Radiometrikus kormeghatározás (Pécskay Zoltán)
Radiometrikus kormeghatározás
(Pécskay Zoltán)
(Pécskay Zoltán)
A földtudomány egyik legfontosabb feladata, hogy a Föld történetében lezajlott eseményeket időrendi sorrendbe állítsa. Az események tényleges, „abszolút” korának meghatározása a radiometrikus módszer elterjedésével vált lehetővé. Magyarország és tágabb szomszédságának területére – a paleozoikumtól kezdve a legújabb időkig – ma már nagyszámú koradat áll rendelkezésünkre.
A geológiának – úgy is mint történeti tudománynak – az egyik legfontosabb feladata, hogy a Föld fejlődéstörténetét nyomonkövesse. Földünk történetének legfontosabb okmányai a szerves eredetű ősmaradványok, valamint a felszínen, illetve a felszín alatt található kőzetek. Az elmúlt kétszáz év során külön tudományággá vált a biosztratigráfia, amelynek kutatási területe az ősmaradványokat tartalmazó üledékes kőzetek, valamint a velük egyértelmű rétegtani helyzetben lévő magmás kőzetek relatív korának meghatározása (lásd az előző oldalakon). Ezen „relatív” koradatok birtokában a földtani eseményeket már időrendben lehet elrendezni, ám tényleges, „abszolút” korbehatárolás nélkül.
A 20. század elején, néhány évvel a természetes radioaktivitás felfedezése után Ernest Rutherford hívta fel rá a figyelmet, hogy a kőzetekben előforduló radioaktív elemek bomlásának kísérleti vizsgálata lehetővé teszi a kőzetek keletkezése óta eltelt időnek, a kőzetek „abszolút” korának a meghatározását. Az első radiometrikus kormeghatározást B. B. Boltwood végezte 1907-ben. A természetes radioaktív elemek részletes tanulmányozása következtében egymás után születtek meg a különböző radiometrikus kormeghatározási módszerek, új utat nyitva a geológiai kutatásban. A napjainkban ismert és széleskörűen alkalmazott kronológiai módszerek egy része az elemek radioaktív bomlási sorain alapul (ólom-módszer, hélium-módszer), másik része pedig az adott radioaktív elem egyszeri bomlásán, amelynek során egy radioaktív izotópból közvetlenül egy másik stabil izotóp keletkezik (kálium-argon [K/Ar-], rubídium-stroncium- [Rb/Sr-], rénium-ozmium [Re/Os-], szamárium-neodímium [Sm/Nd-] módszerek).
Argonkivonó berendezés
A radiometrikus kormeghatározási módszerek különböző korú és eltérő kémiai összetételű kőzetek korának meghatározására alkalmasak. Az ólom-módszerrel idősebb, uránt tartalmazó kőzetek és ásványok, a Rb/Sr-módszerrel idősebb, rubídiumot tartalmazó kőzetek, illetve ásványok kora határozható meg. A K/Ar-módszer viszont nemcsak idős, hanem fiatal, kedvező feltételek esetén már néhány százezer éves kőzetek datálására is alkalmas, továbbá olyan bázisos összetételű kőzetek is vizsgálhatók vele, amelyek esetében sem az ólom-, sem a Rb/Sr-módszer nem jön számításba.
A K/Ar-módszer a kálium 40-es tömegszámú (40K) izotópjának radioaktív bomlásán alapul, amelynek során a 40K-ból – 1,25 milliárd év felezési idővel – 11,71%-ban ugyanolyan tömegszámú argon, 40Ar képződik. Ezt radiogén argonnak (40Ar*) nevezzük. A 40Ar az atmoszféra leggyakoribb (99,6%-ban jelenlevő) argonizotópja.
A magas hőmérsékletű kőzetben, illetve még magmában az argon nem tud megkötődni. Mivel koncentrációja az atmoszférában lényegesen nagyobb, mint a vele érintkező magas hőmérsékletű kőzetben, a folyamatos lehűlés során a kőzet rendkívül kis argontartalmának izotóp-összetétele azonossá válik az atmoszférikus argonéval, amelynek izotóparánya pontosan ismert (40Ar/36Ar = 295,5). A kőzet megszilárdulása után a radioaktív bomlás során keletkező 40Ar* kötve marad, így a kőzet argontartalmának izotóp-összetétele változni fog. A keletkezett 40Ar* mennyisége a kőzet káliumtartalmától és a lehűlés óta eltelt időtől függ. A 40Ar* mennyiségét az Ar-koncentráció és az Ar-izotópösszetétel mérésével határozhatjuk meg, legpontosabban tömegspektrométerrel, stabilizotóp-hígításos analízissel. Az izotóphígításos argon-meghatározás elvét az ábra szemlélteti. A kőzetek káliumtartalma egyszerűbben lángfotométer vagy atomabszorpciós berendezés segítségével határozható meg. A K és a 40Ar* meghatározása után – a bomlási állandó ismeretében – a K/Ar-kor számítás útján megadható.
Argonizotóp-arány mérésére alkalmas tömegspektrométer
Milyen szempontokat kell szem előtt tartanunk az alkalmas minta kiválasztásához? Metamorf és mélységi magmás kőzetek radiometrikus kora legmegbízhatóbban a kőzetekből elválasztott csillámokon és amfibolon határozható meg. Az ugyanezen kőzetekből nyert földpátok vizsgálatával enyhe utóhatásokra és bizonyos esetekben a kiemelkedés sebességére lehet következtetni. Az ép láva- és szubvulkáni kőzetek esetében a mérés teljes kőzeten is elvégezhető, de ha lehetőség van rá, itt is pontosabb eredményt ad a kőzetből elválasztott biotit, amfibol vagy földpát tiszta ásványi frakciója. A több frakción kapott eredmény lehetővé teszi az analitikai korok megbízhatóságának mérlegelését is, mivel kicsi a valószínűsége, hogy valamely földtani hatás az eltérő argonmegtartó képességgel rendelkező ásványokat egyforma mértékben fiatalítsa. A piroklasztitok gyakran tartalmaznak idegen, idősebb földtani képződményből származó ásványokat, ezért értékelhető koradat esetükben csak szeparált ásványokból nyerhető.
A kapott ún. analitikai kor abban az esetben egyezik a kőzet vagy ásvány tényleges korával, ha az képződésekor csak atmoszférikus eredetű argont tartalmazott, és azóta K- és Ar-tartalmára nézve egyaránt zárt rendszert alkotott (ideális eset). A kísérleti tapasztalatok szerint azonban a K/Ar-kor gyakran eltér a földtani kortól. A mérési eredmények értelmezésekor a legfontosabb feladat éppen ezeknek a hibalehetőségeknek a részletes elemzése. Melyek azok a tényezők, amelyek az analitikai és a földtani korok között eltérést idézhetnek elő? A K/Ar-kor fiatalodását eredményezi a kálium utólagos beépülése és a 40Ar* eltávozása. Idősebbé válik a K/Ar-kor, ha több kálium távozik el, mint argon, vagy ha utólag 40Ar* épül be. Természetesen idősebb kor adódik abban az esetben is, ha a vizsgált kőzet tökéletesen ki nem gázosodott xenolitokat tartalmaz. Ezek a jelenségek együttesen is érvényesülhetnek, ami nagymértékben megnehezíti a mért adatok értelmezését.
Bizonyos esetekben nem lehet eldönteni, hogy a K/Ar analitikai kor egyezik-e a földtani korral, valamely utólagos földtani esemény korát rögzíti-e, vagy – a legbonyolultabb esetben – földtani jelentéssel nem bíró „keverékkorról” van szó. Ilyen esetekben nagy segítséget jelenthet a 40Ar/39Ar-módszer alkalmazása, amelynek elve azon alapul, hogy ha a kőzetmintát gyors neutronokkal besugározzuk, a 39K(n,p)39Ar magreakcióban a kőzetmintában a kálium mennyiségével és a neutrondózissal arányos mennyiségű 39Ar keletkezik, amelynek felezési ideje 269 év. A 39Ar mennyisége tömegspektrométerrel szintén jól mérhető, s az analitikai kor egyetlen Ar-tömegspektrum alapján kiszámítható. E módszer rendkívüli előnyét akkor tapasztalhatjuk, ha a vizsgált minta hőmérsékletét fokozatosan emelve, argontartalmát több lépésben szabadítjuk fel. A kristályrácsban gyengén kötött Ar alacsony hőmérsékleten, míg az erősen kötött Ar magasabb hőmérsékleten szabadítható fel. Minden egyes hőmérsékleti „lépcsőhöz” egy-egy analitikai kor rendelhető. Ha ezek a koradatok megegyeznek egymással, az utóhatás lehetősége nagy valószínűséggel kizárható: a kor megbízható földtani kornak tekinthető. Ellenkező esetben a korspektrumból az utóhatás korára lehet következtetni. Ilyen példát szemléltet a grafikon (jobbra).
A Magyar Tudományos Akadémia debreceni Atommagkutató Intézetében (ATOMKI) Közép-Európa egyik legfejlettebb K/Ar-laboratóriuma működik. Mi indokolta a K/Ar-módszer hazai bevezetését, majd széleskörű alkalmazását? Ha az üledékekkel fedett területeket is figyelembe vesszük, Magyarország mintegy kétharmadán találhatók olyan fiatal vulkáni képződmények, amelyeknek radiometrikus kormeghatározása csakis a K/Ar-módszer alkalmazásával lehetséges. Ennek jelentőségét Földváriné Vogl Mária, Kiss János és Stegena Lajos ismerte fel az '50–60-as években, és külföldön elvégzett mérések után a 60-as évek végén javaslat született egy K/Ar-laboratórium kifejlesztésére. A laboratóriumnak – Szalay Sándor akadémikus támogatása nyomán – az ATOMKI adott otthont, ahol az első kormeghatározást Balogh Kadosa végezte 1973-ban. A mérőberendezések és a vizsgálati módszer folyamatos fejlesztése eredményeként az elmúlt két évtizedben több mint 3000 kőzetminta elemzésére került sor. Mivel a szomszédos országokban nem állt rendelkezésre nagy érzékenységű berendezésekkel felszerelt geokronológiai laboratórium, a vizsgálatok egy része a külföldi kutatók által felvetett kronológiai problémák megoldására irányult.
Az izotóphígításos argon-meghatározás elve
Tekintsük át vázlatosan ezt a földtörténet egészét átívelő adatsort! Az egyik legizgalmasabb kérdés a hazai legidősebb kőzetek kora. Az eddigi vizsgálatok során a variszkuszi hegységképződésnél idősebb megbízható korok nem adódtak. Feltételezhető, hogy ennél idősebb K/Ar-korú kőzet Magyarország területén nem is található. Paleozoikumi gránitok ismertek a Mecsekből, a Velencei-hegységből és a Nagyalföld medencealjzatának néhány pontjáról. Hasonló korú metamorf kőzetek fordulnak elő a Mecsekben, a Görcsönyi-hátság területén, Észak-Magyarországon és az alföldi medencealjzat déli és délkeleti részén is. E földtani képződmények részletes tanulmányozásával beigazolódott, hogy az alpi orogén hatása az ország igen különböző területein érvényesült, aminek következtében az említett legidősebb kőzetek nagymértékben fiatalodtak.
A mezozoikumban a későbbi Bükkben, Velencei-hegységben és a Mecsekben jelentős magmás tevékenység zajlott. A K/Ar-kormeghatározások igazolták, hogy a Bódva-völgyben feltárt nátrongabbrók kora nem lehet fiatalabb alsó-triásznál, a szarvaskői gabbró viszont a középső-jurában keletkezett. A Mecsek és a Velencei-hegység magmás működése az alsó-, illetve a felső-krétába tehető.
A kainozoikumban a Pannon-medence kiterjedt vulkáni tevékenység színtere. A vulkánosság kezdete – mint a lemeztektonikai és földtörténeti fejezetekben láttuk, még délebbi szélességeken – az eocénra tehető. Ennek a vulkáni fázisnak a termékei – az Alcapa-lemeztömb területén – többségükben mélyfúrásból ismertek, és elterjedésük egy markáns vonal mentén, Zala megyétől a Velencei-hegységen keresztül egészen a Mátráig nyomon követhető. Az intenzív vulkáni kitöréseket több millió évig tartó „vulkáni csend” követte. Az újraéledő vulkánosság első tanúi azok a riolittufák, amelyek mintegy 20 millió évvel ezelőtt törtek a felszínre a Mecsek északi részén. Tulajdonképpen ezzel az eseménnyel – csupán kisebb megszakításokkal – veszi elejét a több mint 10 millió éven keresztül zajló, rendkívül összetett, változatos miocén vulkánosság.
Rétegtani vonatkozásban a legértékesebb adatokat a változó területi elterjedésű, az üledékes összletek között ismételten megjelenő piroklasztitok szolgáltatják. Mint a lemeztektonikai fejezetben olvashattuk, a jelenleg még nem pontosan ismert kitörési központokból származó, nagy energiával kirobbanó vulkáni törmelékek hatalmas területen terítették be az egykori felszínt. Az adott morfológiai viszonyoknak, a kitörési központtól való távolságnak és a későbbi tektonikai mozgásoknak megfelelően ma rendkívül változó (néhány centiméterestől több száz méterig terjedő) vastagságban fordulnak elő. A földtani adatok alapján a miocén piroklasztitok három elkülönült szintben („alsó-riolittufa”, „középső-riolittufa” és „felső-riolittufa”), de több fázisban felújuló szerkezeti rendszerben jelennek meg Magyarországon. E szintek átlagos K/Ar-kora – az azonos rétegtani helyzetben levő piroklasztitokból elválasztott biotit és földpát ásványi frakcióin mérve – jól meghatározható. Az egyre növekvő számú radiometrikus kormérések eredményei ugyanakkor a hagyományos hármas tagolással szemben azt sugallják, hogy a robbanásos kitörések között nem volt két hosszabb szünet, továbbá valószínűsíthető, hogy az említett – és tovább tagolandó – riolittufaszintek egymást követő „mikroritmusok” termékei. Meg kell jegyezni, hogy e képződmények részletes kronológiai vizsgálata – rétegtani jelentőségén túlmenően – a neogén hegységképző fázisok fejlődéstörténetének leírásához is hozzájárult.
Mikor voltak az utolsó vulkáni működések Magyarországon? A Balaton-felvidéken és a Bakonyban 3–4,5 millió éves bazaltok találhatók. Náluk fiatalabb a Mohácstól délre, Bár község mellett található bazaltos kőzet (kb. 2 millió éves). Salgótarján környékén a legfiatalabb bazaltok 1,5–2,5 millió évvel ezelőtt jutottak a felszínre, de a szomszédos, Szlovákiára eső területen, a Garam völgyében a bazaltvulkanizmus elhalása csupán néhány százezer évvel ezelőtt történt. Az egész kárpáti tűzhányólánc legfiatalabb tevékenysége a dél-hargitai Csomádban volt, amelynek kora olyan kicsi – valószínűleg csupán néhány tízezer év –, hogy a K/Ar-mérések mellett más kormeghatározási módszerekre is szükség van.
Az argon/argon korspektrum nem egyforma értékei utóhatásra engednek következtetni
A Tapolcai-medence bazalthegyeinek radiometrikus koradatai Borsy Zoltán, Balogh Kadosa, Kozák Miklós és Pécskay Zoltán (1987) alapján. M – tengerszint feletti magaság (m); A – K/Ar-kor; Aa – átlagos K/Ar-kor; I1 = 40Ar/36Ar–K/36Ar-kor; I2 = 40*Ar/K-kor
Az Atommagkutató Intézetben C14-laboratórium is működik. Ezt Hertelendi Ede és Csongor Éva fejlesztette ki; elsősorban régészeti minták korának meghatározására, továbbá a legfiatalabb – pleisztocén végi-holocén – üledékek és képződmények datálására alkalmas (lásd korábban a holocén kort bemutató részben). A szintén Debrecenben működő Rb/Sr-laboratórium munkatársai, Kovách Ádám és Sudárné Svingor Éva az idős – mecseki, gömör-szepesi-érchegységi – gránitok és metamorfitok kormeghatározásában értek el eredményeket.
