két jelenleg is aktív vulkán található, a Kilauea és a Mauna Loa. A kitörések csendes lefolyásúak, repedés mentén gázszegény bazalt láva tör a felszínre. Földrengések itt is jelzik a működés kezdetét. A szigeteknek csupán 0,5 %-a áll vulkáni törmelékanyagból, a többi lávakőzet. A kifolyt láva több km-re is eljut a krátertől, ezért lapos vulkáni kúpokat, un. pajzsvulkánokat alkot (59/d. ábra).

59/d. ábra. Hawaii pajzsvulkán

A vegyes típusba tartozó vulkánok mind explózióra, mind pedig effúzióra hajlamosak. Emiatt a vulkáni kúp felépítésében mind a láva, mind a vulkáni tufa szerepet játszik. Az egymásra rétegződés következtében rétegvulkánok (un. sztratovulkánok) jönnek létre (42. ábra). 73

A Vezúv-típus működésének első szakaszában gőz- és gázkitörések jellemzőek, majd törmelékszórás és végül lávaömlés következik be. A Vezúv egy olyan szerkezeti törés mentén jött létre, ami kettéválasztja az emelkedő Appennineket a süllyedő Tirrén masszívumtól. A vulkáni tevékenység É-on kezdődött majd fokozatosan D felé haladt, míg el nem ért Nápoly körzetéig. Az eredeti vulkáni kúpot egy ie. 79-ben történt hatalmas robbanás pusztította el, amikor a vulkánnak kb. a fele semmisült meg. A törmelékanyag-hullás elpusztította Pompei és Herculaneum városát. Az új kaldera nemcsak a robbanás, hanem az azt követő beszakadás eredménye is (54. ábra). A Stromboli-típust a Lipari-szigetek legészakibb kettős vulkáni kúpjáról, a Stromboliról nevezték el. A tipikus Stromboli kitörés bazalt lávát szolgáltat, de lávája kevésbé hígfolyós, mint a Hawaii-vulkántípusé. A felszabaduló gázai szaggatottan, néhány percenként ismétlődő kirobbanások kíséretében távoznak. A kitörési felhője fehér, tehát kevés hamut tartalmaz. Egy-egy kitörés alkalmával izzó lávadarabok, lávacseppek esője hull alá. Az ilyen jellegű vulkánokat piroklasztikumok építik fel, a láva szerepe alárendelt. A centrális és a labiális vulkanizmus kombinációja a centrolabiális vulkanizmus. A föld kérgét átszelő mélytöréshez, hasadékhoz, szétnyíló kontinentális riftekhez, kapcsolódó vulkáni központok, amelyek haránttörésekhez is kötöttek. Emiatt centrális kifejlődésűek, vagy enyhén elliptikusak, de e centrumok a fő törés mentén sorba rendezetten helyezkednek el. 7.1.3.2. Vulkáni utóműködés

A vulkáni utóműködés vagy posztvulkáni működés a vulkáni működés befejeződése után vagy az időszakosan működő vulkánok működésének szüneteiben megfigyelhető folyamat, mely gázok, gőzök, forró- és ásványvizek feltörésével, kőzetátalakító hatásával, ásványi anyagok kiválásával, hőleadással jár. Anyagszolgáltatása szerint három csoportra szokták osztani: 1. Szolfatara: vízgőz, kén-hidrogén és kéndioxid uralkodik benne. Hőmérséklete különböző, többnyire 100-200°C között mozog. Nevét a Nápoly melletti Solfatara-kráterről kapta. A szolfatarákból jelentős mennyiségű, gazdaságilag is hasznosítható kén válik ki. 2. Fumarola (lat. fumus = füst, gőz): többféle ásványi anyagot tartalmazó kb. 200°Cos vízgőzkitörés. A szabad levegőn az ásványos anyagok kiválnak belőle, így gomolygó füstfelhő benyomását kelti. Ide tartoznak a gejzírek (izlandi, geysa = vadul áramlani) is, amelyek vulkáni és geotermikusan aktív területek látványos, felszökő vizű hévforrásai. A gejzír nyílása alatti üregrendszerben lévő felszín alatti vizet a forró vulkáni kőzetek vagy a hőfeláramlás felmelegítik. Mivel az alsó vízrétegekre a fölötte elhelyezkedő vízoszlop erős nyomást fejt ki, a víz 100°C fölött kezd forrni. E túlhevített víz forrásakor megemeli az egész vízoszlopot, ezután robbanásszerűen megy át gőzállapotba. Több 10 m-es magasságig törhet fel periódikusan vagy epizodikusan. Például a Yellowstone Nemzeti Park Vén Hűséges nevű gejzírje 65 percenként 4-5 percig működik. Legszebb példái Kamcsatkán, Új Zélandon, Izlandon és az USA-ban találhatók. 3. Mofetta: a 0-100°C közötti a vízgőz nélküli száraz szénsavkigőzölgés neve. Például ilyen a Torjai Büdösbarlang a Hargitában, vagy a nápolyi Kutyabarlang. A 10 m hosszú torjai barlangot 1 m magasságig 12°C-os szén-dioxid és kén-hidrogén tölti ki. Tőle 4 km-re a Pokolvölgy hasadékain szén-dioxid áramlik ki. Ide sorolhatók még a meleg iszapvulkánok típusai is. Az iszapvulkánok természetes szénhidrogén feltörések, gázkiáramlások helyén a feltörő gázok, vizek átáztató, pépesítő hatására agyagos, márgás üledékek felszínén iszapfortyogók alakulnak ki, amelyek külsőre a kráterekben felbugyogó lávára emlékeztetnek. Ilyen, pl. a Pokolsár nevű, Erdélyben a Bereczki-hegység lábánál található képződmény. Az iszapos kőzetmálladék a gázfeltörések kürtőit mindaddig eltömi, míg az összegyűlő gáz feszítő ereje ki nem robbantja azt. A Pokolsár 30-40 évente tör ki, kisebb helyi földrengéseket okozva, sűrű füstfelhők kíséretében. A kicsapódó iszapbombák és forró gőzök ilyenkor elárasztják a kráter környékét. 74

A hideg iszapvulkánok v. iszapfortyogók nincsenek kapcsolatba a vulkánossággal. Működésüket a talaj szerves anyagainak bomlásából származó szén-hidrogén, szén-dioxid, kén-hidrogén és metán vizenyős laza talajban való feltörésének köszönhetik. 7.2 A litoszféra szerkezete és mozgásai

A litoszféra, vagy kőzetburok, valójában nem csak kőzetekből áll, mivel a szilárd földkérget és a szorosan hozzátapadó, vele együtt mozgó, izzó állapotú legfelső köpenyzónát is jelenti. Csak azért tekintik egy egységnek, mert lemezei együtt mozdulnak el a köpeny plasztikus övén. A szárazföldek alatt vastagabb, mintegy 70-150 km, az óceánok alatt kb. 5060 km. A kéreg szilárd kőzetekből áll, a vele összeforrt felső köpenyrész viszont nem, csupán szilárdként viselkedő, nagy nyomás alatt álló izzó olvadék, amely a csökkent nyomású helyeken folyóssá válik, és a kéregbe nyomulva, ott megszilárdulva magmás kőzeteket hoz létre. A litoszféra kőzetei jobbára nem a keletkezési helyükön találhatók. Függőleges és vízszintes elmozdulásokat végeznek. A litoszféra különböző mozgásaival a szerkezeti földtan, vagy tektonika foglalkozik. Az elmozdulások mérete alapján megkülönböztetünk mikrotektonikát, amikor az egyes jelenségek mikroszkóppal tanulmányozhatók, mezotektonikát, melynek következményeit szabad szemmel a terepen tanulmányozhatjuk és makro- (v. globál) tektonikát ami a litoszféra egészének mozgásjelenségeit vizsgálja. 7.2.1 Mezotektonika

A kőzettestekben gyakran találkozunk többé-kevésbé sík lapokkal. Ezek részben elsődlegesen a kőzetképződés során jönnek létre (rétegzettség, lemezesség), vagy másodlagosan a tektonikai hatásoknak köszönhetően alakultak ki. E sík lapok definiálására illetve térképi ábrázolására használják a dőlés-csapás kifejezés együttest. A dőlésszög az adott sík és a vízszintes között bezárt szög, amely 0-90° között változhat. A dőlés iránya ennek az É-i iránytól az óramutató járásával egyező irányban mért szöge (földrajzi azimutja). A csapás a dőlésirányra merőleges összetevő (60. ábra).

4

1

1. Dõlés irán 2. Csapás irá 3. Dõlésszög 4. Réteglap 5. Sík felszín

2

3

60. ábra. A dőlés-csapás 5viszony

Amennyiben az általunk feltételezett kőzettest sík lapjainak kialakulásáért a tektonikai mozgások felelősek úgy deformációról beszélhetünk. A deformációt általában irányított, vagy stressz nyomás alakítja ki. Az irányított nyomás bizonyos határértékeken belül lehet rugalmas alakváltozás, amikor a stressz megszűnte után az adott kőzettest visszanyeri eredeti formáját, vagy visszatér eredeti helyzetében. Amennyiben nem ez történik, úgy plasztikus deformáció vagy töréses deformáció léphet fel. Általában ez utóbbi kettő mindig együtt és egyszerre jelentkezik, de adott szituációban az egyik hatása nagyságrendekkel megelőzi a másikét. 75

Hogy melyik az uralkodó az függ az anyag minőségétől, homogenitásától, a hőmérséklettől stb. A plasztikus deformáció következtében gyűrődések alakulnak ki. A gyűrődések alapeleme a redő, melynek mérete lehet esetleg csak néhány cm, de meghaladhatja a 100 kmt is. A redő felemelkedő íve a redőboltozat, vagy antiklinális, lehajló íve pedig a szinklinális. A redő oldalai a redőszárnyak. A szárnyak találkozásánál meghúzott egyenes a redőtengely (61. ábra).

61. ábra. A gyűrődések alapformája: a redő (1-3. redőtengelyek, 2. redőszárny, A. antiklinális, B. szinklinális)

A redőtengely vízszintessel bezárt szöge alapján megkülönböztetünk álló, ferde, fekvő és áttolt vagy takaróredőt. Az álló redő tengelye merőleges. Olyan esetekben alakul ki, amikor a kőzettestet meggyűrő erők mindkét irányból közel azonos mértékben hatnak. A dőlt redőtengelyű ferde redő különböző mértékű nyomóerők hatására jön létre. Fekvő redő abban az esetben alakul ki, ha a különböző irányból ható erők egyike jóval nagyobb mértékű, mint a másik, így tengelye közel vízszintes (62. ábra).

Á

F d

dõ

Átbuktatott redõ

F k õ

dõ

62. ábra. Redőtípusok (a. álló redő, b. ferde redő, c. ferde redő, d. fekvő redő) Takaróredőről akkor beszélünk, ha a redő képződési helyétől távolabb, más kőzetekre tolódik át (63. ábra). Az ilyen áttolódások alól a kiemelkedés és az erózió következtében időnként felszínre kerülnek a korábban befedett, betakart képződmények. Ilyenkor un. tektonikai ablak képződik (pl. Tauern ablak vagy az Engadiniai ablak az Alpokban). Az álló, ferde illetve fekvő redők autochton (helyben maradt) földtani képződmények. Az elvonszolódott takaróredők pedig allochtonok, vagyis nem helyben képződöttek. Az allochton képződmények mozgási irányát vergenciának nevezzük.

76

63. ábra. Takaróredő képződés Bizonyos esetekben a meredeken kipréselődött redők több, egymással nagyjából párhuzamos sík mentén elnyíródnak és tetőcserépszerűen befedik egymást. Ezt a jelenséget felpikkelyeződésnek nevezzük (64. ábra). Az ÉK-i Kárpátok flis takaróiban ez nagyon gyakori jelenség. A Szkiba-takaró, pl. hat nagyméretű pikkelyből áll, ahol az egyes pikkelyek 10-12 km-es sávban egymásra tolódtak.

77

64. ábra. Pikkelyképződés Töréses deformáció elsősorban ott érvényesül, ahol a nyomást elszenvedő kőzettömegek merevek, rugalmatlanok. Ilyenek a többszöri lepusztuláson, hegységképződésen, metamorfózison átesett idős kéregdarabok (pl. Balti-pajzs, Ukrán-pajzs, Máramarosi-masszívum), vagy a korai hegységrendszerek (Varisszkuszi-, Kaledóniaihegységrendszer) maradványai is. A ilyen típusú deformáció alapeleme a törés. Törések képződhetnek a stressz hatására, illetve húzóerők (tenziós erők) hatására is. A legegyszerűbb törés a litoklázis, amely mentén megszakad a kőzettest folytonossága, de elmozdulás nem történik (65. ábra).

65. ábra. Litoklázis Amennyiben elmozdulás történik vetőről beszélünk, amelynek képződési folyamatát vetődésnek nevezzük (66. ábra). 7 8 6

4 5 3

2

1

66. ábra. A vetődés elemei 78

1. Törésvonal 2. Vetõsík 3. Fekü 4. Fedõsorozatok 5. Elmozdult kõzettömeg 6. Helybenmaradt kõzettömeg 7. Vetõkarcok 8. Vetõdési magasság

A vetők osztályozását a mozgás iránya szerint végezzük. A normál vető képződésében a húzóerők játsszák a fő szerepet, ezért szokták tenziós vetőnek is nevezni. A kőzettömegek mozgásiránya a vetősík dőlésirányát követi. Amennyiben a vetőszárnyak rotációsan mozognak ferde, vagy rotációs vetődésről beszélünk.

a.

b.

67. ábra. Vetődések (a. normál (tenziós) vető, b. ferde (rotációs) vető) Ha a vetődés kialakulásánál a nyomóerők uralkodnak, vagyis a mozgás ellentétes a vetősík dőlésirányával reverz vetők, feltolódás, áttolódás és rátolódás alakul ki. A feltolódás 45°-nál meredekebb dőlésű sík, amely mentén az egyik kőzettömeg a másikra rátolódik. A rátolódás következtében egy kőzettömeg eltörik, és lapos dőlésű (< 45°-os) vetősík mentén egyik fele rátolódik a másikra. Ez egészen addig folytatódhat, míg a korábban egymás mellett lévő tömegek egymás alá kerülnek, áttolódást szenvednek (68. ábra).

> 45°

< 45°

a.

b.

c.

68. ábra. Reverz vetők (a. feltolódás, b. rátolódás, c. áttolódás) A környezetéből vetővonalak mentén magasra kiemelt rögdarabokat sasbércnek (horszt) nevezzük. Ellentéte a szerkezeti árok (gráben). E szerkezeti elemek képződése során az egyes vetővonalak közötti rögdarabok egyre lejjebb zökkenve lépcsőszerű sorozatokat adnak, ezért lépcsős vetődéseknek is szokták nevezni őket (69. ábra).

79

a.

b.

c.

d. 69. ábra. Lépcsős vetődések (a-b. árok, c-d. sasbérc. A nyilak a hatóerők irányát mutatják.) 7.2.2 Lemeztektonika és makrotektonika A lemeztektonika a kőzetlemezek vándorlásának, az óceánfenék szétterülésének, a hegységképződésnek az összefoglaló neve. Elnevezése onnan származik, hogy a litoszféra hat nagyobb és több kisebb egységei úszó táblákként, lemezekként mozognak az ún. kissebességű öv, v. asztenoszféra, plasztikus anyagán. E lemezek mind egymáshoz, mind a Föld képzeletbeli tengelyéhez viszonyítva állandó mozgásban vannak. E mozgás során ütközhetnek, elcsúszhatnak egymás mellett vagy távolodhatnak egymástól. A közeledő, távolodó illetve egymás mellett elcsúszó lemezhatárokon megy végbe a kéreg deformációs és magmás folyamatainak jelentős része. A lemeztektonikai elmélet a II. világháború után kezdett teret nyerni. A geológia XX. sz-i fejlődésének egyik legnagyobb eredménye, amelynek alapján új értelmezést nyertek a földtani tudományterületek által vizsgált jelenségek. Segítségével újszerű megvilágításba került a földi anyagfejlődés, valamint az anyag- és energiavándorlás számos kérdése. A lemeztektonikai elmélet kezdete a XVII. századra nyúlik vissza. A kontinensek partvonalainak összeilleszthetősége már Francis Baconnak (1620) feltűnt. Löffenholz von Colberg osztrák tiszt 1866-ban publikálta, hogy a földkéreg a Föld magja körül forog. A XIX. században a biológiai felfedezések szintén amellett szóltak, hogy a földrészek valamikor egy egységes szárazföldet alkottak. Eduard Suess (1831-1914) feltételezte, hogy a déli félteke, ma különálló kontinensei Indiával együtt valamikor egy egységet alkottak, az un. Gondwana földet (az indiai gond törzs nevéből). Otto Ampferer 1906-ban publikálta elnyelési teóriáját, vagyis, hogy a hegységek alatt óceáni kéreg nyelődik el, és az óceánokban új kéreg képződik. Pockering, W. H. 1907-ben fejtette ki nézetét, hogy Amerika Európától sodródott el. Taylor, F. B. 1910-ben feltételezte, hogy a harmadkori lánchegységek képződése a kontinensek eltávolodásával függhet össze. Baker, H. 1911-ben jutott a Wegener-i gondolatokra, de könyvét csak 1914-ben publikálta "Displacement Globe" címen. 80

Alfred Wegener (1880-1930) grazi meteorológus, az 1910-es évektől már bizonyítékokat is gyűjtött a kontinensek vándorlására, és 1912-ben elsőként publikálta átfogóan az elképzeléseit, ő mutatott be először tudományos érveket e teória mellett. Wegener szerint a mai szárazföldek valamikor egyetlen, szuperméretű ősvilágrészt alkottak, a Pangeát (gör. pasz = egész, gé = Föld), amely a Föld fejlődése során darabokra töredezett, és az így keletkezett részei, a mai kontinensek, lassan eltávolodtak egymástól. Alapfeltevése, a kontinensek hajdani összefüggése helyes, de a mozgás okait Wegener nem tudta pontosan értelmezni. A lemeztektonika elmélete az eredeti Wegener-elméletnek messzemenően továbbfejlesztett és modernizált változata. Míg a Wegener elméletben a kontinensek mozognak, addig a lemeztektonika értelmében a litoszféra nagy lemezei mozognak egymáshoz képest. Nem élte meg elméletének igazolását, mert egy grönlandi expedíció során életét vesztette. A németek 1925-27-es atlanti expedíciójuk során 63 000 visszhangos fenékmélységmérést végeztek. Később német, szovjet és amerikai kutatók mérték fel az Atlantikum, az Arktisz, az Indiai-óceán, majd a Csendes-óceán fenékviszonyait. A fejlődő geofizikai módszerek lehetővé tették a törésfelületek, kéregvastagságok, sűrűséganomáliák és a kis sebességű öv, az asztenoszfére felismerését. Benioff kimutatta a szubdukciós felületek és földrengések közötti összefüggést. Arthur Holmes angol geológus (1929) elmélete szerint igen lassú konvekciós áramlások mozognak a köpenyben és ezek sodorják magukkal az óceáni kérget. 1960-ban Harry Hess princetoni professzor és Robert Diaz egymástól függetlenül kapcsolták össze hipotetikus rendszerré a lemezmozgások és vulkáni tűzövezetek kérdésköreit. Ettől kezdve rohamos fejlődés tanúi lehetünk, geológusokgeofizikusok százai és nemzeti, nemzetközi kutatócsoportok dolgoztak a témán A litoszféra nagyobb lemezei az eurázsiai, az afrikai, az észak-amerikai, a délamerikai, a pacifikus, az ausztráliai és az antarktiszi. Kisebb lemezek a Nazca, a Cocos, a Fülöp. Vannak egészen kis méretű, un. lemeztöredékek is. Az egymástól távolodó lemezszegélyt széttartó vagy divergens lemezszegélynek nevezzük (pl. Atlanti-óceán). Itt történik a riftesedés, a kontinensek felhasadozása, új kéreg képződése (72. ábra). Az egymás felé közeledő lemezszegélyeket konvergens lemezszegélyeknek nevezzük (pl. Csendes-óceán nyugati pereme). E szegélyek jellegzetes folyamata a térrövidülés, a bezáródás, az erőteljes kompresszió, amely lemezalátolódásokban (szubdukcióban) vagy gyűrődésében oldódik fel (73. ábra). Transzform (egymás mellett elcsúszó) lemezszegélyről beszélünk akkor, ha a litoszféralemezek egymás mellett, párhuzamosan de ellentétes irányú elmozdulást végeznek. Legismertebb példája a kaliforniai Szent András Vető. Az egyes lemezek határai lehetnek aktív, illetve passzív peremek. Aktív kontinensperemről beszélünk a lehetséges növekedési határát elért, "elöregedett" óceánok szegélyzónáiban, ahol a bezáródást kísérő jelenségek jellemzőek, vagyis a szubdukciós lemezalátolódások, a vulkáni szigetívek képződése, a szeizmikus és vulkáni aktivitás (73. ábra). Jellemző példája a Csendes-óceán, ill. annak szegélye. Az aktív kontinensperemek az orogén övek képződési helyei (pl. Cirkumpacifikus-hegységrendszer). Passzív kontinensperemek a fiatal, táguló óceánok szegélyén elhelyezkedő kontinensek peremi zónái, mivel szeizmikusan, vulkanológiailag és tektonikailag inaktívak. Ilyen például az Atlanti-óceán szegélye. Ugyanakkor beszélhetünk aktív lemezszegélyekről is. Az aktív lemezszegélyek ott alakulnak ki, ahol a termikus anomáliák okozta köpenyáramok hatására, a litoszférában húzási és nyomási feszültségek ébrednek. Ezek a feszültségek egy határérték elérése után a lemezek tönkremenetelét, felhasadozását, tagolódását, távolodását vagy ütközését idézik elő. Itt játszódnak le a riftesedés, a szubdukció, a szigetív képződés, orogenezis, a szeizmikus és vulkáni aktivitás, erőteljes térszínmozgások stb. Ennek alapján e különösen mobilis öveket függetlenül attól, hogy divergens vagy konvergens feszültségmező jellemzi őket aktív lemezszegélyeknek nevezzük. A ma meglévő lemezek csak az utóbbi 60-100 millió évben alakultak ki. Az óceáni medencék Földünk litoszférájának 21 %-át adják. Koruk földtani értelemben fiatal, fejlődésük 81

és felemésztődésük viszonylag gyors. Anyaguk nagyrészt alátolódásos lemezszegélyben visszakerül a köpenybe, kis részük a hegységképződési öveket gazdagítja. Jelenlegi ismereteink szerint a legidősebb ismert óceáni kéreg kora sem haladja meg a 180-200 millió évet, tehát kinyílásuk a jurában kezdődhetett. A Pangea őskontinens csak a laurázsiai, gondwanai és a Panthalassza lemezekből tevődött össze, vagyis a lemezek száma folyamatosan változik. A fentebb tárgyalt mezotektonikai jelenségek szerves és nagyon fontos összetevői a globáltektonikai eseményeknek. Azonban a litoszféra globális léptékű vertikális és horizontális mozgásfolyamataihoz viszonyítva, jóval kisebb jelentőséggel bírnak. Mint láttuk a litoszféra horizontális mozgásait a lemeztektonika szabályozza, vertikális mozgását pedig az izosztázia jelenségével magyarázhatjuk. A litoszféralemezeken belül különböző vastagságú kéregrészekkel találkozunk. Az óceáni medencék alatt mindössze 512 km. Az átlagos kontinentális kéregvastagság 33 km. Az idősebb kéregdarabok, pl. Csehmasszívum kérge 40-48 km. A hegységek alatt akár az átlag dupláját is meghaladhatja, a Nyugati-Kárpátok alatt 40-65 km vastag. Egyes medencékben viszont a normál vastagság alatt maradnak az értékek. A Kárpát-medencében mindössze 26-27 km az átlagos vastagság. Az izosztázia (gör. iszosz = azonos, sztaszisz = állás) egy egyensúlyi állapot a földkéreg és a földköpeny között, vagyis a kiegyensúlyozza az eltérő vastagságú részeket (70. ábra) úgy, hogy a vastagabb részek jobban belemélyednek a felső köpenybe. A jelenséget a jéghegyekkel lehetne összehasonlítani, ahol csak a felső, kisebb rész van a víztükör fölött, a többi alatta van.

70. ábra. Izosztázia A kéreg egyes részei folyamatosan kivastagszanak (pl. a hegységek területe), más részeik az erózió hatására elvékonyodnak. Így az egyensúlyi állapot folyamatosan változik. Az izosztázia jelenségéhez hasonló folyamat az epirogenezis (gör. épeirosz = szárazföld, genezis = keletkezés). Kontinentális kéregrészek nagykiterjedésű vertikális mozgását értjük alatta. A jelenséget idős kéregrészeken, táblás területeken lehet megfigyelni. A mozgást magmaáramlással és forró folttevékenységgel magyarázhatjuk, de ide tartozik a pleisztocén jégtakaró által kifejtett nyomás is. A 2000-2500 m átlagvastagságú jég elolvadása után a Balti-pajzs folyamatosan emelkedik. Az emelkedés a Botteni-öböl északi végében a legnagyobb, ahol az 1 cm/év sebességet is elérheti. Hasonló, de ellentétes irányú mozgást figyelhetünk meg Hollandia partmenti területein, ahol csak folyamatos feltöltéssel és gátrendszerekkel lehet korlátozni a süllyedő területekre betörő tenger előrenyomulását. 7.2.3 A kéreg nagyszerkezeti egységei A földkéreg két jól elkülöníthető részre bontható. A kontinentális kéreg vastagsága nagyobb (30-60 km), szilikátokban és alkáliákban dúsabb, sűrűsége kisebb (2,9 g/cm3). Az óceáni kéreg mindössze 5-15 km vastag, bázisos összetételű, 3,2 g/cm3 sűrűségű. A kettőt a Conrad-féle felület választja el (71. ábra).

82

0 25

MOHO

50

2.9g/cm3 CONRAD3 3.2g/cm

Kéreg Litoszféra

TENGER

75

Köpeny Asztenoszféra

100

150

200

71. ábra. A litoszféra és a felső köpeny tagolódása A földkérget a kőzetösszetétel, a differenciáció foka, a hőmérsékleti viszonyok, a mobilitás stb. alapján az alábbi nagyszerkezeti egységekre szokták osztani: kratonok, geoszinklinálisok, riftrendszerek, vulkáni szigetek, vulkáni szigetívek, óceáni árkok, óceáni medencék, óceánközépi hátságok, ívmögötti medencék. A kontinentális kéreg magjaiban található, idős, átkristályosodott, merev kéregrészeket nevezik kratonnak (gör. kratynein = megszilárdulni), vagy ősmasszívumnak. Koruk általában prekambriumi. Leggyakrabban idős hegységek lepusztulásából származnak. Mai felszínük síkság vagy enyhe dombság. Abban az esetben, ha üledékes rétegek borítják a kraton neve tábla, vagy platform (Kelet-európai-tábla). Amennyiben az üledékek hiányoznak róla pajzsról beszélünk (Ukrán-pajzs). A kratonok szegélyén alakulnak ki a geoszinklinálisok. Ezek nagyméretű kéregsüllyedékek. Méreteikre jellemző, hogy hosszuk elérheti a több ezer, szélességük akár a több száz kilométert. Bennük folyamatos anyag-felhalmozódás megy végbe. Ezt az anyagtömeget részben szárazföldi, tengeri és óceáni üledékek, részben magmás eredetű intrúziók illetve a regionális metamorfózis során kialakult képződmények alkotják. A geoszinklinálisoknak két típusát szokták elkülöníteni (73. ábra). Az eugeoszinklinálisok olyan óceáni üledékgyűjtők, amelyek a kéreg alábukási zónáira, a mélytengeri árokra és ennek óceáni környezetére terjednek ki, a vulkáni szigetívek nyíltvízi oldalán. A miogeoszinklinális pedig a vulkáni szigetív és a kontinens között kialakult, viszonylag sekélytengeri üledékgyűjtő. A széttartó lemezszegélyek mentén alakulnak ki a riftek. A riftesedés az óceánok kialakulásának kezdeti szakasza, amikor az asztenoszféra konvekciós áramai a kontinenseken egyre szélesedő törésvonalak mentén árkos süllyedékeket hoznak létre. Ilyen pl. a Rajna-árok (72. ábra), amely az egykor egybetartozó Vogézek és a Fekete-erdő között alakult ki. A továbbiakban az árkok egyre mélyülnek, gyakran tavak töltik ki őket, s a táguló törések mentén pedig bazaltos anyagot szolgáltató vulkánok jönnek létre. Mai példája az Afrikai-árok kialakulása. A következő fázisban, az árok egy szélesebb zónában lépcsősen bezökken, majd a szétsodródás miatt a kontinentális kéregperemek távolodni kezdenek, s a tengerrel elöntött keskeny vályúban megkezdődik a bazaltos összetételű óceáni kéreg képződése. Ennek fiatal állapotát jelképezi a Vörös-tenger, amely a kinyíló, születő óceán kezdete. 83

72. ábra. Riftesedés. Az óceáni medencék képződése Ha a folyamat nem áll le a riftek mentén kialakuló óceánközépi hátságok hasadékvölgyeiben tovább tart a szétnyílás és az új kéreg születése. Érettségi állapotát tekintve az Atlanti-óceán méretű és típusú óceán a folyamat következő stádiuma, amelyben még tágul, növekszik a kéreg, távolodnak a kontinensek, s az óceán fenék még nem, vagy csak igen kevés helyen tolódik alá. Az óceáni medence és a kontinentális területek határát ekkor a szétvált kontinensek pereme az un. kontinentális lejtő képezi. A riftesedéssel jellemzett folyamat a Csendes-óceánéhoz hasonló érett stádiumban sem áll le, de az óceáni lemez területe már nem növekszik tovább, mert a peremi zónáiban a szubdukciós alátolódások és beolvadások miatt felemésztődik. A szubdukció (lat. subducere = alávezetni) az a folyamat, amikor az óceáni kőzetlemezek mozgása során az egyik kőzetlemez a másik kőzetlemez alá bukik kb. 45°-os szögben, az un. Benioff-zóna mentén és nagyobb mélységben (max. 700 km mélyen) a földköpeny anyagába olvad (73. ábra).

84

73. ábra. A földkéreg szerkezete és fejlődése Az idős óceánperemeken (pl. Csendes-óceán) így semmisül meg az óceáni kéreg. Az ütköző lemezszegélyeken lejátszódó szubdukció a kiváltó oka a mélytengeri árkok, vulkáni szigetívek, majd pedig a hegységképződés létrejöttének. Az ütköző litoszféralemezek alábukási vonalában jönnek létre, a kéregfelszín legmélyebb pontjai, a mélytengeri árkok (73-74. ábra). Hosszú, keskeny, a kontinensperemmel nagyjából párhuzamosan futó képződmények. Akár több ezer km hosszúak is lehetnek, de szélességük ritkán haladja meg a 100 km-t. Mélysége 5-11 km között mozog. A legmélyebb a Mariana-árok 11 034 m. Összesen 26 db mélytengeri árkot ismerünk. Ebből 22 a Csendes-óceánban, 3 az Atlanti-óceánban és egy az Indiai-óceánban található. A mélytengeri árkokban képződik az un. akkréciós prizma (73-74. ábra). Anyagát az árok környezetéből lehordódó üledék, óceánaljzati üledékek és óceáni kéregmaradványok alkotják. Az összegyűlt anyagmennyiség vastagsága akár a 3 km-t is meghaladhatja. A folyamatos közeledés következtében az akkréciós prizma anyaga a tektogenezis során takarókba gyűrődik. A kiemelkedő hegységrendszer takaróinak jelentős része e prizma anyagából kerül ki. A szubdukálódó lemezek határán a megváltozott nyomás, hőmérséklet és kémiai összetétel miatt magmagenerálódás következik be. A beolvadó óceáni kéreg feláramló magmatömegei a kérget áttörve vulkáni tevékenységet produkálnak. Az ennek következtében kialakuló vulkánsor a vulkáni szigetív (73-74. ábra). Futása a Benioff-zónával nagyjából párhuzamos. Szélessége 50-300 km, hosszúsága meghaladhatja az 1000 km-t. Legjellemzőbb képviselői a Japán-szigetek, vagy a Kurili-szigetek. A szigetív anyagában a savanyútól a bázisosig szinte minden kőzettípus megtalálható, azonban uralkodnak az andezitek, emiatt andezit vonalnak is szokták nevezni. A hegységképződés során a gyűrődésben résztvevő akkréciós prizma és vulkáni szigetívhez csatlakozik az ívmögötti medencében felhalmozódott anyag (73-74. ábra). Az ívmögötti medencék a vulkáni szigetívek és a kontinens közötti, óceáni aljzatú területek (pl. Ohotszki-medence, Japán-tenger, Dél-Kínai-tenger). Anyagát piroklasztikumok, mésziszap és a szárazföldről bemosott üledékek alkotják. Tágulásos medencék, amelyekben a riftesedési folyamatok általában a kezdeti stádiumban megrekednek. A szétnyílásos folyamatokat 85

valószínűleg a szubdukálódó óceáni lemez által kiváltott konvekciós feláramlások hozzák létre, amelyek jelentősége azonban messze elmarad a szubdukciót okozó erőkétől. A mélytengeri árok – vulkáni szigetív – ívmögötti medence hármas rendszer több egymás mögötti sávban is kialakulhat, amelyekből a későbbiekben akár egy helgylánc egymással párhuzamosan futó vonulatai is kialakulhatnak (74. ábra).

74. ábra. Óceáni medencék pusztulása A vulkáni szigetívektől meg kell különböztetni a vulkáni szigetsorokat, amelyek az óceáni kéreg területén alakulnak ki. Képződésük a kérget átégető forró foltoknak köszönhető. A feltörő forró magma vulkánokat hoz létre, amelyek eleinte tengeralatti vulkanizmust produkálnak, idővel pedig a vízfelszín fölé érnek. Mivel a forró folt helye változatlan, a fölötte lévő litoszféra viszont mozog ezért mindig újabb és újabb vulkán, ezzel pedig újabb és újabb sziget jön létre. A vulkáni szigetsorok klasszikus példája a Hawaii-szigetek és ugyanehhez a forró folthoz kapcsolható Midway-szigetek illetve az Emperor-fenékhegyek. A mai aktív vulkánoktól 2000-3000 km-re lévő Midway-szigeteki vulkánosság 25-40 millió éve ért véget. A 300 km-re lévő Oahu-sziget vulkánja kb. 3 millió éve fejezte be működését. A Mauna Kea még 3500 éve működött. Ma a Mauna Loa és a Kilauea aktívak.

86

7.2.4 Földrengések Arisztotelész (i.e. 384-322) még úgy gondolta, hogy a földrengéseket föld alatti üregekben fúvó viharos szelek okozzák. Lucretius (i.e. 98-53) római költő beomlásokkal magyarázta a rengéseket. A mai felfogás szerint a földrengések a földkéregben felgyűlt feszültségek hirtelen történő feloldódásai, amelyek során a kőzettömegek elmozdulnak. Földrengést okozhat a kéreg szétnyílása (pl. riftesedés), lemezeinek egymás alá tolódása (szubdukció), a földkéregbe nyomult magma mozgása, a vulkánkitörés, a kiürült magmakamrák vagy mesterséges üregek (pl. bányák) beszakadása, vetősíkok menti tömegelmozdulások, gyűrődések. A kéregdeformációk, üledékáthalmozások, jégtakaró hízása-olvadása miatti tömegátrendeződések, sőt víztározók tömegtöbblete is kiválthatja az érintett földkéregrész izosztatikus emelkedését vagy süllyedését, ami földrengéseket okozhat. A földrengés kipattanásának a helye a mélyben a hipocentrum, ennek felszíni vetülete az epicentrum (74. ábra).

74. ábra. A földrengés elemei (A. hipocentrum, B. epicentrum, C. Izoszeizmikus vonalak) A földrengés kipattanásakor többféle rengéshullám keletkezik. A longitudinális hullámok (v. P = primary hullámok) esetében az anyag rezgésbe jött részei a terjedés irányában előre-hátra mozognak, vagyis tömörödést és ritkulást hoznak létre. Ez a leggyorsabban terjedő hullámtípus. A transzverzális hullámoknál (v. S = secondary hullám) az anyagrészecskék mozgása merőleges a terjedés irányára. Csak szilárd közegben terjed. A felületi hullámok (v. L = long, v. longituninális hullám) az előbbi kettőből tevődnek össze. Jellemző rá, hogy a rezgés nagysága a mélységgel gyorsan csökken. Az epicentrumtól számított 103º-ig mind a P, mind az S hullámok érzékelhetők. 103º és 143º között egy árnyékzóna jött létre, amelyen túl a P hullámok ismét érzékelhetőek. Az S hullámok terjedését valószínűleg az akadályozza, hogy a Föld külső magja folyékony állapotban van. A P hullámok terjedését pedig a nagyobb sűrűségű maganyag megtöri és szétszórja. A Földön változó erősséggel állandóan reng valahol a Föld kérge, s ezek rengéshullámainak a hatása a kipattanás helyétől távolodva a távolsággal arányosan gyengül. A földi rengésmegfigyelő (szeizmológiai) hálózat állomásai érzékeny szeizmográfjaikkal évente mintegy 300-400 nagy erejű mozgást észlelnek. Az ember által már nem, vagy alig érzékelhető apró rengések száma milliós nagyságrendű. Statisztikai átlagban minden 18 napra jut egy ún. világrengés és átlag 4 óránkét ébred olyan rengés a világ valamely részén, amit az emberek már érzékelnek. Japánban évi 600, Chilében kb. 430 nagyobb rengés következik be. Napjaink aktívabb rengési övezetei az Eurázsiai és Cirkumpacifikus hegységláncok zónája, az aktív mélytengeri árkok öve, ill. az aktív riftek. Afrika ma is tartó közeledése és az olasz előtér lemez-alátolódása miatt Nápoly környékén például csupán 1983. júniusában 300, július-augusztusában 400 földrengést észleltek. Novemberre már É-Olaszország vált aktívvá. 87

A földrengések epicentrumainak eloszlása nem egyenletes a lemezhatárok mentén sem. A mély- és közepes rengések 90 %-a, a sekélyek 75 %-a a Csendes-óceán peremén helyezkedik el. A többi rengés legnagyobb része az Alpok-Himalája övezetben észlelhető (Törökország, Afganisztán). A földrengés erősségének és hatásának mérésére kétféle módszert alkalmaznak. Legelterjedtebb becslésszerű mérési módja az 1917-ben leírt Mercalli-CanconiSieberg-féle, a földrengések hatását jelző 12 fokozatú skála. I. fokozat: csak műszerekkel érzékelhető; II. fokozat: nagyon gyenge; III. fokozat: gyenge; IV. fokozat: mérsékelt; V. fokozat: meglehetősen erős; VI. fokozat: erős; VII. fokozat: nagyon erős; VIII. fokozat: meglehetősen romboló; IX. fokozat: romboló; X. fokozat: erősen romboló; XI. fokozat: katasztrófális; XII. fokozat: teljesen katasztrófális. A rengés a kéregben feszültségeket és elmozdulásokat hoz létre, amelyeket geofizikai módszerekkel is lehet érzékelni, pl. két viszonyítási pont elmozdulása alapján. A rengéshullámokat rugóra függesztett, írófejjel ellátott, nagytömegű szeizmográfokkal mérik. Az érzékeny egyensúlyi helyzetben lévő test a rengéshullám hatására ingaszerűen kilendül és a forgódobon elhelyezett papírtekercsen grafikont rajzol, melynek amplitúdói a rengéserősséggel arányosak. Az így kapott görbéről egy logaritmikus összefüggés segítségével számítható a rengés ún. magnitúdója, melynek értékei 1-10 között mozoghatnak, és amelynek minden fokozata tízszer nagyobb energiát jelent az előzőnél. Ez az un. Richter skála. A Földön valaha észlelt legnagyobb ismert földrengések magnitúdója 8,5-9,5 közötti értékű volt. A 4,5 magnitúdó alatti rengéseket kis intenzitásúnak nevezzük.

88

8. Történeti földtan Történeti földtan alatt egy olyan összefoglaló tudományt értenek, amely a földi élő- és élettelen anyag fejlődési folyamatait komplex rendszerként rekonstruálja, illetve bemutatja történetét a földkéreg kialakulásától napjainkig. Az ásványokat, kőzeteket, kövületeket tartalmazó, különböző korú földtani képződmények anyaga, kifejlődési jellege, települési és térbeli helyzete alapján kirajzolódnak a 4,5 milliárd éves fejlődés minden stádiumainak lényeges elemei (pl. kéregmozgások, kőzetképző folyamatok paleoklimatikus jellemzők, kőzetlemezek, ill. az élővilág fejlődése, eloszlása stb.). Így lényegében a történeti földtan a Föld egészének, különösen élőhelyi és nyersanyagképződési környezeteinek térben és időben történő modellezését, bemutatását jelenti. Az őskörnyezettan vagy paleoökológia (gör. paleos = ősi, régi, ökológia = környezettan) az ősi szervezetek csoportjainak életfolyamataival és környezeti kapcsolataival foglalkozó tudományág, amely a vizsgálati módszerek céljai, eszközei révén az őslénytanhoz, földtanhoz és a biológiához tartozik. Az ökológia az élőlényekre ható tényezőket és az élőlények erre adott válaszait vizsgálja, míg az őskörnyezettan a múlt élőlényeinek és egykori környezetüknek összefüggéseit elemzi. Jelentős különbség az ökológia és az paleoökológia között, hogy az ökológia a tényezőket mérni tudja, míg a paleoökológia csak becsülni. Az őskörnyezettan vizsgálati elvei az aktualizmus elve, forma-funkció-környezet egysége, fosszília és beágyazó kőzet vizsgálata. Az aktualizmus elve kimondja, hogy a földtörténeti múltban ugyanazokkal az erőkkel és folyamatokkal kell és lehet számolnunk, amelyek ma is hatnak, így a természeti folyamatok (pl. vulkanizmus, üledékképződés stb.) közvetlen megfigyelése sokat segít a rég lezajlott jelenségek felismerésében, rekonstrukciójában. A geológiának azt a részét, amely a földi élet- és anyagfejlődés eseményeit követi végig az időben egymásra következő rétegösszletek, főként üledékes kőzetek és ősmaradványaik tanulmányozása alapján rétegtannak (sztratigráfia) nevezzük. Legfontosabb részterületei a vizsgált földtani objektum korának megállapítása szerint különültek el, így beszélhetünk a biosztratigráfia, litosztratigráfia, radiometrikus korhatározás módszereiről. A kőzetek és ősmaradványok mindazon jellegzetességeinek összességét, amely keletkezési körülményeire is utal fáciesnek (lat. facies = arc) nevezzük. Tágabb értelemben bármely geológiai objektum képződésének környezetére, körülményeire, jellemzőire utaló sajátosságok összessége (pl. ásványfácies, kőzet- vagy litofácies, biofácies stb.). Szűkebb értelemben a fácies a földtörténeti fejlődés során kialakult lokális élőhelyekkel azonosítható. A Föld fejlődése örökösen változó fácieskörnyezetek sokaságát jelenti. Az alkotók (pl. ásvány, kőzet, kövület stb.) csak az őket létrehozó körülmények között stabilisak, de a környezeti tényezők megváltozása az alkotók megsemmisülését vagy átalakulását is maga után vonja. Heterópikus fáciesek az olyan üledéksorok, amelyek azonos korban, de különböző környezetben keletkeztek. Például egy sekélytengeri környezet üledéke és egy vele összefüggő lagúnarendszer üledéke egymással heteropikus fáciest alkot. Izopikus fáciesről pedig akkor beszélünk, ha az üledéksorok különböző korban, de azonos körülmények között rakódtak le. 8.1 A rétegződés típusai A környezeti viszonyok változását a szárazföldön az éghajlat, a mikroklíma és a talajviszonyok, a tengerben a vízhőmérséklet, fényviszonyok, sótartalom, az üledék, oxigéntartalom, a parttól való távolság és a vízmélység befolyásolja. Ha ezek a tényezők megváltoznak, az ehhez az élőhelyhez kötődő szervezetek elvándorolnak, átalakulnak vagy 89

elpusztulnak, más élőhely alakul ki, amelyben más élő szervezetek telepednek meg. Általában a környezeti feltételek módosulása az üledékben egy-egy réteglapot jelent. A környezeti változásban akkor lehetünk biztosak, ha a fedőkőzet fáciese eltér az alapkőzetétől. Ha azonban van réteghatár, de nincs nagyobb különbség a két fácies között akkor az üledékképződésben bekövetkező rövid szünetre gondolhatunk. A kőzettani sajátosságok és a fosszíliák nem túl éles eltérése a rétegek egymás utáni, megszakítás nélküli települését bizonyítja. Az ilyen típusú üledéklerakódást konkordáns rétegzettségnek (lat. concordans = egybehangzó) nevezzük (75. ábra).

75. ábra. Konkordánsan települt rétegek A konkordáns üledékekre jó példa lehet a tenger transzgressziója és regressziója. A transzgresszió (lat. transzgresszió = átlépés) az a folyamat, amikor a tenger fokozatosan elönti a szárazföldet, s ilyenkor a szárazföldi üledékekre sekélyvízi, majd egyre mélyebb vízi üledékek rakódnak (76. ábra). A transzgresszió oka a szárazulat szerkezeti süllyedése, vagy pedig a világóceánok vízszintjének a sarki jégsapkák elolvadásából adódó szintemelkedése. 5 4 3 2 1 6

76. ábra. Előrenyomuló (transzgrssziós) tenger üledéksora (1. kavics, 2. homok, 3. iszap, 4. agyag, 5. vízszint, 6. süllyedő part) A regresszió (lat. = visszalépés) a tenger visszahúzódása, a korábban elöntött terület szárazulattá válása (77. ábra). Vagy az váltja ki, hogy a terület szerkezeti mozgások során kiemelkedik, vagy az, hogy a sarki jégsapkák növekedése miatt a világóceánok vízszintje csökken. Itt a mélyebb tengeri képződményeket sekélyebb tengeriek, majd partszegélyiek követik.

90

5

1 2 3 4 6

77. ábra. Viszahúzódó (regressziós) tenger üledéksora (1. kavics, 2. homok, 3. iszap, 4. agyag, 5. vízszint, 6. emelkedő part) A transzgresszió kezdetétől a regresszió befejeződéséig lerakott üledéksort üledékciklusnak nevezzük (78. ábra). De üledékképződési ciklusnak lehet tekinteni a flis rétegeket is, ahol minden egyes réteg alulról felfelé finomodó szemcseösszetétellel jelenik meg (gradáció).

1

2

3

4

78. ábra. Üledékciklus (1. kavics, 2. homok, 3. iszap, 4. agyag) A konkordáns rétegzettség ellentéte a diszkordáns rétegzés (lat. discordans = nem összehangolt) ahol a kőzetrétegek zavart, nem egyenletes, rendszerint nem párhuzamos települését figyelhetjük meg. Ha pl. tektonikai mozgás kibillent eredeti helyzetéből egy vízszintes településű rétegsort, akkor a vízszintesen rátelepülő fiatalabb üledékek rétegsíkja szöget zár be az előző rétegződési síkokkal. Ezt szögdiszkordanciának nevezzük. Egy terület átmeneti kiemelkedése és lepusztulása, majd visszasüllyedése pedig eróziós diszkordanciát hozhat létre. 1

1

2

78. ábra. a. Szögdiszkordancia, b. Eróziós diszkordancia (1. jelenlegi felszín, 2. diszkordáns felszín) 91

2

8.2 Kormeghatározás A földtörténeti kormeghatározásnak két módszere van. Az egyik a relatívkor meghatározása, a másik az abszolút kormeghatározás. A relatív kor azt fejezi ki, hogy a vizsgált kőzet a környezetében lévő mely kőzetnél fiatalabb vagy idősebb, vagyis a kőzetek, a földtörténeti események sorrendiségét évek nélkül kifejező kor. A relatív kormeghatározás módja a korreláció (kölcsönös viszony). Lényege, hogy a rétegek és a bennük lévő ősmaradványokat összehasonlítják egymással, így el lehet dönteni, hogy melyik az idősebb, ill. fiatalabb. A korrelációt megkönnyíti, ha a rétegeket közös tulajdonságok alapján nagyobb kategóriákba, un. rétegtani egységekbe soroljuk. A közös tulajdonságok lehetnek kőzettaniak vagy őslénytaniak. A litosztratigráfia (gör. lithosz = kő, lat. stratum = réteg, gör. graphein = írni) vagy kőzetrétegtan a rétegek kőzettani alapon történő osztályozását végzi. Egységei a formációk, melyek adott esetben formációcsoportba vonhatók össze. A formáción belül tagozatok, jelennek meg, amelyek rétegcsoportokból és rétegekből állnak, s amelyekben rétegtagok jelölhetők ki. Ezek a földtani térképezés alapegységei. Nemcsak az üledékes, de a magmás és metamorf képződményeket is be lehet sorolni litosztratigráfiai egységekbe. A formáció (lat. formatio = képződés) a földtörténet egy szakaszában meghatározott körülmények között keletkezett kőzetösszlet, amely magán viseli a képződési környezet és a létrehozó folyamatok bélyegeit (pl. Karroo formáció, Iloncai formáció). Formációcsoportról abban az esetben beszélünk, ha az egymással érintkező formációk olyan közös adottsággal rendelkeznek, ami nem indokolja közös formációba sorolásukat, viszont aminek a rétegtani beosztásban való feltüntetése mindenképpen indokolt. Például ha egy nagyobb időszakot átfogó eseménysorozat egymástól lényegesen eltérő környezet együttesek létrejöttét, idézi elő, amelyek fácieskifejlődése, területi elterjedései erőteljesen eltérnek, mégis kialakulásuk nyilvánvalóan egyazon szerkezetfejlődési eseménysornak köszönhető, a létrejött kőzetrétegtani egységeket (formációkat) egyazon formációcsoportba sorolhatjuk. A formációk relatív korát a települési törvény segítségével határozhatjuk meg. A különböző korú kőzetrétegek közül az alul lévők idősebbek, mint a fölöttük lévők (Nicolaus Steno, 1669). A települési törvény nem alkalmazható gyűrt, takarószerkezetes területeken illetve ott, ahol üledékhézag jelenik meg, mivel nem tudjuk, hogy az üledékhiány mekkora időszaknak felel meg. A relatív kormeghatározáshoz biztosabb alapot nyújtanak az ősmaradványok. Az abszolút, vagy években kifejezett kormeghatározás a radioaktív izotópok bomlásával történik. A radioaktív elemek (izotópok) állandó sebességgel alakulnak át stabil elemekké. Ha tehát ismerjük egy izotóp bomlási sebességét (felezési idő) akkor a maradékának és átalakulási végtermékének kimért mennyisége alapján a befogadó ásvány kora számítható. Az elemzések eredményét mindig bizonyos hibaszázalékkal (2-5 %) adják meg. 8.3 Az őslények fosszilizációja A fosszília (lat. fosszilis = kiásott) többnyire megkövesedett állapotban fennmaradt ősmaradvány (79. ábra). Ez lehet héj, héjtöredék, csontmaradvány, növényi vázmaradvány stb. E maradványok teszik lehetővé az egykori élővilág, ill. az egyes ősi környezetek életközösségeinek rekonstrukcióját. Az ősmaradványok egyik típusa az un. testfosszília. A testmaradvány az élőlény elpusztulása után épségben marad. Pl. a jégbe fagyott szibériai mamutlelet. Testfosszíliáknak tekinthetők a sókiválásokba ágyazódó szervezetek, vagy pl. az aszfalttavak anyagába ragadt és ott mumifikálódott gyapjas orrszarvú stb. Az Archeopteryx nagyszerűen megőrződött testfosszíliáira bukkantak a Solnhofen-i palában.

92

Az egykori fenyőgyantákból képződött borostyánkövek értékes rovar-testfosszíliákat őriztek meg magukba ágyazva. Ha a beágyazódó és fosszilizálódó ősmaradvány anyaga kioldódik, de alakját megőrzi az őt kitöltő iszap vagy homok akkor un. kőbél keletkezik.

a.

b. 79. ábra. Fosszíliák (a. testfosszília, b. kőbél) 8.4 Üledékképződési környezetek

Két nagy csoportot különböztetünk meg (80. ábra). Szárazföldi (kontinentális), az átlag tengerszint feletti üledékképződési környezet, ahol az üledékek vízből vagy levegőből rakódnak le és tengeri (marin) az átlag tengerszint alatti üledékképződési környezetet.

80. ábra. Üledékképződési környezetek 8.4.1 Kontinentális környezetek

93

Kontinentális környezetekben az üledékgyűjtő kialakulásának, vagyis az üledékképződésnek sokkal kisebb az esélye, mint a tengeri környezetben. A kontinensekre a lepusztítás, lehordás jellemző. Mindezek ellenére kialakulnak kisebb nagyobb üledékgyűjtők a kontinenseken is. Itt a következő környezeti egységek ismerhetők fel: eljegesedett, sivatagi, folyóvízi, tavi, mocsári. Eljegesedett (glaciális) területek: két típus különíthető el, a magashegységek hóhatár feletti területei, ahol a fő felszínformáló és anyagszállító folyamatokat a gleccserek végzik, és a magasabb szélességek eljegesedett területei, ahol a jégtakarók pusztítják a felszínt. A gleccserek, jégtakarók, gleccserpatakok által szállított, és az olvadási zónában felhalmozott, osztályozatlan, rétegzetlen, még laza állapotú törmelékes üledéket till-nek nevezik. A kőzetliszttől a durva törmelékig fordulhatnak benne elő üledékek. Ha ez az üledék kőzetté válik tillit-nek nevezzük. A másik erre a környezetre jellemző üledék a szalagos agyag, vagy varv. Igen szabályosan, finoman rétegzett üledék, amely a gleccserhomlok előterében lévő kis tómedencékben az olvadékvizek lebegő finomhordalékából képződnek. Minden évnek egy világosabb és egy sötétebb réteg felel meg a tél és a nyár váltakozásának megfelelően. Az eljegesedés biztos bizonyítéka a gleccserkarcokkal borított sziklafelszín, a rátelepült tillit az erratikus blokkok jelenléte. Sivatagi (arid) környezetek. Jellemzőek rá a futóhomokból felépülő homoktestek (vörös homok), amelyekhez evaporitok és vádiüledékek kapcsolódnak. Ezek együttes megléte bizonyítja biztosan a valamikori sivatagi környezet meglétét, ugyanis futóhomok képződhet humidus területek tengerpartjain is és vörös rétegek sem mind sivatagi területeken keletkeztek (bauxit). A sivatagok időszakosan működő folyóvölgyeiben a ritka, évi 100 mm alatti záporvizek vegyes anyagú, rosszul osztályozott üledékeket raknak le. Ezek az un. vádiüledékek. Anyaguk uralkodóan homok és apró kavics. A vádik végénél gyakran alakulnak ki szebkhák, amelyek kiszáradása esetén a víz oldott sótartalmából bepárlással gipsz, szóda, kősó, keserűsó, borax stb. válhat ki, amelyekből sós sivatagok képződhetnek. Folyóvízi környezetek. Elsősorban közép és alsószakaszú folyók egykori környezetét ismerhetjük fel, mivel itt csökkent le annyira a vízfolyás energiája, hogy nagyobb mennyiségű hordalékot rakhasson le. Ahol a felsőszakasz jellegű folyó kiér a hegylábi területekre az esés hírtelen csökkenése miatt durvaszemű rosszul osztályozott un. törmelékkúpokat rak le. A közép- és alsószakaszjellegű folyók a lerakott üledékből alluviális síkságot (alluvium = lat. hordalék) alakítanak ki, ezen kanyarognak. A Huang-Ho allúviuma 2000 m vastag, a feltöltődés sebessége 1,5 cm/év. Az ártéri üledékek olyan üledékek, amelyek árvizek idején az árterekre sodródva ott ülepednek le, alkalmanként mm-cm vastagságban. Anyaguk a medenceterületeken túlnyomóan agyag, kőzetliszt, finomhomok és sok szerves eredetű, főleg növényi törmelék. Kiterjedésük több tíz km hosszú, néhány km széles és 10-100 m vastag is lehet, sőt süllyedő területeken ezt is meghaladhatja. Általában párhuzamos rétegzettség jellemző rá. A deltaüledékek sok hordalékot szállító, kis esésű folyók hatalmas hordalékkúpjai, amelyek 20-120km2 kiterjedést is elérhetnek. A mai folyók legnagyobb deltáiban évente 100-470×106 tonna üledék rakódik le. A deltaüledékek rendszerint agyagos, kőzetlisztes összetételűek. A deltaüledékek intenzíven töltik fel a sekélytengereket, miközben oldalirányban is vándorolhatnak. A mederüledékeket durva homok és kavics alkotja, míg a folyóparti üledékeket finomhomok és agyag. Tavi üledék. Tómedencékben változatos összetételű és származású felhalmozódások rakódnak le, amelyek a betemetődés és konszolidáció során idővel szilárd üledékes kőzetekké válnak. Képződése szerint lehet törmelékes (kavics, homok, agyag), vegyi (tavi kréta, kősó, gipsz) és szerves üledék (tőzeg). Édes- és félsósvízű tavakban, a partközelben durvábbszemű törmelékes, beljebb finomabb szemű törmelékes és vegyi üledékek lerakódása jellemző. Ahol a törmelékes üledékképződés lassú és alárendelt, ott a feldúsuló növényzet miatt a partközelben tőzeg, beljebb iszap képződik. A feltöltődés során a tőzegesedés a tómedence belsejére is kiterjedhet. Sós tavakban főleg vegyi üledékek válnak ki.

94

Mocsári üledékek. A mocsarak dús növényzetű, sekélyvízzel borított, változó kiterjedésű területek, amelyek kialakulhatnak tavak folyóholtágak feltöltődésével vagy lefűződő sekély tengeröblökben. Nyugodt üledékképződés jellemzi őket. A befolyó vizek kis energiájúak és főleg finomszemű üledékeket halmoznak fel. Ahol a törmelékbehordódás minimális, ott a növényi anyag felhalmozódása és tőzegesedés jelentkezik. 8.4.2 Tengeri környezetek Bár a tengerekben kedvező az üledékképződés, mégsem képződik mindig és mindenütt üledék. Az üledékképződés függ a tengeráramlások erejétől és a tengerfenék morfológiájától. Az üledék összetételét pedig a partoktól való távolság, a vízmélység és a klíma határozza meg. Tengeri üledékképződési környezeteken belül megkülönböztethető partvidéki, self, kontinentális lejtő és óceán, ill. beltengeri környezetek. A partvidék. A folyóvízi környezeteknél már említett delta az átmeneti terület a folyóvízi és tengeri üledékek között. A litorális környezet (lat. litoralis = parti) a tengerek (tavak) részben növényzettel borított partmenti sávja, amelyen a hullámzás, ill. az árapály romboló, áthalmozó, hatása érvényesül, ahol időszakosan előfordul a vízborítás. A meredek partokon az abrázió miatt az üledékképződés szinte lehetetlen, lerakódások csak a parttól távolabbi területeken lehetséges. Lapos homokpartoknál a parttal párhuzamosan homokzátonyok halmozódnak fel, melyek idővel a vízszint fölé emelkedve lagúnákat gátolnak el. A lagúnák a sekélytengeri üledékképződés legfontosabb színterei. Állhat kapcsolatban a nyílt tengerrel, s lehet többé-kevésbé zárt is. Sótartalom alapján megkülönböztethető szabályos (normál sósvízi), amely kapcsolatban áll a nyílttengerrel, brakk-vízi (kiédesedő), melynek összetételét a beömlő folyók határozták meg és hiperszalin (bepárlódó) lagúnák, ahol az elzárt lagúnának folyóvízi utánpótlása nincs, így csökkenő mennyiségű vize mindinkább betöményedik. A self a kontinentális kéreghez tartozó, sekélytengerrel borított kontinentális talapzat, amely párkányszerűen övezi a szárazföldeket. Átlagos szélessége kb. 70 km, de néhol jóval több is lehet. A parttól távolodva enyhén lejt. Külső peremén 200 m körüli a vízmélység, de ritkán 300-500 m-t is elérhet. Felülete feltöltött síkság jellegű. A stabil selfek mereven, a kontinenshez forrottan minimális mozgást végeznek, de az összetördelt és szerkezetileg labilis selfeken süllyedő mozgás esetén sokszor több száz méteres iszap vagy homokos-karbonátos üledékösszletek halmozódhatnak fel. A regresszió és transzgresszió a selfeket érinti először, és a beömlő folyók hordalékai is ezeken halmozódnak fel, kitolva a kontinens határát. A selfek külső oldalukon a selflejtők vagy kontinensperemi lejtőknél elvégződve átmennek az óceánfenéki medencébe. Kontinentásis lejtő és óceáni medence. A kontinentális lejtő a kontinentális és az óceáni litoszféra lemezek átmeneti zónája, amely a selfek átlag 200 m mély vízborítású peremétől átlag 3000 m mélységig az óceáni medencék felé lejt. Lejtése 4-7°, de néha 40-45°os is lehet. Szélessége rendszerint kisebb, mint 200 km. Felszíne a tömegmozgások és torkolat előtéri üledékáthalmozások miatt helyenként tagolt lehet. Az ilyen lejtőkön gyakoriak a felgyűlt szárazföldi eredetű hordalékoknak zagyárként való lezúdulásai. Az óceáni medencék (3000-6000 m) nyíltvízi üledékeit abisszikus óceáni üledékeknek nevezzük. A szárazföldi eredetű üledékek szerepe alárendelt (nem éri el a 20 %-ot). Jellemzőek a lebegve besodort agyagásványok, a planktonikus vázmaradványok és a kozmikus eredetű por. A felszín 50%-át meszes iszapok alkotják. Jellemzőek a kovavázakból álló üledékek Helyenként felszaporodnak az 1-30 cm átmérőjű mangángumók. Beltengerek (epikontinentális tengerek). Olyan sekélytenger, amely a tengerelöntés során időlegesen árasztja csak el a szárazföld egy részét. A világtengerekkel csak keskeny szoroson keresztül érintkeznek. A tengerjárás hatása jóval kisebb, mint az óceánokban és a hullámzás is gyengébb. Az üledékképződés hasonló az óceánokéhoz.

95

9. A Föld és az élet fejlődésének legfontosabb eseményei 9.1 Prekambrium A prekambrium jelentése kambrium előtti. A Föld keletkezése és a kambrium közötti földtörténeti időszak. 4,6 milliárd éve kezdődött és 570 millió éve fejeződött be, tehát a földtörténet 87 %-át felölelő időegység. A vége felé már kifejlett élővilág létezett. A prekambriumot fel szokták osztani egységekre (priscoikum, archaikum, proterozoikum), de ezekről, minél távolabb nyúlunk vissza az időben, annál kevesebb biztos információval rendelkezünk, ezért nem tagolhatók elég biztosan kisebb egységekre. 9.1.1 Ősföldrajzi viszonyok Dél-Afrikában a Swaziföld-Rendszerben talált első árapályüledékek arra utalnak, hogy 3200 millió évvel ezelőtt a Hold már földkörüli pályán mozgott. Az árapályöv jóval szélesebb volt a mainál, amiből arra lehet következtetni, hogy a Hold-Föld távolság a mainál kisebb lehetett. 3900 – 4200 millió évek között egy óriási meteorzápor érte a Földet. Ennek illetve a Hold árapálykeltő tevékenységének köszönhetően kéregalatti olvadás indult meg a Földön és a Holdon is, amely elindította a magmatizmust. A magmatizmus termelte gázokból létrejött a Föld ősi légköre. A prekambriumban alakult ki a Paleotethys, amely az egyenlítő mentén választotta el egymástól az É-i szárazföldet (Laurázsia) és a D-i szárazföldet (Gondwana). A mai szárazföldek kb. 20%-án található prekambriumi kőzetek. Ezek adják a pajzsok és kontinentális táblák fő tömegét. Ezek a pajzsok a mai kontinensek magjai. Azonban a pajzsok területén sem egykorúak a kőzetek, mivel a különböző időszakokban felgyűrődött majd konszolidálódott üledékek egymáshoz forrásából alakultak ki, vagyis a kratonok több hegységképződési szakasz anyagából alakultak ki. A földtörténet során még felismerhető orogén szakasz a katarchai (3000 millió év) óta kb. 40-50 orogén szakasz mutatható ki (egy-egy hegységrendszer területén 2-8), amelyeket hegységképződési ciklusokba szoktak összevonni. Az északi féltekén az asszintikum (1000 millió év) óta három nagy tábla alakult ki, amelyek később Laurázsiát alkotják. 1. Laurencia – vagy Észak-Amerikai tábla, amely magába foglalja Grönlandot, a Kanadai-pajzsot. A Kanadai-pajzs legidősebb része az Algoman-Saganagan mag 2300-3300 millió éves, a Slave 2500 millió éves. Ezek között húzódott a Churchill-geoszinklinális, amelynek konszolidálódása újabb területtel növelte a pajzsot. Prekambriumi szubvulkáni környezethez kapcsolható a világ legnagyobb nikkel előfordulása Sudbury vidékén. A Kanadai-pajzstól Ny-ra húzódó geoszinklinálisban lerakódott üledékek tanulmányozhatók a Grand Kanyon területén. Labrador területén csaknem az összes, a Kanadai-pajzsot érintő hegységképződési ciklus kőzetei megtalálhatók. 2. Fennoszarmácia – Kelet-Európai vagy Orosz-tábla, amelynek finn-karéliai részét Balti-pajzsnak nevezik. Magába foglalja Kelet-Skandináviát, Finnországot, Karéliát, a Kolafélszigetet, D felé pedig átmegy az Orosz táblába, ami a K-Európai-síkság aljzatát képezi. A Balti-pajzsról a kiemelkedés következtében teljesen lepusztultak az üledékek, csak a negyedidőszaki eljegesedések morénái láthatók. Az Orosz-táblán viszont megmaradt, mégpedig D felé egyre vastagabb településben. A Balti-pajzs legidősebb része a Kolafélszigeten található katarchaikumi (3000-3500 millió év) orogenezis kőzetei képezik. Ehhez kapcsolódik a Saamiumi geoszinklinálisban lerakódott, ma ÉK-Finnországban és a Kolafélszigeten található, Saamidák (2400–2700 millió év) üledékei. Ezekhez kapcsolódik a Belomoridák (2000-2200 millió év) sorozata. A Svekofenidák és Karelidák 1700-1800 millió éves metamorfitjai É-Norvégiától K-Ukrajnáig húzódnak. 1250-1500 millió évvel

96

ezelőtt alakultak ki a Pregotidák és Gotidák sorozatai, amelyekhez a Dalslandikum 900 millió éves kőzetei csatlakoznak. 3. Angara-pajzs – vagy Szibériai-tábla. Ide tartozik még a Kínai-tábla is, amely az asszintikum óta több darabra szakadozott. A déli féltekén négy idős tábla található, a későbbi Gondwana alkotói. 1. Brazília. Dél-Amerikában három nagy pajzs található: É-on a Guyanai-, Középen az Amazonasi-, D-en a Platai-pajzs. 2. Afrika, Arábia és Dekkán. Afrika legidősebb képződménye a 3500 millió éves Swazilandi Főcsoport, ezen kívül meg kell még említeni a Witwaterstandi Főcsoportot (egykorú a Belomoridákkal – 2000 - 2200 millió év), a Transvaali Főcsoportot, amelyet a Bushveldi vulkanizmus tört át. A 600-700 millió éves Namai Rendszer nagyon sok kövületet tartalmaz. Az Indiai-félsziget kétharmadán találhatunk prekambriumi képződményeket. 3. Ausztrália Ny-i felét az Ausztrál-pajzs építi fel. 4. Antarktisz. A prekambrium során a Közép-Európai terület geoszinklinális volt. Ilyen idős kőzeteket a Variszkuszi és Alpi hegységrendszerek területén találhatunk. Pl. a Cseh-masszívum területén (Moldanubia és Brioveri), a Szudétákban, az Érchegységben, a Vogézek és a Feketeerdő területén, valamint az Alpok központi kristályos övében. 9.1.2 A prekambrium éghajlata Az archaikum (4000-2500 millió év) éghajlatáról szinte semmit sem tudunk. 2300 millió évvel ezelőtt a mai Huron-tó környékén található jégkarcok és tilliösszletek alapján eljegesedésre lehet következtetni. A paleomágneses adatok szerint az É-i sark ekkor a mai É-i szélesség 22º-ra és a Ny-i hosszúság 97º-ra esett. Dél-Afrikában hasonló korú glaciális üledékeket találtak. Afrikából, É-Amerikából, Ausztráliából és Indiából vastag mészkő, dolomit és üledékes vasércformációk ismertek, ami meleg klíma jelenlétére utal. A középső-proterozoikum végén kb. 1200 millió éve újabb jégkor volt, előtte és utána azonban a mészkő lerakódásokból ítélve meleg éghajlat uralkodott. Az új-proterozoikumból két eljegesedés volt, amelynek nyomai az Antarktisz kivételével minden kontinensen megtalálhatóak. Az első kb. 900 millió éve, a második kb. 650 millió éve lehetett. Az utóbbi tillitösszletei az alsó kambriumban is megtalálhatóak. 9.1.3 A prekambrium élővilága A prekambrium elején ment végbe az a folyamat, amelynek során a Föld őslégkörének gázai, egyszerű szerves vegyületei (metán, ammónia, hidrogén, vízgőz) az ultraibolya sugarak hatására reakcióba léptek és e reakciók révén kialakultak az aminosavak, az aminosavak polimerizációjával pedig a fehérjék. Az élet kialakulásának két szakaszát különíthetjük el: kémiai és biológiai fejlődési szakasz. A biológiai evolúció az élővilág fejlődése a legegyszerűbb élőlényektől a legbonyolultabb szervezetekig. Ebben a szakaszban a fotoszintézis megjelenésével a Föld légköre fokozatosan feltöltődik oxigénnel. Az ózonréteg ma kb. 50 km magasságban van. Az archaikumban a felszínközelben lehetett, így a szárazulatokon az élet elképzelhetetlen. Az élet a tengerekben fejlődhetett, de legalább 10-13 m vastag vízréteg alatt, ennyi kell ugyanis az ultraibolya sugarak kiszűréséhez. Az élővilág jellemzője, hogy az egyes élőlények függenek a környezetüktől. Fennmaradásukban a kiválasztódás elve érvényesül. Ha az élőlények új környezetbe kerülnek, a természetes kiválogatódás olyan irányba hat, amely megfelel a megváltozott körülményeknek. Emiatt a helyben maradottak és az elvándoroltak elkülönülnek egymástól, új faj jön létre. 97

A evolúció három irányba hat: 1. Az élőlények egyre tökéletesebben alkalmazkodnak az életkörülményeikhez. 2. Egyre bonyolultabb és nagyobb teljesítményre képes szervezetek alakulnak ki. 3. Maga után vonja az élőlények nagyszámú szétágazását, fajokra különülését. Feltételezhető, hogy az élet a Földön 3800 millió évesnél nem idősebb (addig nem volt cseppfolyós víz és a hőmérséklet is túl magas lehetett). A legidősebb fosszíliák baktériumokra és kékmoszatokra emlékeztető gömbszerű mikrostruktúrák. A ma ismert legidősebb ősmaradványok a grönlandi 3800 millió éves Isua Sorozatban, Ny-Ausztráliában a Pilbara hegységben a 3500 millió éves Warrawoona és a 3300 millió éves D-Afrikai Swazilandi Főcsoportba találhatók. Ezek gömb és pálcika alakú 103µm nagyságú szervezetek, amelyeket E. S. Barghoorn és J. W. Schop (1965) Eobacterium isolatum néven írtak le.

81. ábra. A legelső életnyomokat tartalmazó formációk eloszlása a Földön (1. Isua sorozat, 3800 millió év; 2. Gunflint Formáció, 2000 millió év; 3. Soudan Formáció, 2700 millió év; 4. Fig Tree Csoport, 3200 millió év, Eobacterium isolatum; Swazilandi Főcsoport, 3300 millió év; Bulawayo Csoport, 3000 millió év, sztromatolitok; 5. Pilbara-hegység, 3500 millió év; 6. Bitter Springs, 1000 millió év, eukarióták; 7. Pound Formáció, 1000 millió év, Ediacarai fauna) A fejlődés további lépését jelentette a még sejtmag nélküli, de már fotoszintetizáló növények kialakulása jelentette. DK-Afrikában a Bulawayo Csoportban 3000 millió éves sztromatolitokat (kék- és zöldalgák alkotta mészkőtestek) találtak (82. ábra). Az USA-ban, Minesotában a 2700 millió éves Soudan Formációban szénhidrogéneket és kékalgákat találtak. A D-Afrikai Transwaal Főcsoportból sejtmaradványokat írtak le. Kanadában a 2000 millió éves Gunflint Formációban szénhidrogének, baktériumok és spórák kerültek elő.

98

82. ábra. Sztromatolitos mészkő 1800-2000 millió éves az első vörös színű üledék, amelynek keletkezéséhez oxigénre volt szükség. Ekkor már olyan mértékű volt a légköri oxigénkoncentráció, hogy a prokariota sejtekből eukarióta sejtek alakulhattak ki. Amikor a légköri oxigén elérte a mai koncentráció 0,01 %-át akkor sok primitív szervezet áttért az anaerob fermentációról a légzésre. A légzéssel 40-50-szer annyi energia szabadult fel, mint a fermentációval, vagyis ennyivel több energiát használhatott fel az adott szervezet. Ez nyithatta meg az utat a keringési, emésztési és idegrendszer kialakulása felé. A 0,01 %-os oxigénkoncentrációnál már elég volt 30 cm-nyi vízréteg az ultraibolya sugarak kiszűréséhez. A növények először az óceánokat népesítették be, ez alapot adott a növényekkel táplálkozó állatok kialakulásához is. A legidősebb állatnyomok 1000 millió évesek és Zambiából kerültek elő. A leggazdagabb állatmaradványok Ausztráliából Ediacarából kerültek elő, ez az un. Ediacara Fauna (81. 83. ábra). Kora kb. 680 millió éves. Lebegő, úszó és a tengerfenéken mászó, vagy rögzített életmódok folyatattak. Jellemző a nagy egyed-, de kis fajszám. Leginkább űrbelűek (medúza), gyűrűs férgek és ízeltlábúak alkották. Az Ediacara Fauna kb. 100 millió évig élhetett.

99

83. ábra. Az ediacarai fauna rekonstrukciója 1-10. Meduzák és pelmatozoák (Coelenteraták). 11. Annelida: Spriggina flaundersi. 1214. Annelida: Dickinsonia sp. 15. Arthropoda: Paravancorina. 16. Arthropoda: Praecambridium. 17. Tribrachidium. 18 Algák. A prekambrium és kambrium határán az állatok több törzsénél szinte egy időben alakult ki a szilárd váz. 9.2 Paleozoikum 9.2.1 Ősföldrajzi viszonyok A paleozoikum (gör. műszó) a földtörténeti idő, amely a kambrium, az ordovicium, a szilur, a devon, a karbon és a perm időszakokat foglalja magába. 570 millió éve kezdődött és 250 millió éve fejeződött be. A prekambrium végének ősföldrajzára jellemző, hogy Gondwana egységes, Laurázsia viszont két helyen felhasadt, s e két geoszinklinális rendszer három részre osztotta. Kanada és Fennoszarmácia között a Japetus-óceán v. Kaledóniai-geoszinklinális (Caledonia – Skócia ősi neve) húzódott. Angara és Fennoszarmácia között pedig az Urali-óceán nyílt ki. E három pajzstól D-re húzódott a Paleotethys. Gondwana az egész paleozoikum folyamán egységes kontitentális táblát alkotott, amelyet É-on a Paleotethys, K-en és D-en a Tasmangeoszinklinális, Ny-on és D-en az Andesi-geoszinklinális határol (84. ábra).

84. ábra. A kontinensek helyzete az alsó-kambriumban (1. Kanada, 2 Grönland, 3. Fennoszarmácia, 4. Angara, 5. Új-Guinea, 6. Ausztrália, 7. Antarktisz, 8. Guyanai- és Brazil-pajzs, 9. Afrika, 10. India, 11. Madagaszkár; A. Japetusóceán, B. Urali-óceán) A Kaledóniai-geoszinklinális, vagy Japetus-óceán az új-proterozoikumban jött létre (Kaledóni Skócia latin neve). Az óceán a D-i féltekén meridionális irányban húzódott. A Balti-pajzs felé eső partja Anglia és D-Írországnál húzódott, É-Írország és Skócia pedig Laurenciumhoz tartozott. A középső ordoviciumban egy nagyon intenzív nyílási szakasz történt, ezt a fokozott óceánközépi bazaltképződésekből lehet tudni. Az ordoviciumban és a szilurban flis rakódott le. Az ordovicium végére az óceáni kéreg felemésztődött, a szilur végére teljesen be is záródott, kialakul a Kaledóniai-hegységrendszer. Ettől kezdve Laurencia és Fennoszarmácia az Atlanti-óceán kinyílásáig (kréta) egységes maradt. A devon elején az akkori egyenlítő mentén húzódott az Urali-geoszinklinális. Ettől Éra van Angara, D-re a Laurenciumból és Fennoszarmáciából álló kontinens. Fennoszarmácia és Gondwana között húzódott a meridionális irányú Paleotethys. A devon folyamán ezen a területen a Kaledóniai-hegységrendszer lepusztulásából származó törmelékanyag rakódott le, 100

amit „Régi Vörös Homokkő” összletnek neveznek. A „Régi Vörös Homokkő” szárazföldi kifejlődésű, sivatagi vagy szemiarid eredetű üledék. Rajta időszakos tavak jöttek létre, amelyek a száraz időszakok alkalmával kiszáradtak. Az ilyen tavakban csak speciális élőlények maradtak meg, olyanok, amelyek a száraz időszakot tüdővel való légzéssel élték át. A Kaledóniai-hegységrendszer maradványai Európában az Észak-Ír-hegyvidék, a Grampianhegység és a Skandináv-hegység, Észak-Amerikában pedig az Appalache É-i része. A Régi Vörös Kontinenstől D-re húzódott a Varisszkuszi-geoszinklinális (Variszkusz néptörzs, egykor a németországi Fichtel-hegységben élt) vagy Rheic-óceán. Az üledékgyűjtő a szilur-devon határán alakult ki, fejlődését számos mikrolemez határozta meg. A karbon végén és a perm elején (85. ábra) a Variszkuszi-geoszinklinálisban felgyűlt üledékek a karbon közepén a meggyűrődtek, majd kiemelkedtek, kialakult a Varisszkuszi-hegységrendszer, ezzel együtt bezáródott a Paleotethys. A Varisszkuszi- vagy Hercíniai-hegységrendszer Európában a Francia-középhegységből indult ki és két ágban folytatódott. A Ny-i „armorikai” ((Bretagne és Normandia latin neve) ág Bretagneon át DNy-Anglia felé nyúlik, a másik ág, a szűkebb értelemben vett Varisszkuszi hegység (vagy Hercinidák – a Harz-hegység latin nevéről), Kfelé a Szudétákig húzódik. Részei a Rajnai-palahegység, Harz, Keleti-Szudéták, Haardt, Odenwald, Spessart, Thüringia, Szászország, Nyugati-Szudéták, Vogézek, Fekete-erdő, Csehmasszívum. A permben a Varisszkuszi-hegységrendszert erős lepusztulás érte. Üledékeit „Új Vörös Homokkő” összletnek nevezik. A prekambriumban és a paleozoikum elején kialakuló Urali-óceánban (Uraligeoszinklinális) sok ezer méter vastag agyagpala, homokkő és vulkanit rakódott le. Az ordoviciumban erőteljes süllyedés indult meg. Az üledékképződéshez intrúzív benyomulások és andezites-bazaltos vulkanizmus kapcsolódott. Erősödő deformációs hatások mutathatók ki a szilurban, a devon közepén pedig emelkedés figyelhető meg. A fő gyűrődési és kiemelkedési időszak a varisszkuszi orogenezishez kapcsolódott. A legintenzívebb kiemelkedés a perm elején következett be.

85. ábra. A kontinensek helyzete a permben (1. Kanada, 2. Grönland, 3. Brazília, 4. Afrika, 5. Antarktisz, 6. Ausztrália) Az Urali-óceán bezáródásával Laurencia-Fennoszarmácia ütközött Angarával, létrejött Laurázsia, a Paleotethys bezáródásával együtt pedig létrejött az összes szárazföldet magába foglaló Pangea. Az új-proterozoikumban kialakuló Kaledón-geoszinklinálisnak, É-Amerikában az Appalachei-geoszinklinális felel meg. Ez választotta el a Kanadai-pajzsot Fennoszarmáciától. 101

A Kanadai-pajzsot D-en a Paleotethys szegélyezi. A pajzs másik oldalán a Sziklás-hegységigeoszinklinális található. Általában a Kaledon hatások gyengék É-Amerikában. Az Appalachei-geoszinklinálisban a varisszkuszi hegységképződés játssza a fő szerepet. A Gondwanai őskontinenst É-on a Paleotethys határolta, amelynek üledékei a kambriumtól a karbonig az Atlasz-hegységtől az Etióp-pajzsig rakódtak le. A paleozóos üledékek a varisszkuszi orogenezis folyamán meggyűrődtek, majd konszolidálódtak. Ausztrália K-i részén a mai Tasmániáig a Gondwanát K-en és D-en övező Tasmániaigeoszinklinális húzódott. A Kaledon orogenezisnek megfelelő hegységképződés itt is a szilur végén játszódott le. A geoszinklinális keleti sávja meggyűrődött, kiemelkedett, a Ny-i részen hasonló folyamatok csak a Varisszkuszi kéregmozgások hatására következtek be. A Tasmangeoszinklinális története a perm végével teljesen lezárult. A Tasman-geoszinklinális közvetlen folytatása K felé az Andesi-geoszinklinális, amelynek paleozóos történetéről keveset tudunk, mivel a fiatal alpi orogenezis a mezozoikum folyamán sok korábbi nyomot eltüntetett. Gondwana területén vastag szárazföldi üledékösszlet képződött. Az üledékképződés a karbonban indult meg és a mezozoikumban is folytatódott. Indiában, D-Afrikában és DAmerikában hasonló kifejlődéseket találunk, amelyet Indiában Gondwana Formációnak, Dél-Afrikában pedig Karroo Formációnak neveznek. 9.2.2 A paleozoikum éghajlata Az éghajlati övek a pólusvándorlás miatt eltérnek a maitól. A kambrium elején a mészkövek feltűnő hiánya alapján az egész Földön hűvösebb klímát tételezhetünk fel. Az alsó-kambrium vége felé jelenik meg a zátonymészkő fácies. Ezek É-Szibériából, Ausztráliából ismertek. A földtörténet folyamán először halmozódtak fel nagyobb mértékben sókőzetek és vörös homokkövek, bizonyítva a száraz-meleg klímát. A ordovicium és a szilur kiegyenlített meleg éghajlatáról a glaciális üledékek teljes hiánya és a korallzátonyok általános elterjedése tanúskodik. A devonban a laurázsiai régi vörös homokkövek meleg, szemiarid klíma alatt képződtek. A devon-szilur időszakok a földtörténet legjelentősebb zátonyképző időszakainak egyike. Zárt növénytakaró ekkor még nincs. Az alsó-karbonban a mészkő gyakorisága, a korallzátonyok egészen a mai É-i 78º szélességi körig való elterjedése, kiterjedt trópusi övet bizonyítanak. A felső-karbon nagyfokú kőszénképződése a Varisztidák láncai mentén nedves forró égövi klímát jelez. Az É-i szárazföldön a karbon végén csökken a kőszénképződés, száraz meleg éghajlat alakult ki, ugyanakkor Gondwanán több helyen eljegesedés jelei mutathatók ki. A permben Laurázsia nagy részére a kontinentális klímába tartozott. A szárazabbá váló éghajlat következtében a beltengerek lagúnák vizének bepárlódása következtében kiterjedt evaporitképződés jött létre. Gondwanán a karbon legvégén és a perm legelején nagy kiterjedésű belföldi jégtakaró kialakulásával valódi jégkorszak alakult ki. Ennek bizonyítékai a tilliteken kívül a hűvös klímát kedvelő Glossopteris flóra maradványai. Az éghajlat felmelegedése csak a felsőpermre tehető. 9.2.3 A növényvilág fejlődése a paleozoikumban A Föld története mind az állatvilág, mind a növényvilág fejlődése alapján tagolható. Ez a tagolás eltér az állatvilág alapján való tagolástól. A földtörténet egészére nézve: 1. Adendrikum (Fátlanság kora) – prekambrium, kambrium. 2. Protodendrikum (Ősharasztok kora) – ordovicium, szilur, devon. 3. Paleodendrikum (Erdők ókora, harasztok kora) – devon, karbon, alsó-perm. 4. Mesodendrikum (Erdők középkora) – felső-perm, alsó-kréta. 102

5. Kainodendrikum (Erdők újkora) – felső-krétától napjainkig. A kambriumban és az ordoviciumban folytatódik a fátlanság kora. Uralkodóak a vízinövények. Továbbfejlődnek a zöld és kékmoszatok, amelyeknek a mészkőképződésben volt fontos szerepük. Az ordoviciumban megjelennek a mohák. A szilur az ősharasztok kora. Ekkor a szárazföldi növények még csak nagyon kezdetlegesek voltak és nagyon szűk térre korlátozódtak. A devonban kialakult az a kedvező atmoszféra, amely már megvédte a növényeket az ultraibolya sugaraktól, így ebben a korban elterjedhettek széles körben a szárazföldi növények. A devon az ősharasztok virágzásának és hanyatlásának korszaka. Emellett a devonban bontakozik ki a harasztok körében a korpafüvek (Lycopsida), a zsurlók (Sphenopsida) és a páfrányok (Pteropsida) osztálya, valamint a nyitvatermők köréből a magvaspáfrányok (Pteridospermopsida) és az ősfák (Cordaitpsida) osztálya (86. ábra).

86. ábra. Pecsétfa törzsfelülete, a fa és a termés rekonstrukciója (balra). Lepidodendron és termésének rekonstrukciója (jobbra). A fák mérete kb. 20 m, a terméseké 30-50 cm. Mindkét fa a harasztok törzséből, a korpafüvek osztályába tartozik. Az ősharasztok először az árapályöv változó feltételeihez alkalmazkodtak, azután fokozatosan nyomultak előre a szárazabb területekre. Előrenyomulásukkal kialakult a talaj, a növénytakaró pedig csökkentette a lepusztulás hatásfokát. A paleozoikum leggazdagabb növényvilága a karbonban alakult ki. Ekkor keletkezett a Föld kőszénmennyiségének 50 %-a. Általánosan jellemző, hogy a méretek folyamatosan növekszenek. Ezzel kialakult a növényzet függőleges tagoltsága. A paleodendrikum flórájának virágkora a karbon. A meleg, párás klímaviszonyok között főleg mocsári növények éltek. E flóra növényei két fő csoportba foglalhatók. Spórás növények (korpafűfélék, zsurlók, páfrányok) és magvas növények (magvaspáfrányok és ősfák). A Gondwanai területen mérsékeltebb éghajlat uralkodott, itt a Glossopteris típusok uralkodtak (87. ábra). Ezek valószínűleg cserjeszerű növények lehettek.

103

87. ábra. Glossopteris levele és hajtása A felső-permben a nyitvatermők vették át az uralmat. A leggazdagabb ma is élő nyitvatermő osztály a fenyők osztálya (Coniferopsida). 9.2.4 Az állatvilág fejlődése a paleozoikumban A paleozoikumban már valamennyi ma élő állattörzs létezik. Ezek közül a legfontosabbak: Gerinctelen állatvilág Egysejtűek (Protozoa) – testük egyetlen sejtből áll, ez lát el minden funkciót. Legjelentősebb képviselőjük a Foraminiferák (88. ábra). Ezek a gyökérlábúak osztályába tartozó tengeri és csökkent sósvízi állatok, amelyek mészvázat, vagy homokszemcsékből apró kamrákra tagolt vázat építetek maguknak. A kambrium végén jelentek meg. Első felvirágzásuk a karbon és a perm idejére esett.

88. ábra. Foraminifera (karbon-perm). Átmérője 2mm. Szivacsok (Porifera) (89. ábra). Ide sorolják a kambrium egyetlen zátonyépítő szervezetét az Archeocyathus-t, ami kb. 8 cm hosszú és 1,5-2 cm átmérőjű lehetett. A középső-kambrium végén kihalt. A ma élő zátonyépítők, a korallok a triászban jelentek meg.

89. ábra. Szivacs (Astylospogina) (szilur) 104

Puhatestűek (Mollusca) valamennyi fontos, ma élő osztály már élt. A kagylók az ordoviciumban jelentek meg. A csigák pedig a kambriumban. Az ide tartozó lábasfejűek két alosztályra bonthatók: külső és belső vázasok. Külső vázasok a kambrium-ordovicium óta ismertek. Legfontosabb csoportjai a Nautiloideák és az Ammonoideák (90. ábra). Előbbi ma is él, utóbbi azonban a kréta végén kihalt.

90. ábra. Ammonitesz Ízeltlábúak (Arthropoda) – körében szervetlen váz ritkán fordul elő, ezért bővebb ismeretek a rákokról vannak. Rétegtanilag a háromkaréjos ősrákok (Trilobita) fontosak (91. ábra). Átlagméretük 2-3cm, de egyesek a 0,5m-t is elérték. A kambriumi fauna 60%-át ez az osztály adta.

91. ábra. Trilobita (kambrium) Rovarok (Insecta) – fejlődésmenetéről a rossz fosszilizációs lehetőségek miatt nagyon keveset tudunk. Első képviselőik a középső-devonban tűntek fel. Jellemző, hogy hatalmas méretekkel rendelkeztek. A 400 fajból 3 nagysága meghaladta a 3 cm-t is. A karbon rovarfauna leggyakoribb képviselői a csótányfélék. Pörgekarúak (Brachiopoda). A kambriumban már a fauna 30 %-át ők alkották (92. ábra). A devonig tovább növekszik a szerepük. A triásztól gyors hanyatlásuk figyelhető meg.

105

92. ábra. Brachiopodák (devon, karbon) Tüskésbőrűek (Echinodermata): A kambrium elejétől napjainkig él. Négy altörzsük közül három már a kambriumban létezett. Az óidő végén számos osztályuk kihalt. Ma csak a tengeri liliomok (Crinoidea) él (93. ábra). Belső vázuk uralkodóan mész anyagú lemezekből áll. Valamennyien tengeri környezetben élnek. Döntően mélytengeri faunaelemek, nyéllel rögzítve vagy lassan mászó életmódot folytatva.

93. ábra. Crinoidea (devon) Gerinces állatvilág Félgerinchúrosok (Hemichordata) – az alsó kambriumban jelentek meg, virágkorukat az ópaleozoikumban élték. Valamennyien tengeriek. A paleozoikumban inkább lebegő életmódot folytattak. A Graptoliták (94. ábra) kivételével nagyon ritka leletek közé tartoznak, mivel maradványaik nem alkalmasak a fosszilizációra.

94. ábra. Graptolita telep (ordovicium-szilur) A állatvilág egyetlen törzse a gerincesek törzse (Vertebrata) az, amelynek fejlődése kialakulása kezdetétől végig nyomon követhető. Az ordoviciumból már ismertek csontos pikkelymaradványok. A szilurtól áll rendelkezésre bővebb leletanyag. A gerincesek ősei a mai lándzsahalakhoz hasonló lények lehettek. A legkezdetlegesebb gerincesek az állkapocsnélküli halszerű víziállatok (Ostracodermi). Testükben már csontképződmények voltak, testük felszínét csontlemezek borították. A devonban az állkapocsnélküliekből fejlődtek ki az álkapcsos páncélos őshalak (Placodermi), uralmuk a permig tartott, ekkor kihaltak. A devonban ezekből fejlődtek ki a csontos és porcos halak, vagyis a ma élő halfélék. Szintén a devonban élték virágkorukat a tüdős halak, amelyek néhány képviselője még ma is él Ausztráliában, Afrikában és DAmerikában. A halak és négylábúak (Tetrapoda) között az összeköttetést a bojtosúszós halak jelentették. Ma élő képviselője a Latimeria (maradványhal). A Latimeria a bojtosúszós halak fejlődésben megrekedt csoportjához tartozik. A törzsfejlődési sikert az az ág érte el, amelynél kialakult a belső orrnyílás, így javult a szaglása és csukott szájjal is tudott lélegezni, akkor is, amikor a zsákmányt mér a szájában tartotta. 106

A gerincesek esetében a szárazföldre kerüléskor különösen fontos volt szem kiszáradás elleni védelme. A látás védelmére kialakult a szemhéj, amelynek periodikus mozgatásával az állat nedvesítette a szemét. A bojtoszúszósok valószínűleg azért hagyták el a vizet, mert túlnépesedtek, esetleg táplálékhiány léphetett fel. A fejlett páros úszókból kialakult végtagok segítségével átvonszolták magukat a szomszédos mocsárba, így kialakult az a képességük, hogy végtagjaik segítségével cserélhettek életteret. Fokozatosan kialakultak az első kétéltűek, amelyek már nem a vízből nyerték táplálékukat, hanem vagy szárazföldi növényeket, vagy ízeltlábúakat, vagy növényevő társaikat fogyasztották. A szárazföldön a nehézségi erő másképpen hat, mint a vízben, ezért erős csontváz kialakulására volt szükség. A test felemelése fontos, mert megakadályozza, hogy az állat bőre az egyenetlen felszínen megsérüljön. A jobb mozgás érdekében a mellső végtag elkülönül a fejtől. A vállöv kialakulásával az állat elfordíthatja és felemelheti a fejét anélkül, hogy a mellső végtagját mozdítania kellene. Az őskétéltűek virágkora a karbonba volt, a triász végén kihaltak. Az első hüllők a karbonban jelentek meg. Azokból a kétéltű csoportokból fejlődtek ki, amelyeknek erősebb és hosszabb végtagjaik voltak, így gyorsabban tudtak támadni és menekülni is. A szárazföldi élet szempontjából fontos volt a tojás fejlődése, amely a kiszáradástól és ütéstől védi az embriót. Az embrió a tojásban levő tápanyagokkal táplálkozik. A tojás tette lehetővé, hogy a hüllők a mocsárerdőket elhagyják és a szárazföldet belsejében és a magasabb térszíneken telepedjenek le. A perm száraz éghajlata is kedvező feltételeket biztosított a hüllők fejlődéséhez. Az őskétéltűek nedves élőhelyei erősen háttérbe szorultak, ami az őskétéltűek hanyatlásához vezetett. A permben és a triászban élt a Therapsida hüllőcsoport, amelyekből a felső triászban kialakultak az emlősök. Az emlősszerű hüllők a felső-permben a belső hőszabályozási fejlettségi fokra jutottak el. Ezt látszik bizonyítani az is, hogy élőhelyük a hideg telű Gondwana volt. A paleozoikumban a madarak és az emlősök kivételével valamennyi gerinces osztály kialakult. 9.3 Mezozoikum A mezozoikum (gör. műszó jelentése közép állatidő) a földtörténet középideje vagy másodideje, mely 250 millió éve kezdődött és 67 millió éve ért véget. Triász, jura és kréta időszakokra bomlik. A triász 35, a jura 58, a kréta pedig 70 millió évig tartott. A triász neve a Németországban tanulmányozott hármas tagolódású kifejlődésből ered, a jura a Jurahegységről, a kréta pedig az írókrétáról kapta a nevét. 9.3.1 Ősföldrajzi viszonyok A triászban a kontinensek még összefüggő szárazulatot alkottak, a Pangeát, amit a Panthalassza ősóceán fogott közre (95. ábra). Belsejébe kelet felől az Egyenlítőmentén Laurázsia és Gondwana közé a Tethys tenger nyomult be. A Pangea feldarabolódása a triász vége felé kb. 200 millió éve kezdődött, hasadékrendszerek kialakulásával és hátságok létrejöttével.

107

95. ábra. A kontinensek helyzete a triászban A Tethys legnagyobb szélességét a mai India és Közép-Ázsia között érte el. Európa és Afrika közé benyúló része ék alakban elkeskenyedett. Ugyanezen a területen az Afrikai kontinensről több mikrolemez szakadt le, amelyek az óceánt tagolták, részmedencéket alakítottak ki. A jura elején egy Y alakú hasadékrendszer mentén Gondwanaföldről levált az Antarktisszal egységes Ausztrália és az É-i irányban gyorsan mozgó India. 140-150 millió évvel ezelőtt kezdődött meg Afrika és D-Amerika szétszakadása, így született meg az Atlantióceán D-i medencéje. A régi Gondwanaból már csak Ausztrália és Antarktisz függött össze. India egyre jobban megközelítette Laurázsiát.

96. ábra. A kontinensek helyzete a jurában A krétában folyamatosan kialakult az Atlanti-hátság, ezzel együtt az Atlanti-óceán É-i és D-i medencéje. Afrika és Eurázsia közeledésének eredményeként a Tethys K-i medencéje bezárult. Az Atlanti-óceán északi medencéjének kinyílása következtében Észak-Amerika és Európa elvált egymástól, míg az óceán déli része Dél-Amerikát vágta le a Gondwánáról (97. ábra). A két amerikai kontinens közötti összeköttetés csak a pleisztocénban jött létre.

108

97. ábra. A kontinensek helyzete a kréta végén A mezozoikumra és a kainozoikumra csak két nagyobb orogén öv maradt. Az egyik a Tethys (v. Alpi-geoszinklinális), amely az észak-afrikai Atlasztól, a Pireneusok, az Alpok, az Appenninek, a Kárpátok, a Dinaridák, Kis-Ázsia, Kaukázus, Himalája vonalában DK-Ázsiáig húzódott. DK-Ázsiában az Alpi-geoszinklinálishoz, a Csendes-óceánt körbevevő Cirkumpacifikus hegységrendszer csatlakozott. A mezozoikum során Európában két nagy üledékgyűjtő-területet különböztetünk meg. 1. Az Alpoktól északra, különösen Németország területén (Germán-medence) a sekélytengeri, lagúna és szárazföldi üledékekből álló rétegsorok jellemzőek. Ez a terület a Tethys északi selfje volt. A triászban lerakódott un. „germán triász” jellegzetesen három képződményre tagolható. Alsórészét a folyóvízi lehordású tarka homokkő (buntsandstein), középső részét a sekélytengeri "kagylósmészkő" (muschelkalk) alkotja, a felső sorozat lefolyástalan medencék feltöltődése révén jött létre, amelynek jellegzetes képződménye, amelynek jellegzetes képződménye a keuper (homok, agyag, márga). A jurában a tenger szinte az egész Földön teret nyert. A jura időszak kezdetén az alsó (liász), vagy fekete jurában finomszemcsés agyagpalák képződtek Közép-Európa területén. A középső (dogger), vagy barna jura jellegzetessége a tengerparti környezetben kicsapódó, vasból keletkezett, apró, gömbölyded szemcsékből álló vasérc, a "minette", ami NyugatEurópa és Anglia acéliparának alapját képezi. A Közép-Európát uraló tenger ekkor elöntötte Lengyelországot is. A felső- (malm) vagy fehér jurát világos színű márgák és mészkövek, korall- és szivacszátonyok jellemzik, amelyek megjelenése jelzi a tenger elsekélyesedését. A kréta kifejlődés az Északi-tenger szegélyén, Rügen szigetétől Normandián át Dover magas partjáig követhető nyomon. Elsősorban lebegő foraminiferák és sárga moszatok finom váztörmelékéből áll. Gyakoriak benne az elkovásodott mohaállat, szivacs, tengerisün és lábasfejű maradványok. A kréta normál sótartalmú tengerek fenekén keletkezett. A vízmélység nem haladta meg a 10-100 m-t. 2. A Tethys óceán területén, az Alpi-geoszinklinálisban, az árokképződéstől az óceán bezáródásáig folyamatos tengeri rétegsor figyelhető meg, ami legjobban az Alpokban tanulmányozható. Ezek az üledékek a korbeli Afrika partjainak közelében rakódtak le, és az óceán bezáródása után, részben takarós áttolódások révén kerültek a mai helyükre. Az alsó-triászban kezdetben a zárt, ill. mindinkább nyílt lagunáris rétegsorok az uralkodóak, s a karbonátos lerakódásokban jelentős lehetett a terrigén komponensek részaránya is. A középső triász tenger-előrenyomulás és kimélyülés során lagúna- (Steinalmi Mészkő) és zátonyfáciesű (Wettersteini Mészkő) környezetek jelentek meg. A középső triász második felére meginduló riftesedés már mélyebbvízi medencerészek kialakulását idézte elő. Megjelentek a mélyebbvízi környezetben lerakódott tengeri üledékek (Hallstatti Mészkő), ill. a kontinentális riftesedéshez kapcsolódóan meginduló tengeralatti vulkanizmus termékei. 109

A felső triászban a riftesedési folyamatok megszakadásával és visszazárulásával egyidőben a Tethys visszahúzódása is végbement, amit széles körben elterjedt felsőtriász mészkövek (Dachsteini Mészkő, Fődolomit) igazolnak. A jura során széttöredező platform árkos süllyedékeiben valódi óceáni kéreg képződése indult meg, hozzá kapcsolódó nyílt tengeri üledéksorokkal kísérve s a szegélyeken meredek, kontinentális lejtőkkel határolva. A jura időszakban vörös, ammoniteszes mészkő rakódott le. A legmélyebb tengerekben, kovavázú egysejtűek vázaiból radiolarit jött létre. A radiolarit gyakran ofiolitokkal fogazódik össze, ami az óceáni üledékképződés legfontosabb jele. A krétától induló bezáródás során az ofiolitok pásztás elrendeződésben találhatók meg. A felgyűrődésekkel egyidejű lepusztulási folyamatok a felsőkrétától az alsó oligocénig több fázisban az előtéri süllyedékekben flis és molassz üledéksort hoztak létre, egyidejű nyílttengeri karbonátképződéssel kísérten (Keletalpi flis öv). A kréta rétegsor jellegzetességei a kagylózátonyok. Szárazföldi környezetben, a kréta időszakban magmás kőzetfelszíneken trópusi mállástermék, laterit képződött, amely mészkőterületek töréses és karsztos mélyedéseiben halmozódott fel, ahol lefedve és további Si4+ kioldódás után karsztbauxit-telepekké vált. Ilyeneket Dél-Franciaországban, a Balkánon, a Dinaridákban és a Dunántúli-középhegységben találunk. A Cirkumpacifikus-geoszinklinálisban – a Tethyszel ellentétben – alárendelt volt a mészkőképződés. A triászban keletkezett vastag agyagpala, homok, konglomerátum és vulkáni összletek, ultrabázikus intrúziók Új-Zélandból, Japánból, ÉK-Szibériából, Alaszkából, a Kordillerákból és az Andokból ismert. Amerikában a jura folyamán ugyancsak homokkő, agyagpala, radiolarit és vulkanit rakódott le. A geoszinklinális É-Amerikai ágára döntő hatása volt a nevadai (új-kimmériai) fázis, amely a Sierra Nevada gyűrődését okozta. A kréta végén bekövetkezett larámi kéregmozgás a Sziklás-hegységet, az Andokat és a Kordillerákat gyűrte fel és emelte magasba. Amerika a kréta végére nagy vonásokban már felvette mai arculatát. 9.3.2 A mezozoikum éghajlata Közép-Európában az alsó-triász vörös homokkövek és az angliai felső-triász gipszes rétegek, valamint a sarkos kavicsok, száraz sivatagi éghajlatot bizonyítanak. A déli féltekén kőszéntartalmú rétegek mellett, amelyek csapadékban gazdag éghajlatot jelentenek, sivatagi homokkövek is megtalálhatóak, tehát itt is vannak száraz területek. A Földön a triászban a következő nagyobb éghajlati övek különböztethetők meg: 1. Európai szemiarid öv, amelyhez az Orosz-tábla D-i része, a Germán- és a Nymediterrán medenceterület, É-Amerika D-i része, D-Amerika É-i része és Közép-Afrika tartozik. 2. A trópusi nedves öv, amelyhez a Tethys É-i szegélye és Indokína tartozik. A déli féltekén ennek az övnek a megfelelőjét D-Amerikában, Dél-Afrikában és KözépAusztráliában mérsékelt nedves öv formájában találhatjuk. 3. Az északi sarkvidéken szintén mérsékelt éghajlat volt. A triász-jura fordulóján a Földön nedvesebb és valamivel hűvösebb lesz az éghajlat. Az egykori tengerpartok mentén kőszénképződés folyik, így Skandináviában, NyLengyelországban, K-i Alpokban, Szerbiában, Romániában, a Donyec-medencében, a Kaukázusban és a Mecsekben. A doggerben és a malmban megjelenő zátonymaradványok megjelenése a tengerek jelentős felmelegedéséről és a csapadék csökkenéséről tanúskodik. Grönlandon és a D-i sarkvidéken is gazdag növényzet volt, így ebben a korban a mai közép-európaihoz hasonló éghajlat lehetett. A Cirkumpacifikus-geoszinklinális területein az alárendelt mészkőképződés hűvösebb, borreális éghajlatot mutat.

110

A krétában lassú lehűlés következett be. Az alsó-krétában megkülönböztetünk egy északi borreális és egy déli mediterrán klímaövet. A déli félgömbön ilyen éles éghajlati különbség nincsen. 9.3.3 Az élővilág fejlődése a mezozoikumban A perm végén bekövetkezett óriási méretű kihalás után szinte teljesen kicserélődött a Föld állatvilága, de az új alakokat a kréta végén újabb kihalási hullám tizedelte meg. A két esemény közötti időszak jellegzetes élővilága teszi lehetővé a mezozoikum elkülönítését. A mezozoikum legjellegzetesebb és földtani szempontból legfontosabb ősmaradványai a lábasfejűek közé tartozó ammoniteszek (98. ábra).

98. ábra. Amonitesz (jura) Az ammoniteszek váza a védelmen kívül a lebegést biztosította. Kamrákra tagolt belsejében lévő testfolyadék nyomását és sűrűségét az állat szabályozni tudja. Ezzel függőleges irányú, liftező mozgást végezhetett, míg vízszintesen a köpenyüregből kipréselt vízsugár lódította előre. Nagy formagazdaságban éltek a hüllők. A mezozoikumban jelentek meg a teknősök, krokodilok és a ma élő kövületként számon tartott hidasgyík. Az áramvonalas testű halgyíkok tengeri ragadozók, a "hattyúnyakú hüllők" úszólapátszerű végtagokkal rendelkező vízi állatok voltak (99. ábra).

99. ábra. Nothosaurus (triász) A "mezozoikum denevérei" a melegvérű, szőrös testű repülő hüllők hosszan tartó siklórepüléshez alkalmazkodtak (100. ábra).

111

100. ábra. Rhamphorhynchus (felső jura) Megnyúlt negyedik újuk feszítette ki a bőrvitorlát, végtagcsontjaik üregei légjáratokkal összeköttetésben álltak a tüdővel. Repülésükhöz a kezdő sebességet úgy szerezték meg, hogy fákról, vagy a tengerparti sziklákról ugrottak le, és légáramlatokat kihasználva "vitorláztak". Igazi világkorukat azonban a dinoszauruszok élték. Fejlett hüllők voltak, amelyek végtagjai már nem oldalról, hanem alulról támasztották meg a testet. Nagyrészük két lábon járt, de voltak négylábúak is. Ragadozók, növényevők, és mindannyian szárazföldiek voltak. A hosszú nyakú, kis koponyájú, oszlopszerű végtagjain hatalmas testű, 20 m hosszú Brontosaurusok és Diplodocusok, életüket vízben gázolva, vagy félig lebegve élték.

101. ábra. Diplodocus (jura) Az 5 m magas, 11 m hosszú Iguanodonok közül Belgiumban egy lelőhelyről 26 db került elő, sőt 2 m átmérőjű fészkét is megtalálták (102. ábra).

102. ábra. Iguandon (kréta)

112

A 6 m hosszú, négylábú Stegosaurus hátán két sávban 1 m széles csontlemezeket hordott, melyek szerepe a védelem mellett a hőszabályozás volt. Farkán méteres tüskék meredeztek. Két tonnás testsúlyához mindössze 70 gramm agy tartozott (103. ábra).

103. ábra. Stegosaurus (jura) A 10 m hosszú, 2 m-es fejű Triceratops szeme fölött méteres csontszarvak nőttek, amelyekkel a hímek párbajoztak. A kor csúcsragadozói a 6 m magas, 14 m hosszú, 8 tonnás két lábon járó Tyrannosaurusok. Másfél méteres koponyájában 10-12 cm hosszú, recés élű fogak ültek. Kétujjú, csenevész mellső végtagjait csak porfürdőzés során használhatta, de izmos hátsó lábai és félelmetes fogsora veszélyes ragadozóvá tették. A dinoszauruszok a krétában érték el legnagyobb méreteiket, majd a mezozoikum végén kihaltak. Ez a rejtélyesnek tűnő esemény mindmáig sok találgatásra ad alkalmat, és minden új magyarázat a legszélesebb érdeklődést váltja ki világszerte. Az emlősök a felsőtriászban alakultak ki, az emlősszerű hüllők több csoportjából. A szárazföldön a harasztokat háttérbe szorították a nyitvatermők ma is élő ősibb csoportjai szágópálmák, ginkófélék. Az alsó jura különleges ősmaradvány lelőhelye a Holzmadeni-pala. Az innen előkerült különleges jó megtartású leletek egy része az aljzatot benépesítő állatok közül került ki. Amikor a szellőzetlen öböl vízében feldúsult a szerves anyag bomlásakor felszabadult H2S, akkor először ezek pusztultak el, majd az úszó és lebegő alakok tetemei konzerválódtak az aljzaton. A kagylók, lábasfejűek, tengeri csillagok és liliomok, halmaradványok mellett a leghíresebb leletek az Ichthysaurusok, azaz a halgyíkok. A delfin alakú, szarupikkelyekkel borított ragadozó hüllők tökéletesen alkalmazkodtak a vízi életmódhoz. Hegyes, kúp alakú fogaik veszedelmes ragadozóvá tették őket. A felső jurakorú Solnhofeni, más néven "litográf" pala (nagyon finom, egyenletes szövetű, jó megtartású, de nem túl kemény mészkő vagy mészmárga, amelyet egykor nyomdai kőnyomatok készítésére használtak) gazdag együttest őrzött meg a kor gerinctelenei és ritka gerincesei közül. Rovarok, rákok, lebegő tengeri liliomok, tengeri csillagok és lábasfejűek mellett kisméretű repülőhüllők és halak alkotják a híres leletegyüttest. Ebből a finomszemcsés palából került elő a dinoszauruszok és a madarak között mozaikszerű átmenetet mutató testfelépítésű Archaeopteryx öt példánya (104. ábra). E galamb nagyságú ősmadárnak még nem volt csőre, állkapcsában, fogmederben ülő kúpos fogak ültek. Szárnyán három, mozgatható karomba végződő új volt. A sok hüllőbélyeg mellett a szárny, a tollak és a medence felépítése már egyértelműen madárjellegű. E sajátos testfelépítés alapján az Archaeopteryxet a mozaikevolúció példájának tekintik, amikor különböző fejlettségű bélyegek egy csoporton belül találták.

113

104. ábra. Archaeopterix (jura) Az ammoniteszek között a krétában elterjedtek a csigaházszerű pásztorbot alakú, U alakú, vagy éppen teljesen kiegyenesedett típusok. A kréta végén a dinoszauruszok kihalását követően az eddig háttérbe kényszerült ősi emlősök nagy területen sokféle élőhelyet hódítottak meg. Ősi emlősök a felső triász óta a hüllők árnyékában éltek. Fennmaradásukat északi életmódjuknak köszönhették, amit a belső hőszabályozás tett lehetővé. A kréta időszakban elkülönült a kloakás, az erszényes és a méhlepényes emlősök kifejlődési vonala. A méhlepényes emlősök a felső krétában még igen kevéssé differenciálódtak, de az biztos, hogy már az első főemlősök is ott voltak közöttük. A szárazföldi növényvilág változása, az állatvilágot megelőzve a felső kréta idejére esett. A szágópálmák és cikászok háttérbeszorultak, ezzel egyidejűleg elterjedtek a zárvatermők. 9.4 Kainozoikum Az "új állati idő" a kréta végi nagy kihalástól napjainkig tart. Időtartama 67 millió év, viszonylag rövid, de bő ismeretanyag áll rendelkezésre. Harmad és negyedidőszakra szokták bontani. A harmadidőszakot vagy terciert paleocén, eocén, oligocén, miocén és pliocén korra osztjuk. A 65 millió évtől 2 millió évig terjedő időintervallumot fogja át. A harmadidőnek bontására a paleocén, eocén, oligocén, miocén és pliocén nevek arra utalnak, hogy az adott időszakok állatvilága mennyire hasonló, illetve azonos a maiéval. A negyedidőszak pleisztocénre és holocénre tagolva az utolsó jégkorszak óta eltelt időt öleli fel. A pleisztocén (gör. pleiszdon = legtöbb, kainosz = új) kb. 1,8 millió éve kezdődött és 10 000 éve fejeződött be. A holocén (gör. holosz = egész, kainosz = új) az újidő negyedidőszakának legfiatalabb szakasza, amely kb. 10 000 évvel ezelőtt kezdődött és ma is tart, tehát értelemszerűen a geológiai jelenkort jelenti. 9.4.1 Harmadidőszak 9.4.1.1 Ősföldrajzi viszonyok A felső-kréta transzgressziót felváltó regresszió a harmadidőszakban többszöri ingadozással bár, de fokozódott és végül a szárazföldek és tengerek mai kialakulásához vezetett. A mezozóos üledékek hegységekké gyűrődtek, előterükben kisebb nagyobb részmedencék alakultak ki, ennek eredményeképpen a Tethys is részmedencékre tagolódott. Az itt képződött üledékek a régebbi korokkal szemben többnyire lazák, kevéssé cementáltak, mert még nem estek át a teljes kőzettéváláson. A harmadidőszak a Tethys zsugorodásának és feldarabolódásának az ideje. 114

A mezozoikum-harmadidőszak határán játszódott le az alpi hegységképződés legjelentősebb szakasza a larámi kéregmozgás. Ennek hatása mind Európában mind Amerikában jelentős, mivel nagy területek váltak szárazulattá. Az eocén-oligocén határon végbement pireneusi fázis hatására az Alpidák tekintélyes része a magasba emelkedett. A Tethys Európában két ágra szakadt. A déli ág a mai mediterrán –medencét és környezetét borította, míg az északi ág az Alpidák északi oldalán húzódott a Rhonemedencétől Svájcon, Bajorországon, Ausztrián, a Kárpátok északi oldalán, valamint a Kárpátmedencén át egészen az Aral-tó vidékéig. Ez beltengert Paratethysnek nevezzük. A Paratethys csak keskeny szorosokkal érintkezett a Földközi-tengerrel, majd a középsőmiocénben minden szoros elzáródott, így a Paratethysből minden idők legnagyobb csökkentsósvizű tengere jött létre. A pliocénban a Paratethys tovább édesedett és egyre több részmedencére, kisebb tavakra bomlott. A Kárpát-medencét a Pannon-beltó borította, amelyet a beleömlő folyók a pliocén végére teljesen feltöltöttek. A pliocén végére Európa ősföldrajzában, a maihoz képest, a következő eltérések voltak: a pliocénben Anglia még összefüggött Franciaországgal. Anglia D- részének K-i csücskét, Franciaország, Belgium és Hollandia partvidékének már csak kis területét borította tenger. A Földközi-tenger a mainál jóval nagyobb kiterjedésű volt. A Dardanellák még nem alakult ki. A Balkán-félsziget K felé Kis-Ázsián keresztül folytatódott, a Tethyst és a Paratethyst ez választotta el egymástól. Az Európán kívüli kontinensek jellemzői: A Ny-Szibériai süllyedék területét tenger borította, egészen a paleogén végéig. Ázsiában a Varisszkuszi-hegységrendszertől D-re folytatódott a Himalája felgyűrődése. A Ádeni-öblön és a Vörös-tengeren át, az óharmadidőszaktól egyre kiszélesedő árkos törés növeli Afrika és Ázsia között a távolságot. É-Amerikában a harmadidőszak elejére a fiatal hegységképződések nagyjából lezárultak. DélAmerika a harmadidőszak legnagyobb részében különálló szárazföld lehetett, ezt bizonyítják az eltérő ősmaradványok is. Ausztráliában harmadidőszaki képződmények a Ny-i és D-i parton vannak. A D-Victoriában kimutatott barnaszéntelepek eocén korúak. Az ausztrál kontinens és Tasmania közötti szoros a miocénben alakult ki. Az Antarktisz Ny-i felén is található hrmadidőszki üledékösszletek. 9.4.1.2 A harmadidőszak éghajlata A krétába kimutatott hőmérséklet-csökkenés a paleocénben tetőzött. A paleocén éghajlata a mai szubtrópusinak felel meg. A kréta végétől É-Amerikából, Ausztráliából gleccsernyomokat mutattak ki. Ugyanakkor Grönlandon és Alaszkában fügefa, fahéjfa, babérfélék és pálmák maradványait ismerjük. Az eocén elejétől a harmadidőszak közepéig felmelegedés történt, nagy területeken uralkodott a trópusi-szubtrópusi klíma. A Londoni-medence eocénjében a jelenkori DKÁzsiainak megfelelő növénytakarót találhatunk. A paleogén hatalmas barnakőszén telepei (Németország, Magyarország) nedves meleg klímaviszonyokat jelentenek. Újabb lehűlés a miocénben kezdődött. A miocén elején meleg szubtrópusi, közepén közepesen meleg szubtrópusi, a végén pedig meleg mérsékelt éghajlat uralkodott. Ekkor kerületek a pólusok a mai helyükre. A pliocén éghajlatát a maihoz hasonlónak vehetjük, azonban a száraz éghajlati övek a sarkok felé a mainál kiterjedtebbek voltak. 9.4.1.3 Az élővilág fejlődése a harmadidőszakban A tengeri élővilágban tömegesen jelentek meg a nagyforaminiferák, hatalmas zátonyokat építettek a modern korallok, virágkorukat élték a csigák, kagylók és tengeri sünök.

115

Rohamos fejlődésnek indultak a belsővázas lábasfejűek, amelyek napjainkig a sugarasúszós halakkal versenyeznek az élőhelyekért. A kétéltűek és a hüllők jelentősége háttérbe szorult, mert robbanásszerű fejlődésnek indultak az emlősök, elsősorban a méhlepényesek. Az első méhlepényesek kis termetű, megnyúlt koponyájú állatok voltak. A legtöbb ősi bélyegeket őrző rovarevők a krétától ismertek. Ősi specializált jellegeket ötvöznek az alacsony hőszabályozó képességű foghíjasok. Ázsiában tűntek fel, és már a paleocénben világszerte elterjedtek az egyedülálló alkalmazkodó képességű rágcsálók. Maradványaik szárazföldön környezetjelzők, helyenként korjelzők. Evolúciós szempontból különösen fontosak a már kihalt őspatások, mert ezek voltak az elődei a páros és páratlanujjú patásoknak, az ormányosoknak, a szirénéknek, a ceteknek és a dél-amerikai patásoknak. Az ormányosok zománccal be nem borított metszőfogaiból kialakult az agyar. Az őstípus kb. sertés nagyságú teljes fogazatú állat volt, amelyből a törzsfejlődés során változatos alakú agyarral rendelkező alakok fejlődtek ki. A páratlanujjú patások testének súlyát a középső ujj hordozta, míg a szélsők elcsökevényesedtek. A legjobban nyomon követhető fejlődési sor, a lófélék törzsfejlődése, nagyrészt ÉszakAmerikából előkerült leletek segítségével állítható össze. Az eocénből ismert Eohippus négyujjú végtagokkal rendelkező, róka nagyságú erdei állat volt. Fejlődése számos alakon keresztül vezet a Hipparionig, amelynek 3-3 ujja volt. A középsőn járt, a két szélső oldalra irányult, és laza talajba való süllyedés ellen védett. A ma élő Equus nemzetség ÉszakAmerikában alakult ki, és a jégkorszak idején a Berring-szoroson keresztül jutott el Ázsiába, ahol ma is élnek még vadlovak. Amerikában kihaltak és csak a kontinens európaiak általi felfedezése után mesterségesen kerültek vissza. A lófélék törzsfejlődése azt is bizonyítja, hogy az evolúció nem egyirányú fokozatos tökéletesedést jelent, mert különböző korokban, különböző helyeken élt alakjai más más jellegekben mutattak fejlet, ill. fejletlen vonásokat. Így az egyes tulajdonságaiban fejlettebbeknek tűnő alakok időben megelőzhettek ugyanabban fejletlenebbeket. A páros újú patások a testsúlyukat a 3. és 4. ujjukon viselik. A lábtőcsontok összenövésével létrejött ugrócsont kiváló futó-és ugróképességet tett lehetővé. Az eocénban jelentek meg Eurázsiában. A páros újú patások a legspecializáltabb emlősök. Ez a fogazatban, a láb felépítésében és az emésztőrendszerben nyilvánul meg. Ha az agy fejletségét nem vesszük figyelembe, amiben a főemlősök a specializáltabbak, akkor a páros ujjú patások kerülnének a fejlődéstörténeti állatrendszertan csúcsára. A korai rovarevőkkel mutatnak rokonságot a ragadozók ősei. Erős szemfogaik, karmaik és futásra-ugrásra alkalmas végtagjaik teszik őket alkalmassá a zsákmányszerzésre. Szárazföldön és vízben egyaránt élnek. A harmadidőszak a zárvatermő növények elterjedésének ideje. A harasztok közül máig csak a páfrányok élnek jelentős szánban. Fenyőfélék főleg a hűvösebb éghajlaton és a magas hegyekben találhatók meg, a cikászok a trópusokon fordulnak elő. Már az eocénben elkülönültek a lombhullató mérsékelt övi növények az örökzöldektől. A miocéntől kezdtek kialakulni a mai növénytársulások. 9.4.2 Negyedidőszak A negyedidőszak folyamán alakult ki a szárazulatok és tengerek mai megoszlása. Fokozott mértékben folyik a hegységek lepusztulása és a belső medencék feltöltődése. Mindez, a jelenleg is folyamatban lévő kéregmozgással való kölcsönhatásban alakítja a földfelszín mai domborzatát és vízhálózatát. A mállási folyamatok eredményeként kialakul a mai talajtakaró. 116

A pleisztocén legfontosabb jellemzője a hőmérséklet erős csökkenése és ingadozása, a sarki jégsapkák megnövekedése. A belföldi jégtakaró a mai 15 millió km2-rel szemben 55 millió km2 lehetett. 9.4.2.1 Pleisztocén 9.4.2.1.1 A jégkorszakok okai A pleisztocénben eljegesedési szakaszok, glaciálisok váltakoztak melegebb éghajlatú időszakokkal, interglaciálisokkal. Miért köszöntött be a Földön ez a nagyméretű lehűlés, ami a kontinensek egy részét is jégpáncéllal fedte be? Az éghajlatváltozás megindulásához egy aránylag csekély változás is elegendő, ha a változás a Földre érkező napfénymennyiségben következik be. Ha a Föld Nap körüli ellipszis pályán mozogva akkor ér napközelbe, amikor az északi félgömbön tél van, akkor a nagyobb napsugárzás enyhíti a telet, s ezzel - bármennyire is meghökkentő - a jégkorszak megindulásának egyik oka adott. Közismert tény hogy nagy hidegben ritkán hull a hó, az enyhe teleken viszont rendszerint a melegebb, párásabb légtömegekből sok hó esik. A jégtakarók képződésének pedig nyilvánvaló feltétele, hogy az enyhe, csapadékos teleket hűvös nyarak kövessék, s így a hó egész évben megmaradjon, s évről-évre halmozódjon. Más csillagászati okok is befolyásolják a jégkorszakok beköszöntét. A Föld tengelyferdesége és a földpálya megnyúltságának változása is módosíthatja a magasabb szélességek éghajlatát. 9.4.2.1.2 Hogyan következett be az eljegesedés? 2-3 millió évvel ezelőtt Észak-Amerika és Skandinávia már eléggé megközelítette a sarkvidéket. A Jeges-tenger viszonylag elszigetelődött az Atlanti- és a Csendes-óceántól, s ezzel a délről jövő meleg tengeráromlások fűtőhatása megszűnt. Az enyhe teleken Amerika észak-keleti részén, Grönlandon és Skandináviában megkezdődött a hófelhalmozódás, s a jégtakaró terjeszkedni kezdett. Mikor a jég és hótakaró sok ezer km2-en terjedte el, a hó fehér felületéről visszaverődtek a napsugarak. A Föld ezen részén lényegesen lecsökkent a hőutánpótlás, az éghajlat még hidegebb lett. Európában az eljegesedés legnagyobb kiterjedésében az Alpok és a Kárpátok északi előteréig terjedt, de nagy gleccserek csúsztak le az Alpok és Kárpátok magasabb csúcsairól is. Jelentős eljegesedés volt Észak-Amerikában és Ázsia északi részén is. A déli félgömbön jég alá került Új-Zéland és Patagónia egy része is (105. ábra).

105. ábra. A pleisztocén jégtakaró kiterjedése 9.4.2.1.3 A jégkorszakok fontosabb képződményei 117

A pleisztocénre a jég felszínformáló munkája nyomta rá bélyegét. A jég hatalmas mennyiségű kőzetanyagot, morénát mozgatott meg. Skandinávia lecsiszolt jégfelszíneiről magával ragadott kőtömbök útját végigkövethetjük Kelet-Angliából Hollandián, a Germán alföldön és Oroszországon át az Urál északi részéig. A belföldi jégtakaró visszahúzódása után alakult ki a lengyel és a finn tóvidék, valamint a Balti-tenger. Az egykori gleccservölgyekben az Alpok déli előterében tavak jöttek létre, Norvégiában a tenger benyomulásával fjordok keletkeztek. A magashegységekben a hóhatár több száz méterrel alacsonyabban húzódott, mint napjainkban. A jég által nem borított, de közeli területeken – a Kárpát-medencében is az éghajlat hidegre, szárazra fordult. A félsivatagi, zord éghajlaton a folyómederből kifújt port a fű megkötötte, s vastag rétegben halmozódott fel a lösz. Benne a port megkötő növények maradványait, illetve jellegzetes, szárazságtűrő csigák házait találjuk. 9.4.2.1.4 A tengerek vízszintingadozásai A több 1000 m vastag, nagy kiterjedésű jégtakaró a csapadékból, az pedig párolgó tengerekből eredt, s mivel a jég évről évre halmozódott, a tenger szintje állandóan süllyedt. A jégkorszak idején a jelenleg 100 m-nél nem mélyebb tengerfenekek mind szárazra kerültek. Ahol mészkő bukkant elő, cseppkőbarlangok képződtek. Számos ilyen ma már víz alatt lévő barlangot találtak, pl. Kubában. 9.4.2.2 A holocén eseményei A szárazföldi jégtakarók elolvadása után a világ tengerszintje 100-120 métert emelkedett. Ha a Föld légköre tovább melegszik, amiben szerepet játszhat a levegőszennyezés miatt felerősödött üvegházhatás is, akkor a tengerszint tovább emelkedik, településeket is veszélyeztet. A Földkéreg mozgásai napjainkban sem szünetelnek, de ezek nem szembetűnőek. A belföldi jégtakaró súlya alól felszabaduló Skandináviában, pl. izosztatikus kiemelkedés történik. Az Alpok, a Kárpátok és a Himalája évente 1-2cm-t emelkedik. Egy-egy földrengés és az azt követő esetleg több tíz méteres elmozdulások a földkéregben igen látványosak, de utána évekig vagy évszázadokig nem történik semmi, mert a feszültségek a mélyben láthatatlanul halmozódnak. 9.4.2.3 A negyedidőszak élővilága A gyors eljegesedések hatására a hidegtűrő és a melegigényes növény- és állattársulások egyazon területen váltották egymást. A növénytársulások éghajlatjelzők, így megkülönböztethető: tundra, sztyepp és erdei flóra. Az utolsó eljegesedés óta a flóra változás sorrendje a társulás jellemző növénye alapján a következő: magcsákó (tundra), nyír (sztyepp), fenyő, tölgy, bükk (erdei). A növények vándorlását a magashegységek gátolták. A jégkorszakig Európában is gyakori mamutfenyők nem tudtak a KNy-i hegyláncok miatt az eljegesedés elől délre húzódni, ezért kipusztultak. É-Amerikában az ÉD-i csapásirányú hegyek között egészen Kaliforniáig jutottak el, ahol ma is élnek. Az állati maradványok közül korjelzésre a tüdőcsigák házai, az ormányosok és a kisemlősök fogai alkalmasak. A kisemlősök különösen jók környezetjelzésre, mert jelenlétükkel az egykori növénytársulásokra és ezzel együtt az éghajlatra utalnak. Rajtuk kívül őstulkok, bölények, szarvasfélék, gyapjas orrszarvú és gyapjas víziló, barlangi oroszlán és barlangi medve, erdei- és sztyeppi elefántfélék voltak a legfontosabb faunaelemek, és természetesen jelen voltak már az emberelődök.

118

Felhasznált irodalom Báldi Tamás (1978): A történeti földtan alapjai. Nemzeti Tankönyvkiadó, Budapest. Báldi Tamás (1994): Elemző (általános) földtan I-II. Kézirat. ELTE TTK, Budapest. Balogh Kálmán (1991): Szedimentológia I-III. Akadémiai Kiadó, Budapest. E. М. Лaзько (1962): Основы региональной геологии СССР. Изд. Львовского Института. E. Ф. Малеев (1964): Неогеновый вулканизм Закарпатья. Наука, Mocквa. Eldridge M. Moores – Rhodes W. Fairbridge (1997): Enciklopedia of European and Asian Regional geology. Chapman & Hall, London, Weinheim, New York, Tokyo, Melburne, Madras. Fülöp József (1989): Bevezetés Magyarország geológiájába. Akadémiai Kiadó, Budapest, 1989. Géczy Barnabás (1993): Ősállattan (invertebrata paleontologia). Egyetemi tankönyv. Nemzeti tankönyvkiadó, Budapest. Grasselly Gyula (1992): Ásványi nyersanyagok (Ásványtan II.). Kézirat. Tankönyvkiadó, Budapest. Karátson Dávid (1998): Vulkanológia I. ELTE Eötvös Kiadó, Budapest. p237. Kázmér Miklós (2000): Geológiatörténet. Speciál kollégium. http://ludens.elte.hu/kazmer/geoltort.html Kézdi Á. (1952): Talajmechanika I. – Budapest : Tankönyvkiadó 560 p. – Egyetemi tankönyv. Koch S. – Sztrókay K. I. (1967): Ásványtan I-II. Nemzeti tankönyvkiadó, Budapest. Kozák Miklós – Püspöki Zoltán (1998): Geológiai kislexikon. Kézirat, DE, Ásványés Földtani Tanszék adattára. Kubovics Imre (1993): Kőzetmikroszkópia I-II. Tankönyvkiadó, Budapest. Molnár Béla (1984): A Föld és az élet fejlődése. Nemzeti Tankönyvkiadó, Budapest. Némedi-Varga Zoltán (1991): Általános és szerkezeti földtan. Tankönyvkiadó, Budapest. Pápay László (1998): Kristályok, ásványok, kőzetek. JATEpress, Szeged. Seresné Hartai Éva: Földtan-környezetföldtan I. (Általános-, szerkezeti- és történeti földtan). Oktatási segédlet II. éves geográfus hallgatók részére. Simon Tibor – Juhász Nagy Pál (1994): Talajtan. Nemzeti Tankönyvkiadó. Székyné dr. Fux Vilma (1998): Kristálytan (Ásványtan I.) Nemzeti Tankönyvkiadó, Budapest. Vendel M. (1959): A kőzetmeghatározás módszertana - Akadémiai Kiadó, Bp., p.754 Wallacher László (1993): Magmás és metamorf kőzetek I-II. Nemzeti Tankönyvkiadó. Wallacher László (1993): Üledékes kőzetek és kőzetalkotó ásványok I-II. Nemzeti Tankönyvkiadó. Круглов С. С. ed.) (1986): Тектоника Украинских Карпат. – Объяснительная записка к тектонической карте Украинских Карпат, масштаб 1 : 200 000. Киев. p. 152.

119