2. A BIOSZTRATIGRÁFIAI OSZTÁLYOZÁS (Élet-rétegtani osztályozás) Emlékeztető: A különböző rétegtani osztályozási módszerek: Litosztratigráfiai – (kőzettestek litológiai jellegei alapján) Biosztratigráfiai Kronosztratigráfiai A biosztratigráfia a kőzettesteket ősmaradványtartalmuk alapján különíti el és sorolja egységekbe csak üledékes kőzetek esetén!

A biosztratigráfiai osztályozás alapegysége a BIOZÓNA A biozóna a jellegzetes ősmaradványtartalma alapján lehatárolható kőzettest (tehát kalapálható kőzettest!) A biozóna térbeli (horizontális és vertikális) lehatárolása az ősmaradványok alapján történik, tekintet nélkül a kőzettani bélyegekre.

D C B A mészkő mészmárga mkőlencsés agyag homokkő diszkordancia felszín A

Különböző földtörténeti időszakok: más-más flóra és fauna Az evolúció során nem alakulhatott ki kétszer ugyanaz az élőlény (az evolúció visszafordíthatatlan – Dollo törvénye) A kőzettestek relatív kora jól megállapítható A biosztratigráfia a kőzet viszonylagos korának a meghatározására általában a vezérkövületeket használja fel.

A törzsfejlődés visszafordíthatatlan nem jelenhet meg a földtörténet során kétszer ugyanaz az élőlény. A földtörténet során kialakultak VEZÉRKÖVÜLETEK A vezérkövületek (indexfosszíliák) egymás utáni sorrendje a rétegsorokban a Föld nagy területein azonos.

A legfontosabb vezérkövületek időbeli elterjedése Balra: tengeriek Foraminiferák, Archaeocyathák, Tintinninák, korallok, brachiopodák, Nautilus-félék, ammoniteszek, belemniteszek, kagylók, csigák, kagylósrákok, Trilobiták, graptoliták, conodonták, Jobbra: szárazföldiek Növények, szárazföldi csigák és emlősök

A jó vezérkövületek kritériumai: rövid időbeli elterjedés (gyors evolúciós tempó) nagy földrajzi elterjedés jól felismerhető nagy gyakorisággal található a kőzetekben

nannoplankton zonációra Egy példa a nannoplankton zonációra Paleogén nannoplankton zónák: NP Neogén nannoplankton zónák: NN (lásd táblázat) (Sárgásmoszat)

3. A KRONOSZTRATIGRÁFIAI OSZTÁLYOZÁS (Idő-rétegtani osztályozás) Emlékeztető: A különböző rétegtani osztályozási módszerek: Litosztratigráfiai – (kőzettestek litológiai jellegei alapján) Biosztratigráfiai Kronosztratigráfiai A kronosztratigráfiai osztályozás a kőzettesteket a kor- és időkapcsolatok alapján jelöli és sorolja egységekbe (a kőzetoszlopot az egymásra következő kőzettestek kora szerint tagoljuk).

A kronosztratigráfiai osztályozás (tagolás) egységei: Kronosztratigráfiai egységek Anyagi, kalapálható kőzettestek (hasonlóan a lito- és a biosztratigráfiai egységekhez) Jura rendszer Felső-jura sorozat Oxfordi emelet EZ KALAPÁLHATÓ KŐZET!

Vigyázat: kettősség! Minden kronosztratigráfiai egység a földtörténeti idő 1-1 kisebb-nagyobb szegmentumát is képviseli = geokronológiai (történelmi) egységek Jura időszak Felső-jura kor Oxfordi korszak EZ IDŐ!

A rétegtani korreláció Célja: különböző helyeken feltárt rétegtani egységek azonosítása (párhuzamosítása) ezáltal korbesorolása Kőzettani korreláció: a kőzettani jellegek figyelembevételével Indexrétegek: nagy területen elterjedtek Pl. miocén alsó riolittufa Őslénytani korreláció: egy-egy ősmaradvány mindig egy adott időintervallumot jelez

A földtörténeti időskála A rétegek korrelációjára épülő idő-rétegtani sorozatok minden kontinensen megegyeznek. Világméretű korreláció az ismert rétegsorok kronológiai sorozatait egyetlen rendszerbe foglalták. Ennek alapja az üledékes kőzetek ősmaradványainak relatív (egymáshoz viszonyított) kora Földtörténeti időskála

Ezek csak relatív korok az eseményekre, ősmaradványok megjelenésére vonatkozóan! Éveket kell hozzárendelni! Kísérletek a Föld korának meghatározására: Nagy eltérések: 75 000 év – 1,5 millió év A megoldás: a radiometrikus kormeghatározás

. A földtörténeti időskála 15 (Hartai É. 2003 Alapján, néhány érték módosítva Gradstein et al. 2004 alapján) 145.5 Ma 65.5 Ma 199.6 Ma 251 Ma 299 Ma 359.2 Ma 416 Ma 444 Ma 488 Ma 15 542 Ma

A radiometrikus kormeghatározás Radioaktivitás felfedezése 1896 A jelenség felismerője Marie Curie (1876-1934) Ernest Rutherford (1871-1937) „A kőzetek kora radiometrikus mérések segítségével megadható”

A radioaktivitás: az atommag spontán bomlása, elektromágneses sugárzás kibocsátásával A bomlás során a radioaktív izotópok stabil izotópokká alakulnak, állandó sebességgel. A folyamat irreverzibilis. Felezési idő: a radioaktív izotópok jellemzője. Időtartam, amely alatt a radioaktív izotóp kiindulási atomjainak a száma a felére csökken. A csökkenés exponenciális.

238U 206Pb bomlási görbe, felezési idő: kb. 4 500 millió év Meghatározták a természetben ismert radioaktív izotópok (kb. 40) felezési idejét 238U 206Pb bomlási görbe, felezési idő: kb. 4 500 millió év

Egy adott ásványban mérjük a keletkezett stabil izotóp és a maradvány radioaktív izotóp mennyiségét, és ismerjük a felezési időt (a bomlási állandót) az ásvány kora egy exponenciális összefüggés alapján kiszámítható. A helyes mérés feltételei: 1. Az ásvány keletkezésekor csak a kiindulási izotóp volt jelen 2. A keletkezett izotópok mennyisége más forrásból nem gyarapodik 3. A kőzetben nem zajlottak olyan folyamatok, amelyek a kiindulási vagy végtermékek mennyiségét megváltoztatták

A kőzetek radiometrikus kora Ásványok - időpont megállapítása, amikor az ásványt felépítő ionok vagy atomok kristályrácsba rendeződtek. Mi mérhető? Magmás kőzet magmából való kikristályosodása Újrakristályosodás (metamorf kőzetek) Orogén övek felemelkedése, kihűlése Üledékes kőzet lerakódása (ha a mért ásvány az üledék lerakódásakor kristályosodik): glaukonit (olykor illit)

Radiometrikus módszerek 1. 40K – 40Ar - lassú, de fiatalabb kőzetekre is jó, mert az Ar kis mennyiségekben is mérhető Ásványok: muszkovit, biotit, amfiból, szanidin, plagioklász, glaukonit Hibalehetőség: Mélységi magmás kőzetek: lassú hűlés - Ar szökése (a méréssel a blokkoló hőmérsékletre való lehűlés időpontját kapjuk) Vulkáni kőzetek – gyors hűlés Üledékes kőzetek – nincs Ar-diffúzió Felezési idő: 11 900 millió év

2. 87Rb – 87Sr Nagy felezési idő (kb. 50 milliárd év) főleg prekambriumi kőzetekre + paleozoos magmás és metamorf Felhasználható: muszkovit, biotit, ortoklász, mikroklin 3. Urán – ólom módszer 235U – 207Pb felezési idő: 713 millió év 238U – 206Pb 4500 millió év 100-200 millió évnél idősebb kőzetekre

4. Radiokarbon módszer kozmikus sugárzás hatására a 14N izotópból az atmoszférában folyamatosan 14C izotóp képződik ez beépül az élő szervezetek szöveteibe a szervezetek elhalása után: 14C bomlás 14N-gyé alakul vissza Felezési idő: 5570 év Legfeljebb 40 000 éves anyagok datálására Pleisztocén-kutatás + régészet

5. Fission track módszer (hasadvány-nyom” módszer) 238U izotóp tartalmú ásvány az izotóp a bomlása során roncsolja a kristályrácsot nyomokat hagy – az ásvány polírozott felülete vizsgálható: kis gödrök (=hasadvány nyomok) Az egységnyi területre eső nyomok megszámolhatók A sérüléseket összevetve a mesterségesen létrehozott rács- sérülésekkel a bomlás időtartama kiszámolható Csillámok, kvarc, apatit, cirkon Egyszerű + viszonylag olcsó módszer

. A földtörténeti időskála 25 (Hartai É. 2003 Alapján, néhány érték módosítva Gradstein et al. 2004 alapján) 145.5 Ma 65.5 Ma 199.6 Ma 251 Ma 299 Ma 359.2 Ma 416 Ma 444 Ma 488 Ma 25 542 Ma

Magnetosztratigráfia Alapja: a kőzetek mágnesezhető ásványainak vizsgálata (magnetit, Fe3O4) természetes remanens mágnesség („mágneses memória”) Mérhető: mágneses mező - intenzitása - inklinációja Kiszámítható: a földi mágneses pólusok helyzete a kőzet keletkezésekor

A remanens mágnesességre épülnek a paleomágneses mérési módszerek Alkalmazhatóság Magmás kőzetek (pl. bazalt): a magnetit atomjai a Curie-pontnál (580 oC) mágneseződnek Üledékes kőzetek: üledékképződéskor a magnetit szemcsék beállnak a mágneses tér irányába

Fontos: orientált minták vétele Pólusváltás: a földi mágneses pólusok néhány százezer éven- ként felcserélődnek Normál (normal - n) Átfordult mező (reverse – r)