Magyar Tudomány, 2008/11 1333. o.

Az idő a földtudományokban

Ásványok felszíni

átalakulásának időigénye

Nemecz Ernő

professor emeritus, Pannon Egyetem

nemecze enternet . hu

Kivonat

A földtudomány nem csupán a Földön jelenleg is zajló jelenségeket, hanem ezek múltbeli lefolyását is vizsgálja, ilyen értelemben történeti tudomány is. Az, hogy a földi folyamatok hosszú időtartamokat vettek igénybe, nem túl régi megfigyelés. A földtörténeti szakaszok időbeni sorrendje azonban, az időtartamok nélkül, a paleontológiai tudománynak köszönhetően, már régen ismert volt. Ebben a Föld élő anyagában bekövetkezett változásoknak megfigyelése és értelmezése játszotta a főszerepet. A tényleges kor meghatározása azonban csak XX. sz-ban valósulhatott meg. Az anorganikus anyag (ásványok) átalakulási folyamatait már két évszázaddal korábban tanulmányozták, de ezek sebességének vizsgálatát, amellyel e cikkben foglalkozunk, csak a XX. sz. utolsó évtizedei tették lehetővé. Az ásványok oldódása és átalakulása az erózió révén kiindulópontja a földfelszín morfológiai kialakulásának és az élet lehetőségének is.

A Föld mint égitest korát, e kérdés felmerülése óta, nagyon sokféleképpen ítélték meg. Az ír James Ussher anglikán érsek 1654-es, a Bibliára támaszkodó becslése szerint a Föld 6000 éves.¹ Az uniformitarianizmus hívei szerint a jelenleg ismert fizikai és kémiai törvények uralták mindig a természetet, és a Föld korára vonatkozó véleményüket abban fejezték ki, hogy „nincs nyoma az eredetnek, és nincs jóslat a végre”.

Az első, számításon alapuló becslés Lord Kelvin nevéhez fűződik 1897-ben, aki az olvadt Föld hősugárzás miatti megszilárdulásáig terjedő időt 24–40 millió évre becsülte. Az óceánok sótartalma és az évi beszállítás alapján a Föld kora 90–100 millió évesnek adódott. Mások az üledékképződésből indultak ki, és már 1910-ben 1,6 milliárd éves becsléshez jutottak. A Föld korának konkrét mérését azonban csak a radioaktivitás felfedezése és alkalmazása tette lehetővé. A radioaktív bomlás, vagyis annak valószínűsége, hogy egy radioaktív elemből időegység alatt meghatározott számú részecske távozik a magból „alagút” effektus révén, voltaképpen alapvető anyagi sajátság. Időmérésre való alkalmasságát az teszi lehetővé, hogy az atommag meglehetősen elszigetelt része az atomnak, így a hőmérséklet és nyomás szélsőséges ingadozása nem befolyásolja a bomlási folyamatot.

Radiometrikus mérések alapján Ausztráliában egy cirkon ásvány korát 4,3 milliárd évesnek találták, és a legrégebbi kőzetek kora 3,96–4,2 Ga² kort (Kanada, Grönland) is eléri. Ez még mindig kevesebb a Föld 4,55 Ga-re tehető aktuális koránál. Ezt a kort meteoritok és a Hold kőzeteinek maximális értékeként határozták meg, és a közös eredet révén ehhez igazítják a Föld korát is. Arra a kérdésre, hogy mi lehet az oka a mért és a feltételezett kor közötti eltérésnek, a válasz: a Föld aktív égitest, s a felszínén végbemenő anyagkicserélődési folyamatok eltüntették a kezdeti kor nyomait őrző legősibb kőzeteket.

Ezek után áttérhetünk annak megvizsgálására, hogy a szóban forgó aktivitásnak mik az attributumai. Két fő jelenség határozza meg a Föld aktivitását: a belső hőtartalom mennyiségi és hordozójának helyzeti változása, valamint az eruptív kőzet és a víz–atmoszféra kölcsönhatása miatti mállás. Jelenleg ez utóbbira vagyunk tekintettel, melynek első definícióját Carl Wilhelm Correns (1939) adta, aki szerint a mállás a kőzetek in situ átalakulása a földfelszínen, az itt uralkodó viszonyok hatására. A meghatározás tömörsége ellenére jól jellemzi a mállás lényegét, amit sok szerző is elfogadott, és széles kiterjedésben vizsgált.

A kutatások a mállás sebességi egyenleteihez vezettek, amelyek vonatkozhatnak atomi, reaktor-, talaj-, alapkőzet-, vízgyűjtő- és globális méretekre. Ezeknek természetesen kompatibilisnek kell lenniük az experimentális megfigyeléssel és a kémiai kinetika alapvető koncepciójával. Néhány filozófiai szempont is felmerül a mért és extrapolált sebességi értékekre vonatkozóan. Ugyanis az „optimista kutatók” abban bíznak, hogy gondos laboratóriumi mérésekkel el lehet jutni az atomos méretektől a globálisig. Viszont a „pesszimista kutatók” szerint az egyenletek paramétereinek megállapítása soha nem lesz elég pontos egy hasznos predikcióhoz. Nem hisznek abban, hogy valaha is lehet teljesen kvantifikálni és előre jelezni a mállási kinetikát.

E téren mindenki, aki geokémiai modellt alkot, a komplexitás valamely szintjét választja, és meghatározza, hogy ehhez milyen paramétereket kell mérnie, de az alacsonyabb szint paramétereivel nem törődik, vagy eredményeit szembeállítja a sajátjáéval. Például egy vízgyűjtő tömegmérlege a fluxusra és területre (hektár) van normalizálva, míg egy kémiai reaktorban mért oldhatósági sebességi állandó az ásvány szabad felületének egységére vonatkozik. A vízgyűjtőre mért adatok esetében nem lehet figyelembe venni az atomos méretekre vonatkozó paramétereket, de ebben az esetben is érvényes lesz az Arrhenius-egyenlet szerepe a hőmérsékletnek a sebességre gyakorolt hatásában.

Ámbár az atomos dimenziókban végzett vizsgálatok ma már a nanométeres folyamatok szinkron megfigyelését is lehetővé teszik, nem foglalkozunk velük, mert az időbeli lefolyásra nem nyújtanak kellő támpontot.

A mállási folyamatok, elsősorban az oldódás időbeli lefolyásának megfigyelésére, a reaktorokban végzett kísérletek adtak lehetőséget az utóbbi két-három évtizedben, mert korábban csak derengő elképzelések lehettek e lassú folyamatok sebességéről. Lássuk, milyen ismeretek adtak korábban alapot az idő megbecsülésére. Nyilvánvaló volt, hogy a szilikátok vízbeni oldódása nem egyensúlyi folyamatok esetében sem lehet gyors folyamat,³ mint például a kősó oldódása vízben, mert ekkor szilárd kontinensek nem létezhetnének. De mi az oldási sebesség alsó határa, amely a felszínen zajló átalakulásokat összhangban tartja a nagy geokémiai körforgalommal és optimálisak a bioszféra számára is? Erre a kérdésre csak kísérleti úton kereshetjük a választ, mivel az átalakulásokat előmozdító energiaváltozásokkal foglalkozó termodinamika nem ismeri az idő fogalmát.

Egyszerű kémiai reakciók sebességének vizsgálata viszonylag könnyen elvégezhető, ha a kémiai analízis alkalmas módszerével meghatározzuk az időegység alatt keletkezett reakciótermék mennyiségét:

sebesség = az átalakult anyag mennyisége (koncentrációja) / a felhasznált idő

Sok reakció esetében a tapasztalat megmutatta, hogy a reakciósebesség a reagáló anyagra vonatkozóan:

r = k [X]ⁿ alakban adható meg.

E sebességi egyenletben X a szóban forgó anyag, n pedig 0, 1, 2, ami a reakció rendűségét jelenti. Ha n = 0, akkor [X]⁰ = 1, vagyis a reakció nulladik rendű, azaz a sebesség független az X koncentrációjától. Elsőrendű a reakció ha n = 1 és a sebesség arányos [X]¹-nel, illetve másodrendű, ha n = 2. A k a sebességi állandó, amely adott reakció és hőmérséklet esetében állandó érték. Újból megjegyezzük: a sebességi egyenlet tényezői konkrét esetben csakis kísérleti úton határozhatók meg.

James Clerk Maxwell és Ludwig Boltzmann a gázok kinetikai elméletéből az E_A-ra, tehát a minimális aktiválási energiát meghaladó részecskék hányadára az

e^–EA/RT

összefüggést adják, amelyben R = gázállandó (8,3 J K⁻¹ mol⁻¹), T = absz. hőmérséklet, így a sebességi állandó a legegyszerűbb esetben:

k = A e^{−E / RT},

amelyben az A az ütközések gyakorisága és a molekulák orientációja, az e^–EA/RTpedig az aktiválási energia. Ez az összefüggés azonban csak a gázreakciókra érvényes.

Teljesen más viszonyokkal kell számolnunk a heterogén ásványfázisok felületén lejátszódó folyamatok sebességének meghatározása során, mert ebben sok és egymással bonyolult összefüggésben levő tényező játszik közre, amit az alábbi általános egyenlet érzékeltet:

r_szilárd=

= k_oA_minexp(− E_A/RT)a_H+g (I) Πa_iⁿⁱf (∆G_r)

Ebben: k_o a mol cm⁻² s⁻¹-ben megadott sebességi állandó, A_min az ásvány reakcióképes felülete, E_A az aktiválási energia, a_H+ a hidrónium-ion aktivitása az oldatban, amelyben kifejezésre jut H⁺ és (OH)⁻ ionok oly fontos adszorpciója az ásvány felületén, a g(I) a felületen megjelenő egyéb ionok aktivitását s vele az ionos erősséget veszi figyelembe, a_iⁿⁱ esetleges katalizátor, inhibitor hatás, Πjel szorzási értelemben magában foglalja az összes többi figyelembe veendő tényezőt, (∆G_r) pedig az egyensúlytól való eltérés mértéke. Ennek apriori meghatározása, vagyis hogy mennyire van a rendszer a termodinamika keretei között, nehéz feladat. Az is bizonyos, hogy az egyensúlyitól távoli helyzetben (erősen negatív ∆G_r esetében) a sebesség függetlenné válik a ∆G_r nagyságától.

A kőzetek szilikátásványainak oldódására áttérve a kutatások megállapították, hogy az a következőképpen megy végbe: a vízmolekula adszorbeálódik a sziloxan csoporthoz, majd kötés alakul ki a vízmolekula oxigénjével, s végül felhasad a Si—O—Si csoport, vagyis a folyamat: adszorpció --> aktivált komplexképzés --> hidrolízis.

A felület potenciális energiájának alakulása pedig döntő a Si—O—Si szerkezeti egység hidrolízise szempontjából:

H₂O + ≡ Si—O—Si ≡ --> 2 ≡ Si—O—H]

Fenti reakció kulcsfontosságú tehát a szilikátok felületén lejátszódó folyamatokban.

Az egyes ásványok mállási sebességének vizsgálatára, laboratóriumi viszonyok között különböző eljárásokat alkalmaznak. Legfontosabbak: állóágyas, állandóan kevert, fluidágyas, átfolyó reaktorok. Ezekben, a rendszerint por alakú ásványmintát meghatározott hőmérsékleten, pH és koncentráció mellett különböző ideig reagáltatják az oldattal. Az állóágyas reaktor lehet zárt vagy nyitott, az atmoszférával érintkező, és időközönként meghatározzák az oldat koncentrációját mint az oldási folyamat eredményét. Az eltelt idő figyelembe vételével meghatározható az oldási sebesség (dc/dt). Utóbbit vagy valamely oldatba ment komponensre, szilikátok esetében Si-ra, vagy az ásvány mol/időegységnyi fogyására számítják, gyakran az ásvány g tömegére, vagy felületegységére (A) vonatkoztatva adják meg. Az eredmények közül néhány példát az 1–3. táblázatokban mutatunk be.

.

A megadott értékek összetételtől, pH-tól, hőmérséklettől függően nagyságrenddel is változhatnak. A kísérleti oldási sebességi adatokból egyes ásványok tartózkodási ideje adott közegben kiszámítható. A nagyságrendek megítélése céljából szem előtt kell tartani, hogy 3,15×10¹³s = 1 millió év. Így például egy gömb alakú, 1 mm átmérőjű kvarckristály a mállási zónában (vízzel érintkezve) 34 millió év alatt oldódik fel. Ebből látható, hogy a szilikátásványok átalakulása a felszínen és a felszín közelében geológiai korszakok időtartamát igényli. A táblázatokban feltüntetett értékek reaktorban végzett kísérletek eredményei, és felhasználásuk során figyelembe kell venni, hogy ezek ásvány-víz, tehát kétfázisú rendszerekre vonatkozó adatok. A természetes (földtani) rendszerek azonban sokkal bonyolultabbak, és többek szerint bennük a mállási folyamatok egy-két nagyságrenddel lassúbbak a reaktorokban mért értékeknél.

A komplexitás következő fokán a talaj áll. A talajokban hat-tíz, egy százaléknál gyakoribb ásványfajta található az akcesszórikus ásványokon, amorf anyagon és nyomelemeken kívül. Ha a kémiai komponenseket is tekintjük, látható, hogy a reaktorkísérletekhez képest nagyon komplikált rendszerrel van dolgunk. Idevonatkozó hazai vizsgálatainkból három fontos megállapítást emelek ki.

1. A talajok ásványai, a kvarctól és dolomittól eltekintve, termodinamikai értelemben „instabilis” fázisok.

2. Több ásvány oldhatósága és oldódási sebessége eltér a reaktorkísérletek eredményétől. Például: kvarc, mikroklin (K-földpát) a szemnagyság csökkenésével jobban oldódik, mint az albit.

3. A vizsgált minták több mint felében a kvarc mennyisége parabolikusan csökken a szemcsenagyság csökkenésével (1. ábra).

A 2. A ábra oszlopdiagramján látjuk a dabronyi csernozjom talaj kvarctartalmának és a kvarcon kívüli többi ásvány összegének változását a szemnagysággal. A 2. B ábra a kvarchoz és a többi ásványhoz tartozó másodfokú polinom görbék egyenleteit és ezek R² adatait tünteti fel. Azt, hogy a kvarc a szemcsenagyság csökkenésével egy, a parabolához jó közelítésű görbén helyezkedik el, a talajminták több mint 50 %-ában észleltük. E feltűnő jelenség magyarázatát eddig nem találtuk, de bizonyos, hogy nem egyedül a kvarc sajátságos viselkedésével, hanem a kvarc nélküli többi ásvány mennyiségi alakulásával lehet elgondolni. A talaj komplikált nyílt rendszerében az oldódási folyamatok sajátosan alakítják az ásványok egymásközti arányát, amely nem vezethető le az egyensúlyi körülmények között meghatározott oldhatóságból és oldódási sebességből. Itt elég arra gondolni, hogy a mállást legalább ötven fizikai és kémiai folyamat befolyásolja, éspedig különböző csoportosításban és évezredeken át, tíz-tizenöt kémiai komponens részvételével. Ennek folytán a variációk száma beláthatatlan.

Az előzőekben tárgyalt jelenségek megnehezítik a talajképződés sebességének pontosabb meghatározását. A talaj kora önmagában kérdéses sajátság, mivel két ellentétes folyamat, a képződés és erózió egyensúlyának eredménye, tehát a jelenlegi talaj nem minden része keletkezett azonos időben. Néhány általános megállapítás azonban tehető. A talajképződés sebessége elsősorban az alapkőzet és klíma függvénye. A melegebb, nedves klíma gyorsítja a képződést, de a talajmélység és a talaj kora között, az előbbiek értelmében, nincs szoros kapcsolat. Egy felől az erózió csökkenti a mélységet, másfelől állandósult állapot esetén sem kontinuális a talajképződés, mert ilyenkor a klímától, alapkőzettől és más helyi körülménytől függően bizonyos maximális mélységben (1–2 m) megállapodik. Robert Meyer (1997) hét fő talajtípusra minimálisan 50 ezer évet talált szükségesnek a talaj kialakulásához, de nem ritkaság a több százezer vagy millió év sem. A talajképződés sebessége inkább közvetett úton, a talajerózió és azt követő üledékképződési sebesség meghatározásával állapítható meg.

Áttérve a vízgyűjtőkre és globális méretekre, a geológusok, geomorfológusok a felszín magasságát csökkentő folyamatokra a letarolás, erózió, denudáció fogalmakat használják, melyek hátterében elsődleges kiindulópontként a mállás folyományaként a detritális anyagfelhalmozódás és talajképződés áll. A vízi és légi szállítás közbejöttével (erózió) bekövetkező üledékképződés a földrajzi helyzettel nagyon változik, és alakulását a világ számos pontján nyomon követik. Az erózió olyan geológiai jelenség, melynek paramétereit (többnyire negatív értelemben) az ember civilizációs tevékenysége is messzemenően befolyásolja.

Az üledékképződés sebességváltozása a geológiai korszakokban kapcsolatban van a legfontosabb földtani eseményekkel. Peter A. Rona (1973) vizsgálta az Észak-Amerika délkeleti partjai és Afrika északnyugati partjai közelében felhalmozódott üledékek képződését, és a kréta kortól a miocén végéig három, átlagosan gyors (maximális) és két lassú (minimális) felhalmozódási sebességet állapított meg (4. táblázat)

A maximumok 10–70 millió évig tartottak, és egybeesnek a világszerte fellépő epikontinentális tengeri transzgresszióval, míg a minimumok 10–20 millió évre terjedtek, és a tengeri regresszióval korrelálnak.

A kontinenseken az erózió növekedése egyre inkább az emberi tevékenység folyománya. Világosan mutatja ezt az a példa, hogy míg a földművelés módja és az erdők irtása miatt (India, Banglades, Nepál), a Gangesz 1 millió km²-nyi vízgyűjtőjéről évente 1,46 mrd tonna, az 5,8 millió km² kiterjedésű vízgyűjtővel rendelkező Amazon csupán 363 millió tonna üledéket visz az óceánba. A világ legnagyobb folyói együttesen évente mintegy 27 milliárd tonna üledéket szállítanak (Judson, 1968). Ugyanakkor sok milliárd tonna anyag a folyók árterében, mélyedésekben és a nagy gátak mögött ülepedik le. Kínában egyedül a Sárga-folyó Sanmer-gátja évente 400 millió tonna üledéket tart vissza (Sfeir-Younis, 1986). Ez oda vezet, hogy Hu Chunhong (1955) szerint Kína 330 nagy völgyzáró gátja közül 230 tározó kapacitása átlagosan 14 %-kal, némelyike 50 %-kal csökkent.

Normális agrokulturális feltételek mellett az átlagos eróziót 0,5–2 t ha^-1év^-1 teszik, másképpen kifejezve, a talaj legfelső 1 centiméterének víz- és szélerózió útjáni eltávolításához 80–280 évre van szükség (Pimental et al. 1985). A szóbanforgó értékek alakulását jól érzékelteti egy Nigériában végrehajtott kísérlet. E szerint 1 %-os lejtőn telepített manióka ültetvény talajveszteségét 3 t, 5 %-os lejtőn 87 t, és 15 %-os lejtőn 221 t ha^-1év^-1-nek találták. Utóbbi érték azt jelenti, hogy a művelhető talaj 10 év alatt eltűnik. A világ sok országában aggodalmat keltő módon csökken a megművelhető talaj területe. Indiában 13 millió ha talajt a szél, 74 millió ha-t a víz erodált, India területének egynegyedét. Kína 1957 óta mezőgazdaságilag művelhető területének 11 %-át veszítette el sivatagosodás következtében. Az erózió természetesen hazánkat sem kíméli. Stefanovits Pál és Várallyay György (1992) szerint Magyarország területének mintegy 30 %-a különböző mértékű eróziónak van kitéve.

Kulcsszavak: ásványok oldódása, talajok kora, eróziója

Irodalom

Meyer, Robert (1997): Paleolaterites and Paleosols: Imprints of Terrestrial Processes in Sedimentary Rocks. A. A. Balkema, Rotterdam

Rona, Peter A. (1973): Relations between Rates of Sediment Accumulation on Continental Shelves, Sea-floor Spreading, and Eustacy Inferred from the Central North Atlantic. The Geological Society of America Bulletin. 84, 281–287.

Hu, Chunhong (1955): Controlling Reservoir Sedimentation in China. Hydropower and Dams.1, 50–52.

Judson, Sheldon (1968): Erosion of the Land, Or What’s Happening to Our Continents? American Scientist. 56, 356–374.

Pimentel, David – Dazhong, D., W. et al. (1985): World Food Economy and the Soil Erosion Crisis. Environmental Biology Report. 86-2. Cornell University Press, Ithaca, NY.

Stefanovits Pál: Magyarország talajai. Akadémiai, Bp.

Stefanovits Pál – Várallyai György (1992): In: Proceedings of the Soil Erosion and Remediation Workshop European Agro-Environmental Program, Bp, 79-95.

Nemecz Ernő (1981): Clay Minerals. Akadémiai, Bp., 54

¹ Ussher érsek szerint a Földet a Kr. e. 4004. október 23-át megelőző szürkületkor teremtették.

² Kanadai pajzson a Nagy-Rabszolga-tó ny-i oldalán

³ A K-földpát oldhatósága 3×10^-7, a Na Cl-é 5×10⁰ mol/liter

1. táblázat • Néhány ásvány oldódási sebessége vízben

2. táblázat • Egyes ásványok oldódási sebessége az albitéhoz viszonyítva

3. táblázat • Számított mállási sebesség ásványonként talajokban 0,25m³m^-3 víztartalom mellett 50 cm mélységben

1. ábra • A kvarc eloszlásának átlaga a talajminták szemcsefrakcióiban. A görbe jól közelíti a feltüntetett másodfokú polinom egyenlet görbéjét (szaggatott vonal). Frakciók: µm-ben.

2. ábra • A kvarc szemnagyság szerinti eloszlása (m/m%) a dabronyi csernozjom talajban. A: Oszlopdiagram, szem = szemcsenagyság, többi = a kvarcon kívüli összes többi ásvány, Kv = kvarc. B: Vastag görbe = szemcseeloszlás, négyzet=kvarc, ∆ = összes többi ásvány Frakciók: µm-ben

4. táblázat • Észak-Amerika keleti és Afrika északnyugati selfjein felhalmozódott üledékek képződési sebessége különböző földtani korszakokban

<-- Vissza a 2008/11 szám tartalomjegyzékére

---

<-- Vissza a Magyar Tudomány honlapra

---

[Információk] [Tartalom] [Akaprint Kft.]

---