Magyar Tudomány, 2008/11 1300. o.

Az idõ a földtudományokban



Kõbe zárt idõ

geológiai kormeghatározás


Haas János

a földtudomány doktora, kutatócsoport-vezetõ,

MTA–ELTE Geológiai, Geofizikai

és Ûrtudományi Kutatócsoport

haas ludens . elte . hu


Árkai Péter

az MTA rendes tagja, kutatóprofesszor,

MTA Geokémiai Kutatóintézet

arkai geochem . hu


Császár Géza

az MTA doktora, egyetemi magántanár,

ELTE Regionális Földtani Tanszék

csaszar mafi . hu


Vörös Attila

az MTA levelezõ tagja, kutatócsoport-vezetõ,

MTA–MTM Paleontológiai Kutatócsoport

voros nhmus . hu



Bevezetés


A geológia történeti természettudomány. A kõzet, illetve a különféle, egymással genetikai kapcsolatban lévõ kõzetekbõl felépülõ kõzettest térbeli (háromdimenziós) objektum. A geológust azonban a kõzetek, kõzettestek kialakulása, keletkezésének folyamatai is érdeklik. Itt lép be a képbe a 4. dimenzió, az idõ, amelynek döntõ jelentõsége van a geológiai jelenségek, folyamatok megértésében. Ez a geológia tudományterületének talán legjellemzõbb sajátossága. A kõzetek rendkívül sok információt hordoznak a régmúltról. Azt mondhatjuk, hogy szinte kizárólag a kõzetekben lelhetõk fel a Föld történetének és a Földön kialakult élet fejlõdésének tárgyi bizonyítékai.

Mai ismereteink szerint a Föld története mintegy 4,6 milliárd évet fog át. Olyan hatalmas idõtartamról van szó, amely emberi mértékkel szinte felfoghatatlan. A régészek joggal hivatkoznak arra, hogy a mezopotámiai vagy egyiptomi kultúra kezdetei is alig elképzelhetõ idõtávlatra, mintegy ötezer évre nyúlnak vissza. Hogyan lehetne felfoghatóvá tenni akkor a földtörténet millió, tízmillió, százmillió vagy milliárd éves idõtávlatait? Az 1. ábrán a földtörténet középkorának triász idõszakában, mintegy 200 millió éve lerakódott mészkõ látható. A rétegsorban trópusi klímájú tengerparti síkságon keletkezett és sekélytengerben lerakódott rétegek váltakoznak, ami a tengerszint periodikus változására utal. Mai ismereteink szerint ez a tengerszintváltozás a Föld pályaelemeinek periodikus változásaival állt összefüggésben, és a húszezer éves precessziós ciklusnak feleltethetõ meg. Így tehát egyetlen, kb. két méter vastagságú üledékciklus képzõdésének idõtartamába bõven elfér az emberi civilizáció egész története, hiszen húszezer éve még a jégkorszak utolsó eljegesedési szakasza, a késõ paleolitikum tartott. Az elsõ nagy kultúrák kialakulásával az írott történelem mintegy ötezer éve kezdõdött, ami egyetlen ciklus felsõ negyedének, mintegy fél méteres szakaszának felel meg. A magyar államalapítás óta csak 10 cm üledék képzõdött volna a trópusi tengerben, jóllehet az átlagosnál gyorsabban felhalmozódó üledékes kõzetrõl van szó. A Bakony, a Gerecse vagy a Budai-hegység jelentõs részét sok száz ilyen üledékciklus kõzetei építik fel, 2–3 kilométer vastagságban, melyek mintegy húszmillió év alatt keletkeztek. Ha nem változtak volna az üledékképzõdés feltételei az azóta eltelt mintegy 200 millió évben – ami természetesen abszurd feltételezés – akkor 20–30 kilométeres kõzetoszlop keletkezhetett volna máig. És a triász idõszak már a földtörténet viszonylag késõi szakasza, azóta „csupán” kétszer százmillió év, nem pedig milliárd évek teltek el.


A geológiai idõmeghatározás kezdetei


Nem mindig gondolkodtak ilyen hatalmas idõtávlatokban a Föld korát és történetét illetõen. Hosszú ideig, egészen a XVII. század közepéig, a felvilágosodás koráig kizárólag a Biblia tanai adtak támpontot a kezdeteket illetõen. A XVI. században a hírneves ír tudós teológus, James Ussher anglikán érsek a Biblia gondos tanulmányozása alapján arra a következtetésre jutott, hogy a teremtés Krisztus születése elõtt 4004. október 23-án, szürkületkor történt. Mások számításai némileg eltérõ eredményre vezettek, de kétségtelen, hogy az Írás szerint a teremtés hat napja mintegy hatezer évvel ezelõttre tehetõ.

Már az ókori, kolofoni Xenophanes, majd jóval késõbb a XV. század végén a reneszánsz minden tekintetben zseniális polihisztora, Leonardo da Vinci felismerte, hogy tengeri állatok vázai találhatók a tengerektõl távoli hegységek kõzeteiben, és azokat õsi tengerek nyomaként értékelték. Nicholas Steno 1669-ben a rétegzett kõzeteket tanulmányozva arra a következtetésre jutott, hogy a rétegsorban mélyebben lévõ rétegek korábban keletkeztek, mint a felettük találhatók. Ezzel megalkotta a szuperpozíció törvényét, amit ma a rétegtan elsõ alaptörvényének is neveznek.

Georges Buffon, akit a XVIII. század legnagyobb természetbúvárának tartanak, és a francia felvilágosodás kiemelkedõ képviselõje volt, kétségbevonta azt, hogy a Párizsi-medence sok ezer méter vastag, tengeri állatok vázait nagy tömegben tartalmazó rétegei a bibliai vízözön néhány hónapja alatt rakódhattak volna le. Úgy vélte, hogy a Föld korát egy hasonló méretû vasgolyó lehûléséhez szükséges idõ kiszámításával lehet megközelíteni, és ezt az idõt 1749-ben kiadott A Föld elmélete címû mûvében 74 834 évben határozta meg.

A geológián belül a kõzetek tér és idõbeli kapcsolatával a rétegtan (sztratigráfia) tudományága foglakozik. Az angol William Smith-t tekintik a rétegtan atyjának. Smith csatornaépítõ mérnök volt, aki munkája közben, már a XVIII. század végén felismerte, hogy az egymást követõ rétegeknek nem csupán sajátos kõzettani jellegei vannak, de õsmaradványaik is eltérõek, és e tulajdonságaik alapján akár nagy távolságban lévõ rétegeket is azonosítani lehet. Az egyes rétegek, rétegcsoportok helyzetét térképen is rögzítette.

Buffon tanítványa volt a XIX. század kezdetének két kiemelkedõ francia paleontológusa, Jean-Baptiste Lamarck és Georges Cuvier, akik az élõvilág történetét illetõen merõben különbözõ nézeteket vallottak. Lamarck munkáiban az élõvilágnak a környezeti változások miatt lassan, fokozatosan végbement fejlõdését hirdette, és úgy gondolta, hogy ez év százmilliók alatt történhetett. 1802-ben megjelent dolgozatában a legõsibb tengeri üledékek korát 900 millió évesre becsülte. A Lamarcknál huszonöt évvel fiatalabb Cuvier fixista, azaz a fajok változatlanságának híve volt. Azt az akkor már jól ismert tényt, hogy egymás felett következõ rétegcsoportok fosszíliaegyüttese különbözõ, természeti katasztrófákkal magyarázta. Úgy vélte, hogy e katasztrófák során az élõvilág elvándorol egy területrõl, majd a vész elmúltával máshonnan, más alakok vándorolnak be oda. Követõi azt is feltételezték, hogy a katasztrófák utáni újrateremtésekkel népesült be ismét a Föld.

A XIX. század elsõ felében – azaz Cuvier munkásságával egyidõben – alapvetõen katasztrofista szemlélettel kísérelték meg a földtörténet nagyobb egységekre, idõszakokra tagolását. Az 1820–1840 közötti években vezették be a máig érvényben lévõ geológiai idõszakok jelentõs részét (például: szilur, devon, triász, jura stb.). 1841-ben John Phillips vetette fel az õsi állatvilág fejlettségén alapuló tagolást, megalkotva a paleozoikum, mezozoikum, kainozoikum fogalmát. A földtörténet e fõ fejezeteinek határainál olyan markáns változás lép fel az õsmaradvány-együttesekben, hogy az már a rétegtan korai mûvelõi számára is feltûnt, és kutatási adatok tömege alapján, ma is úgy véljük, hogy a földtörténet legnagyobb kihalásait, valódi katasztrófáit tükrözik.

A paleontológusok és a rétegtan kutatóinak szemléletében Charles Darwin 1838-ban felismert és 1859-ban közzétett evolúciós tanai hoztak alapvetõ fordulatot. Maga Darwin az evolúció sebességének becslése alapján arra következtetett, hogy a kainozoikum kezdete 300 millió évvel ezelõtt lehetett. Úgy vélte, hogy ennyi idõ alatt alakulhattak át az akkori fajok a maiakká. A jelenlegi megbízható ismeretek szerint 65 millió évvel ezelõtt kezdõdött a kainozoikum. Darwin tehát a valóságosnál jóval lassúbb evolúciós tempót tételezett fel. Kétségtelen, hogy a radioaktivitáson alapuló kormeghatározás felismerése elõtt rendkívül nehéz volt reális becsléseket adni a Föld, illetve az egyes kõzetek korára vonatkozóan. Ennek tudatában nagy elismeréssel kell adóznunk a XIX. századi magyar geológia kiemelkedõ tudósának, Szabó Józsefnek, aki 1893-ban üledéktani alapú levezetést adott közre a rétegzett kõzetekre vonatkozóan. Idézzük fel gondolatmenetének fontosabb elemeit saját szavaival. „Szerencsére, van a változásoknak egy oly nagy cziklusa, mely gondos kutatásra alkalmas és számbeli kifejezést is szolgáltat; a Föld felületének a koptatása ez, mi igen lassu folyamatnak tetszik ugyan, de untalan tart. […] A kopadék és a lerakodás tömege egymásnak megfelel; ha tehát megmérjük, hogy valami folyó mennyi anyagot visz a tengerbe, kifejezést kapunk egyrészt arra, hogy azon folyó vízkörnyékérõl évenként mennyi kõzetanyag hurczoltatott el, és hogy azzal a mélyedményben mennyi új réteg képzõdött: vagyis a víz mit pusztított és mit alkotott. […] A Föld rétegkõzetei egészben véve, ott, a hol legjobban ki vannak fejlõdve, nem kevesebb mint vagy 100,000 lábra tehetõk. Ha ezen rétegek a legsebesebb módon rakódtak le, akkor keletkezésökre 73 millió év kellett; ellenben ha a leglassubb módon, akkor nem kevesebb mint 680 millió év alatt jöttek létre.” Szabó veretes mondatai meglepõen reális becslést tárnak az olvasó elé, hiszen a szilárd vázzal rendelkezõ élõlények maradványait már tartalmazó, legidõsebb rétegek kora – azaz a fanerozoikum kezdete – mai ismereteink szerint 545 millió évre tehetõ.


A radioaktív izotópos kormeghatározás elvének és módszereinek kidolgozása

Bár a relatív geológiai idõskála alapjait és a korbesorolás elsõsorban õsmaradványokon alapuló módszereit a XIX. század végére már kidolgozták – ennek jelentõsége a földtani kutatás legkülönbözõbb ágaiban mindmáig nem csökkent – a kõzetek, földtörténeti események korának években való megállapítására nem volt megbízható módszer.

Alapvetõen új lehetõséget kínált a földtan számára a radioaktivitás felfedezése. A röntgensugárzás, a katódlumineszcencia jelenség felfedezése inspirálta Henri Becquerel francia fizikust a különbözõ urániumsókkal végzett lumineszcencia kísérleteinek folytatására. Ezek eredményeit 1896-ban a Párizsban, a Francia Tudományos Akadémián ismertetve egy merõben új jelenségrõl számolt be: kimutatta, hogy az urániumsók és urániumtartalmú ásványok külsõ energia (például napfény) közlése nélkül is folyamatosan bocsátanak ki láthatatlan sugárzást. Ez a felfedezés messzeható következményekkel járt, a következõ évtizedekben az atomfizika és a radiokémia kialakulását és fejlõdését indította el. Az úttörõk közül elég itt talán – kiemelkedõ példaként – Marie Sk³odowska Curie és Pierre Curie tevékenységét felidézni.

A Marie Curie által „radioaktivitás”-nak elnevezett jelenség kutatói közül elsõként Ernest Rutherford angol fizikus javasolta 1905-ben, hogy a radioaktív atommagok átalakulási sebességei kõzetek és ásványok korának meghatározására is felhasználhatók lehetnek. Azóta gyakorlatilag minden, természetben elõforduló radioizotópot megvizsgáltak, vajon használhatók-e geológiai anyagok datálására. Ehhez az izotópok egész sorának felfedezésére, valamint a különbözõ kémiai elemek izotópjainak elkülönítésére alkalmas, a Joseph J. Thomson által 1914-ben leírt, ún. „pozitív sugár” berendezésre, majd a Cambridge-i Egyetem Cavendish Laboratóriumában 1919-ben Francis W. Aston által megalkotott tömegspektrométerre, illetve ennek állandó fejlesztésére volt szükség. A tömegspektrométer alkalmazása nyomán az 1950-es évektõl jelentõs számban készültek radioaktív kormeghatározások különbözõ kõzeteken, különbözõ módszerekkel.

Magyarországon az ötvenes évek közepétõl az MTA debreceni Atommagkutató Intézetében folynak izotópgeokronológiai kutatások: jelenleg Balogh Kadosa és munkatársai elsõsorban K-Ar és Ar-Ar módszerrel végeznek világszínvonalú munkát a Kárpát-medence egész területérõl származó geológiai mintákon. Az MTA Földtudományi Kutatóközpont Geokémiai Kutatólaboratóriumában Dunkl István az atommag hasadvány nyom (fission track) módszerrel ért el jelentõs eredményeket. Pálfy József (külföldi laboratóriumokban) cirkonkristályokon végzett U-Pb izotópgeokronológiai vizsgálataival triász és jura kronosztratigráfiai egységek kalibrálását végezte el, hogy csak egy fontosat emeljünk ki a számos, nemzetközi kooperációban hazai földtani képzõdményeken végzett izotópos kormeghatározások közül.

A rétegtan mai elveinek kialakulása


A második világháborút követõen nem csupán a radioaktív kormeghatározás, de a klasszikus relatív geológiai kormeghatározás és ezzel szoros összhangban a rétegtan elvei és módszerei is jelentõs fejlõdésen mentek át. Ennek hajtómotorja a Nemzetközi Rétegtani Bizottság (ICS) 1952-ben megalakult Osztályozási Albizottsága (ISSC) volt, élén Hollis D. Hedberg amerikai professzorral. A rétegtan alapelveit, osztályozási rendszerét és nevezéktanát huszonnégy éves egyeztetõ munkával sikerült kialakítani, megteremtve a szakemberek konszenzusán alapuló nemzetközi rétegtani tagolás és a geológiai idõskála kidolgozásának lehetõségét. Az alapelveket az 1976-ban kiadott Nemzetközi rétegtani irányelvekben tették közre. Az új szemlélet lényege a kõzettani sajátosságokon alapuló litosztratigráfiai, az õsmaradványokon alapuló biosztratigráfiai és a különbözõ módszerekkel meghatározott geológiai idõegység alatt keletkezett kõzeteket magukba foglaló kronosztratigráfiai, illetve az utóbbiak idõtartamát jelentõ geokronológiai egységek bevezetése volt. Fülöp József akadémikus kezdeményezésére a rétegtani irányelvek tömörített, de a lényeget tartalmazó magyar változata a nemzetközi irányelveket megelõzve, már 1975-ben megjelent.

Az 1970-es évektõl az idõfelosztás és az idõazonosítás (krono-korrelációs) számos új módszerét dolgozták ki, és az 1980-as években egyre inkább az alkalmazható módszerek minél teljesebb körét értékelõ integrált rétegtani szemlélet vált meghatározóvá. Az ISSC Amos Salvador elnöksége idején, 1994-ben, újabb rétegtani módszerekkel kibõvített Nemzetközi rétegtani irányelveket adott közre. Jelenleg egy további bõvítéseket és korszerûsítéseket tartalmazó kiadvány szerkesztése folyik, jeléül annak, hogy a földtörténeti események pontosítását célzó módszertani fejlesztés ma is tart.


A geológiai idõmeghatározás

mai szemlélete és módszerei


A földtan ma igen sok módszert igyekszik párhuzamosan alkalmazni a földtörténeti események, jelenségek, folyamatok idõbeli elhelyezésének érdekében. A módszerek megválasztása a vizsgálandó kõzetek sajátosságaitól és az adott probléma, feladat jellegétõl egyaránt függhet. Természetesen fontos lehet a kõzetek keletkezési korának években való megadása. Gyakran igen hosszú ideig tartó keletkezési folyamatról van szó, ilyenkor a folyamat idõbeli lejátszódása, egyes részfolyamatok sebességének meghatározása a feladat. Számos esetben a kõzettestek keletkezésének egymáshoz viszonyított ideje, az egyidejû (izokron) szintek megállapítása a legfontosabb. Olyan módszereink is vannak, melyek – bár a keletkezés idejének megállapítását nem teszik lehetõvé – bizonyos kõzetekben egészen finom, éves, évszakos vagy akár félnapos idõtagolásra alkalmasak, megadva például az üledéklerakódás sebességét vagy a periodikusan ismétlõdõ környezeti változások ütemét. Tekintsük át néhány fontos módszer elvi alapjait, természetesen a teljesség igénye nélkül!

A litosztratigráfia a kõzetfajták és azok jellegei alapján tagolja, sorolja egységekbe a Föld szilárd kérgét (valójában csak a földkéreg felsõ részét) alkotó kõzeteket. A litosztratigráfiai egységek (formációk) háromdimenziós alakulatok és egyúttal a földkéreg építõelemei. A geológiai térképek, illetve térmodellek e kõzettestek síkbeli, illetve térbeli megjelenítését mutatják be. A litosztratigráfiai egységek egymáshoz viszonyított térbeli helyzete ad információt képzõdésük sorrendjérõl. A már említett Steno-féle szuperpozíciós szabály egyike az ilyen relációs értelmezési lehetõségeknek. További összefüggéseket illusztrál a 2. ábra. Az ábra alsó részén üledékes rétegsorba nyomult magmás test látható. A magmás test nyilván fiatalabb, mint a befoglaló kõzettest. Az ábra felsõ részén rétegsorok összefogazódására látunk példát. Az összefogazódó rétegsorok közel egy idõben keletkeztek.

A biosztratigráfia a rétegeket õsmaradványtartalmuk alapján különíti el és sorolja egységekbe. Bár „hatásköre” tulajdonképpen az üledékes kõzetekre korlátozódik, a biosztratigráfia mégis több, mint pusztán a sztratigráfia egyik ága. A bevezetõ részben láthattuk, hogy William Smith, Georges Cuvier és a rétegtan más alapító atyái az õsmaradványok felhasználásával tették meg úttörõ lépéseiket. Ez nem volt véletlen, hiszen – amint ma már tudjuk – a bioszféra fejlõdése folytonos és szakaszos, de mindenképpen egyirányú folyamat, melynek dokumentumai, az õsmaradványok nemcsak rétegazonosításra használhatók, hanem a földtörténeti idõ meghatározásához közvetlen információkat is hordoznak. A biosztratigráfia legfontosabb kategóriája a biozóna, ami szintjelzõ õsmaradványok alapján mutatható ki és párhuzamosítható a Föld különbözõ pontjain.

Egy fosszilis faj egyedei akkor használhatók jó szintjelzõként – vagy régiesen: vezérkövületként – ha a faj viszonylag rövid élettartamú, és nagy földrajzi elterjedésû volt, megjelenése és eltûnése a teljes elterjedési területen azonos idõpontban történt, valamint, ha maradványai gyakoriak, és sokféle környezetben elõfordulhatnak. Ez a számos feltétel rendkívül ritkán teljesül egyszerre. A gyakorlatban meg kell elégednünk azzal, ha a biozóna jellemzõ õsmaradványának elterjedése egy szûkebb területen belül jól dokumentálható. Az egymással korrelált biozónák mozaikjából épül fel a biosztratigráfia rendszere. Egy-egy biozónának megfelelõ rövid idõtartamú (általában kevesebb mint egymillió év) kronosztratigráfiai egység a kronozóna; viszonyukat a 3. ábra mutatja.

Az õsmaradványokon alapuló közvetlen és független földtörténeti idõmérést biokronometriának nevezzük. Közismert a fatörzsek évgyûrûinek megszámlálására alapított dendrokronometria jelentõsége a legutóbbi néhány ezer év történetének datálásában. Meglepõ adatokat szolgáltatnak közel 400 millió éves (devon idõszaki) korallok a földi nap hosszának lassú növekedésére (Géczy, 1979). A 4. ábrán látható korall több centiméteres, tülökalakú kelyhének külsején sûrû növekedési ráncok láthatók, melyek naponkénti növekedési ritmust tükröznek. Láthatók azonban ritkábban jelentkezõ, gyûrûszerû kiemelkedések is, melyek évenként periódusokba rendezõdnek. Két vastagabb gyûrû között négyszáz finom növedékvonal olvasható meg, minden példányon, következetesen. Ez azt jelenti, hogy a devon idõszakban egy év négyszáz napból állt. Hasonló megfigyelések szerint a karbon idõszaki (300 millió éves) korallok számára 390 napig tartott egy év. Mindez arra utal, hogy a Föld tengelykörüli forgásának sebessége a földtörténet során fokozatosan csökkent, elsõsorban a dagály–apály jelenség okozta súrlódás miatt. A magnetosztratigráfia a kõzetek mágneses ásványaiban rögzült, a Föld egykori mágneseses mezejére vonatkozó információk értékelésén alapul. Az 1960-as években a kõzeteken mérhetõ mágneses irányok meghatározása alapján arra a következtetésre jutottak, hogy a földtörténet során a mágneses pólusok gyakran felcserélõdtek, azaz mágneses térfordulás következett be. A további vizsgálatok azt is kiderítették, hogy a pólusátfordulások geológiai értelemben igen rövid idõ alatt mentek végbe. A magnetosztratigráfia segítségével az egész Földre érvényes idõintervallumok, illetve határszintek határozhatók meg. Ezek az elmúlt évtizedekben az idõkorreláció rendkívül fontos eszközeivé váltak. Különösen a földtörténet fiatalabb (kainozoós) szakaszaira lehetett igen pontos magnetosztratigráfiai skálát kidolgozni, egyrészt azért, mert ezt az intervallumot gyakori pólusátfordulások jellemzik, másrészt ez esetben a mai óceánok fenekét alkotó, az óceánközépi hátságok mentén feltörõ és szétterülõ bazalt mágneses irányai és radiometrikus koradatai, valamint a bazaltra települõ üledékek biosztratigráfiai és kemosztratigráfiai adatai is rendelkezésre állnak.

A rétegsort regionális üledékhézagokkal tagoló szekvenciasztratigráfia az 1970-es években született, elsõsorban a mesterségesen keltett földrengéshullámok értékelésén alapuló geofizikai mérések (szeizmikus szelvények) értelmezésének fejlesztése érdekében. Elveinek és módszereinek kidolgozásában az Exxon óriásvállalat Peter Vail által vezetett kutatócsoportjának volt meghatározó szerepe. A szekvenciák létrejöttét relatív vízszintváltozásra vezették vissza, ami az aljzat vertikális (süllyedõ – emelkedõ) mozgásának és a világtengerek millió éves nagyságrendû vízszintváltozásnak az eredõje. A tengerszint-változási görbe megszerkesztésére, pontosítására és a biosztratigráfiai tagolással való összevetésére igen jelentõs szellemi és anyagi erõfeszítéseket tettek az elmúlt évtizedekben. A millió éves nagyságrendû (harmadrendû) tengerszintváltozások oka azonban ma is vitatott, így a szekvenciákon alapuló globális korreláció elvi alapjai sem letisztultak még. A módszer ugyanakkor kiválóan használható a gyakorlatban egyes medencék, régiók rétegsorainak idõazonosításánál.

Mai ismereteink alapján is kielégítõen magyarázható viszont a 10 ezer–100 ezer éves nagyságrendû üledékciklusok kialakulása, amire a ciklussztratigráfia épül. Ciklusos üledékképzõdésrõl akkor beszélünk, ha az egymást követõ rétegek sorozatában szabályszerû ismétlõdés van. Milutin Milankoviæ szerb mérnök, csillagász és matematikus az 1920-as években olyan elméletet dolgozott ki, amely a jégkorszakok kialakulását, az eljegesedési és a felmelegedési szakaszok váltakozását a Föld keringési pályaelemeinek módosulása miatt bekövetkezett besugárzás-változásokra vezette vissza. A 100 és 410 ezer éves periodicitású excentricitással, a ferdeség kismértékû változásának 41 ezer éves periódusával és a 21,7 ezer év átlagos periodicitású precessziójával számolt. Késõbb nem csupán jégkorszaki, hanem különbözõ korú és különbözõ környezeti egységekben keletkezett ciklusos rétegsorokról kimutatták, hogy a ciklusok idõtartama az említett periodicitásokat mutatja. A pályaelemek periodikus változása (az ún. Milankoviæ-ciklicitás) bonyolult áttételeken keresztül hagy nyomot az üledékes rétegsorokban. A pályaelemek módosulása a besugárzás szezonalitását befolyásolja, amit az óceáni és a légköri áramlási rendszer módosulása felerõsíthet. A klíma kapcsolata az orbitális ciklusokkal tehát nyilvánvaló. Számos bizonyíték van a Milankoviæ-ciklusok frekvenciatartományába esõ tengerszint-változásokra is, melyek áttételesen ugyancsak a klimaváltozásokhoz köthetõk, hiszen elsõsorban a sarki jégsapkák térfogatváltozására vezethetõk vissza.

Az utóbbi évtizedben igen gyorsan fejlõdõ kemosztratigráfia az óceánvíz kémiai (elem- és izotóp-) összetételének idõbeli változásain alapul. A jelenleg alkalmazott módszerek elsõsorban az izotóparányok változására épülnek, és az õsmaradványok vázainak vizsgálatán alapulnak. Az 5. ábra az Atlanti-óceán üledéksorában felhalmozódott egysejtû plankton állatok – Foraminiferák – mészvázában mutatja az oxigénizotóp-arány változását a kainozoikum folyamán (Raymo – Ruddiman, 1992). A változások elsõsorban a víz hõmérsékletének ingadozását tükrözik, ami globális klímaváltozásokra vezethetõ vissza. Ez ad lehetõséget arra, hogy pontosabban nem ismert korú rétegsorokat az oxigénizotóp-arányok alapján korreláljunk. Ily módon esetenként a Milankoviæ-ciklicitás is jól kimutatható, ami igen nagy felbontású tagolást jelent.


Radioaktív izotópos kormeghatározás


A radioaktív izotópos kormeghatározás lényege az a felismerés, mely szerint a radioaktív bomlás sebessége egyedül az adott radioaktív atommag stabilitásától függ. A bomlás sebességét külsõ tényezõk (például: a hõmérséklet, nyomás stb.) nem befolyásolják. Emiatt – elsõsorban a geológiai alkalmazások korai szakaszában – a radioaktív izotópos kort gyakran „abszolút kornak” nevezték, amely azonban meglehetõsen félrevezetõ kifejezés. A radioaktív izotópos kor ugyanis azt az idõt adja meg, amely a vizsgált ásványnak, kõzetnek szilárd fázisban történõ kiválása, ki- vagy átkristályosodása óta eltelt.

A radioaktív izotópos kormeghatározás alapfeltételei a következõk:

a vizsgált ásványban a „szülõ” (radioaktív, elbomló) izotóp és a bomlás eredményeként keletkezett „leány” izotóp koncentrációiban az ásvány kiválása után végbement változások kizárólag csak a radioaktív bomlás eredményei legyenek (az ásvány kiválásakor csak „szülõ” izotóp legyen jelen).

az adott izotóprendszer szempontjából a vizsgált ásvány vagy kõzet keletkezésétõl a jelenig zárt rendszerként viselkedjék.

Nyilvánvaló, hogy ezek a feltételek a természetben zavartalanul szinte soha, vagy csak nagyon ritkán teljesülhetnek. Ezért a radioaktív izotópos kormeghatározás eredményeinek értelmezése rendkívül összetett feladat, amely a fizikus geokronológus, a földtan különbözõ szakterületeit mûvelõ petrográfus, mineralógus, sztratigráfus szakemberek együttmûködésével lehet csak sikeres.

E tekintetben alapvetõ jelentõségû a geológiai objektumok vizsgált izotóprendszerre vonatkozó ún. záródási vagy blokkolási hõmérséklet értékeinek meghatározása, amely Marton H. Dodson (1973) nevéhez fûzõdik. Dodson a záródási hõmérséklet elmélet elegáns matematikai megfogalmazását adta. Egy geológiai anyag (például ásvány) záródási hõmérsékletét a dT/dt lehûlési sebesség; a kémiai diffúzió aktivációs energiája és a kristályon belüli diffúziós domének mérete határozza meg.

A 6. ábrán a kormeghatározásoknál gyakran alkalmazott izotóprendszerek különbözõ ásványokban meghatározott záródási hõmérsékletei (pontosabban: hõmérséklet intervallumai) láthatók, viszonylag kis lehûlési sebességet feltételezve.

A fentiek ismeretében tekintsük át röviden, mire is használhatók az izotópgeokronológiai módszerek a kõzetek három nagy csoportjában!

Az üledékes kõzetek esetében a radiometrikus kormeghatározás, illetve a mérési eredmények értékelése komoly nehézségekbe ütközik. Az üledékes kõzetek jelentõs része ugyanis nem tartalmaz radioaktív kormeghatározásra alkalmas ásványt. Kedvezõ esetben a kõzetben található egyes – az üledékképzõdés során keletkezõ vagy az üledék felhalmozódással egyidejû vulkáni tevékenység során az üledékbe jutó – ásványok kora megadhatja az üledékképzõdés, illetve a kõzetté válás korát (kor-intervallumát). Más ásványok a lehordási (lepusztulási) területet alkotó földtani képzõdmények korának meghatározására alkalmasak.

Magmás kõzeteknél az izotópos korok értelmezése a magmatitok képzõdési körülményeitõl, elsõsorban a lehûlési sebességtõl függ. A gyors lehûlésû vulkáni kõzeteknél az izotópos korok gyakorlatilag a magmás mûködés korával egyeznek meg. Lassú lehûlésû plutoni (intruzív) kõzeteknél a magmás mûködés tényleges koránál fiatalabb, ún. lehûlési korokat kaphatjuk meg. (Lehûlési kor alatt azt az idõpontot értjük, amely idõpontban a vizsgált kõzet vagy ásványa az adott izotóprendszer szempontjából zárttá vált.) A 7. ábra egy granitoid pluton különbözõ ásványok/izotóprendszerek segítségével meghatározott lehûléstörténetét mutatja be, a pluton geotermikus modellezésével kapott lehûlési görbével együtt (Spear, 1993).

Metamorf kõzetek esetében a különbözõ záródási hõmérsékletû ásványok/izotóprendszerek tanulmányozásával lehetõség nyílik a metamorf események ismétlõdésének (polimetamorfózis) kimutatására és a metamorf összletek lehûléstörténetének rekonstrukciójára is. Ennek illusztrálására a 8. ábrán egy hazai példát mutatunk be. A Vepori nagyszerkezeti egység Észak-Magyarországra átnyúló aljzatában Koroknai Balázs és munkatársai (2001) alpi (kréta) korú, amfibolit fáciesû regionális metamorfózist mutattak ki. Az idõ–hõmérséklet diagramról leolvasható, hogy a metamorfizált összlet kiemelkedése során 500 oC-ról mintegy 40 millió év alatt hûlt le kb. 100 oC-ra.


Geokronológia, geológiai idõskála


Napjaik földtudománya a fentiekben tárgyalt, valamint számos itt nem említett geológiai idõmeghatározási, idõtagolási módszert együttesen igyekszik felhasználni a földtörténet, azaz a földtani folyamatok idõbeli lefolyásának kiderítésére. Ezt a sokoldalú megközelítést nevezik integrált rétegtannak. A rétegtani vizsgálatok eredményeként a kõzettesteket geológiai koruk szerint kronosztratigráfiai egységekbe sorolják. Ezeknek az egységeknek a határa elvileg egyidejû (izokrón), bár a gyakorlatban, korrelációs módszereinkkel az egyidejûséget csak megközelíteni lehet. A kronosztratigráfiai egységek tehát izokrón felületekkel lehatárolt kõzettestek. Ezek idõtartamát fejezik ki a geokronológiai egységek, melyek hierarchikus rendszere alkotja a globális geokronológiai skálát, amit geológiai idõskálának is neveznek. Említettük, hogy a geológiai idõskála alapjait a XIX. század elsõ felében fektették le. Azóta a kutatók folyamatosan dolgoznak a skála tökéletesítésén, az egységek határainak definiálásán és koruk minél pontosabb meghatározásán. Ez nem könnyû feladat, és csak nemzetközi erõfeszítéssel, megegyezéssel oldható meg. A földtörténet fõ fejezeteinek, magasabb rangú egységeinek határát igyekeztek az élõvilág jelentõs változásainál megvonni. Ezek többsége drasztikus változásokhoz, globális természeti katasztrófákhoz köthetõ. Ilyen esetben természetes határról beszélhetünk, ennek megkeresése, pontos meghatározása a feladat. Más esetekben azonban – ez a helyzet a részletesebb tagolást adó, rövidebb idõtartamot átfogó egységek (emeletek, illetve korszakok) nagy részének esetében – nem történt a Föld egészére kiható lényeges változás, ezért nincs természetes határ, azt valamilyen módon ki kell jelölni. Átgondolt mérlegelés, hosszú egyeztetési folyamat eredményeként jelölik ki a határokat. A globális geológiai skála minden egységének alsó határát egy konkrét helyen, egyetlen pontban jelölik ki. Ezt határ-sztratotípusnak, illetve határpontnak nevezik. A kijelölést a Nemzetközi Rétegtani Bizottságnak kell jóváhagynia. Csak ezután kerülhet sor a határt jelölõ „aranyszög” beverésére. A határok definiálásának befejezését a Nemzetközi Rétegtani Bizottság – meglehetõs optimizmussal – 2008-ra tervezi. A határok pontos kijelölése elõfeltétele annak, hogy években kifejezett korukat viszonylag pontosan meg tudjuk határozni, de ennek más nehézségei is vannak.

Ma már a kréta idõszak középsõ részéig, hozzávetõlegesen 100 millió évig a geológiai idõskála években meghatározott kora viszonylag pontos, a határok korát legfeljebb néhány 100 ezer éves hiba terheli. Eddig ugyanis támaszkodhatunk a mai óceánok aljzatán végzett mágneses mérések adataira, kiváló magnetosztratigráfiai skálával, biosztratigráfiai rendszerrel és nagyszámú radioaktív koradattal rendelkezünk. A fanerozoikum korábbi szakaszait illetõen már sokkal kevesebb a közvetlen adat, és a hibahatár emiatt négy-ötmillió évre nõ (Gradstein et al., 1994, 9. ábra). A fanerozoikumnál korábbi, azaz 545 millió év elõtti földtörténeti szakaszra nézve még sokkal nagyobb a bizonytalanság, hiszen itt már biosztratigráfiai rendszert sem használhatunk. A geológiai kormeghatározáshoz a litosztratigráfiai egységek kapcsolatai és a radiometrikus adatok adhatnak támpontot. Kétségtelen tehát, hogy a geológiai idõ meghatározása, a földtörténeti folyamatok idõbeli elhelyezése során, ma még számos megoldatlan kérdéssel kell szembesülnünk, és az években kifejezett koradatok hibahatára is jelentõsen szûkíthetõ.

A geológiai idõmeghatározás módszereinek kidolgozása, rendszerének felépítése és az idõskála megalkotása a földtudomány kiemelkedõ teljesítménye, amely több mint kétszáz év kutatásainak, kutatók ezreinek eredményeire épül. A skála alapját egymáshoz kapcsolódó, de független elvi alapokon álló ismeretek hálózata képezi. Az ismeretek természetesen állandóan bõvülnek, a skála egyes elemei módosulhatnak, a határok kora pontosabbá válik. Azt mondhatjuk tehát, hogy – legalábbis a földtörténet utolsó mintegy félmilliárd éves szakaszára nézve – már ma is jól használható, tudományosan sokoldalúan megalapozott idõskálával rendelkezünk az élettelen természet és az élõvilág változásainak idõbeli elemzéséhez. Az idõmeghatározás módszereinek és magának az idõskálának a fejlesztése azonban ma is a földtudomány egyik legfontosabb feladata.


Kulcsszavak: geológiai idõskála, radioaktív izotópos kormeghatározás, litosztratigráfia, biosztratigráfia, kronosztratigráfia, magnetosztratigráfia, ciklussztratigráfia, szekvenciasztratigráfia, kemosztratigráfia, geológiatörténet


Irodalom

Dodson, Martin H. (1973): Closure Temperature in Cooling Geochronological and Petrological Systems. Contributions to Mineralogy and Petrology. 40, 259–274.

Fülöp József – Császár G. – Haas J. – J. Edelényi E. (1975): A rétegtani osztályozás, nevezéktan és gyakorlati alkalmazásuk irányelvei. Magyar Rétegtani Bizottság, Budapest

Géczy Barnabás (1979): Az eltûnt élet nyomában. Gondolat. Budapest

Gradstein, Felix M. – Agterberg F. P. – Ogg J. G.– Hardenbol J. – van Veen P.– Thierry J. – Huang Z. (1994): A Mezozoic Time Scale. Journal of Geophysical Research. 99, 24051–24074.

Hedberg, Hollis D. (1976): International Stratigraphic Guide. A Guide to Stratigraphic Classification, Terminology, and Procedure. John Wiley & sons, NY.

Koroknai Balázs – Horváth P.– Balogh K.– Dunkl I. (2001): Alpine Metamorphic Evolution and Cooling History of the Veporic Basement in Northern Hungary: New Petrological and Geochronological Constraints. International Journal of Earth Sciences. 90, 740–751.

Raymo, Maureen E. – Ruddiman, William F. (1992): Tectonic Forcing of Late Cenozoic Climate. Nature. 359, 117–122.

Spear, Frank S. (1993): Metamorphic Phase Equilibria and Pressure-Temperature-Time Paths. Mineralogical Society of America. Monograph, 799, Washington, D. C.

Salvador, Amos (1994): International Stratigraphic Guide. IUGS – Geological Society of America

Szabó József (1893): Elõadások a geológia körébõl. Természettudományi Társulat, Budapest



1. ábra • A dachsteini mészkõ üledékciklusai egy gerecsei kõfejtõben. Egy ciklus kb. 20 ezer év alatt keletkezett. Ez többszöröse annak, amit az emberiség írott történelme képvisel.

2. ábra • A litosztratigráfiai egységek kapcsolata. A rétegsorokban az idõsebb egységek általában mélyebben, a fiatalabbak felettük helyezkednek el. Az egyidõsek a kõzettani jellegek fokozatos változásával oldalirányban átmennek egymásba, vagy összefogazódnak. A rétegsor lehet folyamatos vagy eróziós határral megszakított. A rétegsorba nyomuló magmás közettest fiatalabb, mint az amelybe benyomult.

3. ábra • A biozóna térbeli kiterjedését egyes meghatározott õsmaradványok konkrét elõfordulása határozza meg. A kronózóna az az idõtartam, amelyet ezen õsmaradványoknak elsõ és utolsó megjelenése képvisel.

4. ábra • Devon korall. A kép jobb oldalán az egy év alatt keletkezett napi növekedési sávok láthatók.

5. ábra • Az Atlanti-óceán üledékébõl származó egysejtû állatok (Foraminiferák) mészvázának oxigénizotóp-összetétel változásai a kainozoikum idején (Raymo és Ruddiman, 1992 nyomán)

6. ábra • Metamorf kõzetek ásványainak különbözõ izotóprendszerekre vonatkoztatott, ún. záródási hõmérsékletei, Frank Spear (1993) nyomán

7. ábra • Egy gránit pluton lehûléstörténete különbözõ ásványainak radioaktív izotóprendszerei alapján számított koradatok és az adott rendszerek záródási hõmérsékletei alapján (Spear, 1993 nyomán, egyszerûsítve) • Szaggatott vonal: a pluton geotermikus modellezésével számított leülési görbéje, FT= „fission track” (atommaghasadvány-nyom) módszer.

8. ábra • A Vepori nagyszerkezeti egység déli részén feltárt metamorf összlet alpi lehûléstörténete Koroknai Balázs és munkatársai (2001) nyomán • FT= „fission track” (atommaghasadvány-nyom) módszer.

9. ábra • A mezozoikum geológiai idõskálája. Az ábra jobb oldalán lévõ görbe a rétegtani egységek években kifejezett korának hibatartományát mutatja.


<-- Vissza a 2008/11 szám tartalomjegyzékére


<-- Vissza a Magyar Tudomány honlapra


[Információk] [Tartalom] [Akaprint Kft.]