Miocén

A Wikipédiából, a szabad enciklopédiából
Miocén
(23,03 – 5,332 millió évvel ezelőtt)
Előző kor
Következő kor
oligocén
pliocén

A miocén földtörténeti kor 23 millió évvel ezelőtt kezdődött, az oligocén kor után, és mintegy 5,3 millió évvel ezelőtt zárult, a pliocén kor előtt.[3]

Elnevezése Sir Charles Lyelltől ered (a meión (kevesebb) és cénó (új) szavak összetételével), ami arra utal, hogy ebben a korban a fajok változatossága jóval kisebb, mint az előző korokban. Határait nem egyszerű megszabni, hiszen sem a korszak elején, sem a végén nem történt drámai jellegű esemény, pusztán az oligocén végén elkezdődött lehűlés folytatódott.

Éghajlat[szerkesztés | forrásszöveg szerkesztése]

A kainozoikum 65 millió évének hőmérsékletváltozásai

A miocén korban indult meg az a lassú lehűlési folyamat, amely később majd a jégkorszakot fogja kiváltani. 21-14 millió évvel ezelőtt mindenesetre egy átmeneti felmelegedés indult meg, melyet azonban hirtelen lehűlés követett. Körülbelül nyolcmillió évvel ezelőtt a hőmérséklet ismét drasztikusan csökkent, az Antarktisz jégsapkája pedig elérte mai méretét és vastagságát. Ugyanez jellemző Grönlandra, ahol ennek ellenére az időjárás még az egész miocénban olyan enyhe volt, hogy nagy kiterjedésű erdőségek voltak rajta.

Ősföldrajz[szerkesztés | forrásszöveg szerkesztése]

A kontinensek ekkorra már nagyjából a mai helyzetükben voltak, egy kivételtől eltekintve: Észak-Amerika és Dél-Amerika között még nem létezett kapcsolat. Ekkor folytatódott a Sziklás-hegység, az Alpok, a Himalája kialakulása, valamint ekkor jelentek meg a prérik és a pampák.

A kor vége felé a Dinaridák kiemelkedése elzárta a tengert a közvetlen nyíltvízi kapcsolatoktól, ami a víz sótartalmának csökkenésével, a fauna és flóra szegényedésével járt. A mészalgák (például Lithothamnium), szélsőséges esetben a sztromatolitok váltak kőzetalkotó mennyiségűvé.

A Kárpátok és Alpok kiemelkedésével párhuzamosan erős riolitos szubszekvens vulkanizmus indult meg a Kárpát-medence nagy részén. A miocénben a Kárpát-medence nagy részét beltenger borította, így a térség nagy részén megtalálhatók a kor képződményei. Sok helyen hatalmas üledékhézagra települnek, ahol évtízmilliók óta nem volt tengeri környezet. Nagy részük azonban medenceüledék, amelyeket nagy vastagságú (több ezer méteres) fiatalabb üledékek takarnak.

A medenceképződmények a nagyobb süllyedési sebességű mélyzóná mentén képződtek, amelyek a Kisalföld, a Dunántúl délnyugati része és az Alföld délkeleti része. Az Alpok, Kárpátok és Dinaridák nagyjából egy időben kezdtek emelkedni, a kiscelli és egeri emeltekben lassan. A szávai emeletben jelentősen felgyorsult a kompressziós szakasz. A helyi tenger az északi kapcsolatait elveszítve az Eoparatethys állapotából a szorosabb értelemben vett Paratethysszé vált. Ebből alakult ki később a Pannon-tenger. Az emeletenként ismétlődő transzgresszió egyre nagyobb területeket öntött el, köztük regresszív szakaszokkal, amikor sekélytengeri molasszjellegű slír keletkezett, valamint parti fáciesű durva mészkövek, mint a lajtamészkő. Kiterjedt szigetrendszer alakult ki a mai középhegységi övezetekben és az íves kárpáti területen.

Az ottnangi és alsó-bádeni emeletek idején (ez a stájer orogén fázis) az alpi-kárpáti-dinári emelkedések tovább folytatódtak, miközben az általuk közrezárt rögök lezökkentek. A bádeni közepén már a lajtai orogén fázis hatására a Kárpát-medencei üledékgyűjtő teljesen elszakadt a nyílttengertől, miközben a mélymedencék beszakadásos szerkezetalakulása folytatódott. Ez újabb nagy erősségű vulkanizmushoz vezetett, a Szatmári-árokban és a Tokaji-hegységben akár 2–3000 méter vastagságú riolit és andezit tömegek találhatók.

Élővilág[szerkesztés | forrásszöveg szerkesztése]

Növényvilág[szerkesztés | forrásszöveg szerkesztése]

A kontinenseken a szárazföldi flórák változó arányban tartalmaztak mérsékelt égövön élő lombhullató fákat (nyárfa, fűzfa, tölgyfa) és trópusi fajokat (babér, banán, pálmafa). A növények elterjedésének vizsgálata a szubtrópusi övek nagy kiterjedéséről tanúskodik. Ám ami a miocén újdonsága, az az egyszikűek osztályába tartozó perjefélék családjának fejlődése.

Magyarországon[szerkesztés | forrásszöveg szerkesztése]

2007-ben a bükkábrányi lignitbányában a felső miocénból származó taxodium (mocsárciprus) csoport, több mint egy tucat fa került felszínre. A lelet szinte egyedülálló, mert a hatalmas fák nem szenesedtek vagy kovásodtak el, hanem eredeti formájukban és anyagukban őrződtek meg, így évgyűrűik tanulmányozhatók és fontos következtetések lesznek levonhatók a kor éghajlatáról. Talán egy homokvihar temette be a 30-40 méter magas fákat 5-6 méteres magasságig az ekkortájt feltöltődőben lévő Pannon-tó partvidékén.[1]

Állatvilág[szerkesztés | forrásszöveg szerkesztése]

A kétéltűek és a madarak már csak nagyon kevéssé különböztek a maiaktól. A hüllők közül a krokodilok és a teknősök fajai csaknem az egész világon elterjedtek. A legnagyobb figyelmet mégis az emlősök érdemlik. Folytatódott a rágcsálók látványos fejlődése. A nyúlalakúak nem túl változatos fajai nagyon gyakoriak maradtak. Sok óvilági majom, közöttük az emberszabású majmok ősei nagy területen terjedtek el: a Dryopithecus Afrikából és a mediterrán régióból, a Sivapithecus pedig először Indiából, majd Dél-Európából és Kelet-Afrikából került elő. A patások közül a páratlanujjúak rendjének képviselői megfogyatkoztak. Tapírok, orrszarvúak képviselték őket, valamint a lovak fejlődési vonalába tartozó állatok, amelyek közül a Merychippus volt a lófélék első perjefélékkel táplálkozó képviselője. A párosujjúak viszont terjeszkedőben voltak: amellett, hogy az oligocénban megjelent csoportok is éltek, új formák is kifejlődtek, főként a mai tevék és kérődzők előfutárai. Az ormányosok virágkorukat élték, az olyan nagy testű formák, mint a négyagyarú masztodon, ás a csak két hatalmas, meredeken lefelé ívelő és hátrafelé hajló agyart viselő kapafogú őselefánt képviselte őket. A ragadozók közül ugyan éltek még a Creodontiák, de java részük már a modern rendet képviselte, igaz, mára kihalt formákkal, mint a medvekutya.

Tagolása[szerkesztés | forrásszöveg szerkesztése]

A kort a mediterráneumban az alábbi hat korszakra tagolják (a korábbitól a későbbi felé haladva):

Magyarországon a hat emelet beosztása a kárpáti-alpi kifejlődési területek változásainak megfelelően kicsit eltér a nemzetközi beosztástól és speciális magyar neveket használunk:

A pannon emeletben a Kárpát-medence faunája olyan mértékben elkülönül a környező európai területektől, hogy a magyarországi alemeletek beosztása csak Magyarországon használatos. Ezek:

A miocén magyarországi képződményei[szerkesztés | forrásszöveg szerkesztése]

Alsó miocén[szerkesztés | forrásszöveg szerkesztése]

Az egeri emeletben lényeges kőzetkifejlődés nincs, ekkor rövid regresszió volt, amelyet a tengerelöntés követett. Folytatódott a csatkai kavics formáció és a szászvári formáció durvatörmelékes és tarkaagyagos, kontinentális üledékképződése. Az eggenburgi emelet önálló üledékképződési fázis a Kárpát-medencében. Észak-északnyugati irányból transzgresszió érkezett. A geoszinklinális peremén a bretkai formáció mészkőtörmelékből álló konglomerátuma és breccsája ülepedett le, amely átmegy a finomabb szemű törmelék felé a budafoki homokkő formációban. Ciklikus litorális, sekély-szublitorális és néha limnikus-lagunáris fáciesek következnek. Homokok, homokkövek, glaukonitos homokkövek képződnek, amelyek kőzettanilag igen hasonlóak a korábban képződő, feküben lévő törökbálinti homokkő formáció kőzeteihez, sokszor nehéz elkülöníteni őket. Kazincbarcikától északra a paleozoikumtól tartó üledékhézagra, tőle Miskolc felé egeri (oligocén) korú üledékekre települt egy finomtörmelékes összlet, amely fáciesében litorális és sekély-szublitorális, faunájában változóan marin és brakk jellegű. A kőzettani hasonlóság miatt ezek is a budafoki formációhoz tartoznak. A peremi kőzetek mellett a medence belsejében a putnoki slír formáció képződött, amit szintén nehéz az oligocéntől elkülöníteni. Nyíltvízi, agyagos aleurit és halpikkelyes agyag jellemzi.

A következő üledékciklus az ottnangi emelet, amelynek jellemzői az eggenburgihoz hasonlóak, csak nagyobb területen találhatók, főleg a délnyugat-dunántúli süllyedék kialakulása miatt. A két üledékképződési ciklust legtöbb helyen mintegy egymillió éves üledékhézag (regresszió) után a gyulakeszi formáció riolit ártufája választja el. Ennek kálium–argon módszerrel meghatározott kora 19,6 millió év 1,4 millió éves bizonytalansággal. Folytatódik a szászvári formáció durvatörmelékes sorozata. A Mecsekben, a Zalai-medence és Brennbergbánya környékén limnikus kőszenek képződtek, amelyek a brennbergi formációba sorolhatók.

Magyarország északi részén a riolit felett szárazföldi tarkakavics és limnikus homokkő, agyag ülepedett le, ezek között limnikus és paralikus kőszenek vannak. Ezek a salgótarjáni barnakőszén formációba tartoznak. Budapest és Várpalota között egy árkos süllyedés a bántapusztai formáció kavics, homok, lithothamniumosbryozoás mészkő, márgás aleurit kőzeteit hozta létre.

Középső miocén[szerkesztés | forrásszöveg szerkesztése]

A középső–felső miocén jellegzetes lajtafáciesének üledéke, a durvaszemű mészhomokból álló, mészvázú állatok vázának törmelékével kevert lajtamészkő
Az egykori sekélytenger maradványa Fertőrákoson
Deltafáciesű, gyengén cementált homok Turritella turris badensis házmaradványokkal
Egy nagy folyó üledékrétegei Sopronkőhidán. Az alsó részen keresztrétegzett homok, a felső részén vízszintes rétegződésű, ami a folyó vízhozamának és medermélységének változását mutatja.

A kárpáti emeletben a délnyugat-dunántúli süllyedék tovább terjedése megnyitotta az utat a mediterrán kapcsolatok előtt. A Kárpátok már kiemelkedett, emelkedése folytatódott, miközben a Kárpát-medence belsejében tértágulásos mozgások miatt délnyugatról a Kárpátokig árkos beszakadásokkal terjedt a transzgresszió. A faunaváltozások nem csak mediterrán, de boreális kapcsolatokról is árulkodnak.

Az üledékgyűjtőben a partszegélyi fáciesben képződő törmelékek három formációba soroltak, a ligeterdei kavics formáció, a budafai homokkő formáció és az egyházasgergei homokkő formáció durvatörmelékes sorozatai jöttek létre. Az utóbbiban már vannak finomabb törmelékek, finomhomok, agyag és agyagmárga. A gyors tengerszintváltozásokat az egymásra települő mélytengeri agyagmárga, a homokos mészkőpadok, a sekélyebb tengeri congeriás mészkő, majd a deltafáciesű homokok mutatják. Mindez összefogazódik vagy heterópikusan megy át a tekeresi slír formációba. Ez és az alföldi garábi slír formáció kőzettanilag teljesen azonos a korábbi miocén slírekkel.

A bántapusztai formáció sorozatai is folytatódnak zátonyjellegű, litorális homokkal, kaviccsal, homokkővel, homokos mészkővel és mészkővel. Köztük helyenként foraminiferás homokpadok települtek. A fóti formáció szinén slíres, helyenként pelites üledékeket tartalmaz. Meszes homokkövében követhető a víz édesedése.

A stájer orogén „újstájer” szakaszának kompressziós periódusa, amelyet a hasznosi andezit formáció észak-magyarországi képződése mutat. Ebben andezit, andezittufa és andezittufit található. Vannak szubvulkanitos elemei is, mint a dunabogdányi Csódi-hegy biotitos amfibolandezitből létrejövő lakkolitja. A kárpáti emeletet az egész Kárpát-medencére kiterjedő vulkanizmus zárja, a tari dácittufa formáció kőzeteivel. Ennek kora 16,4 millió év 0,8 millió éves bizonytalansággal. Ennek tufái mindenhol megtalálhatók, a folytonos slírösszletekben az azt alkotó szemcsék között van, máshol összefüggő rétegeket alkot.

A középső miocén üledékképződési ciklusait az alsó-bádeni emelet zárja, itt ugyanis az emelet elhatárolása nem esik egybe az üledékképződési ciklusokkal, az alsó-bádeni egy önálló ciklus, a felső-bádeni–szarmata ciklus pedig egy lényegesen eltérő jellegű szakasz. A kárpáti kompresszió megszűnt, helyette az újstájer tágulómozgások miatt ismét délnyugat felől érkezett a transzgresszió, ami ezúttal két irányban terjedt. Egyik ága a délnyugat-dunántúltól észak-északkelet, a Kisalföld felé haladt, másik ága pedig a középhegységi zónától délre, az Alföld keleti pereméig jutott. Jellegzetessége a „lajtafácies” kialakulása. Az erősen tagolt üledékgyűjtőben litorális, sekély-szublitorális körülmények között csökkentsósvízi, egyre gyérebb faunát tartalmazó meszes üledékek keletkeztek. A mészanyagot a mészalgák (Lithothamnium), sőt néha sztromatolitok adják kőzetalkotó mennyiségben, nem a megszokott mészvázú faunaelemek (kagylók, csigák, stb).

A lajtafácies kőzetei a pécsszabolcsi formációba és az abonyi formációba sorolhatók. Mindkettőben vegyesen durvatörmelékes, biogén törmelékes és meszes üledékek jellemzők. A partközeli zónákban már ekkor megkezdődött a lajtamészkő képződése. A partoktól távolodva jelentős medencemélységek voltak, a bádeni agyag formáció és a nógrádszakáll formáció agyagos nyíltvízi, mélytengeri slírje utal erre, valamint az ezekben található foraminifera és mollusca fauna. A lajtafácies bizonyos körülmények között átvált mocsári, limnikus fáciesbe, így képződött a hidasi barnakőszén formáció. Másik átmenete a csökkentsósvízi lagunáris környezet, ide tartozik a zsámbéki formáció slírje. A pusztamiskei formáció váltakozva neritikus és partszegélyi. Legalább három nagy folyó torkolatát ismerjük, amelyek a korabeli Paratethysbe torkolltak. Mindhárom kiterjedt deltatorkolattal rendelkezett. A sopronkőhidai homokbánya gyengén cementált homokja egy nyugat felől érkező hatalmas folyam torkolatában rakódott le. Jellegzetessége, hogy teli van a Turritella turris badeni nevű toronycsigaféle házaival. Ezek édesvízi csigák, és pusztulásuk után sodródtak el a torkolatig. A Sopron környéki lajtafácies és a folyótorkolat sokat elárul a kor ősföldrajzáról.

Az alsó-bádeni üledékciklust ismét egy intenzív vulkanizmus zárta, a mátrai vulkanit formáció és a nyírségi vulkanit formáció képződményei. Kora 14,5 millió év 0,4 millió év bizonytalansággal.

Felső miocén[szerkesztés | forrásszöveg szerkesztése]

A felső miocén elhatárolása nem esik egybe a kárpát-medencei üledékképződés megfigyelhető ciklusaival. A bádeni emelet közepén érkező vulkanizmus után a felső-bádeni és szarmata emeletek üledékképződése nem különíthető el egymástól. A felső-bádeni–szarmata ciklus transzgresszióval indul, ezért általában abbráziós kavicsra települ. Az átvilágított zóna kiterjedésével kezdődik a rákosi mészkő formációban (vagy fertőrákosi formáció) a „felső lajtamészkő” képződése, amelynek alsó részén még tufás bentonitcsíkok vannak. A rákosi formáció alföldi megfelelője az ebesi formáció. A süllyedékekben változóan nyíltvízi agyagos, agyagmárgás és záronyfáciesű meszes törmelékek keletkeztek. A medenceüledékek a Kárpát-medence nyugati részén a szilágyi agyagmárga formációba tartoznak, amely turritellás-corbulás agyagmárga, a hasonló alföldi képződmények a makói formációba.

A szarmata emeletre semmit sem változott a felső-bádeni üledékgyűjtők helyzete és kiterjedése. Kisebb változás, hogy a Dunántúli-középhegység rögjei kissé megsüllyedtek, így ott lokális transzgresszióról beszélhetünk. A felső-bádeni formációk általában konkordánsan folytatódnak a szarmatában is, de megindult az újstájer vulkanitok lepusztulása is, amiről a sajóvölgyi formáció kavicsos folyóvízi üledékei és a gyulafirátóti formáció kavicsos, bentonitos tarkaagyagos és aleurolitos kontinentális sorozatai mutatnak.

A csökkentsósvizes környezet azonban tovább terjed a kozárdi formáció márga-mészmárga üledékeivel, valamint a tinnyei formáció agyagmárga-durvamészkő sorozatával. Az Alföldön a szarmata a dombegyházi formáció alapkonglomerátumával kezdődik, majd átmegy a hajdúszoboszlói formáció durvamészkövébe.

Ismét tértágulásos szakasz következett, ami a tokaji vulkanit formációt hozta létre. Az országszerte ismert felső riolittufa réteg – galgavölgyi riolittufa formáció – valószínűleg egyetlen nagy vulkánkitörés maradványa.

Jegyzetek[szerkesztés | forrásszöveg szerkesztése]

  1. Zachos, J.C., Kump, L.R. (2005.). „Carbon cycle feedbacks and the initiation of Antarctic gaciation in the earliest Oligocene”. Global and Planetary Change 47 (1), 51–66. o. DOI:10.1016/j.gloplacha.2005.01.001.  
  2. Krijgsman, W., Garcés, M.; Langereis, C.G.; Daams, R.; Van Dam, J.; Van Dr Meulen, A.J.; Agustí, J.; Cabrera, L. (1996.). „A new chronology for the middle to late Miocene continental rcord in Spain”. Earth and Planetary Science Letters 142 (3–4), 367–380. o. DOI:10.1016/0012-821X(96)00109-4.  
  3. International Stratigraphic Chart. International Commission on Stratigraphy, 2010. (Hozzáférés: 2011. július 28.)


|
-600
|
-550
|
-500
|
-450
|
-400
|
-350
|
-300
|
-250
|
-200
|
-150
|
-100
|
-50
|
0