V. Izotopová geochemie a geochronologie magmatických hornin

Transkript

Vojtěch Janoušek:
VI. Izotopová geochemie a
geochronologie magmatitů
Úvod
VI. Izotopová geochemie a geochronologie magmatitů
•
Princip metod K-Ar a Ar-Ar, metoda postupného zahřívání a
laserové ablace, datování chladnutí magmatických hornin
•
Princip metody Lu-Hf, datování metodou whole-rock a zirkonů,
vývoj Hf v meteoritech, plášti a kůře, použití Hf izotopů pro řešení
petrogeneze vyvřelých hornin
•
Princip metody Re-Os, datování molybdenitu, vývoj Os izotopů
•
Vývoj Pb izotopů v zemském plášti a kůře, jedno- a dvojstupňová
modelová stáří, význam Pb izotopů jako petrogenetického indikátoru
•
Princip metody Rb-Sr a geochronologické aplikace
•
Princip metody Sm-Nd a geochronologické aplikace
Izotopová geochemie magmatitů
Úvod
VI. Izotopová geochemie a geochronologie magmatitů
•
Procesy ovlivňující izotopové složení magmat, uzavřený a otevřený
systém, binární míšení, asimilace a frakční krystalizace (AFC)
•
Petrogeneze bazaltů středooceánských hřbetů (MORB)
•
Petrogeneze vulkanitů oceánských ostrovů (OIB), hlavní plášťové
komponenty a jiné izotopové rezervoáry
•
Petrogeneze vulkanitů ostrovních oblouků
•
Petrogeneze vulkanitů aktivních kontinentálních okrajů, alkalický
magmatismus
•
Klasifikace a vznik granitoidů
K-Ar a Ar-Ar metody datování
Draslík
draslík
alkalický kov;
Izotopové složení (%)
litofilní prvek
(8. nejčastější v zemské kůře);
má tři přírodní izotopy:
39K, 40K, 41K
argon
39K
40K
41K
93.2581
0.01167
6.7302
36Ar
38Ar
40Ar
0.337
0.063
99.600
Relativní atomová hmotnost
Ar (K)
39.098304
Argon
2. nejběžnější vzácný plyn;
má tři přírodní izotopy:
36Ar, 38Ar, 40Ar
Ar (Ar)
39.9476
K-Ar a Ar-Ar metody datování
40K
1.
je radioaktivní s rozvětveným rozpadem:
- emise (88.8 % rozpadů 40K atomů):
40
2.
 = 4.962 . 10-10 let-1
záchyt elektronu (11.16 % rozpadů):
40
3.
K  40 Ca  10 e
K  10 e 40 Ar   EC = 0.581 . 10-10 let-1
+ emise (0.001 % rozpadů):
40
K  40 Ar  10 e  2
Souhrnná rozpadová konstanta pro 40K:
 = EC +  = 5.543 . 10-10 let-1
K-Ar metoda
Metodika
Draslík
Stanovována celková koncentrace, množství 40K (hm. %)
se získá pomocí:
40
K  0.0001167 .K
Metody: plamenná fotometrie, ± AAS, XRF, INAA,
izotopové ředění
K-Ar metoda
Argon
Metody: izotopové ředění, dříve i volumetrická stanovení a INAA

známé množství vzorku se taví v Mo kelímku při teplotě 1300–2000 ºC,
uvolněný plyn prochází vakuovanou extrakční linkou

purifikace Ar (oxidace H2, CO: kolona s horkým CuO, odstranění H2O a
CO2: vymrazování/molekulární síta, reaktivní plyny: Ti pícka)

přidá se přesně určené množství izotop. standardu (spike) obohaceného 38Ar

měření na hmotovém spektrometru (izotopové složení čistého Ar ze vzorku
a vzorku s přidaným spikem pro stanovení koncentrace); oprava
kontaminace vzdušným Ar pomocí 36Ar (40Ar/36Aratm = 295.5; používá se i
pro kontrolu kalibrace přístroje mezi vzorky)
K-Ar metoda
Interpretace dat
Protože poměr atomů, které se rozpadají za vzniku 40Ar, lze vyjádřit jako:
 EC
 EC   
40
Ar  40 Ar0 
 EC 40
. K (e t  1)

Tedy, pokud není přítomen iniciální Ar:
  40 Ar * 
t  . ln
. 40
 1
   EC
K

1
K-Ar metoda
Smysluplné stáří K–Ar metodou
lze získat pokud:

minerál tvořil uzavřený systém
vzhledem k 40Ar a draslíku po celou
historii

množství zachyceného atmosférického
40Ar je zanedbatelné nebo ho lze
opravit vhodnou korekcí

izotopické složení K je normální a
nezměnilo se díky frakcionaci nebo
jinému procesu
K-Ar metoda
Ztráta Ar bývá způsobena:
•
regionální metamorfní události (zvýšené P–T, rekrystalizace)
•
zvýšením T díky kontaktní metamorfóze, parciálním tavením hornin
•
neschopností krystalové mřížky udržet Ar (i při nízkých P–T)
•
chemickým zvětráváním a hydrotermální alterací
•
rozpouštěním a novým srážením rozpustných minerálů
•
mechanickým rozpadem minerálů, poškozením struktury radioaktivním
rozpadem (někdy i mletím!)
K-Ar metoda
Neradiogenní Ar
cizí (extraneous) Ar
•
zděděný (inherited) Ar (vzniklý v hornině radioaktivním rozpadem
před datovanou událostí) + nadbytečný (excess) Ar (zachycený
horninou/minerálem díky difúzi z okolí)
•
zachycovat Ar mají tendenci především minerály s velkými
dutinami (beryl, cordierit, turmalín, ale často i pyroxen)
atmosférický Ar
•
Ar zachycený z atmosféry (adsorpce na hranicích zrn, mikrotrhlinách)
K-Ar metoda
Metoda izochron:




Ar 



36

Ar  měř 
40

Ar 



36

Ar  atm 
40
Ar 
 
36
Ar  X
40
K  EC t
.
(e  1)
36
Ar 
40
kde index „X“ označuje nadbytečný Ar. Jde o rovnici přímky ve tvaru:
y  295.5  b  ax
Dickin (1995)
39
19
39
K  01n18
Ar  11p
Ar-Ar metoda
Ar-Ar metoda:
•
Modifikace metody K–Ar: ozařování vzorku v reaktoru proudem rychlých
neutronů:
39K
39
19
(n,p) 39Ar, tj.:
39
K  01n18
Ar  11p
•
vzniklý 39Ar analyzován ve stejné frakci jako 40Ar →
eliminuje se nehomogenita vzorku, jednodušší analytika, statistika
•
39Ar
se sice rozpadá – rozpadem, ale s T1/2 = 269 let,
→ pro účely stanovení stabilní izotop
39
19
39
K  01n18
Ar  11p
Ar-Ar metoda
Metodika

vzorky se ozařují v reaktoru spolu se standardy známého stáří (monitory)
pro charakterizaci neutronového toku (který není v rámci reaktoru
homogenní)

v reaktoru vznikají izotopy Ar, které interferují s měřenými:
40K (n,p) 40Ar, 40Ca (n,n) 36Ar, 42Ca (n,n) 39Ar
Řešení: používat minerály s nízkým Ca/K poměrem, optimalizace
neutronového toku a velikosti vzorku

vzorek se nechá ležet několik týdnů, než vymizí radioaktivní prvky
s krátkým poločasem rozpadu

zplynování vzorku, purifikace, analýza Ar složení hmotovým
spektrometrem
Ar-Ar metoda
Metoda postupného zahřívání

vzorek se postupně zahřívá v pícce → Ar se uvolňuje z různých domén
minerálního zrna, stáří se počítají pro každý dílčí teplotní krok
(níže teplotní obsahují hůře vázaný Ar)

výsledné argonové spektrum poskytuje cennou informaci o termální historii
horniny (zvláště v polyfázově metamorfovaných terénech)
 výhoda – lze interpretovat i stáří vzorků, které prodělaly částečnou ztrátu Ar
Metoda laserové ablace


kombinace laseru a vysoce citlivého
hmotového spektrometru
výhoda – malé vzorky, stanovení
stáří různých domén zrna přímo ve
výbrusu (in situ)
Dickin (1995)
Ar-Ar metoda
Výpočet stáří Ar–Ar metodou:
 40 Ar * 
 1
t  . ln J . 39
 
Ar

1
iradiační parametr J se získá ozářením
standardů známého stáří tmonitor:
e tmonitor  1
J  40
Ar *
39
Ar
Ar-Ar metoda
Argonová spektra
• binární diagramy frakce
uvolněného Ar (0–100 %) vs.
40Ar/39Ar
• nejprve nižší stáří (difúze Ar
z pozic, kde je hůře vázán –
např. dislokace, trhliny, povrch
minerálních zrn)
• plató: alespoň tři kroky,
>50% uvolněného Ar
• výhodná pro vzorky, které
prodělaly ztrátu Ar
http://www.geo.cornell.edu/geology/classes/Geo656/656home.html
Ar-Ar metoda
360Ma
114 Ma
Ar-Ar metoda
Izochronové diagramy

39Ar/36Ar
vs. 40Ar/36Ar
 test/korekce přítomnosti
nadbytečného Ar a
kontaminace vzdušným
argonem
Ar-Ar metoda
Použití K(Ar)-Ar metody
• čerstvé vzorky, bez alterací, devitrifikace
• datování vulkanitů a jejich pyroklastik
(vyrostlice K-bohatých minerálů, např.
sanidin, slídy, amfibol) – význam pro
stratigrafii
• nízké blokující teploty Ar–Ar systému
v minerálech – ‚cooling ages‘
křivky chladnutí magmatických hornin
přibližné blokující teploty
pro K(Ar)–Ar systém:
amfibol
muskovit
biotit
mikroklín
500–450 ºC
350–400 ºC
300 ºC
150–250 ºC
Amfibol z metagabra, mariánsko-lázeňský
komplex (Dallmeyer & Urban 1998)
Mezger
(1990) geochemie magmatitů
Izotopová
K-Ar metoda
Biotit z kvarcmonzonitové intruze v Idahu obsahuje 8.45 % K2O a
6.016 10-10 mol/g radiogenního 40Ar
(atomová hmotnost K je 39.0983, O 15.9994).
1.
Určete K–Ar stáří biotitu v miliónech let.
Výpočet
40K
z koncentrace K:
Výpočet stáří K–Ar metodou:
40
K  0.0001167.K
  40 Ar * 
t  . ln
. 40
 1
   EC
K

1
kde: EC = 0.581 . 10-10 let-1;  = 5.543 . 10-10 let-1
(1: 48.8 Ma)
Ar-Ar metoda
Měření biotitu Ar–Ar metodou dalo 40Ar*/39Ar poměr 12.31,
iradiační parametr při ozařování v reaktoru byl 1.925 . 10-2.
1.
Určete Ar–Ar stáří biotitu v miliónech let.
Výpočet stáří Ar–Ar metodou:
 40 Ar * 
 1
t  . ln J . 39
 
Ar

1
(1: 383.7 Ma)
kde: J = iradiační parametr
Lu-Hf metoda
Lutecium
•
•
lutecium
netěžší prvek skupiny vzácných
zemin; iontový poloměr 0.93 Å.
má 2 přírodní izotopy 175Lu a
176Lu. Vstupuje hlavně do
struktury akcesorií: allanitu,
monazitu, apatitu a titanitu
hafnium
175Lu
176Lu
97.4
2.6
174Hf
176Hf
177Hf
178Hf
179Hf
180Hf
Hafnium
• tranzitní kov, má pět stabilních přírodních izotopů;
navíc nestabilní 174Hf – rozpadá se  emisí na 170Yb
• geochemické chování velmi podobné Zr, jež běžně zastupuje
především v akcesorických minerálech (zirkon)
0.16
5.2
18.6
27.1
13.7
35.2
Lu-Hf metoda
176Lu
1
je radioaktivní s rozvětveným rozpadem:
- emise
(97 % rozpadů)
176

176
Lu 
Hf  

1.94 × 10-11 let –1 (Patchett & Tatsumoto 1980)
2
záchyt elektronu (3 % rozpadů)
176
Lu  10 e176 Yb
bez geochronologického významu
Lu-Hf metoda
Metodika
minerální vzorky, vzorky celkové horniny (problémy s homogenitou –
Hf i Lu obsaženy hlavně v akcesoriích)
Lu, Hf
• Metody: izotopové ředění, ICP-MS, INAA
Izotopové složení Hf
o tlakové rozklady pro rozpuštění odolných akcesorií (zirkon)
o separace Lu a Hf od sebe navzájem i o d dalších prvků, jako Zr a zbylých
REE (izobarická interference176Hf, 176Lu a 176Yb) – na kolonách
s iontoměniči
o U TIMS jsou problémy s vysokým ionizačním potenciálem Hf
(trojité In nebo Mo vlákno), výhodné je proto ICP-MS
Lu-Hf metoda
Izochronová metoda
176
Hf

177
Hf
176
Hf

177
Hf i
176


Lu t
e 1
177
Hf
Stáří (b = sklon izochrony):
t
1

ln b  1
Lu–Hf izochrona pro grónské ruly z oblasti Amítsoq
(Pettingill & Patchett, 1981)
Lu-Hf metoda
Vhodný materiál pro Lu–Hf datování
•
•
•
použití podobné Sm–Nd
nižší poločas rozpadu a vyšší poměry Lu/Hf běžných hornin a minerálů
znamenají větší variace v Hf izotopickém složení (= plus)
geochronologické aplikace nejsou příliš běžné – pracná metoda
(i když s ICP MS se to mění), lepší pro petrogenetické studie (viz)
Minerální fáze vyvřelých a metamorfovaných hornin
• vysoké Lu/Hf: titanit, apatit, monazit, allanit
• nízké Lu/Hf: zirkon
Vzorky celkové horniny
• kyselé i bazické (Lu/Hf poměr klesá s diferenciací)
Lu-Hf metoda
zirkon = ideální minerál pro Lu–Hf izotopická studia:
• Hf je součástí mřížky (a proto málo mobilní)
• vysoké koncentrace Hf (c. 10 000 ppm) a nízké poměry Lu/Hf zirkonu
vyžadují minimální časové korekce
• lze kombinovat s U–Pb metodou (ta poskytne data i vzorky),
in situ analýza LA ICP-MS
datování vysoce metamorfovaných
hornin (granátických: granulitů,
eklogitů....)
Datování eklogitů z komplexu Santa
Catalina, Kalifornie
(Anczkiewicz et al. 2004)
Lu-Hf metoda
Vývoj pozemského Hf
•
Vývoj pozemského Hf je vysvětlován pomocí modelu primitivního
plášťového rezervoáru s Lu/Hf poměrem chondritů (CHUR = Chondritic
Uniform Reservoir:) se současným složením:
176Lu/177Hf
CHUR
= 0.0334 a 176Hf/177HfCHUR = 0.28286
(Patchett & Tatsumoto 1980)
•
při diferenciaci pokles Lu/Hf poměru (Hf je silně nekompatibilní prvek, je
jím tedy tavenina nabohacena)
•
proto se plášť vyvíjí k vyšším 176Hf/177Hf poměrům, zvláště jeho
refraktorní domény ochuzené dřívějším parciálním tavením
o nekompatibilní prvky (ochuzený plášť = Depleted Mantle)
Lu-Hf metoda
Izotopický vývoj Hf chodritickém rezervoáru, ve vyvřelé
hornině, která vznikla jeho parciálním tavením,
a v reziduu tohoto tavení
(Faure 1986)
(hafnium)
Lu-Hf metoda
Petrogeneze vyvřelých hornin
malé rozdíly v 176Hf/177Hf → iniciální poměry Hf izotopů se vyjadřují ve formě:
i
 Hf
  176 Hf  VZ

 


177

  Hf 

i

 1   10 4
CHUR
  176 Hf 



  177


Hf


i


Kde: index „i“ = iniciální poměr, VZ = vzorek, CHUR = Chondritic Uniform Reservoir
Hf < 0: hornina vznikla ze zdroje (nebo asimilovala velké množství materiálu)
s Lu/Hf nižším než CHUR (např. staré krustální horniny).
Hf > 0: hornina pochází ze zdroje s vysokým Lu/Hf (např. plášťové domény
ochuzené nekompatibilními prvky předchozím parc. tavením = DM)
Lu-Hf metoda
Hf–Nd a Hf-Sr izotopické diagramy ukazující složení některých bazaltoidů oceánických
ostrovů (Ocean Island Basalts = OIB) a bazaltů oceánského dna (MORB)
(H.-G. Stosch, http://www.geologieinfo.de/mineralogie/minskript5.php)
Lu-Hf metoda
Modelová stáří
• Analogicky s Sm–Nd metodou lze počítat Lu–Hf modelová stáří
(dosazují se současné, tedy pro vzorek změřené, poměry):
  176 Hf VZ  176 Hf  CHUR







 177 Hf 
 177 Hf 






1


T  ln
1
   176 Lu VZ  176 Lu  CHUR 

   177
  177

  Hf 

Hf




Vývoj izotopického složení plášťového Hf
jako funkce času
(Patchett & Tatsumoto 1980)
Lu-Hf metoda
Frakcionace Lu/Hf poměrů mezi
klastickými sedimenty (nízké) a
jílovými břidlicemi (vysoké
poměry):
• Hf – hlavně v mechanicky
odolném zirkonu, jenž je nabohacen
v hrubší fázi – píscích, turbiditních
proudech
• HREE – rozptýlené
v horninotvorných minerálech nebo
snadno zvětrávajících akcesoriích
– monazitu, allanitu, apatitu,
titanitu; z nich uvolňovány a
adsorbovány na jílové minerály
Plot Lu/Hf vs. Sm/Nd poměry v různých typech
sedimentů (podle Patchett et al. 1984)
Re-Os metoda
Rhenium
•
•
rhenium
tranzitní kov, vzácný
v horninotvorných minerálech,
běžnější rozptýlený v sulfidech
nebo minerálech REE
osmium
185Re
187Re
184Os
37.4
62.6
186Os
187Os
188Os
189Os
má 2 přírodní izotopy
190Os
Osmium
192Os
0.02
1.58
1.6
13.3
16.1
26.4
41.0
• tranzitní kov ze skupiny Pt, se 7 přírodními izotopy
• (obvykle zanedbatelná) část 186Os je radiogenní:
kromě Pt bohatých minerálů není zásadní problém
(190Pt tvoří jen 0.0122 % celkové platiny)
190

186
Pt 

Os
• oba prvky jsou siderofilní a chalkofilní, tj. hromadí se v sulfidické fázi
Re-Os metoda
187Re
je radioaktivní:
187

187
Re 
Os
1.64 × 10-11 let –1
(Lindner et al. 1989)
Vhodný mateŕiál
dlouhý poločas rozpadu Re – poměrně staré horniny/minerály (> 200 Ma)
Minerální fáze bohaté Re a chudé Os
některé sulfidy – především molybdenit, minerály PGE (= skupina Pt)
Vzorky celkové horniny
bohaté železem nebo sulfidy, ultrabazika
Re-Os metoda
Metodika
Rhenium
• Metody: INAA, izotopové ředění (185Re spike), ICP-MS
Osmium
•
Metody: INAA, izotopové ředění (190Os spike), ICP–MS, AMS
(Accelerator Mass Spectrometry), RIMS (Resonation MS)
Izotopové složení Os
o vzájemná separace Re a Os (izobarická interference187Re, 187Os) – destilace
OsO4 v kombinaci se separací na iontoměničích
o problémy s vysokým ionizačním potenciálem Os – vzorek, nanesený na Pt
vlákno se analyzuje jako negativní ionty (N–TIMS), nověji použití ICP–MS
nebo AMS
Re-Os metoda
Izochronová metoda
187
Os

186
Os
187
Os

186
Os i
t
1

187


Re t
e 1
186
Os
ln b  1
Možné aplikace
• Datování ložisek sulfidů
• Datování (železných) meteoritů
6
• Stáří ultrabazických hornin
Re-Os izochrona pro komatiity z Monro Township.
(hlavně prekambrických –
Walker et al. (1989)
komatiity)
• Datování molybdenitu (neobsahuje Os, je bohatý Re – lze datovat
i chemicky, např. pomocí ICP–MS nebo INAA)
Re-Os metoda
Vývoj pozemského Os
•
CHUR má současné složení:
187Re/186Os
187Os/186Os
•
•
•
CHUR
CHUR
= 3.3
= 1.06
(Walker et al. 1989)
Re je nekompatibilní prvek, tzn.
že se hromadí v tavenině
Os je silně kompatibilní prvek,
proto zůstává v plášťovém
reziduu parciálního tavení
při diferenciaci roste poměr
Re/Os, proto se plášť vyvíjí
k nižším 187Os/186Os poměrům
Teoretický vývoj Os izotopů v chondritickém plášti
a kontinentální kůře (Allegre & Luck 1980)
Re-Os metoda
•
Iniciální poměry Os izotopů se běžně vyjadřují ve formě hodnot 
(Walker et al. 1989):
  187Os VZ

 


186




Os i
2

Os   
1
  10
CHUR
  187Os 



  186Os 

i


Vývoj pozemského Pb, modelová stáří
• minerály s nízkými U/Pb a Th/Pb poměry
(galenit, K-živec, cerusit PbCO3, anglesit PbSO4)
• předpoklad: Pb je směsí primordiálního a radiogenního olova
Jednostupňový model (Holmes–Houtertmansův)

  i   e
  i 
238T

e
e
137.88
Po eliminaci :
238t
 235T

 e 235t
238

U
  204
Pb
206
Pb
  204
Pb

207
Pb
204
Pb
t = modelové stáří, T= stáří Země (4.57 Ga),
i = 9.307, i = 10.294 (troilit, Canyon Diablo,
Arizona – Tatsumoto et al. 1973)
  i
1  e
 

m
   i 137.88  e
235T
238T
 e235t 

 238 t 
e 
rovnice vyjadřuje sklon
izochrony v diagramu –
(geochrona: t = 0)
Byla použita pro výpočet stáří
Země pomocí Pb
izotopického složení galenitů
známého stáří
Single-stage
growth curve
=
Jednostupňový model
(Holmes–Houtertmansův)
Single-stage
isochrons
Geochron
(t=0)
Primordial
lead
=
http://homepages.uni-tuebingen.de/wolfgang.siebel/lec/man.html
Dvojstupňový model
(Stacey & Kramers 1975)
•
První stupeň
viz předchozí model
•
Druhý stupeň
t1= 3.7 Ga
1 = 11.152, 1 = 12.998
,
 2  1
1  e


m
 2   1 137.88  e 
235t1
238t1
 e 235t2
 e 238t2



Dvojstupňový model
(Stacey–Kramersův)
=
Single-stage
growth curve
3.7 Ga =
increase in 
StaceyKramers
model
Geochron
(t=0)
Primordial
lead
vs. jednostupňový model
(Holmes–Houtertmansův)
=
Petrogeneze vyvřelých hornin
• kontinentální kůra má mnohem větší obsahy U, Th a Pb
než plášť (> 10 ppm Pb v kont. kůře vs. < 1 ppm Pb
v zemském plášti);
• totéž platí i do značné míry i pro oceánickou kůru a s ní
asociované sedimenty
• proto Pb izotopy = velmi citlivý
indikátor kontaminace pláště
krustálními horninami
• 93.7% přírodního U je 238U,
proto 206Pb/204Pb je poměr
nejcitlivější na krustální
kontaminaci
Rb-Sr metoda
rubidium
Rubidium
stroncium
• alk. kov, litofilní prvek;
má dva přírodní izotopy;
85Rb
87Rb
• iontový poloměr (1.48 Å) velmi
podobný draslíku (1.33 Å), proto ho
běžně zastupuje (K-živce, slídy,
některé jílové minerály, evapority…)
72.1654
27.8346
84Sr
86Sr
87Sr
88Sr
0.56
9.86
7.0
82.58
Relativní atomová hmotnost
Rb
85.46776
Stroncium
84Sr
86Sr
85.9092
87Sr
86.9088
• alkalická zemina, se 4 přírodními
88Sr
izotopy; jeho iontový poloměr
(1.13 Å) o něco větší než Ca (0.99 Å), přesto ho zastupuje v řadě minerálů
(plagioklasy, karbonáty, apatit…), někdy i draslík (K-živce)
• Rb silně nekompatibilní prvek, jeho množství a Rb/Sr poměr obvykle rostou
s postupující diferenciací (pegmatity mohou mít Rb/Sr > 10)
83.9134
87.9056
Rb-Sr metoda
87Rb
je – radioaktivní:
87
87
 = 1.42 . 10-11 let-1
85Rb/87Rb = 2.59265;
86Sr/88Sr = 0.11940;
84Sr/88Sr = 0.00676
(Steiger & Jäger, 1977)
Rb87 Sr  10 e    Q
Sr

86
Sr
87
Sr

86
Sr i


1 
t  ln
 


87


Rb t
e 1
86
Sr

Sr 87 Sr


86
86
Sr
Sr i  1
87

Rb

86
Sr

87
Rb-Sr metoda
Metodika
minerální vzorky (> 20 mg, podle koncentrace Rb a Sr), vzorky celkové horniny (pro
hrubozrnné granitoidy 20–50 kg), velmi čerstvé (malá odolnost vůči
zvětrávání/alteracím), výběr na základě předchozího petrologického studia a
předběžných analýz Rb/Sr poměrů (AA)
Metody: izotopové ředění (87Rb, 84Sr), ICP, XRF, plamenná fotometrie, INAA
Izotopové složení Sr
o drcení, homogenizace (alikvot 100–300 mg pro horninové vzorky)
o standardní kyselý rozklad (HF/HNO3/HCl pro silikáty)
o separace Sr od Rb (izobarická interference 87Sr a 87Rb) – nejčastěji chromatograficky
na kolonách s bazickými iontoměniči
o nanesení na Ta nebo Re vlákno s kyselinou fosforečnou nebo dusičnou
o měření 87Sr/86Sr na hmotovém spektrometru, korekce na frakcionaci pomocí přírodního
poměru neradiogenních izotopů (86Sr/88Sr = 0.11940), možná je i korekce na malé
množství přítomného Rb (monitoruje se hmota 85)
Rb-Sr metoda
Možné aplikace
• datování hornin starších než 10 Ma
• chladnutí magmatických hornin (blokující
teploty << solidus), krystalizace vulkanitů
(rychlé chladnutí)
• datování mineralizací (přes kogenetické
minerály – muskovit, biotit, adulár)
přibližné blokující teploty
pro Rb–Sr systém:
ortoklas 320 oC
biotit
350 oC
muskovit 450–500 oC
granát
650–700 oC
Mezger (1990)
Vhodný materiál pro Rb–Sr datování
 Minerální izochrony z vyvřelých a metamorfovaných hornin
o minerály, bohaté na draslík (vysoký Rb/Sr poměr):
K-živce (ortoklas, adulár), slídy (muskovit, biotit, lepidolit), leucit
o v kombinaci s Ca-minerály poměrně Rb chudými (nízký Rb/Sr poměr):
plagioklas, apatit, epidot, granát, ilmenit, amfibol, pyroxen
 Vzorky celkové horniny
Sm-Nd metoda
Samarium
samarium
• spolu s Nd prvek skupiny lehlých
vzácných zemin (LREE); iontový
poloměr 1.04 Å
144Sm
147Sm
148Sm
Neodym
149Sm
• iontový poloměr 1.08 Å
• LREE tvoří vlastní minerály (monazit,
cerit, allanit, bastnäsit); zastupují Ca2+
neodym
150Sm
152Sm
154Sm
3.1
15.0
11.3
13.8
7.4
26.7
22.7
142Nd
143Nd
144Nd
145Nd
146Nd
148Nd
150Nd
27.13
12.18
23.80
8.30
17.19
5.76
5.64
a Th4+ v horninotvorných minerálech (hlavně plagioklasy, biotit, apatit)
• nekompatibilní prvky, tj. koncentrace Sm a Nd rostou s frakcionací
• trivalentní REE – lanthanidová kontrakce, proto má Nd větší iontový poloměr než Sm
a s frakcionací klesají poměry Sm/Nd; tato frakcionace je omezená (pozemské
horniny a minerály mají obvykle Sm/Nd = 0.1–0.5; ultrabazika ~ 0.4, MORB ~ 0.32,
granity ~ 0.19, fonolity, trachyty, syenity 0.2–0.1)
Sm-Nd metoda
147Sm, 148Sm
a 149Sm jsou radioaktivní: poslední dva mají dlouhý poločas
rozpadu, takže produkty jejich rozpadu (144Nd a 145Nd) lze prakticky považovat
za stabilní izotopy. Geochronologický význam má  rozpad 147Sm:
147

143
Sm 

Nd
6.539 × 10-12 let –1 (Lugmair & Marti 1978)
pro normalizaci izotopických poměrů se
používá 144Nd, druhý nejběžnější Nd izotop.
143
Nd

144
Nd
143
Nd

144
Nd i
147


Sm t
e 1
144
Nd
Sm-Nd metoda
Metodika
minerální vzorky, vzorky celkové horniny (mohou být mnohem menší než pro Rb–Sr:
Sm–Nd systém je nepoměrně odolnější proti zvětrávání/alteracím)
Metody: izotopové ředění (149Sm, 145Nd nebo 150Nd), ICP-MS
Izotopové složení Nd
o drcení, homogenizace (alikvot 10–500 mg pro horninové vzorky)
o standardní kyselý rozklad (HF/HNO3/HCl pro silikáty), tlakové rozklady pro
rozpuštění některých odolných akcesorických minerálů (zirkon)
o separace Nd (izobarická interference 144Nd a 144Sm), navíc i některých dalších REE a
Ba – nejčastěji chromatograficky, existuje řada procedur
o nanesení na dvojité nebo trojité Re vlákno s kyselinou dusičnou
o měření 143Nd/144Nd na hmotovém spektrometru, korekce na frakcionaci pomocí
přírodního poměru neradiogenních izotopů (146Nd/144Nd = 0.7219, ale existují i jiné
normalizační poměry – vždy nutno uvést, jaká normalizace použita) možná je
i korekce na malé množství přítomného Sm (monitoruje se hmota 147)
Sm-Nd metoda
Možné aplikace
• datování hornin starších než ca. 50 Ma
• chladnutí bazických magmatických hornin, krystalizace bazických vulkanitů
(rychlé chladnutí) – obtížně datovatelné Rb/Sr a U/Pb metodami
(zvláště pokud velmi staré, částečně alterované a neobsahují zirkon)
Vhodný materiál pro Sm–Nd datování
• Minerální fáze (ultra-)bazických vyvřelých a metamorfovaných hornin
granát (vysoká blokující T, vysoké Sm/Nd – často v kombinaci
s klinopyroxenem s nízkým Sm/Nd poměrem: eklogity, metapelity), amfibol,
plagioklas, ilmenit, apatit, monazit, zirkon…
• Vzorky celkové horniny
Procesy ovlivňující izotopové složení
magmatických hornin
Uzavřený systém
Pokud se vyvřelá hornina
vyvíjela pouze v látkově
uzavřeném systému (frakční
krystalizace, akumulace
krystalů), její izotopické
složení odpovídá zdroji
Otevřený systém
Vývoj suity kogenetických hornin
(a) kontaminace následovaná frakční krystalizací,
(b) kombinovaná kontaminace a frakcionace,
(c) kombinovaná kontaminace a frakcionace následovaná
čistou frakční krystalizací (Briquet & Lancelot 1979)
Izotopické složení zdroje není
zachováno, pokud došlo k:
 míšení magmat
 kontaminaci — tzn. asimilaci okolních hornin (obvykle v kombinaci
s frakční krystalizací, AFC = Assimilation and Fractional Crystallization,
DePaolo 1981)
 pozdním alteracím
Teletín
Kozárovice
Binární míšení – jeden izotop
Rovnice pro míšení komponent A a B, za vzniku hybridu M:
c M  c A f  c B (1  f )  f (c A  c B )  c B
IM
 cA f
 I A 
 cM

 c (1  f ) 
  I B  B


 cM

kde I = izotopický poměr, c = koncentrace daného prvku, f = proporce komponenty A
IM 
c A c B I B  I A  c A I A  c B I B

c M c A  c B 
c A  cB
což je rovnice hyperboly v diagramu c–I (např. Sr–87Sr/86Sr).
V diagramu 1/c–I (např. 1/Sr–(87Sr/86Sr)i) se hyperbola mění na přímku. Pokud suita
kogenetických hornin padne na přímku s nenulovým sklonem, indikuje to proces
v otevřeném systému. Naproti tomu prostá frakční krystalizace zachovává iniciální
poměry a analýzy pak tvoří horizontální linii.
Binární míšení – jeden izotop
Modelování hybridizace dvou hypotetických magmat
(A: Sr = 400 ppm, 87Sr/86Sr = 0.704; B: Sr = 100 ppm, 87Sr/86Sr = 0.712)
Binární míšení – dva izotopy
 87 Sr 
 87 Sr   143 Nd 
 143 Nd 
  C  144
  D  0
A 86   B 86   144
 Sr  M
 Sr  M  Nd  M
 Nd  M
kde :
 143 Nd 
 143 Nd 


A   144
 Nd B SrA   144 Nd  Nd A SrB
Nd

B

A
B  Nd A SrB  Nd B SrA
 87 Sr 
 87 Sr 
C   86  Nd B SrA   86  Nd A SrB
 Sr  B
 Sr  A
 143 Nd   87 Sr 
 143 Nd   87 Sr 
  86  Nd A SrB   144
  86  Nd B SrA
D   144
 Nd  A  Sr  B
 Nd  B  Sr  A
Což je v diagramu dvou izotopických
poměrů (třeba 87Sr/86Sri versus Nd)
rovnice hyperboly. Přímka pouze ve
speciálním případě, kdy B = 0, tedy:
K
( Sr / Nd ) A
1
( Sr / Nd ) B
Modelování hybridizace dvou hypotetických magmat
(A: Sr = 100 ppm, 87Sr/86Sr = 0.703, Nd = 2 ppm,
143Nd/144Nd = 0.513; B: Sr = 200 ppm, 87Sr/86Sr = 0.710,
Nd = 20 ppm, 143Nd/144Nd = 0.511)
Kombinovaná asimilace a frakční krystalizace (AFC)
krustální tavení a kontaminace = endotermický proces

kompenzováno latentním teplem krystalizace
(model AFC— DePaolo 1981)
vývoj magmatu dán distribučním koeficientem D a
poměrem rychlostí asimilace a frakční krystalizace
M a
r
M c
parametr r (poměr rychlostí asimilace a frakční krystalizace) je dán termálním
stavem asimilantu, pro chladné okolní horniny nízký, pro teplejší může být
vyšší, ale v praxi by neměl přesahovat 1)
1
Kombinovaná asimilace a frakční krystalizace (AFC)
hlavní rozdíl mezi binárním míšením a AFC: složení produktu nemusí ležet na
spojnici mezi oběma koncovými členy
Modelování změn koncentrací a 87Sr/86Sr izotopového
poměru díky AFC. Křivky jsou popsány hodnotami
distribučního koeficientu D; D = 1
odpovídá
binárnímu míšení (podle DePaolo 1981)
Izotopová geochemie
magmatitů
Izotopy Sr a Nd
Nd < 0
Nízký Rb/Sr
Vysoký Rb/Sr
Vysoký Sm/Nd
Vysoký Sm/Nd
hornina vznikla ze zdroje
(nebo asimilovala velké
množství materiálu) s Sm/Nd
nižším než CHUR
(např. staré krustální horniny)
SVRCHNÍ
KURA
Nd > 0
hornina pochází ze zdroje
s vysokým Sm/Nd
(např. plášťové domény
ochuzené o nekompatibilní
prvky díky předchozímu
parciálnímu tavení = DM)
SPODNÍ
KURA
Vysoký Rb/Sr
Mladá
Stará
kůra
Nízký Sm/Nd
“Igneous petrogenesis”
Wilson
(1989)
Petrogeneze bazaltů středooceánských
hřbetů (MORB)
hřbetů (MORB)
Ofiolitové komplexy
•
Poskytují profily starou
oceánskou kůrou
Figure 13-3. Lithology and thickness of a
typical ophiolite sequence, based on the Samial
Ophiolite in Oman. After Boudier and Nicolas
(1985) Earth Planet. Sci. Lett., 76, 84-92.
http://www.whitman.edu/geology/winter/JDW_PetClass.htm
hřbetů (MORB)
MORB = Mid-Ocean
Ridge Basalt
olivinický tholeiit s
nízkým K2O (< 0.2 wt. %)
a TiO2 (< 2.0 %)
N-MORB (normal MORB)
mělké tavení ochuzeného
plášťového zdroje:
Mg# > 65: K2O < 0.1
TiO2 < 1.0
E-MORB (enriched MORB)
hlubší tavení, méně
ochuzený plášťový zdroj:
Mg# > 65: K2O > 0.1
TiO2 > 1.0
hřbetů (MORB)
Figure 13-13. After Zindler et al. (1984) Earth
Planet. Sci. Lett., 70, 175-195. and Wilson (1989)
Igneous Petrogenesis, Kluwer.
Figure 13-12. Data from Ito et al. (1987)
Chemical Geology, 62, 157-176; and LeRoex
et al. (1983) J. Petrol., 24, 267-318.
hřbetů (MORB)
After Perfit et al. (1994)
Geology, 22, 375-379.
Petrogeneze bazaltů oceánských ostrovů
(OIB)
(OIB)
horká
skvrna
Hawaii
(OIB)
Binární
míšení
DM-CHUR?
Initial 143Nd/144Nd vs. 87Sr/86Sr for oceanic basalts. From Wilson (1989).
Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer. Data from Zindler et al.
(1982) and Menzies (1983).
(OIB)
Model míšení tří plášťových
zdrojů v petrogenezi OIB.
Zindler et al. (1982)
Ternární
míšení?
(OIB)
Peruvian type
HIMU
ochuzený plášť (Depleted Mantle) —
dominuje ve zdroji MORB
rezervoár s vysokým poměrem U/Pb
(HIgh-mju:); pravděpodobně
subdukovaná oceánická kůra
EM
obohacený plášť (Enriched Mantle)
EM I
zřejmě metasomaticky modifikovaná
subkontinentální litosféra
EM II
subdukované sedimenty
DMM
PREMA PREvalent Mantle
FOZO
hluboký plášť (FOcal ZOne)
Schematická ilustrace dvou tektonických stylů subdukčních zón:
(a) HIMU/EMI; a (b) HIMU/EMII. Dickin (1995),
modifikováno z Uyedy (1982).
Mariana type
(OIB)
DMM
(Depleted Mantle)
HIMU
(HIgh-mju:);
subdukovaná
oceánická kůra
EM I
modifikovaná
subkontinentální
litosféra
EM II
subdukované
sedimenty
(OIB)
DMM
(Depleted Mantle)
HIMU
(HIgh-mju:);
subdukovaná
oceánická kůra
EM I
modifikovaná
subkontinentální
litosféra
EM II
subdukované
sedimenty
Treatise on Geochemistry kap. 2.03:
Sampling Mantle Heterogeneity through
Oceanic Basalts: Isotopes and Trace
Elements (A.W. Hofmann)
Petrogeneze OIB
Treatise on Geochemistry kap. 2.03:
Sampling Mantle Heterogeneity through
Oceanic Basalts: Isotopes and Trace
Elements (A.W. Hofmann)
Petrogeneze vulkanitů aktivních
kontinentálních okrajů
Epicentra zemětřesení, M>5, 1980–1990
CA
OIT
MORB
OIA
Izotopová geochemie
magmatitů
Vyšší T jsou pokud:
a) Konvergence je pomalá
b) Subdukovaná deska je
mladá (a tedy blízká riftu)
c) Ostrovní oblouk je mladý
Figure 16-15. Cross section of a
subduction zone showing
isotherms (red-after Furukawa,
1993, J. Geophys. Res., 98, 83098319) and mantle flow lines
(yellow- after Tatsumi and Eggins,
1995, Subduction Zone
Magmatism. Blackwell. Oxford).
Figure 16-11b. A proposed
model for subduction zone
magmatism with particular
reference to island arcs.
Dehydration of slab crust
causes hydration of the
mantle (violet), which
undergoes partial melting as
amphibole (A) and phlogopite
(B) dehydrate. From Tatsumi
(1989), J. Geophys. Res., 94,
4697-4707 and Tatsumi and
Eggins (1995). Subduction
Zone Magmatism. Blackwell.
Oxford.
Frakcionace prvků v subdukční zóně
iontový potenciál =
náboj/iontový poloměr
Určuje, které prvky budou
mobilní ve vodných fluidech a tak
výrazně nabohaceny
v arkových magmatech
(díky příspěvku
ze subdukované desky)
Nekonzervativní prvky
Large Ion Lithophile
Elements (LILE): Cs,
Rb, K, Li, Ba, Sr, Pb...
Konzervativní prvky
High Field Strength
Elements (HFSE):
Nb, Ta, Ti, Zr, Hf...
http://www.gly.uga.edu/railsback/FundamentalsIndex.html
HFSE
Subdukční
signál:
B > As, Sb, Cs >
Pb > Rb > Ba,
Sr, Be ~ U ...
LILE
http://www.gly.uga.edu/railsback/FundamentalsIndex.html
Bazalt spjatý se
subdukční zónou
Ocean Island
Basalt (OIB) –
vnitrodeskový
(dehydratace subdukované desky,
hl. serpentinitu a bazaltu)
(tavenina subdukovaných
sedimentů)
Plášťová komponenta
Pearce et al. (2005)
Petrogeneze magmatitů kontinentálních
okrajů
Vulkanity
Plutonity
Winter (2001)
okrajů
okrajů
Rozdíly oproti ostrovním obloukům:
• Silná, geochemicky zralá a na
litofilní prvky bohatá kontinentální
kůra = větší potenciál pro
kontaminaci při průchodu primárních
magmat k povrchu
Cotopaxi
• Nízká hustota kůry zpomaluje nebo
znemožňuje výstup bazických
magmat, jejich stagnace vede k
frakcionaci (při hranici plášť/spodní
kůra) – proces MASH (Melting,
Accumulation, Storage,
• Nízká teplota solidu kontinentální
Homogenization –
kůry vede k jejímu tavení
Hildreth & Moorbath 1988)
okrajů
Figure 17-23. Schematic
cross section of an active
continental margin
subduction zone, showing
the dehydration of the
subducting slab, hydration
and melting of a
heterogeneous mantle
wedge (including enriched
sub-continental lithospheric
mantle), crustal
underplating of mantlederived melts where MASH
processes may occur, as
well as crystallization of the
underplates. Remelting of
the underplate to produce
tonalitic magmas and a
possible zone of crustal
anatexis is also shown. As
magmas pass through the
continental crust they may
differentiate further and/or
assimilate continental crust.
Winter (2001) An
Introduction to Igneous and
Metamorphic Petrology.
Prentice Hall.
Anatomie subdukční zóny (komprese)
Moho
(plášťový klín)
(MASH)
Anatomie subdukční zóny (extenze)
okrajů
Figure 17-11. Schematic cross sections of a volcanic arc
showing an initial state (a) followed by trench migration
toward the continent (b), resulting in a destructive
boundary and subduction erosion of the overlying crust.
Alternatively, trench migration away from the continent
(c) results in extension and a constructive boundary. In
this case the extension in (c) is accomplished by “rollback” of the subducting plate. An alternative method
involves a jump of the subduction zone away from the
continent, leaving a segment of oceanic crust (original
dashed) on the left of the new trench. Winter (2001) An
Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology.
Prentice Hall.
okrajů
Schematic diagram illustrating (a) the formation of
a gabbroic crustal underplate at an continental arc
and (b) the remelting of the underplate to generate
tonalitic plutons. After Cobbing and Pitcher (1983)
in J. A. Roddick (ed.), Circum-Pacific Plutonic
Terranes. Geol. Soc. Amer. Memoir, 159. pp. 277291.
Mt. St. Helens
okrajů
Mt. St. Helens
Schematic diagram to illustrate how a shallow dip of the
subducting slab can pinch out the asthenosphere from the
overlying mantle wedge. Winter (2001) An Introduction to
Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall.
Figure 17-7. 208Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb
and 207Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb for Andean
volcanics plotted over the OIB. Data
from James et al. (1976), Hawkesworth et
al. (1979), James (1982), Harmon et al.
(1984), Frey et al. (1984), Thorpe et al.
(1984), Hickey et al. (1986), Hildreth and
Moorbath (1988), Geist (pers. comm),
Davidson (pers. comm.), Wörner et al.
(1988), Walker et al. (1991), deSilva
(1991), Kay et al. (1991), Davidson and
deSilva (1992). Winter (2001) An
Introduction to Igneous and Metamorphic
Petrology. Prentice Hall.
Kontinentální alkalický magmatismus
Ol Doinyo Lengai
http://www-sst.unil.ch/research/plate_tecto/teaching_main.htm
Figure 19-15. Schematic cross
section of an asthenospheric mantle
plume beneath a continental rift
environment, and the genesis of
nephelinite-carbonatites and
kimberlite-carbonatites. Numbers
correspond to Figure 19-13. After
Wyllie (1989, Origin of
carbonatites: Evidence from phase
equilibrium studies. In K. Bell (ed.),
Carbonatites: Genesis and
Evolution. Unwin Hyman, London.
pp. 500-545) and Wyllie et al.,
(1990, Lithos, 26, 3-19). Winter
(2001) An Introduction to Igneous
and Metamorphic Petrology.
Prentice Hall.
Figure 19-18a. Initial
87Sr/86Sr vs. 143Nd/144Nd for
lamproites (red-brown) and
kimberlites (red). MORB and
the Mantle Array are
included for reference. After
Mitchell and Bergman (1991)
Petrology of Lamproites.
Plenum. New York. Typical
MORB and OIB from Figure
10-13 for comparison.
Winter (2001) An
Prentice Hall.
Figure 19-18b. 207Pb/204Pb vs.
206Pb/204Pb for lamproites and
kimberlites. After Mitchell and
Bergman (1991). Mitchell and
Bergman (1991) Petrology of
Lamproites. Plenum. New
York. Typical MORB and OIB
from Figure 10-13 for
comparison. Winter (2001) An
Prentice Hall.
Globální pohled
87Sr/86Sr
143Nd/144Nd
(Nd)
206Pb/204Pb
207Pb/204Pb
208Pb/204Pb
BSE
0.70452
0.512638 ( = 0)
18.4
15.58
38.9
Svrch. kůra
↑↑
↓↓ (<< 0)
↑↑
↑↑
↑↑
Sp. kůra
↓
↓ (< 0)
↓↓
↓↓
↓↓
DM
↓↓
~ 0.702 7
↑↑
= 0.5131 (>> 0)
↓↓
~17.2–17.7
↓↓
<~ 15.4
↓↓
~ 32.7–37.4
HIMU
↓↓ = 0.7029
↑ < 0.51282 (> 0)
↑↑ > 20.8
↑↑
↑↑
EM I
~ 0.705
↓ (< 0)
↓
↓
↓
EM II
↑↑
↓↓ (<< 0)
PREMA
↓ = 0.7033
↑↑ = 0.5130 (>> 0)
vysoká 207Pb/204Pb a 208Pb/204Pb
při daném 206Pb/204Pb
18.2–18.5
Upraveno podle Rollinsona (1993)
Globální pohled
Continental
Reservoirs
DM
OIB
Nomenclature from Zindler & Hart (1986). After Wilson (1989) and Rollinson (1993).
Globální pohled
Globální pohled
Recyklace
subdukované litosféry
prostřednictvím
plášťového diapiru
trvá kolem 1 Ga
Halliday (1999)
Kolizní magmatismus
(Himaláje)
Hluboká subdukce krustálních hornin
Facie modrých břidlic
http://www.ig.cas.cz/cz/onas/popularizace/geopark-sporilov/horniny/
http://geology.about.com
Hluboká subdukce krustálních hornin
Coesit, Dora Maira, Alpy: Foto C. Chopin
• Kolizi může následovat hluboká subdukce
hornin svrchní kontinentální kůry do
zemského pláště (až do pole stability coesitu
a diamantu)
• To může vést k výrazné kontaminaci pláště
korovým materiálem
Chopin (2003)
• Tavení takových anomálních domén
poskytne (ultra-) draselná magmata
zvláštního složení
Petrogeneze
granitoidů
Sierra Nevada, Foto J. Žák
Klasifikace granitoidů
I
S
M
A
SiO2
53-76 %
65-74 %
46-70 %
vysoký
K2O/Na2O
nízký
vysoký
nízký
Na2O vysoké
Shandův index
A/ CNK < 1.1
A/ CNK > 1.1
A/ CNK < 1.0
A/ CNK > 1.0
(87Sr/86Sr)i
< 0.705
> 0.707
< 0.705
variabilní
18O
<9‰
>9‰
<9‰
variabilní
Zvláštní
geochemické rysy
Zdrojové horniny
nízké CaO, vys. Fe/Mg, Ta,
Nb, Zr, REE, F
bazické a intermediální
vyvřelé horniny,
obvykle v subdukčním
prostředí
A / CNK 
Al 2 O3
CaO  Na 2 O  K 2 O
sedimentární
horniny
[mol. %]
parciální tavení
subdukované
oceánické kůry,
frakční krystalizace
z bazaltu
A / NK 
anorogenické, různé
modely, např. přetavení
rezidua, z kterého již bylo
extrahováno granitické
magma
Al 2 O3
Na 2 O  K 2 O
[mol. %]
Chappell & White (1974, 1992...), Whalen et al. (1987), Eby (1990), Clarke (1992), Pitcher (1993),
Chappell
(1999) magmatitů
Izotopová
geochemie
Problémy I-S-M-A klasifikace:
• směs klasifikace podle zdroje (I, S),
procesu/zdroje (M),
geotektonické pozice (A)
• kritéria nejednoznačná (peralum.
granit může vzniknout frakcionací
z I typu, Miller 1985)
• v rámci jedné genetické skupiny
může vzniknout celé spektrum
složení, jako funkce p-T-X
• přílišné zjednodušení
(např. hybridizace, horniny
ve zdroji jsou směsí)
Peraluminické
Metaaluminické
Peralkalické
Definice
A > CNK
CNK > A > NK
A < NK
Charakteristické
minerály
alumosilikáty,
cordierit, granát,
topaz, turmalín,
spinel, korund
opx, cpx,
amfibol, epidot
Fe-bohatý olivín,
egirín,
arfedsonit,
riebeckit
Další běžné
minerály
biotit, muskovit
biotit, muskovit
vzácný
vzácněji biotit
Oxidické
minerály
ilmenit
magnetit
magnetit
Akcesorie
apatit, zirkon,
monazit
apatit, zirkon,
titanit, allanit
apatit, zirkon,
titanit, allanit,
fluorit, kryolit,
pyrochlór
(87Sr/86Sr)i
0,705–0,720
0,703–0,708
0,703–0,712
Nd
<< 0
~0
variabilní
Clarke (1992)
zjednodušeno podle
Castra et al. (1991)
Castro et al. (1991)
S
Hs
Hss
Hm
M
Dvojslídné
leukogranity,
syeno- až
monzogranity
monzogranity až
granodiority
granodiority a
tonality
tonality (většinou
jemnozrnné)
křemenné diority
a tonality
metamorfní
restity (bi, sill,
cord....),
MME zcela chybí
metamorfní
restity,
MME vzácné
MME převažují
chudé na
uzavřeniny,
málo restitu
pouze
kumulátové
uzavřeniny
reziduální fáze z
parciálního tavení
(KF, cord, sill)
bi-sill shluky
(clots)
KF vyrostlice,
cord, bi shluky
KF vyrostlice,
resorbované,
reakce cordbi,
hb–bi shluky
reakce pxhb,
bihb,
hb shluky
Fe-Mg mafické
minerály stabilní,
pouze
peritektické
reakce
jednoduchá
zonálnost plg
složitě zonální plg s resorbčními zónami
oscilačně zonální
plg
Krustální izotop.
poměry,
87Sr/86Sr > 0.708,
i
Nd << 0,
18O  10 ‰
přechodné a variabilní izotopické poměry, běžné jsou
korelace způsobené míšením magmat ze dvou izotopicky
rozdílných reservoárů
Plášťové izotop.
poměry,
87Sr/86Sr < 0.704,
i
Nd > 0
K2O/Na2O > 1
K2O/Na2O ~ 1
K2O/Na2O < 1
A/CNK > 1
Parciální tavení
metasedimentů
A/CNK ~ 1
A/CNK < 1
Hybridizace plášťových (bazických, M-typ) a krustálních
(anatektických, S-typ) magmat
Frakcionace z
plášťových,
bazaltických
magmat
Pitcher (1983), Barbarin (1990), Pitcher (1993)
Table 18-4. A
Classification of
Granitoid Rocks Based
on Tectonic Setting.
After Pitcher (1983) in
K. J. Hsü (ed.),
Mountain Building
Processes, Academic
Press, London; Pitcher
(1993), The Nature and
Origin of Granite,
Blackie, London; and
Barbarin (1990) Geol.
Journal, 25, 227-238.
Winter (2001) An
Introduction to Igneous
and Metamorphic
Petrology. Prentice
Hall.
Petrogeneze granitoidů
Dehydratační tavení
• Granity vzniklé diferenciací
plášťových magmat vzácné, mají
specifický geochemický charakter
• Většina granitoidů je generována
tavením krustálních hornin
(hlavně S-typy, ale i I-typy)
• Dehydratační tavení muskovitu,
biotitu a amfibolu:
teploty minimálně ~650 °C (Mu),
~750 ° C (Bt), pro tavení
metabazitů (Amp) > 850 °C
Tavení za
přebytku vody
• Tavení za přebytku vody
(water-fluxed) spíše vzácné
• Při reálných geotermálních
gradientech v kolizních
orogénech – vznik ve střední
nebo spodní kůře ± externí teplo
Weinberg & Hasalová (2015)
Lithos
Petrogeneze granitoidů
Parciální tavení korových hornin:
• regionální metamorfóza –
pohřbení korových hornin
• in situ produkce radioaktivního
tepla díky radioaktivnímu
rozpadu K, U, a Th ve ztluštělé
kůře
• advekce tepla do kůry
(injekce bazického magmatu)
• kondukce tepla z pláště
(litosférická delaminace,
slab break-off, ztenčení kůry +
výstup astenosféry)
• dekompresní tavení při výzdvihu
(‚uplift‘) korových horninových
komplexů
Geotektonické diagramy (bazaltoidy)
IAT
CAB
N-MORB
E-MORB
WPT
WPA
Island-arc Tholeiites
Calc-alkaline Basalts
N-type Mid-ocean Ridge Basalts
E-type Mid-ocean Ridge Basalts
Within-plate Tholeiites
Alkaline Within-plate Basalts
Wood (1980)
Geotektonické diagramy (bazaltoidy)
WVB
Pearce (1982)
EVB
Pearce (2008)
Geotektonické diagramy (granitoidy)
ORG
VAG
WPG
Syn-COLG
Ocean Ridge Granites
Volcanic Arc Granites
Within Plate Granites
Syn-Collision Granites
Pearce et al. (1984)
Český masív – unikátní přírodní laboratoř
Modré břidlice
Horniny s diamantem
(UHP)
Magmatity spjaté se subdukcí (370–340 mil. let)
Praha
Sázavský tonalit
Klatovy
Kozárovický granodiorit
25 km
‚durbachit‘ typu Čertovo břemeno
UK
Středočeský plutonický
komplex (SPK)
S
HKCA
Sázavská suita
(vápenatoalkalická)
CA
Blatenská suita
(vysoko draselná
vápenato-alkalická)
S
CA
(~354 Ma)
UK
S
(343–335 Ma)
HKCA
Holub et al. (1997a, b),
Janoušek et al. (1995, 2000, 2004, 2010)
(~346 Ma)
Sázavská suita SPK
Janoušek et al. (2004)
• Gabra až trondhjemity, tonality–qtz diority
převažují; vysoká proporce vodou bohatých
(amfibolových) bazických hornin, typy
s klinopyroxenem nebo olivínem vzácné
• Mělké intruze (~3 kbar, tj. <10–12 km)
Vzorek/ NMORB;
(Sun & McDonough 1989)
• Terénní důkazy pro interakci mezi bazickými
(Ndi~ 0) a kyselými magmaty – hojné, texturně
proměnlivé mafické enklávy
Blatenská suita SPK
• Převážně granodiority, méně qtz monzonity a
monzogabra
• Qtz monzonitické horniny – hybridní;
geochemické a mikrostrukturní důkazy
Vzorek/ NMORB;
(Sun & McDonough 1989)
Janoušek et al. (2000, 2010)
• Interakce monzonitických magmat
derivovaných z obohaceného plášťového
zdroje (Ndi~ -3) s taveninami heterogenního
krustálního zdroje (droby s velkým podílem
vulkanického materiálu)
Distribuce (ultra-) draselných magmatitů
Intruze před ~ 343–335
mil. let, většina ~340
(pozdně-syntektonické)
(Holub et al. 1997;
Janoušek & Gerdes 2003;
Kotková et al. 2010;
Kusiak et al. 2010…)
Janoušek & Holub (2007)
Chemismus (ultra-) draselných magmatitů
Vzorek/NMORB (Sun & McDonough 1989)
Cs+Rb
Ba
Th+U
K
Pb
Svrchní kůra
• Vysoké obsahy Pb, LILE (Cs, Rb, Li, Ba, Th,
U, K), poměry K2O/Na2O
• Ochuzení HFSE (Nb, Ta, Ti)
• Korové izotopové poměry (Sr, Nd, Hf, Pb…)
Zemský plášť
• Mnohé jsou bazické, s vysokými obsahy Cr a
Ni, vysoké mg#
• Mohou vznikat jen tavením olivínem
bohatého zdroje (plášťového peridotitu)
Li
Nb+Ta
Ti
Moldanubické vysokotlaké granulity
Vrchol metamorfózy před
c. 340 mil. let
(900–1050 °C
1.5–2.0 GPa)
+ úzké prostorové a časové
sepětí těles granulitů
(modré) s (ultra-) draselnými
plutony (‚durbachity‘ –
vínová barva)
Felsické vysokotlaké granulity – geochemie
Hornina/chondrit
Horninová geochemie (např.
minimální ochuzení prvků kromě Cs,
U a Th) a eutektické složení
odpovídá frakcionovaným granitům.
Janoušek et al.
(2004)
CIPW-normativní
(Boynton 1984)
Felsické vysokotlaké granulity – možný protolit?
Kompilace zděděných stáří
z granulitů (SHRIMP)
Metagranity a metaryolity, Smrčiny

Stáří protolitu 455–490 mil. let
(Siebel et al. 1997; Wiegand 1997;
Wiegand & Wooden 2004)

Většina horninového chemismu vč. Sr–Nd
izotopové signatury odpovídá granulitům
Janoušek et al. (2004)
Geodynamický model
Lexa et al. (2011]
Schulmann et al. 2014)
Použitá a doporučená literatura
•
ALLEGRE, C. J. & LUCK, J. M., 1980. Osmium isotopes as petrogenetic and geological
tracers. Earth and Planetary Science Letters, 48, 148-154.
•
ANCZKIEWICZ, R. et al. 2004. Franciscan subduction off to a slow start: evidence from
high-precision Lu-Hf garnet ages on high grade-blocks. Earth and Planetary Science
Letters, 225, 147-161.
•
BARBARIN, B., 1990. Granitoids: main petrogenetic classifications in relation to origin and
tectonic setting. Geological Journal, 25, 227-238.
•
BRIQUET, L. & LANCELOT, J., 1979. Rb–Sr systematics and crustal contamination trends
for calc-alkaline igneous rocks. Earth and Planetary Science Letters, 43, 385-396.
•
CASTRO, A., MORENO-VENTAS, I. & DE LA ROSA, J. D., 1991. H (Hybrid)- type granitoids:
a proposed revision of the granite- type classification and nomenclature. Earth-Science
Reviews, 31, 237-253.
•
CHAPPELL, B. W., 1999. Aluminium saturation in I- and S-type granites and the
characterization of fractionated haplogranites. Lithos, 46, 535-551.
•
CHAPPELL, B. W. & WHITE, A. J. R. 1974. Two contrasting granite types. Pacific Geology
8, 173-174.
•
CHAPPELL, B. W. & WHITE, A. J. R., 1992. I- and S-type granites in the Lachlan Fold Belt.
Transactions of the Royal Society of Edinburgh, Earth Sciences, 83, 1-26.
•
CHEMENDA A.I., BURG J.P., MATTAUER M. 2000. Evolutionary model of the Himalaya–
Tibet system: geopoem based on new modelling, geological and geophysical data. Earth
Planet. Sci. Lett. 174, 397–409.
•
CHOPIN C. 2003. Ultrahigh-pressure metamorphism: tracing continental crust into the
mantle. Earth Planet. Sci. Lett. 212, 1–14.
•
CLARKE, D. B., 1992. Granitoid Rocks: Chapman & Hall, London, 1-283.
•
COX K.G., BELL J.D. & PANKHURST R.J. 1979. The Interpretation of Igneous Rocks.
George Allen & Unwin, 450 pp.
•
DALLMEYER, R. D. & URBAN, M., 1998. Variscan vs Cadomian tectonothermal activity in
northwestern sectors of the Teplá-Barrandian zone, Czech Republic: constraints from
40Ar/39Ar ages. Geologische Rundschau, 87, 94-106.
•
DEPAOLO, D. J., 1981. Trace element and isotopic effects of combined wallrock
assimilation and fractional crystallization. Earth and Planetary Science Letters, 53, 189202.
•
DEPAOLO D.J. 1988. Neodymium Isotope Geochemistry. Springer: Berlin, 1–187.
•
DICKIN A.P. 1995. Radiogenic Isotope Geology. Cambridge University Press, 1–452.
•
EBY, G. N., 1990. The A-type granitoids: a review of their occurrence and chemical
characteristics and speculations on their petrogenesis. Lithos, 26, 115-134.
•
FAURE G. 1986. Principles of Isotope Geology.– J. Wiley & Sons, Chichester,
pp. 1–589.
•
FAURE G. & MENSING T.M. 2004. Isotopes: Principles and Applications. Wiley, 928 pp.
•
FRANĚK J., SCHULMANN K., LEXA O. 2006. Kinematic and rheological model of
exhumation of high pressure granulites in the Variscan orogenic root: example of the
Blanský les granulite, Bohemian Massif, Czech Republic. Mineral. Petrol. 86, 253–276.
•
GEYH M.A. & SCHLEICHER H. 1990. Absolute age determination. Springer: Berlin, 1–503.
•
HILDRETH W. & MOORBATH, S. 1988. Crustal contributions to arc magmatism in the
Andes of Central Chile. Contrib. Mineral. Petrol. 98, 455–489.
•
HOLUB F.V. 1997. Ultrapotassic plutonic rocks of the durbachite series in the Bohemian
Massif: petrology, geochemistry and petrogenetic interpretation. Sbor. geol. věd, LG 31,
5–26.
•
HOLUB F.V., COCHERIE A., ROSSI P. 1997. Radiometric dating of granitic rocks from the
Central Bohemian Plutonic Complex (Czech Republic): constraints on the chronology of
thermal and tectonic events along the Moldanubian–Barrandian boundary. Compt. Rend.
Acad. Sci. Ser. IIa 325, 19–26.
•
ISHIHARA, S., 1977. The magnetite-series and ilmenite-series granitic rocks. Mining
Geology, 27, 293-305.
•
JANOUŠEK V. & HOLUB F.V. 2007. The causal link between HP–HT metamorphism and
ultrapotassic magmatism in collisional orogens: case study from the Moldanubian Zone of
the Bohemian Massif. Proc. Geol. Assoc. 118, 75–86.
•
JANOUŠEK, V., BOWES, D. R., ROGERS, G., FARROW, C. M. & JELÍNEK, E. (2000).
Modelling diverse processes in the petrogenesis of a composite batholith: the Central
Bohemian Pluton, Central European Hercynides. Journal of Petrology 41, 511–543.
•
JANOUŠEK V., FINGER F., ROBERTS M.P., FRÝDA J., PIN C. & DOLEJŠ D. 2004.
Deciphering the petrogenesis of deeply buried granites: whole-rock geochemical
constraints on the origin of largely undepleted felsic granulites from the Moldanubian
Zone of the Bohemian Massif. Tr. Roy. Soc. Edinb., Earth Sci. 95, 141–159.
•
JANOUŠEK V., BRAITHWAITE C.J.R. , BOWES D.R., GERDES A. 2004. Magma-mixing in
the genesis of Hercynian calc-alkaline granitoids: an integrated petrographic and
geochemical study of the Sázava intrusion, Central Bohemian Pluton, Czech Republic.
Lithos 78, 67–99.
•
KOTKOVÁ J. & HARLEY S.L. 2010. Anatexis during high-pressure crustal metamorphism:
evidence from garnet-whole-rock REE relationships and zircon-rutile Ti-Zr thermometry in
leucogranulites from the Bohemian Massif. J. Petrol. 51, 1967–2001.
•
KOTKOVÁ J., SCHALTEGGER U., LEICHMANN J. 2010. Two types of ultrapotassic plutonic
rocks in the Bohemian Massif – coeval intrusions at different crustal levels. Lithos 115,
163–176.
•
LEXA O., SCHULMANN K., JANOUŠEK V., ŠTÍPSKÁ P., GUY A., RACEK, M. 2011. Heat
sources and trigger mechanisms of exhumation of HP granulites in Variscan orogenic root.
J. Metamorph. Geol. 29, 79–102.
•
LINDNER, M. et al. 1989. Direct determination of the half-life of 187Re. Geochimica et
Cosmochimica Acta, 53, 1597-1606.
•
LUDWIG, K. R., 2003. Isoplot/Ex version 3.00. A geochronological toolkit for Microsoft
Excel, User's Manual: Berkeley Geochronology Center Special Publication No. 4, 170.
•
LUGMAIR G.W. & MARTI K.1978. Lunar initial 143Nd/144Nd: differential evolution line of the
lunar crust and mantle.– Earth Planet. Sci. Lett. 39: 349–357.
•
MCDOUGALL, I. & HARRISON, T. M., 1988. Geochronology and thermochronology by the
method:Oxford University Press, Oxford, 1-212.
40Ar/39Ar
•
MEZGER, K., 1990. Geochronology in granulites. In: Vielzeuf, D. & Vidal, P. (eds):
Granulites and Crustal Evolution. Kluwer, Dordrecht, 451-470.
•
MILLER, C. F., 1985. Are strongly peraluminous magmas derived from pelitic sources? The
Journal of Geology, 93, 673-689.
•
MITCHELL, R. H. & BERGMAN, S. C., 1991. Petrology of Lamproites: Springer, Berlin, 1440.
• O'BRIEN, P. J. 2000. The fundamental Variscan problem: high-temperature metamorphism
at different depths and high-pressure metamorphism at different temperatures. In:
FRANKE, W. et al. (eds) : Orogenic Processes: Quantification and Modelling in the Variscan
Belt. Spec. Pub. Geol. Soc. London 179, 369–386.
• PATCHETT, P. J. et al. 1984. Hafnium/rare earth element fractionation in the sedimentary
system and crustal recycling into the Earth's mantle. Earth and Planetary Science Letters,
69, 365-378.
• PEARCE J.A., STERN R.J., BLOOMER S.H., FRYER P. 2005. Geochemical mapping of the
Mariana arc-basin system: implications for the nature and distribution of subduction
components. Geochem. Geophys. Geosyst. 6, doi Q07006–10.1029/2004GC000895
• PETTINGILL, H. S. & PATCHETT, P. J., 1981. Lu- Hf total rock age for the Amitsoq gneisses,
West Greenland. Earth and Planetary Science Letters, 55, 150-156.
• PITCHER, W. S., 1982. Granite type and tectonic environment. In: Hsü, K. J. (ed.):
Mountain building processes. Academic Press, London, 19-40.
• PITCHER, W. S., 1993. The nature and origin of granite:Chapman & Hall, London, 1-321.
• ROLLINSON, H. R., 1993. Using geochemical data: Evaluation, presentation, interpretation:
Longman, London, 1-352.
• SCHULMANN K., KONOPÁSEK J., JANOUŠEK V., LEXA O., LARDEAUX J.M., EDEL J.B.,
ŠTÍPSKÁ P., ULRICH S. 2009. An Andean type Palaeozoic convergence in the Bohemian
Massif. Compt. Rend. Geosci. 341, 266–286.
• Schulmann, K., Lexa, O., Janoušek, V., Lardeaux, J. M. & Edel, J. B. (2014). Anatomy of a
diffuse cryptic suture zone: an example from the Bohemian Massif, European Variscides.
Geology 42, 275–278.
• STACEY, J. & KRAMERS, J., 1975. Approximation of terrestrial lead isotope evaluation by a
two-stage model. Earth and Planetary Science Letters, 26, 207-221.
• STEIGER R.H. & JÄGER E. 1977. Subcommission on geochronology: convention on the use
of decay constants in geo- and cosmochronology. Earth Planet. Sci. Lett. 36: 359–362
• TATSUMI Y. 2005. The subduction factory: how it operates in the evolving Earth. GSA
Today 15, 4–10.
• TATSUMI, Y. & EGGINS, S., 1995. Subduction Zone Magmatism:Frontiers in Earth Sciences,
Blackwell, Cambridge, Mass., 1-211.
• TATSUMOTO, M., KNIGHT, R. J. & ALLEGRE, C. J., 1973. Time differences in the formation
of meteorites as determined from the ratio of lead-207 to lead-206. Science, 180, 12791283.
• UYEDA, S., 1982. Subduction zones: an introduction to comparative subductology.
Tectonophysics, 81, 133-159.
• WALKER, R. J. et al. 1989. Os, Sr, Nd, and Pb isotope systematics of southern African
peridotite xenoliths: implications for the chemical evolution of subcontinental mantle.
Geochimica et Cosmochimica Acta, 53, 1583-1595.
• WHALEN, J. B., CURRIE, K. L. & CHAPPELL, B. W., 1987. A-type granites: geochemical
characteristics,discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology,
95, 407-419.
• WILSON, M., 1989. Igneous Petrogenesis: Unwin Hyman, London, 1-466.
• WINTER, J. D., 2001. An Introduction to Igneous and Metamorphic Geology:Prentice Hall,
Upper Saddle River, NJ, 1-699.
• ZINDLER, A. & HART, S., 1984. Chemical geodynamics. Annual Review of Earth and
Planetary Sciences, 14, 493-571.
• ZINDLER, A., JAGOUTZ, E. & GOLDSTEIN, S. L., 1982. Nd, Sr and Pb isotopic systematics
in a three-component mantle: a new perspective. Nature, 298, 519-523.
• ZINDLER, A., STAUDIGEL, H. & BATIZA, R., 1984. Isotope and trace element geochemistry
of young Pacific seamounts: Implications for the scale of upper mantle heterogeneity. Earth
and Planetary Science Letters, 70, 175-195.
Webové odkazy
•
•
Dickin – Radiogenic Isotopes Geology
http://www.onafarawayday.com/Radiogenic/
Flashed teaching resources in geology from the University of Tromsø, Norway
http://ansatte.uit.no/kku000/webgeology/
•
Geochemistry 455 Home Page (W.M. White, Cornell Uni)
http://www.geo.cornell.edu/geology/classes/geo455/Geo455.html
•
GeoKem
http://www.geokem.com/
•
Igneous and metamorphic geology class materials (J. D. Winter, Whitman Uni)
•
Isotope Geochemistry 656 Home Page (W.M. White, Cornell Uni)
•
Mantle geochemistry (W.Siebel, Tübingen)
•
VolcanoWorld
http://www.volcanoworld.org/
•
Advanced petrology (J.-F. Moyen, University of Stellenbosch, South Africa)
http://academic.sun.ac.za/earthSci/honours/modules/igneous_petrology.htm
•
EarthRef.org. The website for Earth Science reference data and models
http://earthref.org/

V. Izotopová geochemie a geochronologie magmatických hornin

Transkript

Podobné dokumenty

002-e-tz-priloha

Část čtvrtá (3 399 kB)

Bábek Ondřej (2005) Historická geologie

Czech Song Book - RimbachVets.Org

II. Chemické a instrumentální metody

Část pátá (1 089 kB)

2. - Astronomický ústav UK

Nabídka rostlin léto 2016

Část třetí (5 414 kB)

Chladnutí Země

Historická geologie

Čtvrtá lekce

FHP tektonika

Nauka o Zemi - VĚDA-TECHNIKA

Reaktivní multiagentní modely v ekonomii

Titulní strana, sylabus a doporučená literatura