Vissza
Vissza a kiállítási lapra
Nyitó lap

 

Az ásványok világa

 

A miskolci Herman Ottó Múzeum utazó kiállítása általános és középiskolák számára

 

 

4. Az ásványok keletkezése

 

A litoszférát (mely a Föld kérgét és a köpeny legfelső részét foglalja magába) kőzetek alkotják. A kőzetek építőelemei döntően ásványok. Vannak azonban kőzetek, melyek például többé-kevésbé szerves eredetű anyagokból állnak (ilyen pl. a kőszén, alginit). Keletkezésük egymástól nagyon eltérő környezetben történhet és sok esetben nagyon összetett. Tekintsük most át azokat a legfontosabb természetes folyamatokat, amikor ásványok képződnek.

Ásványok akkor alakulnak ki, amikor a természetben bizonyos folyamatok eredményeként gőzök, olvadékok lehűlnek, oldatok túltelítődnek vagy vegyi reakciók lejátszódásaként az anyagi részecskék szilárd, kristályos állapotba mennek át. Vagyis rendezetlen állapotból (gőzök, oldatok, olvadékok) rendezett struktúra (kristályos állapot) jön létre. A kristályosodás kristálycsírák képződésével indul meg. Ha az oldat vagy olvadék lehűlése lassú, úgy kevés, de nagy kristály képződik, amennyiben a lehűlés gyorsan megy végbe, a kristálycsíráknak sem lesz idejük növekedni, mintegy megdermednek és sok apróbb kristály képződik. A kialakuló kristályban minden felület, azaz kristálylap önmagával párhuzamosan terjed, növekszik. A növekedés iránya pedig a kialakuló lapokra merőleges. Egy ásvánnyal sok esetben több másik ásvány is képződhet párhuzamosan, így előfordul, hogy nem marad hely a kristálylapok kifejlődéséhez, az ásványok egymásra is nőhetnek, illetve a korábban kivált egyedekre ránőhet egy később kikristályosodó ásvány, így a korábban kikristályosodott ásvány zárványként fordul elő.

Az ásványok képződése azonban egymástól nagyon különböző földtani környezetben és feltételek mellett valósul meg. Ásványok a Föld keletkezése óta mind a mai napig képződnek. Sőt, ha eltérő fiziko-kémiai környezetbe kerülnek folytonosan átalakulnak. Ez a földtörténet során sokszor előfordulhat, emberi időléptékkel mérve azonban csak a felszíni folyamatok sebessége számottevő. Most vegyük sorra azokat a különböző földtani folyamatokat és környezeteiket, ahol az ásványok kialakulnak.

Első helyen kell megemlíteni a Föld belsőbb öveiben, a felszíninél jóval nagyobb hőmérsékleten és nyomáson képződött, magmából kikristályosodott ásványokat, melyeket magmás eredetű ásványoknak hívunk. A magma olyan szilikátolvadék, amelyben még oldott illóanyagok (pl. hidrogén-klorid, széndioxid, vízgőz) és szinte az egész periódusos rendszer kémiai elemei megtalálhatók. A magma a Föld mélyebb zónáiban képződik, ahol a szilárd kőzetek bizonyos behatásokra részlegesen megolvadnak. A hőmérséklet az olvadás kezdetén meghaladja az 1300 oC -ot. Olvadás akkor történik amikor (a): a Föld nagyon mély rétegeiből (több száz km.) kisebb sűrűségénél fogva lassan felemelkedő, a környezeténél magasabb hőmérsékletű anyag hőátadó hatására a környező kőzetek megolvadnak (az olvadék a felszínre jutva a „forró foltos” vulkanizmust hozza létre, így alakult ki pl. a Hawaii sziget-csoport); (b): vagy a földkéregben történő kéregelvékonyodás belsőbb zónákra gyakorolt nyomáscsökkentő hatására lecsökken a kőzetek olvadáspontja és megolvadnak, (pl. a Vörös-tengeri-árok képződésekor); (c): végül akkor is magma keletkezik, amikor az üledékekből, magmás és metamorf kőzetekből álló óceáni kőzetlemez alábukik a kontinentális litoszféra (kőzetlemez) alá, és az emelkedő hőmérséklet hatására az óceáni litoszférát alkotó  víztartalmú ásványok dehidratálódnak (víztelenednek). Először az amfibolok vesztik el kristályvizüket kb. 80-100 km-es mélység és 650 oC-ig, majd 100-300 km körül, és 750 oC-nál magasabb hőmérsékleten a szerpentinásványok, talk, flogopit vesztik el a kristályvizüket, így az ásványok dehidratációja során felszabaduló víz hatására a földköpenybe hatoló óceáni litoszféra felett a „köpenyék” olvadáspontja lecsökken és részleges olvadás indul el, melynek hatására az olvadékok részleges kristályosodás közben felemelkednek és a felszínre érve hevesen működő vulkánosságot produkálnak. (A Kárpátok vulkáni koszorúja is ilyen folyamatok hatására jött létre). Ha a környezeténél kisebb sűrűségű, felfelé hatoló magma kijut a földfelszínre, lávának hívjuk. Ritkább eset, amikor idős (akár több mint 2 milliárd éves) kontinentális (szárazföldi) litoszféralemez alatt felgyülemlő, illó-dús köpenyből származó magmás kőzetek (például a gyémánttartalmú kimberlit) heves felszínre robbanásakor a mélyben kikristályosodott magmatit kerül a felszínre. A forró láva is folyamatosan kristályosodó kőzetolvadék, melyben a gyors kihűlés hatására nem mindig van idejük az ásványoknak kikristályosodniuk, sok esetben igen aprók a kristályok, extrém gyors kihűlés hatására akár üveggé szilárdulhatnak meg. Amennyiben a magma nem éri el a földfelszínt, behatol a földkéreg repedéseibe, vagy akár magába is olvasztja a kőzeteket, vagy felboltozódásokat hozhat létre. A környékbeli kőzetek jóval hidegebbek a magmánál, így az olvadék a peremi részeken kezd el kihűlni először, és itt válnak ki az első ásványok is csökkenő olvadáspontjuk szerint, majd a nehézségi erő hatására az olvadék aljára süllyednek. Az olvadékban lévő kén a vascsoport elemeivel kölcsönhatásba lépve a legmagasabb hőmérsékleten kivált ásványtársulásokat hozzák létre. Ilyen ásványok pl. a kalkopirit, pirit, pentlandit. Kénszegény magmákból kromit, magnetit, ilmenit kristályosodik ki. A hőmérséklet további csökkenésével nagyobb tömegben kristályosodnak ki az előbbiektől kissé alacsonyabb olvadáspontú ásványok, mint pl. az olivin-, piroxén- és amfibol-csoport ásványai. A gyorsan kihűlő magmakamra peremein kisebb, míg a magma belsejében nagyobb kristályok képződnek. Ahogy a hőmérséklet tovább csökken, az egyre alacsonyabb olvadáspontú ásványok válnak ki, így pl. a plagioklász földpátok, káliföldpátok, biotit, kvarc.

Amint az olvadék nagy része kikristályosodott, a magmamaradékban oldhatatlan gázok (vízgőz, széndioxid, kénhidrogén, hidrogénfluorid, hidrogénklorid stb.) mennyisége többszörösére nő, így az olvadék-fluidum rendszer belső súrlódása (viszkozitása) nagymértékben lecsökken, a könnyenilló-tartalom tovább tartja oldva a kémiai elemeket, és a kb. 2-12 km-es képződési mélység, 600-800 oC-os, igen lassan változó hőmérséklet nyugodt, egyensúlyi helyzethez közeli kristályosodást tesz lehetővé, így ezen hatások eredményeképp óriási, akár több méteres kristályok képződhetnek. Például a világ legnagyobb berillkristálya is természetesen pegmatitos képződésű (Madagaszkár), egymaga 18 méter hosszúságú és 380 tonnát nyom. Azonban létezik egy részben még feltáratlan! (valószínűleg ma is bányászott) mikroklin (káliföldpát) kristály is, mely egykristály volta bizonytalan ugyan, de 15908 tonnára és 49 méter hosszúra becsülik, mely megfelel egy közepes templom méretének!

Ezt az utómagmás szakaszt hívják pegmatitos fázisnak. Itt azok a kémiai elemek dúsulnak fel, melyek nagyobb ionméretük és töltésük miatt nem tudtak egyik – már korábban kikristályosodott – ásvány szerkezetébe sem beépülni, ezek pedig zömmel ritkább elemek, mint pl. a lítium, berillium, volfrám, bór, ón, uránium. Jellegzetes pegmatitos ásványok pl. a berill- és turmalin-csoport ásványai.

A pegmatitos kőzetek képződése során a kőzethasadékok nagyrészt kitöltődnek, így a kovasavban szegényebb, de vízgőzben és a kémiailag igen agresszív halogénekben gazdagabb fluid állapotú rendszer belső nyomása megnövekszik, megrepeszti a környező kőzeteket, a repedésekben a lehűlés során ásványokat rak le, illetve reakcióba is lép a mellékkőzetekkel a fluor-, klór-, bórtartalmú, agresszív fluidumoknak köszönhetően. Ilyen eset az, amikor a káliföldpátot fluortartalmú gőzök és oldatok topázzá kristályosítják át, vagy bór jelenlétében turmalinok jöhetnek létre a földpátból. E fázist régebben pneumatolitos fázisnak hívták, manapság gyakrabban beszélünk metaszomatózisról, illetve „greizenesedésről” (a greizen a Li-csillámból, kvarcból, topázból, turmalinból álló, átalakult gránit, melyben gyakori az ón-molibdén-volfrám ércesedés).

A magmás működés vége felé a kőzetrétegeken átáramló gőzök 400 oC alá hűlnek, megjelenik a forró vizes oldatrendszer, vagy hidrotermás fázis, mely részben magmás eredetű, részben a környező kőzetek rétegvizeinek beáramlásából, illetve azok felfűtéséből jön létre, (tehát az ebben a fázisban képződött ásványok csak részben magmás eredetűek). Az óceánközépi hátságok környezetében is, ahol a forró magma szakaszosan ömlik ki az óceán fenekére, a kőzetek repedéseiben leszivárgó tengervíz a magma fűtő hatására felmelegszik, egy sor ásványi anyagot old magában és hidrotermális tevékenység indul be. Jellegzetes képződmények az óceánközépi hátságok mentén létrejövő „black-smokerek” (fekete füstölők), melyek mentén a Földön egyedül itt jött létre a Naptól független élet a mélyből kiáramló, kénhidrogént oxidáló baktériumi táplálékra épülve, férgek, rákok életközösségét létrehozva. Az ilyen repedésekbe leszivárgó, 300 oC körüli hőmérsékletű tengervízből (hidroterma) kicsapódó ásványokból (pirit, kalkopirit, szfalerit stb.) álló tornyos képződmények keletkeznek. A hidrotermás oldatok repedésekbe-üregekbe hatolnak be, majd a lehűlés és bizonyos tényezők hatására ásványkiválásokat hoznak létre. Számos esetben magát a kőzetet is átkristályosíthatják, új ásványegyütteseket létrehozva, ekkor hidrotermás metaszomatózisról beszélünk. A hidrotermás fázis fontos alkotói a különböző oldott anionok (pl. kén, arzén, klór, bróm, jód), melyek a forró vizes rendszerben cirkuláló fémionokat (arany, ezüst, ólom, réz, bizmut, vas stb.) oldatban tartják, majd bizonyos körülmények hatására (pl. az oldat kémhatásának, koncentrációjának megváltozása, lehűlése) ezek a fémionok szilárd fázisba lépnek, bizonyos elemekkel társulva kicsapódnak. Így jönnek létre a hidrotermás érctelepek, mint pl. a Mátrában Gyöngyösoroszi, Parádsasvár érces telérei, melyekben az ércásványok közül a szfalerit, galenit, pirit, kalkopirit a leggyakoribbak. Az érceket „meddő” ásványok kísérik, melyek a fémekhez hasonlóan az oldatok és a környezet fizikai-kémiai állapotától függően csapódnak ki. Ilyen ásványok pl. a kvarc, kalcit, barit, fluorit.

Mint láttuk, magmás ásványképződés magából a magmából kikristályosodva, illetve annak anyagából szeparálódott alkotókból, részben pedig a magma által felfűtött, esetenként átalakított környezetben zajlik le.

 

A következő ásványképző folyamat már az üledékes ciklusba tartozik. A hidrotermás (melegvizes) fázisénál jóval alacsonyabb hőmérsékleten, mondhatni hideg vizekből (patakok, tavak, tengerek, réteg- és talajvizek) vegyi úton kivált üledékes eredetű ásványok összességét foglalja magában. Ilyen pl. a döntően kalcitból álló „cseppkő”, a kősó, anhidrit, gipsz, a legfontosabbak közül. A barlangi cseppkő, vagy a mészgazdag patakok forrásmészköve úgy keletkezik, hogy a víz a magával hozott, vagy talajból-levegőből adszorbeált széndioxidtartalma szénsavvá alakul, mely karbonátos kőzetekkel érintkezve oldatba viszi azokat, mészkő esetén kalcium-hidrogénkarbonát formájában. Azonban amikor az ilyen kalcium-hidrogénkarbonátban gazdag víz alacsonyabb nyomású helyre érkezik, pl. vízesés, barlang faláról lecsöppenve, vagy a vízi növények fotoszintézise során a növények széndioxidot vonnak el a vízből, barlangok esetében cseppkő, patakokban forrásvízi mészkő keletkezik. A kősó és gipsz is hasonlóan oldva található a tavakban, tengerekben, melyekből akkor válik ki, ha azokból annyi víz párolog el, hogy az oldat túltelítetté válik, betöményedik. Gyakori eset ez tengeröblökben, kisebb sós tavakban, mikor is a víz elpárolog, az addig oldott nátrium-klorid kősó, illetve kalcium-szulfát anhidrit formájában kicsapódik.

A felszíni időjárási viszontagságoknak (pl. víz, jég, szél, hőmérsékletingadozás) kitett kőzetek, érctelepek a levegő és csapadékvizek hatására mállani kezdenek. A magmás folyamatok során keletkezett ásványok stabilitása annál inkább csökken, minél jobban eltérnek a környezeti feltételek attól a környezettől, ahol keletkezett. Így például a már említett olivin-csoport ásványai, melyek a magmából kristályosodnak ki magas hőmérsékleten és akár nagy nyomáson, a felszínre kerülve vízfelvétellel hamar elmállanak szerpentinásványokká, illetve más szilárd fázisokra esnek szét (vasoxidok, kvarc). Hasonlóan vizes közeg hatására mállanak el a földpátok agyagásványokká (kaolinit, illit, montmorillonit, szeladonit, nontronit stb.), illetve kloritokká. A szulfidos ércek a vízben oldott oxigén hatására oxidálódnak szulfátokká, majd oxidokká (oxid-hidroxidokká) alakulnak át, savak fejlődése közben, melyek további reakciókat eredményeznek és egy sor úgynevezett másodlagos ásványt hoznak létre. Ez az oxidációs-zóna. Karbonátos közegben a karbonát semlegesítheti a savas oldatokat és a réz kiválhat malachit vagy azurit formájában. Ha a savas vizek fémeket visznek oldatba, ezek az oxidációs-zónából a talajvízszint alá jutva az el nem bomlott szulfidokkal, szerves anyaggal, (vagy egyéb redukáló elemmel) találkozva termésfémként kiválhatnak. Így termésarany, termésréz, termésezüst, termésbizmut stb. csapódhat ki.

Létezik ún. biológiai mállás is, mely során az élő szervezetek, biogén folyamatok (pl. növények gyökerei környékén képződő savas oldatok, mikroorganizmusok stb.) hatására oldják az ásványok-kőzetek felszínét, illetve maguk is okozhatnak mikroszkopikus ásványi kiválásokat.

Az intenzív felszíni mállás és folyóvízi lehordás hatására a felszínen lévő kőzetek teljesen szétaprózódnak, vagy elmállanak, anyaguk behordódik a folyókba, tavakba, majd tengerekbe, ahol lerakódnak, majd megszilárdulnak és egy újfajta kőzetet, az üledékes kőzetet hozzák létre.

A folyók kanyarulataiban, zátonyainál, ahol a víz sebessége lecsökken, a kőzetekből kipergő, felaprózódó, majd a folyó által elszállított ásványok sűrűségük szerint rakódnak le, így gyakran találhatunk egy azonos ásványfajból felépülő homokos részeket a hordalékban, pl. ha a folyó homokja vöröses színű, az sok esetben a gránátszemcséktől van, ha fekete, akkor magnetittől, ilmenittől, ha zöld, klorittól, amfiboloktól, piroxénektől, ha fehér, kvarctól és földpáttól, hozzávetőlegesen. A szulfidásványokban zárványként előforduló arany is hasonló körülmények hatására kerül az üledékekbe: a szulfidok felszíni mállása során az arany a folyókba kerül, ahol a folyókanyarulatokban, zátonyos torlatokban halmozódik fel.

Külön említést érdemelnek a biogén eredetű ásványok. Bizonyos élőlények, mint például az egysejtű algák, vagy egyes baktériumok meszet, kovasavat, vagy éppen vasat képesek kiválasztani, melyek az élőlények vázát alkotják és elhalásuk után felhalmozódik, majd lassú folyamatok során kőzetté válik. Az így felhalmozódott kova, mészvázú, vasat tartalmazó szervezetekből álló kőzetek később a kőzetet átjáró melegvizes oldatok hatására átkristályosodhatnak kalcittá, kvarccá, hematittá.

Az oxigénhiányos, elzárt állóvizek iszapjában a reduktív környezet és mikroorganizmusok hatására gyakran válik ki „gélpirit”, elhullott állatok testrészeinek bomlása során felszabaduló foszforsavból és vas(II)-hidrogén-karbonát-oldatból pedig vivianit, mely sok esetben magának a nagy foszfortartalmú részeknek (csontok, fogak) az átkristályosodásával jön létre. Lápföldeken, mocsarakban vagy guanótelepeken is képződnek ásványok, ilyen például az ammónium-magnézium-foszfát ásvány, a struvit.

Az ún. szerves ásványok ezzel szemben vagy szerves savak sói, mint például a mellit, whewellit, vagy pedig szénhidrogén vegyületek, melyek főleg széntelepeken fordulnak elő.

 

Végül mind a magmás, mind az üledékes eredetű ásványok átkristályosodhatnak egy újabb ásványfázissá, mely folyamatnak metamorfózis a neve. A metamorfózis során a még át nem alakult ásvány az átalakulás alatt is döntően szilárd fázisú marad, – bár a legújabb kutatások szerint ezek sem tisztán szilárd fázisú átalakulások, hanem szubmikroszkópos méretekben pl. fluidumok is megjelenhetnek – de kémiai összetétele, illetve kristályszerkezete megváltozik. Metamorfózis széles hőmérsékleti- és nyomáshatárok között, – lokális vagy regionális méretekben – történhet.

Termális vagy kontakt metamorfózis akkor léphet fel lokálisan, amikor magmaintrúzió nyomul be különböző minőségű kőzetrétegekbe. Ilyenkor mind a megszilárduló magmás kőzetben, mind a mellékkőzetben ún. kontakt-övek alakulnak ki, és a magas hőmérséklet, valamint a távozó könnyenillók hatására új ásványfázisok alakulnak ki (Ilyen kőzetátalakulások során a nyomás szerepe igen csekély). Így pl. márgákba, agyagos mészkövekbe hatoló magmás intrúzió kalcium-alumíniumszilikátokból álló ásványtársulásokat hoz létre, így epidot, gránát, wollastonit, diopszid képződik, ennek a kőzetnek a neve szkarn. Ha kémiailag tiszta mészkövet ér kontakthatás, úgy a mészkő márvánnyá kristályosodik. Agyagokból ún. szaruszirt jöhet létre, az eredeti agyagásványok pedig sillimanittá, cordieritté, andaluzittá kristályosodnak át. A kontakt metamorfózis eredményeként gazdag réz-, cink-, ólomércesedés jelenhet meg, nem elhanyagolható arany-, ezüst- és ritkafémtartalommal társulva.

Regionálisan a hőmérséklet és nyomás értékének megváltozásával a nagy kőzetmozgások, illetve metaszomatikus folyamatok hatására keletkeznek új ásványfázisok. Nagy vonalakban elkülöníthetők kis, közepes és nagy nyomáson képződött ásványtársulások, ahol a hőmérsékletnek is kitüntetett szerepe van. A metamorf kőzetek gyakran palás szerkezetűek (ez a jelenség sokszor a nevükben is megjelenik: agyagpala, csillámpala), vagy gyűrtek a nyomás irányítottságától függően. Kis nyomáson és alacsony hőmérsékleten (kb. 0-5 kilobar között és 300 oC alatt) képződnek pl. a prehnit, pumpellyit, szerpentinásványok, és különösen a zeolitok, közepes nyomáson és hőmérsékleten (kb. 5-7 kilobar és 300-700 oC körül) az epidot, aktinolit, hornblende, plagioklászok, sztaurolit, sillimanit, míg nagy nyomáson (6-7 kilobar felett) kianit, jadeit, pirop a jellemzőbb ásványok. A metamorfózis mértékét ún. indexásványok jelzik, melyek csak bizonyos nyomás és hőmérsékleti intervallumban fordulnak elő, így gyakran a terepen felismerhető az adott metamorf kőzet képződési körülménye. Azokat a metamorf kőzeteket, melyek azonos feltételek között metamorfizálódtak, metamorf fáciesekbe soroljuk. A legkisebb fokú metamorfózis kőzetei a zeolit fáciesbe tartoznak (itt uralkodóak a zeolit-csoport ásványai, és a zeolit indexásvány is erre a fáciesre nézve) A legnagyobb fokú metamorf fácies pedig (9 kilobar és 550 oC feletti tartomány) az eklogit fácies.

 

Befejezésül meg kell említeni, hogy az ásványképződési folyamatok a Föld keletkezése óta folyamatosan zajlanak napjainkig, és mind a magmás, metamorf és üledékes ásvány-, illetve kőzetképződés egymással szoros összefüggésben áll. Például a magmás kőzetek a lemeztektonikai folyamatok révén idővel felszínre kerülhetnek, a légköri viszonyok hatására egyes ásványai átalakulnak, illetve lepusztulnak, törmelékes üledékek, majd más üledékes kőzetek alkotóivá válnak. Ezen üledékes kőzetek a folyamatosan rárakódó további üledékek súlyától, illetve a kéregmozgások hatására nagyobb mélységbe kerülve, nagy nyomáson és hőmérsékleten átkristályosodhatnak, metamorf kőzetekké válnak. Bizonyos nyomáson és hőmérsékleten azonban részlegesen ezek a kőzetek is megolvadnak, újabb magmát majd magmás kőzetet létrehozva, és a folyamat újrakezdődik. Ezen a példán is láthatjuk, hogy az ásványokat felépítő kémiai elemek bolygónkon folytonos körforgásban vannak.