Geochronologické metody v petrologii Jana Kotková podzim 2009

O čem budeme hovořit co je to izotop radioaktivní rozpad praktický postup při datování minerálů a hornin metody měření množství izotopů, přístroje nejběžnější izotopické systémy používané k datování magmatických a metamorfovaných hornin (Rb-Sr, Sm-Nd, U-Pb, K-Ar/Ar-Ar) specifika – datování jednotlivých minerálů

O čem nebudeme hovořit využití izotopických poměrů 87 Sr/ 86 Sr, 143 Nd/ 144 Nd, a Pb v paleoklimatologii, oceanografii, kosmochemii, vývoji pláště aj. další specializovanější izotopické systémy (Lu-Hf, Re-Os, K-Ca) datování pomocí štěpných stop kosmogenní nuklidy

Doporučená literatura Hugh Rollinson, Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation.(Longman Geochemistry Series) Gunther Faure, Principles of Isotope Geology, John Wiley & Sons, New York, 589 pp., 2nd edition, Not so modern any more, but best to learn with! Košler J., Jelínek E., Pačesová M. (1997): Základy izotopové geologie a geochronologie. Universita Karlova, Praha. Alan P. Dickin, Radiogenic Isotope Geology, Cambridge University Press, 490 pp., Scientifically top and modern, but demanding. L. Heaman & J.N. Ludden (eds.), Short Course Handbook on Applications of Radiogenic Isotope Systems to Problems in Geology, 498 pp., Mineralogical Association of Canada, Toronto, 1991 David D. Lambert & Joaquin Ruiz (eds.), Application of Radiogenic Isotopes to Ore Deposit Research and Exploration, Reviews in Economic Geology, Vol. 12, 199 pp., Society of Economic Geologists, 1999 Norbert Clauer & Sambhu Chaudhuri (eds.), Isotopic Signatures and Sedimentary Records, Lecture Notes in Earth Sciences, Vol. 43, 529 pp., Springer Berlin, 1992

některé www odkazy Moderní analytické metody v geologii 0analyticke%20metody%20v%20geologii.pdf www-ucjf.troja.mff.cuni.cz/krticka/lectures/datovani.ppt s/english/dating.html použité materiály: tm Urs Schaltegger – short course 2002

Co je to izotop? Atomic number Z= number of protons in the nucleus = number of electrons orbiting around the nucleus (neutral atoms) The number of neutrons (N) may vary independently Mass number A= number of protons plus neutrons (A = Z + N) Chemical elements with the same atomic number Z, but different number of neutrons are called “isotopes” Examples: Carbon: atomic number: 6 isotopes: 12 C, 13 C, 14 C Strontium: atomic number: 38 isotopes: 84 Sr, 86 Sr, 87 Sr, 88 Sr C stejné atomové číslo (počet protonů) variabilní počet neutronů (hmotové číslo) Z A C

Izotopy stabilní - last ~ forever 16 O, 17 O, 18 O isotopická frakcionace během geol. procesů – těžší vs. lehčí izotopy – rozdílné N (počet neutronů) tedy hmota radioaktivní - nestabilní samovolně se rozpadají radiogenní produkty radioaktivního rozpadu rozdíly v izotopickém složení = rozdílné stáří

Radiogenní izotopy v geologii 1. určení stáří hornin a minerálů = geochronologie 2. petrogeneze hornin – geologické procesy a zdroje = izotopická geologie/geochemie

Radioaktivní rozpad l nestabilní izotopy se rozpadají na jiné nuklidy l rychlost rozpadu je konstantní, nezávislá na P, T, X… l mateřský (parent) nuklid = radioaktivní nuklid, který se rozpadá l dceřiný (daughter) nuklid(y) = radiogenní produkt(y) l až vznikne stabilní (neradioaktivní) nuklid – rozpadové řady – thoriová, uran-radiová, actiniová, neptuniová

The radioactive decay - 1 The rate of decay of the unstable parent nuclide is proportional to the number of atoms (N) remaining at time t This is the basic equation for radioactive decay processes This is the equation that describes the number of accumul- ated daughter nuclides D in the system at any time t The half-life is the time required to transform half of the parent nuclides into descendants (1) (2) (3) (4) (5) (6) (8)(7) (D * = D t ) počet atomů mateřského či dcerříného nuklidu čas rychlost klesá s časem rozpadová konstanta poločas rozpadu N t = N 0 * e − λt

The radioactive decay - 2 The equation (5)is only valid for the case that no parent nuclide was initially present in the system. For the case of initial parent nuclide eq. 5 and 6 become: (9) (10) This equation yields the true age of the system only if some prerequisites are fulfilled: 1) no loss - no gain of parent or daughter isotopes: closed system behaviour 2) the ratio D t /D 0 must be sufficiently high (low initial concentrations) 3) The value of the decay constant must be known accurately 4) The concentrations of N and D must be measured accurately and precisely Equation (10) we call the “age equation” dceřinný prvek přítomný dříve v systému

 age of a sample (t) if we know: D the amount of the daughter nuclide produced N the amount of the original parent nuclide remaining the decay constant for the system in question (10)

147 Sm 143 Nd granát, klinopyroxen, WR 87 Rb 87 Sr 48.8 muskovit, biotit, flogopit, K-živec, WR 176 Lu 176 Hf 37.2 granát, WR 232 Th 208 Pb 14.0 monazit 40 K 40 Ar 11.9 amfibol, muskovit, biotit, flogopit, K-živec 238 U 206 Pb 4.5 zirkon, monazit, xenotim, titanit, rutil, apatit, allanit 235 U 207 Pb 0.7 zirkon, monazit, xenotim, titanit, rutil, apatit t ½ (Ga = yr)       Rozpadová schémata nejčastěji používaná v geochronologii 

Praktický postup při datování minerálů a hornin horniny – nadrcení a namletí minerály – nutná separace chemická příprava – „clean lab“ měření – TIMS, ICP-MS; SIMS, SHRIMP

Separace I drcení, mletí, sítování, Wilfleyho otřasný stůl (minerály) či pulverizace (celé horniny) Separace II těžké kapaliny, Franzův magetický separátor, třídění pod binokulární lupou, další příprava např. promývání (minerály) Chemické zpracování vážení, přídání „spiku“ (izotopické ředění), převedení do roztoku, chemické separace na iontoměničích Hmotová spektrometrie měření izotopických poměrů, výpočet koncentrací, výpočet průměrů

Separační techniky Table Wilfley Liqueurs denses Séparateur magnétique Frantz

Chemická příprava

Jak měříme množství izotopů? 1. měříme isotopické poměry na hmotovém spektrometru thermal ionization mass spectrometers = TIMS inductively coupled plasma mass spectrometers = ICP - MS

Thermal ionization mass spectrometer Finnigan MAT262

Inductively coupled plasma mass spectrometer VG Plasma54 Univ. of Michigan NuPlasma 1700 ETH Zürich

We convert isotopic ratios to concentrations by adding a well- known amount of an artificial isotope = “isotope dilution” The tracer isotope is called the “spike” In the case of Sr, the tracer isotope is 84 Sr Concentrations of 88 Sr, 87 Sr, and 86 Sr are calculated using 88 Sr/ 84 Sr, 87 Sr/ 84 Sr, and 86 Sr/ 84 Sr ratios Jak měříme množství izotopů? “common” Sr Rubidium ( 87 Rb = mother isotope) radiogenic Sr tracer isotope Sr Sr has 4 isotopes izotopové ředění vnitřní izotopický standard pomocí izotopických poměrů!

The Rb-Sr technique 1. Geochemistry of Rb and Sr trace elements in most crystalline structures and replace: Rb ---> K alk. feldspar, micas Sr ---> Ca plagioclase, Apa Sr = compatible with feldspars, esp. plagioclase Rb = incompatible element with most crystalline structures - enriched during differentiation. Rb is more incompatible than Sr in mantle melts, and is thus enriched in crustal rocks. Sr is removed from melts by precipitation of feldspar ==> the Rb/Sr ratio is rising during differentiation; granites have highest Rb/Sr ratios of rocks K-minerals have highest Rb/Sr ratios: micas, K-feldspar

The Rb-Sr technique 2. The isotopic system Rb has 2 isotopes: 85 Rb: 72.51%stable 87 Rb: 27.85%radioactive 87 Rb ---> 87 Sr; = 1.42 x y -1 Sr has 4 isotopes: 84 Sr : 0.56% stable 86 Sr : 9.86% stable 87 Sr : 7.02% radiogenic 88 Sr : 82.56% stable “common” Sr Rubidium ( 87 Rb = mother isotope) radiogenic Sr tracer isotope Sr 84 Sr : 85 Sr : 86 Sr : 88 Sr = 0.07 : 1 : 0.7 : Sr / 86 Sr = Sr / 86 Sr = Sr / 86 Sr modified through addition of radiogenic 87 Sr i i

The Rb-Sr technique Crystallization of three mineral phases (or rocks) at time 0, with an initial 87 Sr/ 86 Sr ratio Sr i and zero slope Increase of the 87 Sr/ 86 Sr ratio of each mineral (rock) with time (with one exception) Linear array of all three points of same age = “isochron” The slope of the isochron yields the age of the system because slope = Conditions: 1.) all three samples have the same age 2.) closed isotopic system – no post-crystallization disturbance of the system 3.) all rocks/minerals have incorporated the same initial 87 Sr/ 86 Sr ratio at the time of crystallization. 4) dostatečně rozdílný poměr 87 Rb/ 86 Sr 3. The isochron diagram = metoda isochron

a bc toto 86 Sr 87 Sr o () 86 Sr 87 Sr 86 Sr 87 Rb Begin with 3 rocks plotting at a b c at time t o

After some time increment (t 0  t 1 ) each sample loses some 87 Rb and gains an equivalent amount of 87 Sr a bc a1a1 b1b1 c1c1 t1t1 toto 86 Sr 87 Sr 86 Sr 87 Rb 86 Sr 87 Sr o ()

At time t 2 each rock system has evolved  new line Again still linear and steeper line a bc a1a1 b1b1 c1c1 a2a2 b2b2 c2c2 t1t1 toto t2t2 86 Sr 87 Sr 86 Sr 87 Sr o () 86 Sr 87 Rb

Mineral isochron of a magmatic rock The three conditions are valid: - same age - no post-crystallization disturbance - same initial Sr isotopic composition Whole-rock isochron of a magmatic rock The three conditions are not necessarily valid: - different age? - certainly post-crystallization disturbance in this case - not necessarily same initial Sr isotopic composition U-Pb 300 Ma

Otevřený systém – znovunastavení isochron v metamorfní hornině - při zvýšení T a/nebo přítomnosti fluid - probíhá difuze prvků – výměna mezi minerály - zvyšuje se iniciální poměr 87 Sr / 86 Sr - minerály se resetují snadněji než WR – nesoulad stáří - často neúplný reset – přechodná stádia, falešné isochrony

Isochron technique produces 2 valuable things: 1.The age of the rocks (from the slope = t) 2. ( 87 Sr/ 86 Sr) i = the initial ratio iniciální poměr 87 Sr/ 86 Sr Figure Rb-Sr isochron for the Eagle Peak Pluton, central Sierra Nevada Batholith, California, USA. Filled circles are whole-rock analyses, open circles are hornblende separates. The regression equation for the data is also given. After Hill et al. (1988). Amer. J. Sci., 288-A, (87Sr/86Sr) i sklon t = slope/ λ = /1.4 E-11 = 90.7 Ma

Figure Estimated Rb and Sr isotopic evolution of the Earth’s upper mantle, assuming a large-scale melting event producing granitic-type continental rocks at 3.0 Ga b.p After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer. Vývoj izotopického složení Rb a Sr v zemském plášti a kůře (87Sr/86Sr) o < mantle (87Sr/86Sr) o > old crust

The Sm-Nd technique 1. Geochemistry of Sm and Nd (REE, rare earth elements, lanthanides) REE spectra BasaltsGranites - normalized to chondrites - light rare earth elements are less compatible --> they are enriched in granites - Eu anomaly (Eu 2+ ): feldspar removal - mafic rocks have higher Sm/Nd ratio - REE are less mobile than Rb and Sr in a metamorphic environment prvky vzácných zemin

The Sm-Nd technique 2. The isotopic system Both Sm and Nd have many isotopes 147 Sm is radioactive 147 Sm ---> 143 Nd  = 6.54 x yr -1 Halflife = 106 Ma Age equations: 144 Nd je stabilní, srovnávací

The Sm-Nd technique is applied to age determination of mafic and ultramafic whole rocks Mafic rocks have higher Sm/Nd ratios than acid rocks. The Sm-Nd technique 3. The isochron diagram

The Sm-Nd technique 3. The isochron diagram mineral isochrons +/- whole rock igneous and metamorphic rocks Garnet shows highest Sm/Nd ratios: allows precise dating due to large differences in Sm/Nd between garnet and other mineral phases Garnet can be used to determine temperatures: “thermochronology”.

Figure Estimated Nd isotopic evolution of the Earth’s upper mantle, assuming a large-scale melting or enrichment event at 3.0 Ga b.p. After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer. Vývoj izotopického složení Nd v zemském plášti

Initial 143 Nd/ 144 Nd ratio vs. 87 Sr/ 86 Sr ratio Initial 143 Nd/ 144 Nd ratios allow tracing of the source of mantle rocks They are compared to initial 87 Sr/ 87 Sr values: “mantle array” – plášťový trend Sm/Nd i Rb/Sr > CHUR Sm/Nd >, Rb/Sr < CHUR residuum, MORB Sm/Nd i Rb/Sr < CHUR ochuz. Sm, oboh. Rb kont. kůra