A kőzetciklus

Érdekes módon a Föld felszínét mélyből - vagy a kéreg alsó, illetve köpeny felső részéből származó magmás, vagy tengeri-óceáni üledékes kőzetek borítják. Ennek ellenére a Föld mérete, térfogata, és felszíni domborzatának fő paraméterei a földtörténeti ókortól kezdődően kevéssé módosultak. Az állandó változások melletti viszonylagos állandóságot a kőzetek körforgása biztosítja. A körforgás fenntartásában a legfontosabb felszíni folyamat  a mállás és lepusztulás.

A litoszféra legfelső zónájába, a Föld felszínére került bármilyen eredetű - magmás, üledékes, metamorf - kőzet a két érintkező és részben átfedő öv, a hidroszféra és az atmoszféra hatása alá kerül. A hatás a kőzetben fizikai és kémiai átalakulási folyamatokat indít el, ezeket mállásnak nevezzük. A mállott kőzetfelszínekre fokozottan hatnak az atmoszféra és a hidroszféra  anyagai, és azok mozgása, így a mállás által fellazult anyagok a felszínen átrendeződnek, egyes helyekről elszállitódnak, más helyeken felhalmozódnak.

A felhalmozódó laza üledékek eltemetődnek, s a víztől, levegőtől elzárt környezetben kőzettéválás - diagenezis - kezdődik. További eltemetődés, vagy/valamint szerkezeti mozgásokból ébredő feszültségek hatására bekövetkezhet a kőzetek deformációja, egyes esetekben kiemelkedés során felszínre jutása. A kőzetek más része a egyre mélyebbre kerülve olyan nyomás/hőmérséklet tartományba kerül, ahol mélyreható ásványtani átalakulások kezdődnek benne (metamorfózis). Ha a  nyomás/hőmérséklet eléri a kőzet összetételnek megfelelő olvadáspont tartományát, kőzetolvadék keletkezik, amely akár a mélyben maradva szilárdul meg (migmatit), vagy újra a felszínre kerül (magma).

A kőzetciklus földtörténetileg jól értelmezhetó nagy periódusa az orogén - hegységképződési időszak, amely több tíz millió évre kiterjedő változási folyamat. 

A mállás 

A mállás során az eredeti kőzetből (szálkőzetből) un. regolit keletkezik, mállási termék. Anyaga részben az eredeti kőzet felaprózódott törmeléke, részben a felaprózódott törmelék és a víz, oxigén közötti kémiai reakciók során keletkező új ásványok, részben a reakcióknak ellenálló, nem oldódó, helybenmaradó ásványi és kőzet-összetevők. 

A mállás nyomán keletkezett un. mállási kéreg maradhat helyben is,  de legtöbbször olyan viszonyok közé  kerül, amelyben a fellazult kőzetanyag egésze, vagy egy része oldott formában, illetve szuszpendált szilárd törmelékes szemcsék formájában elszállitódik. Ez az erózió folyamata. A helyben maradt mállási kéreg (eluvium) mozgása során keletkező átmozgatott anyag (deluvium) valamilyen közegben szállitódhat, majd ujra lerakódik (alluvium).

Atmoszfera illetve víz hatása nélkül a mállás sebessége alacsony. Egy légkör nélküli Hold felszíne akár többszáz millió év történéseit (vulkanizmus, meteorit kráterek, becsapódások stb) megőrzi, bár - éppen a légkör hiánya miatt - felszínén a hőmérséklet ingadozások sokkal nagyobbak, mint a.Föld felszínén.

 
A Hold Tycho krátere

Hasonló földtörténeti események nyomait a Földön a lepusztulás és az erózió hatása rövid időn belül eltünteti - az alábbi ábrán egy 40 millió évvel ezelőtti, eocén időszaki  nagy meteorit becsapódás okozta meteorit kráter helye látható - ma itt az USA fővárosa, Washington D.C. elővárosai találhatók.

A mállás, aprózódás egy része fizikai folyamat, az anyag kémiai összetételének lényeges megváltozása nélkül: 

- aprózódás kőzetelegyrészek, mikrorepedések mentén: un murva keletkezik;
- fellevelesedés (vállaposodás) - a felszínre került kőzet tágulási válasza a nyomáscsökkenésre;
- hőmérsékletváltozás - ritmikus tágulás - összehúzódás ismétlődésével..

A mállás másrészt kémiai folyamat. A mélyben keletkezett kőzetek a felszínközeli környezetben instabillá válva az atmoszféra gázai, a szerves anyagok bomlásából képződő agresszív szerves savak (pl humuszsav) illetve a víz és oldott sótartalma hatására alakulnak át:

- oxidáció
          FeS₂ + nO₂ + mH₂O > FeSO₄ > Fe₂O₃.nH₂O
            (vaskalap képződés)
- hidrolizis
          káliföldpát KAlSi₃O₈   >   szericit  Al₄(OH)₈(Si₄O₁₀)       
- oldódás
            CaCO₃ + H₂O + CO₂     >    Ca²⁺ + 2(HCO₃)^{-
                (}karsztosodás)
- karbonátosodás 
             káliföldpát KAlSi₃O₈  + 2H₂O + CO₂ = kaolinit H₄Al₂Si₂O₉ + K₂CO₃ + 4SiO₂

A Fe²⁺ gyengén savas vizekben jól oldódik. Ha a víz jól cirkulál, a vas eltávozik. Semleges, gyengén lúgos közegben a Fe²⁺ feloxidálódik. és barna hidroxidként kiválik.

A Si oldódik 4-9 pH tartományban, és (SiO₄)^4-  ionok illetve kolloidális kovasav formájában szállitódik, majd kiválik - viszonylag immobilis elem.

Az aluminium a semleges pH tartományban gyakorlatilag oldhatatlan, helyben marad. Mérsékelt égövön semleges, gyengén savas vizek hatására a szilikát kőzetekből agyagásványok keletkeznek (sziallitos mállás). Ha a víz cirkuláció jelentős, akkor csak Al marad az agyagásványokban és kaolinit keletkezik. Kisebb cirkuláció esetén, illetve jelentős Mg,Fe utánpótlás esetén a Fe,  Ca, Mg is beépül, és montmorillonit (bentonit) keletkezik.

Lúgos környezetben az Al sokkal kevésbé oldódik, mint a Si. A Si eltávozik, és az Al hidroxidok formájában kiválik (allitos mállás, laterit és bauxit képződés):
            kaolinit H₄Al₂Si₂O₉    +   2H₂O    =    gibbsit 2Al(OH)₃ + 2SiO₂ + H₂

A mállás sebességében, kiterjedésében és intenzitásának alakulásában a  kőzetek szerkezete, a topográfia, a víz, az éghajlat, az élettelen és élő  környezet szerepe döntő szerepet játszik.

A kőzetek szerkezete és kémiai összetétele
A magmás és üledékes kőzetek egyaránt a felszíni viszonyoktól jelentősen különböző körülmények között keletkeztek, alakultak át, és kerültek (szerkezetalakulási folyamatok során) a felszínre.  Ezért a felszíni körülmények nyomás/hőmérséklet viszonyai mellett a kőzetek összetétele instabillá, reakcióképessé válik. Ahhoz, hogy reakció végbemehessen. illetve a reakciósebesség megfelelően nagy legyen, egy sor további külső körülmény egybeesése is szükséges. Az egyik legfontosabb tényező az eredeti kőzet porozitása. A porozitás egy része származhat az eredeti szemcseszerkezetből (pl homokkövek, konglomerátumok), a kőzetek kémiai mállásából (oldódásából, pl. karsztosodás), illetve szerkezetéből (pl elválások, törések).

A kőzetek szilárdsági szempontból legtöbbször nem homogének, gyengeségi felületek - un elválások, kőzetrések - bontják meg. 

Kőzetrések keletkezhetnek:
                       üledékképződés         rétegfelületek
                       magmás kőzetek        kihülési felületek, zsugorodás
                      metamorf kőzetek       palásság

kialakulásával. 

Lemezes elválás gránitban, Yosemite National Park, California, USA

A kihülési frontra merőleges oszlopos elválás bazaltban

A kőzetrések exponenciális mértékben növelik meg a víz és levegő hatásának kitett szabad felületet a kőzetekben. 

A mállás leggyorsabban a kialakult feldarabolódott kőzetfelszinek élein és sarkain halad előre, s egyre fokozódik a feldarabolódás.

Gránit mállása során jórészt murvásodás történik, akőzet önálló szemcsékké esik szét. Mérsékelt klímán agyagásványok keletkeznek, a Na, K, Ca jó része eltávozik, a kvarc feldúsul. Nedves trópusi klímán a magnetit tartalom hematittá alakulhat.

Bazalt, gabbro eredeti összetételében plagioklász, piroxén magnetit szerepel. A plagioklász és piroxén vízfelvétellel agyagásványokká, és vízben oldott ionokká  (Ca, Mg) alakul.

Mészkő és dolomit mállása nedves klímán oldódás útján történik  (karsztosodás). Limonit, kvarc, agyagásvány dúsulhat az oldási maradékban.

A topográfia hatása
Kiemelkedett területek jobban ki vannak téve szél és csapadék hatásának, illetve nagyobb az un. relief-energiájuk (a kiemelkedett helyzetből adódó gravitációs  energia) mint a sík területeknek. Kiemelkedett területekről nagyobb mértékű a mállási termékek elszállítódása, s így új friss felületek válnak szabaddá a mállás számára. Ha a mállástermékek helyben maradnak, a mállás elérheti a 100-200 m mélységet is.
A mállás intenzitása más és más a különböző irányba néző lejtőkön (napsugárzás intenzitása, illetve párolgás mértéke különböző).

A víz szerepe

A vízzel szembeni viselkedésük szempontjából  a kőzetek háromféle alapvető módon viselkednek:

- vizáteresztő, tároló kőzetek - jelentős szabad, közlekedő pórustérrel rendelkeznek - pl. homokok, homokkövek
- vízzáró kőzetek - a víz szempontjából természetes nyomásés hőmérséklet viszonyok között át  nem eresztőek - pl. agyagok
- oldódó kőzetek - a víz és atmoszférikus gázok hatására oldódásos mállás történik - pl. karbonát kőzetek, sókőzetek.

 A víz úgy az atmoszférában, mint a hidroszférában és a litoszférában jelnetős szerepet kap. A felszíni viszonyok között a kőzetek kémiai mállásában kap döntő szerepet. A víz jó oldóhatásának oka a vízmolekula poláris jellege. Asszimmetriája miatt kiegyenlített elektromos töltése ellenére egyik fele kissé pozitív, másik fele kissé negatív jellegű, s ezért a nagy ionpotenciálú elemek esetében ezeket szilárd állapotból könnyen ionos - oldott állapotba viszi. A mellékelt ábrán a víz molekula, illetve anak a NaCl esetében játszott oldó hatása látható. A víz annyira agresszív oldószer, hogy természetes állapotban tiszta formában alig ismeretes (csak mesterségesen előállított desztillált vízként).

A csapadékvíz semleges-gyengén savas anyag, oldott oxigén és széndioxid tartalommal, spórákat, baktériumokat, magvakat hordozhat,a légkörbe került port továbbíthatja. A víz oldó hatása igen jelentős a nedves trópusi és mérsékelt övi mállási folyamatokban.A beszivárgás során a csapadékvíz a felső rétegeken áthaladva ionokban egyre dúsul, kémhatása megváltozik.

A víz ugyancsak fontos szerepet játszik a kőzetek aprózódásában, a mérsékelt és hideg klimaövben. A víz-jég átalakulás mintegy 10 %-os térfogat növekedéssel jár. Az ismétlődő fagyás-olvadási folyamatnak  igen jelentős kőzetlazító hatása van. A hideg égövön teljesen fagyott altalaj (permafrost)  felett a napi rövid felmelegedések zónájában jelentkezik jelentős kőzetaprózódás. 

Az alábbi légifelvétel Alaszkában készült egy permafrost területről.

Éghajlati övek és hatásuk
A Föld tengelyének az ekliptika síkjához viszonyított dőlésszöge, a Földpálya ellipszis alakja, illetve a különböző mértékű felmelegedés miatt kialakult szélrendszerek a Földön regionális éghajlati öves elrendezést hoznak létre. A következő térképen láthatod az éghajlati övek eloszlását a Földön.

Éghajlati övek nemcsak a fenti nagy regionális hatások következtében, hanem lokális - topográfia, széljárás, stb - következtében is kialakulhatnak, pl. magashegységek környezetében. 

Az alábbi két ábra a világ és  Magyarország néhány észlelt  időjárási szélsőségét mutatja be:

Az éghajlati övek fő tipusai:

Tropikus - nedves öv - a téritők közötti, a passzát szélrendszerek szempontjából leszálló légáramlású zóna, igen jelentős (2000 mm feletti) csapadék. A mállás a legintenzívebb. A trópusi esőerdő öve. Igen nagy a biológiai és kémiai aktivitás (minden 10 C hőmérséklet növekedés megduplázza a reakciósebsséget) . Nincs fagy, a minimális hőmérséklet 10-20 C közötti.

Mérsékelt - nedves öv  - a hazánk területén is uralkodó éghajlati zóna, min 400 mm éves csapadékmennyiséggel. A hőmérsékletet évszakos változások jellemzik, erős hőmérsékleti ingadozásokkal (+50 - 30 C között), a természetes vegetáció lombos és fenyőerdő. A párolgás és a csapadék egyensúlyban van.

Meleg-száraz éghajlati öv - Magas átlaghőmérséklet mellett jelentős napi hőmérséklet ingadozások jelentkeznek. A párolgás meghaladja a csapadék mennyiségét. Így a vízáramlás a málllási zónában felfelé és nem lefelé haladó, mint a nedves éghajlati övekben. A vegetáció és a fauna hiányzik vagy szegényes, talajtakaró nem alakul ki.

Hideg-száraz éghajlati öv -  a csapadék mennyisége a sivatagival egyenértékű (10 mm eső 10 cm hóval azonos vízmennyiséget jelent. A kismennyiségű lehullott csapadék állandóan fagyott állapotú. Nincs elegendő folyékony állapotú víz jelentősebb növényi élet kialakulásához.

A klíma és a kialakult növényzet maga is befolyásolja a felszínről visszaverődő napsugárzás mértékét. Zöld felületek a beérkező sugárzás visszaverődési együtthatója (albedo) 30-40 %, míg friss hófelületről a beérkező hősugárzás 80 %-a visszaverődik.

Szerves anyagok és szervezetek hatása

A szerves anyagok számos módon játszanak fontos szerepet a mállásban:

- elhalt állati és növényi szervezetek, baktériumok, algák, gombák: a kőzetek kémiai mállásában, a talaj kialakításában igen fontos szerepet játszanak. Mérsékelt égövön a kialakuló avartakaró a rajta átszivárgó csapadékvízet humuszsavakban dúsítja, savassá, s így oldásra alkalmasabbá teszi. Trópusi nedves klímán a talajszint igen gazdag élővilága "feléli" a növényi törmeléket, s így vastag talajtakaró sem alakulhat ki.  

- növényzet gyökerei igen jelentős kőzetbontási energiát fejthetnek ki. Másrészt olyan vezető hálózatot hoznak létre, amelyben a felszíni vizek, oldatok a talaj mélyebb szintjeire szivároghatnak.

- üreglakók, járatképző élőlények jelentős mértékben lazíthatják, előkészíthetik a talajt a mállásra.

Talajképződés

A talaj bonyolult, többfázisú rendszer, a mállás helyben maradt terméke. A növényzet, élet számára a legfontosabb öv. Szilárd, cseppfolyós és gáz halmazállapotú szerves és szervetlen anyagokból épül fel, amelyeknek egyensúlya rendkivül lényeges a növényzet fenntartásához, s ezen keresztül az emberi élet fenntartásához is. A talajtakaró védelme, a talaj megóvása a szenyeződéstől az egyik legfontosabb környezetgazdálkodási feladat.

Talajzónák és szelvények 
A mállás során a málló kőzetfelszín felett különböző összetételű rétegek alakulnak ki, ezeket talajzónáknak nevezzük. Rendszerint A és B jellel jelöljük ezeket, megkülönböztetésül a mállott kőzetfelszíntől (C zóna). Az A zóna a mérsékelt övben a kioldás, a sivatagi száraz klímán a kiválás szintje. A B szint a mérsékelt övben a felhalmozás szintje. A málló kőzet az adott térszínen lehet helybenmaradt (autochton), illetve oda szállitódott (allochton).

A talajzónák szerepe és jellege  éghajlatonként eltérő. A mérsékelt övben a  növényi törmelék felhalmozódási sebessége nagyobb mint amit a talajban élő organizmusok elbontani képesek, s itt a felszínen humuszréteg halmozódik fel. A nedves trópusi éghajlaton a talaj nagy biológiai aktivitása miatt humusz nem halmozódik fel, a talaj tápanyagban szegény marad. Sivatagi éghajlaton a beszivárgás helyett a párolgás dominál a talajban a felfelé áramló oldatokból mészkiválás történik a B szintben.

A talajképződéshöz a térszíntől és a helyi klimaviszonyoktól függő hosszúságú idő szükséges. Vannak "instant" talajok, például a vulkáni hamu, illetve az öntésiszap. Reziduális talajok kialakulásához esetleg többezer év is szükséges lehet.    

Talajtipusok

A világ klíma és növényzeti öveivel párhuzamosan regionális talajövek is léteznek:

- tundratalajok
- podzol
- lateritek
- pedokal talajok

Szemcseösszetétel szerint megkülönböztethetünk:
A talaj iszapolásból fennmaradó 2 mm-nél durvább szemcséi adják a "vázat", az ennél finomabb, áteső rész az iszapolható finomfrakció.

- váztalajok        50 % feletti kőzet komponenssel
- homoktalajok   50 % feletti homok tartalommal
- iszaptalajok      50 % feletti iszap/kőzetliszt tartalommal  
- vályogtalajok    50% feletti agyag tartalommal

Számos egyéb osztályozás lehetséges, a Magyarországon szokásos, és erre az éghajlatra érvényes  beosztás szerint:

- váztalajok
- kőzethatású talajok     nyirok
- barna erdőtalajok
- csernozjom
- szikes talajok              Na(HCO₃)₂
- réti talajok 
- láptalajok

Karsztosodás

A jelenség a nevét a horvátországi, Adria-menti Kars hegységről kapta. A mészkő felszíni oldódása, mállása egy hosszú folyamatsor kezdete, melyet karsztosodásnak nevezünk. (Eltemetett, felszíni hatásoktól elzárt mészkő rétegekben karsztosodás nem történik). A karsztosodásnál a felszínről beszivárgó, oxigénben és széndioxidban dús vizekben megindul a mészkő oldódása, a fentiekben ismertetett összefüggés szerint:

 CaCO₃ + H₂O + CO₂     >    Ca²⁺ + 2(HCO₃)^-

Felszíni oldódási formák karsztos mészkő felszínen

A keletkezett vizek az un víznyelőkön keresztül  repedésrendszerek mentén, azokat tovább oldva barlangokat hoznak létre. A víznyelőkhöz kapcsolódó függőleges barlangrészek a zsombolyok. A barlangokban további oldódás mellett a mészkő ki is válhat: mészkő kiválási formák is jelentkeznek, sztalaktitok és sztalagmitok. 

A karsztos repedésrendszerek a legjobb felszín alatti természetes fluidumtárolók. A karsztban mozgó rétegvizeket karsztvíznek, felszínre bukkanásukat karsztforrásnak nevezzük.

Magyarország és Szlovákia legnagyobb barlangjait őrző karsztvidékének térképén a Gömör-Tornai és Aggteleki karsztvidék barlangjait és karsztos formáit találod: