Budzyn-Kusiak2005.pdf

102

Wszechœwiat, t. 106, nr 4-6/2005

Bartosz BUDZYÑ, Monika A. KUSIAK (Kraków)

GEOCHRONOLOGIA — ZARYS MO¯LIWOŒCI I ZASTOSOWAÑ WYBRANYCH METOD

Wprowadzenie

przemian U-Th-Pb, bêd¹cych wynikiem reakcji ³añcucho-

wych.

W okreœlonych warunkach temperaturowych produkty

rozpadu promieniotwórczego na drodze dyfuzji mog¹ byæ

odprowadzane ze struktury minera³u do otoczenia. Nato-

miast poni¿ej tzw. temperatury zamkniêcia, struktura ta sta-

je siê uk³adem zamkniêtym, co pozwala na zachowanie od-

powiedniego stosunku izotopów macierzystych do potom-

nych, jaki jest ustalany wraz z up³ywem czasu. Jednym z

podstawowych za³o¿eñ geochronologii jest sta³a i niezale¿-

na od zmian temperatur, ciœnieñ oraz zachodz¹cych reakcji

chemicznych, szybkoœæ rozpadu promieniotwórczego. Dla-

tego te¿ geochronologia umo¿liwia wyznaczenie wieku po-

wstania danego minera³u lub ska³y, b¹dŸ te¿ wieku procesu

geologicznego.

W wiêkszoœci metod geochronologicznych bezwzglêd-

ne zawartoœci izotopów lub ich stosunki (np. 40 K/ 40 Ar) s¹

wyznaczane przy zastosowaniu spektrometrii masowej.

Pocz¹tkowo wiêkszoœæ instrumentów wymaga³a stosunko-

wo du¿ych iloœci próbek do analiz, natomiast w przeci¹gu

ostatnich kilkunastu lat rozwinê³y siê techniki mikroanali-

tyczne. Do nich nale¿¹ m.in.: TIMS (ang. Thermal Ionisa-

tion Mass Spectrometry ), SIMS (ang. Secondary Ion Mass

Spectrometry ), ICP-MS (ang. Inductively Coupled Plasma

Mass Spectrometry ), MC-ICP-MS (ang. Multi-Collector In-

ductively Coupled Plasma Mass Spectrometry )i

LA-ICP-MS (ang. Laser Ablation Inductively Coupled Pla-

sma Mass Spectrometry ). Wykonanie mikroanaliz bezpo-

œrednio w próbce umo¿liwia tak¿e opracowana w Australii

na pocz¹tku lat 80. ubieg³ego wieku mikrosonda jonowa

SHRIMP (ang. Sensitive High Resolution Ion Microprobe ).

Datowanie minera³ów i ska³ obecnie znajduje zastoso-

wanie w szerokim zakresie prowadzonych badañ ska³ mag-

mowych, metamorficznych (ryc. 2) oraz — choæ w mniej-

szym stopniu — osadowych. W pierwszym przypadku

ska³y powstaj¹ w wyniku krystalizacji magmy. Stop mag-

mowy mo¿e pochodziæ z p³aszcza ziemskiego lub z wyta-

piania ska³ obecnych w skorupie kontynentalnej, zaœ zakres

temperatur w jakich dochodzi do tworzenia stopu jest doœæ

szeroki. Wytapianie piaskowców arkozowych w obecnoœci

wody mo¿e mieæ pocz¹tek ju¿ w ok. 650°C, natomiast „su-

chych” perydotytów p³aszczowych — w ok. 1200°C.

G³êbokoœci w jakich zachodz¹ te procesy mog¹ wynosiæ od

ok. 10 km (przy ciœnieniu 3-4 kbar) do ponad 100 km (ciœ-

nienia osi¹gaj¹ wówczas kilkadziesi¹t kbar). Podczas prze-

dostawania siê magmy w p³ytsze partie skorupy ziemskiej

rozpoczyna siê krystalizacja kolejnych minera³ów. W trak-

cie tego procesu w strukturze minera³ów pocz¹tkowo wy-

stêpuj¹ jedynie izotopy „macierzyste”, zaœ izotopy potomne

pojawiaj¹ siê stopniowo dopiero z czasem. Poznanie zawar-

toœci tych izotopów w minerale (lub w skale) mo¿e pos³u¿yæ

datowaniom pod warunkiem, ¿e stosunek izotopów w za-

W jaki sposób dosz³o do wypiêtrzenia Alp lub Himala-

jów? Jak powsta³y Tatry, Pieniny, czy te¿ Sudety (ryc. 1)?

Sk¹d pochodzi materia³ buduj¹cy te obszary? Szybki roz-

wój technik badawczych, jak równie¿ coraz szersza wiedza

na temat procesów zachodz¹cych na Ziemi, pozwalaj¹ na

poznanie odpowiedzi na tego typu pytania. Niezwykle istot-

ne jest przy tym umiejscowienie interesuj¹cych nas faktów

w czasie, co nie by³oby mo¿liwe bez geochronologii. Naj-

szersze zastosowanie znajduje ona obecnie w badaniach

ska³ krystalicznych, a wiêc magmowych i metamorficz-

nych. Poszczególne metody umo¿liwiaj¹ poznanie m.in.

wieku protolitu ska³y metamorficznej (np. datowanie cyrko-

nów metod¹ U-Pb), wieku wydarzeñ metamorficznych (np.

datowanie monacytów metod¹ U-Th-Pb), czy te¿ okreœlenia

szybkoœci studzenia ska³ (np. termochronologia K-Ar).

Ryc. 1. Ska³y pokryte lasami w centralnej czêœci Gór Sowich zosta³y

zmetamorfizowane kilkaset milionów lat temu.

Podstawowe za³o¿enia geochronologii

Odtwarzanie licznych procesów geologicznych za-

chodz¹cych na naszej planecie i mechanizmów nimi kie-

ruj¹cych nie by³oby w pe³ni mo¿liwe bez umiejscowienia

ich w czasie. Na poznanie tzw. wieku bezwzglêdnego 1 po-

zwalaj¹ metody wykorzystuj¹ce przemiany promieniotwór-

cze. W trakcie rozpadu promieniotwórczego z jednego izo-

topu (zwanego macierzystym) powstaje drugi (potomny).

Iloœæ atomów izotopów potomnych w strukturze danego

minera³u wzrasta z czasem, zaœ miar¹ szybkoœci z jak¹ za-

chodzi ten proces jest okres po³owicznego rozpadu (T½)

izotopu macierzystego. Wœród najwa¿niejszych przemian

promieniotwórczych mo¿na wyró¿niæ: 87 Rb

87 Sr (T½ =

48,8 mld lat), 40 K

40 Ar (i 40 Ca; T½ = 12,8 mld lat), 147 Sm

143 Nd (T½ = 106 mld lat), 238 U

206 Pb (T½ = 4,47 mld

208 Pb (T½ =

14 mld lat), przy czym trzy ostatnie stanowi¹ kompleks

207 Pb (T½ = 0,7 mld lat) i 232 Th

Wiek bezwzglêdny to wiek minera³ów, ska³ b¹dŸ wydarzeñ geologicznych wyra¿any w latach. W geologii operuje siê

równie¿ wiekiem wzglêdnym, który odnosi siê do wieku ska³ lub wydarzeñ geologicznych poprzez porównanie ich z

wiekiem innych ska³ lub wydarzeñ geologicznych

lat), 235 U

Wszechœwiat, t. 106, nr 4-6/2005

103

mkniêtym uk³adzie jakim jest dany minera³ nie zosta³ zabu-

rzony po ostatnim ostudzeniu poni¿ej temperatury zamkniê-

cia. Istotnym faktem jest to, ¿e uzyskane wyniki datowañ

odnosiæ siê bêd¹ do ostatniego ostudzenia, poniewa¿ w

przypadku podgrzania ska³y powy¿ej tej temperatury uk³ad

zostaje „wyzerowany”.

uzyskanych dat mog¹ byæ utrudnione, zw³aszcza w przy-

padku ska³ polimetamorficznych, czyli metamorfizowa-

nych wiêcej ni¿ jeden raz. Obecne techniki pozwalaj¹ na

umieszczenie w czasie poszczególnych etapów metamorfi-

zmu, np. przy wykorzystaniu zonalnych monacytów. Tem-

peraturê zamkniêcia monacytu okreœlono na ok. 900°C, w

zwi¹zku z czym nawet w warunkach wysokich temperatur z

jego struktury nie zostaj¹ uwalniane izotopy potomne Pb

(produktu rozpadu promieniotwórczego U i Th). Natomiast

krystalizacja tego minera³u mo¿e mieæ miejsce ju¿ w ok.

400°C, co czyni z niego niezwykle atrakcyjny obiekt do da-

towañ ska³ metamorficznych. Obecnoœæ zonalnych mona-

cytów (ryc. 4), b¹dŸ te¿ zmiennoœæ wiekowa w obrêbie ca³ej

populacji monacytów w danej skale (ryc. 5) mog¹ byæ jed-

nym ze œladów wielokrotnego metamorfizmu.

Ryc. 2. Metody K-Ar i Ar-Ar s¹ doœæ powszechnie stosowane do da-

towania ³yszczyków, podobnie jak metoda Sm-Nd w przypadku gra-

natów. Tym celom mog¹ s³u¿yæ takie ska³y jak ³upki ³yszczykowe z

granatami z rejonu Kletna (Œnie¿nicki Park Krajobrazowy, Sudety).

Szerokoœæ zdjêcia — ok. 3 cm.

Podobna sytuacja mo¿e mieæ miejsce w trakcie meta-

morfizmu, co mo¿na przedstawiæ na przyk³adzie metamor-

fizmu orogenicznego. Towarzyszy on pogr¹¿aniu znacz-

nych rozmiarów obszarów w g³¹b skorupy, np. wskutek ko-

lizji kontynentów. Po osi¹gniêciu maksymalnych ciœnieñ

metamorfizmu rozpoczyna siê etap relaksacji (spadek ciœ-

nienia), a na skutek wypiêtrzania zmetamorfizowanych ska³

zaczynaj¹ maleæ równie¿ temperatury. Przebieg metamorfi-

zmu jest zazwyczaj zró¿nicowany pomiêdzy ró¿nymi oro-

genami (jak i wewn¹trz orogenów) w wyniku zmiennoœci

oddzia³uj¹cych czynników. Dla jego zobrazowania rekon-

struowane s¹ tzw. œcie¿ki P-T-t (ang. pressure-temperatu-

re-time czyli ciœnienie-temperatura-czas; ryc. 3).

Ryc. 4. Hipotetyczna zonalnoœæ monacytu z zaznaczonymi punktami

analiz wykonanych przy zastosowaniu mikrosondy elektronowej.

Ryc. 5. Hipotetyczny rozk³ad wiekowy populacji monacytów z jednej

ska³y uzyskany przy zastosowaniu metody CHIME (ang. chemical

U-Th-total Pb isochron method ).

Ryc. 3. Wykres P-T-t ilustruj¹cy metamorfizm gnejsów z Gór Sowich

w Sudetach [wg Budzyñ B., Manecki M., Schneider D. A. (2004)

Constraints on P-T conditions of high-grade metamorphism in the

Góry Sowie Mts., West Sudetes . Mineralogia Polonica, 35 (2),

str. 39–52 oraz cytowanej tam literatury, uproszczony].

Minera³em o wysokiej temperaturze zamkniêcia

(>800°C) jest tak¿e cyrkon. Jednak¿e krystalizuje on rza-

dziej ni¿ monacyt w trakcie metamorfizmu. Datowanie me-

tod¹ U-Pb cyrkonów mo¿e byæ natomiast stosowane dla

okreœlenia wieku protolitu ska³ metamorficznych. Interpre-

tacje wyników datowañ mog¹ byæ utrudnione, zw³aszcza w

przypadku przyporz¹dkowania uzyskanych dat wydarzeniu

(lub wydarzeniom) geologicznemu. Protolitem ska³y meta-

morficznej mo¿e byæ zarówno ska³a magmowa, osadowa,

jak i metamorficzna. W pierwszym przypadku wiek cyrko-

nów przypuszczalnie odnosi³by siê do krystalizacji stopu

magmowego, zaœ w drugim reprezentowa³by czas powsta-

nia materia³u Ÿród³owego ska³y osadowej. Istnieje jednak

znacznie wiêcej mo¿liwoœci. Cyrkony w ska³ach osado-

wych mog¹ bowiem pochodziæ zarówno ze ska³ magmo-

wych, metamorficznych, jak i innych ska³ osadowych,

wskutek czego nie mo¿na mieæ ca³kowitej pewnoœci do cze-

Szczegó³owa rekonstrukcja œcie¿ek P-T-t ska³ po-

wsta³ych w warunkach œredniego i wysokiego stopnia meta-

morfizmu jest mo¿liwa dziêki szeregowi dostêpnych metod

geochronologicznych. Jednak¿e interpretacje na podstawie

104

Wszechœwiat, t. 106, nr 4-6/2005

go odnosz¹ siê daty uzyskane dla cyrkonów ze zmetamorfi-

zowanych ska³ osadowych.

i innych metod opartych na analizie chemicznej w mikroob-

szarze. Pomimo mniejszej dok³adnoœci oznaczeñ wzglêdem

analiz wykonywanych przy u¿yciu innych metod (jak np.

wymienione wczeœniej SIMS lub TIMS), datowanie mona-

cytów metod¹ CHIME cieszy siê znaczn¹ popularnoœci¹.

Wi¹¿e siê to m.in. ze stosunkowo niskim kosztem analiz, a

co za tym idzie, z dostêpnoœci¹ tej techniki.

Metoda U-Th-Pb

208 Pb. Z uwagi

na wspó³wystêpowanie tych przemian metoda ta charakte-

ryzuje siê szerszymi mo¿liwoœciami, ni¿ inne metody geo-

chronologiczne. Okreœlenie wieku jest mo¿liwe zarówno na

podstawie oznaczonych iloœci atomów izotopów macierzy-

stych i potomnych, jak i na podstawie stosunków izotopów

potomnych (wówczas nie jest konieczna znajomoœæ iloœci

izotopów Pb w próbce). Okreœlenie zawartoœci atomów po-

szczególnych izotopów jest mo¿liwe przy zastosowaniu

spektrometru masowego. Na uzyskanie precyzyjnych wyni-

ków pozwalaj¹ m.in. takie techniki jak SIMS, TIMS,

LA-ICP-MS. Analizowanymi minera³ami s¹ zazwyczaj

cyrkon, monacyt, tytanit lub ksenotym.

Na popularnoœci zyskuje przede wszystkim metoda che-

micznego (a nie izotopowego) datowania, która zosta³a nazwa-

na przez jej twórcê — prof. Suzukiego — metod¹ CHIME

(ang. chemical Th-U-total Pb isochron ). W metodzie tej ustala-

ny jest przybli¿ony wiek krystalizacji minera³u na podstawie

z³o¿onej kalkulacji opartej na stosunkach zawartoœci U, Th,

i radiogenicznego Pb w pojedynczych ziarnach monacytu. Po-

miar sk³adu chemicznego odbywa siê przy zastosowaniu mi-

krosondy elektronowej (EMPA — ang. Electron Microprobe

Analyses ; ryc. 6) lub protonowej (PIXE — ang. Proton Indu-

ced X-ray Emission ), co umo¿liwia okreœliæ zmiennoœæ sk³adu

chemicznego w obrêbie ziaren (ryc. 4).

206 Pb, 235 U

207 Pb i 232 Th

Metody K-Ar i Ar-Ar

Zarówno w przypadku ska³ magmowych jak i metamor-

ficznych mo¿na okreœliæ czas ich studzenia, co œciœle jest

zwi¹zane z temperatur¹ zamkniêcia (Tc — ang. closure

temperature ) izotopów w strukturze minera³u. Znajduje to

zastosowanie np. w przypadku metody K-Ar. Oparta jest

ona na rozpadzie promieniotwórczym izotopu 40 K, przy

czym oko³o 90% produktów stanowi 40 Ca, zaœ pozosta³¹

czêœæ 40 Ar. Do szczególnych zalet tej metody mo¿na zali-

czyæ to, ¿e przy jej zastosowaniu mo¿na datowaæ zarówno

stosunkowo m³ode ska³y (ju¿ od kilku milionów lat) do

znacznie starszych, których wiek mo¿e byæ zbli¿ony do

wieku Ziemi. Najczêœciej datowanymi minera³ami s¹: horn-

blenda (TC = ok. 500°C), muskowit (TC = ok. 350°C), bio-

tyt (TC = ok. 300°C) oraz skaleñ potasowy (TC = ok.

200°C; ryc. 7).

Ryc. 7. Ortoklaz ze wzglêdu na wysok¹ zawartoœæ potasu jest jednym

z minera³ów wykorzystywanych w datowaniach metodami K-Ar oraz

Ar-Ar. Szerokoœæ zdjêcia — ok. 2,5 cm.

Ryc. 6. Mikrosonda elektronowa w laboratorium Universytetu w Na-

goya (Japonia), przy u¿yciu której ka¿dego dnia wyznaczane s¹ dzie-

si¹tki dat dla monacytów metod¹ CHIME. Na zdjêciu widoczna jest

autorka artyku³u z Prof. Suzukim.

Uzyskane daty metod¹ K-Ar mog¹ jednak¿e nie repre-

zentowaæ rzeczywistego wieku studzenia ska³. Spowodo-

wane jest to zaburzeniem stosunku 40 K/ 40 Ar wskutek

ucieczki Ar wywo³anej np. przez procesy wietrzeniowe.

Spadek zawartoœci 40 Ar w minerale wp³ywaj¹c na wzrost

wartoœci stosunku 40 K/ 40 Ar przyczynia siê do zawy¿enia

wieku ostudzenia minera³u poni¿ej temperatury zamkniêcia

argonu. Z tego wzglêdu z czasem opracowano metodê

Ar-Ar. Polega ona na tym, ¿e izotop 39 K zamieniany jest na

39 Ar podczas stopniowego ogrzewania (ang. step heating ).

W trakcie tego procesu rejestrowane s¹ uwalniane z próbki

izotopy 40 Ar i 39 Ar. Znaczn¹ zalet¹ tej metody jest fakt, ¿e

analizowane s¹ izotopy tego samego pierwiastka. Jedn¹ z

niedogodnoœci metody K-Ar by³a koniecznoœæ analizowa-

nia 40 Ki 39 Ar z osobnych fragmentów próbki. Ponadto wy-

konywane s¹ coraz powszechniej analizy in situ przy zasto-

Metoda ta oparta jest na za³o¿eniu, ¿e wyznaczona za-

wartoœæ Pb w trakcie mikroanalizy w ziarnie monacytu re-

prezentuje iloœæ izotopów potomnych tego pierwiastka, któ-

re stanowi¹ produkt przemian promieniotwórczychUiTh.

Innymi s³owy przyjmuje siê brak nieradiogenicznego Pb w

próbce. Nowsze prace oparte na spektrometrii masowej po-

twierdzaj¹ pogl¹d, ¿e zawartoœæ Pb pierwotnego w monacy-

cie zazwyczaj nie przekracza wartoœci 1 ppm. Ta iloœæ pozo-

staje poni¿ej granicy wykrywalnoœci nie tylko analiz wyko-

nywanych przy zastosowaniu mikrosondy elektronowej, ale

Jedn¹ z najstarszych stosowanych metod jest metoda

U-Th-Pb, wykorzystuj¹ca szereg przemian promieniotwór-

czych: 238 U

Wszechœwiat, t. 106, nr 4-6/2005

105

sowaniu ablacji laserowej (ang. laser ablation ), co pozwala

na uwalnianie Ar z obszaru o œrednicy ok. 10 ìm.

zwala na bardziej precyzyjne rekonstrukcje ewolucji bada-

nych ska³. M.in. z tych powodów geochronologia jest obec-

nie wykorzystywana w bardzo szerokim zakresie. Wiêk-

szoœæ metod jest stosowana wprawdzie g³ównie w bada-

niach ska³ magmowych i metamorficznych, ale coraz czê-

œciej znajduj¹ one równie¿ zastosowanie dla ska³ osado-

wych (ryc. 9).

Termochronologia

Scharakteryzowane powy¿ej metody U-Pb, K-Ar oraz

Ar-Ar ze wzglêdu na œcis³y zwi¹zek z temperaturami za-

mkniêcia poszczególnych izotopów w strukturze mine-

ra³ów pozwalaj¹ m.in. na okreœlenie szybkoœci studzenia ba-

danych ska³ (ryc. 8). Ze wzglêdu na zale¿noœci oznaczeñ

wiekowych z danymi temperaturowymi czêsto okreœla siê

takie badania terminem termochronologia.

Podsumowanie

Wiedza na temat metod geochronologicznych,

bêd¹cych czêsto niezbêdnym narzêdziem w badaniach pe-

trologicznych, jest wci¹¿ uzupe³niana w oparciu o nowe

dane. Szybki rozwój aparatury pozwala na coraz bardziej

precyzyjne oznaczenia wieków. Towarzyszy temu tak¿e

wzrost wydajnoœci sprzêtu analitycznego, a co za tym idzie

— mo¿liwoœæ uzyskiwania wiêkszych iloœci wyników w

krótszym czasie. Najlepszym przyk³adem rozwoju metod

jest opracowana w ostatniej dekadzie XX. wieku metoda

datowania monacytów CHIME. Ponadto, dziêki coraz po-

wszechniej wykonywanym datowaniom in situ , czyli mine-

ra³ów tkwi¹cych w skale, mo¿liwe jest powi¹zanie uzyska-

nych danych z pozycj¹ strukturaln¹ minera³u w skale. Istot-

ne s¹ równie¿ — zw³aszcza w przypadku datowañ in situ —

analizy punktowe w obrêbie pojedynczych ziaren.

Wzrost dostêpnoœci aparatury, jak i przystêpnoœci kosz-

tów analiz, odgrywaj¹ znacz¹c¹ rolê w badaniach geochro-

nologicznych. Jest to niezwykle istotne, gdy¿ geochronolo-

gia wnosi obecnie dane elementarne w rekonstrukcjach

ewolucji ska³ oraz rozwoju geologicznego wiêkszych ob-

szarów.

Ryc. 8. Teoretyczny wykres temperatura-czas przedstawiaj¹cy mo¿li-

woœci wykorzystania niektórych metod w rekonstrukcji ewolucji ska³.

Podziêkowania

Ryc. 9. Minera³y pochodz¹ce z materia³u osadowego — jak te granaty

z osadów rzecznych z rejonu Dolni Olešnice w Republice Czeskiej —

mog¹ byæ noœnikiem wielu informacji na temat obszarów Ÿród³owych

badanych osadów. Szerokoœæ zdjêcia ok. 3 cm.

Autorzy sk³adaj¹ serdeczne podziêkowania dr hab. Mar-

kowi Michalikowi (Instytut Nauk Geologicznych Uniwer-

sytetu Jagielloñskiego w Krakowie) za cenne wskazówki i

krytyczne uwagi w trakcie prac przygotowawczych niniej-

szego artyku³u.

Wp³ynê³o 10.05.2005

Mgr in¿. Bartosz Budzyñ jest doktorantem w Zak³adzie Mineralogii,

Petrologii i Geochemii Instytutu Nauk Geologicznych Wydzia³u

Biologii i Nauk o Ziemi Uniwersytetu Jagielloñskiego w Krakowie.

Dr Monika A. Kusiak jest adiunktem w Instytucie Nauk Geologicz-

nych Polskiej Akademii Nauk w Oœrodku Badawczym w

Krakowie.Obecnie przebywa na dwuletnim sta¿u w Nagoja

University, Center of Chronological Research w Japonii

Wykres pokazany na rycinie 8 przedstawia jedynie za-

rys mo¿liwoœci termochronologii. Zastosowanie wspo-

mnianych wczeœniej metod Rb-Sr, Sm-Nd czy Lu-Hf po-

Plik z chomika:

Inne pliki z tego folderu:

Inne foldery tego chomika: