Vojtěch Janoušek: VI. Izotopová geochemie a geochronologie magmatitů

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

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 Český masív unikátní přírodní laboratoř

K-Ar a Ar-Ar metody datování Draslík alkalický kov; litofilní prvek (8. nejčastější v zemské kůře); má tři přírodní izotopy: 39 K, 40 K, 41 K 39 K 40 K 41 K draslík Izotopové složení (%) 93.2581 0.01167 6.7302 36 Ar 38 Ar 40 Ar argon Relativní atomová hmotnost 0.337 0.063 99.600 A r (K) 39.098304 A r (Ar) 39.9476 Argon 2. nejběžnější vzácný plyn; má tři přírodní izotopy: 36 Ar, 38 Ar, 40 Ar

K-Ar a Ar-Ar metody datování 40 K je radioaktivní s rozvětveným rozpadem: 1. -β emise (88.8 % rozpadů 40 K atomů): 40 K 40 Ca 0 + 1 2. záchyt elektronu (11.16 % rozpadů): 40 3. +β emise (0.001 % rozpadů): 40 e 0 40 K+ e Ar ± γ 1 K 40 Ar + 0 + 1e + 2γ λ β = 4.962. 10-10 let -1 λ EC = 0.581. 10-10 let -1 Souhrnná rozpadová konstanta pro 40 K: λ = λ EC + λ β = 5.543. 10-10 let -1

K-Ar metoda Metodika Draslík Stanovována celková koncentrace, množství 40 K (hm. %) se získá pomocí: K = 0.0001167.K Metody: plamenná fotometrie, ± AAS, XRF, INAA, izotopové ředění 40

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 H 2, CO: kolona s horkým CuO, odstranění H 2 O a CO 2 : vymrazování/molekulární síta, reaktivní plyny: Ti pícka) přidá se přesně určené množství izotop. standardu (spike) obohaceného 38 Ar měření na hmotovém spektrometru (izotopové složení čistého Ar ze vzorku a vzorku s přidaným spikem pro stanovení koncentrace); oprava kontaminace vzdušným Ar pomocí 36 Ar ( 40 Ar/ 36 Ar atm = 295.5; používá se i pro kontrolu kalibrace přístroje mezi vzorky)

K-Ar metoda Interpretace dat Protože poměr atomů, které se rozpadají za vzniku 40 Ar, lze vyjádřit jako: λ λ EC EC + λ β 40 40 λ Ar = Ar0 + λ Tedy, pokud není přítomen iniciální Ar: EC. 40 K( e λt 40 1 λ Ar * t=.ln. + 1 40 λ λ EC K 1)

K-Ar metoda Smysluplné stáří K Ar metodou lze získat pokud: minerál tvořil uzavřený systém vzhledem k 40 Ar a draslíku po celou historii množství zachyceného atmosférického 40 Ar 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: 40 36 Ar Ar měř = 40 36 Ar Ar atm K λ. Ar λ 1) kde index X označuje nadbytečný Ar. Jde o rovnici přímky ve tvaru: + 40 36 Ar Ar X + 40 36 EC ( e λt y = 295. 5 + b + ax Dickin (1995)

39 1 39 1 19 K+ 0n 18 Ar + 1p Ar-Ar metoda Ar-Ar metoda: Modifikace metody K Ar: ozařování vzorku v reaktoru proudem rychlých neutronů: 39 K (n,p) 39 Ar, tj.: 39 1 39 19 K+ 0n 18 Ar + vzniklý 39 Ar analyzován ve stejné frakci jako 40 Ar eliminuje se nehomogenita vzorku, jednodušší analytika, statistika 39 Ar se sice rozpadá β rozpadem, ale s T 1/2 = 269 let, pro účely stanovení stabilní izotop 1 1 p

39 1 39 1 19 K+ 0n 18 Ar + 1p 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: 40 K (n,p) 40 Ar, 40 Ca (n,nα) 36 Ar, 42 Ca (n,nα) 39 Ar 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 1 Ar * t =.ln J. + 1 39 λ Ar iradiační parametr J se získá ozářením standardů známého stáří t monitor : J = e λ t monitor 40 Ar * 39 Ar 1

Ar-Ar metoda Argonová spektra binární diagramy frakce uvolněného Ar (0 100 %) vs. 40 Ar/ 39 Ar 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 http://www.geo.cornell.edu/geology/classes/geo656/656home.html

Ar-Ar metoda Izochronové diagramy 39 Ar/ 36 Ar vs. 40 Ar/ 36 Ar test/korekce přítomnosti nadbytečného Ar a kontaminace vzdušným argonem http://www.geo.cornell.edu/geology/classes/geo656/656home.html

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 500 450 ºC muskovit 350 400 ºC biotit 300 ºC mikroklín 150 250 ºC Amfibol z metagabra, mariánsko-lázeňský Mezger Izotopová (1990) geochemie magmatitů komplex (Dallmeyer & Urban 1998)

K-Ar metoda Biotit z kvarcmonzonitové intruze v Idahu obsahuje 8.45 % K 2 O a 6.016 10-10 mol/g radiogenního 40 Ar (atomová hmotnost K je 39.0983, O 15.9994). 1. Určete K Ar stáří biotitu v miliónech let. Výpočet 40 K z koncentrace K: Výpočet stáří K Ar metodou: 40 K = 0.0001167.K 40 1 λ Ar * t=.ln. + 1 40 λ λ EC K kde: λ EC = 0.581. 10-10 let -1 ; λ = 5.543. 10-10 let -1 (1: 48.8 Ma)

Ar-Ar metoda Měření biotitu Ar Ar metodou dalo 40 Ar*/ 39 Ar 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 1 Ar * t =.ln J. + 1 39 λ Ar kde: J = iradiační parametr (1: 383.7 Ma)

Lu-Hf metoda Lutecium netěžší prvek skupiny vzácných zemin; iontový poloměr 0.93 Å. má 2 přírodní izotopy 175 Lu a 176 Lu. Vstupuje hlavně do struktury akcesorií: allanitu, monazitu, apatitu a titanitu Hafnium 175 Lu 176 Lu lutecium tranzitní kov, má pět stabilních přírodních izotopů; navíc nestabilní 174 Hf rozpadá se α emisí na 170 Yb Izotopové složení (%) 97.4 2.6 geochemické chování velmi podobné Zr, jež běžně zastupuje především v akcesorických minerálech (zirkon) 174 Hf 176 Hf 177 Hf 178 Hf 179 Hf 180 Hf hafnium 0.16 5.2 18.6 27.1 13.7 35.2

Lu-Hf metoda 176 Lu je radioaktivní s rozvětveným rozpadem: 1 -β emise (97 % rozpadů) 176 β Lu 176 Hf + γ λ = 1.94 10-11 let 1 (Patchett & Tatsumoto 1980) 2 záchyt elektronu (3 % rozpadů) 176 Lu bez geochronologického významu 0 + 1 e 176 Yb

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 o separace Lu a Hf od sebe navzájem i o d dalších prvků, jako Zr a zbylých REE (izobarická interference 176 Hf, 176 Lu a 176 Yb) na kolonách s iontoměniči U TIMS jsou problémy s vysokým ionizačním potenciálem Hf (trojité In nebo Mo vlákno), výhodné je proto ICP-MS

Lu-Hf metoda Izochronová metoda 176 177 Hf = Hf 176 177 Hf Hf i + 176 177 Lu Hf λt ( e 1) Stáří (b = sklon izochrony): 1 t = ln b + λ ( 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: 176 Lu/ 177 Hf CHUR = 0.0334 a 176 Hf/ 177 Hf CHUR = 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 176 Hf/ 177 Hf 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 176 Hf/ 177 Hf iniciální poměry Hf izotopů se vyjadřují ve formě: ε i Hf 177 i = 176 CHUR 177 176 Hf Hf Hf Hf 1 10 Kde: index i = iniciální poměr, VZ = vzorek, CHUR = Chondritic Uniform Reservoir i ε Hf < 0: hornina vznikla ze zdroje (nebo asimilovala velké množství materiálu) s Lu/Hf nižším než CHUR (např. staré krustální horniny). ε Hf > 0: hornina pochází ze zdroje s vysokým Lu/Hf (např. plášťové domény ochuzené nekompatibilními prvky předchozím parc. tavením = DM) VZ 4

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 VZ 176 CHUR Hf Hf 177 177 1 Hf Hf T = ln + 1 λ 176 VZ 176 CHUR Lu Lu 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 tranzitní kov, vzácný v horninotvorných minerálech, běžnější rozptýlený v sulfidech nebo minerálech REE má 2 přírodní izotopy Osmium 185 Re 187 Re rhenium tranzitní kov ze skupiny Pt, se 7 přírodními izotopy (obvykle zanedbatelná) část 186 Os je radiogenní: kromě Pt bohatých minerálů není zásadní problém ( 190 Pt tvoří jen 0.0122 % celkové platiny) Izotopové složení (%) 37.4 62.6 184 Os 186 Os 187 Os 188 Os 189 Os 190 Os 192 Os Pt α osmium oba prvky jsou siderofilní a chalkofilní, tj. hromadí se v sulfidické fázi 190 186 0.02 1.58 1.6 13.3 16.1 26.4 41.0 Os

Re-Os metoda 187 Re je radioaktivní: 187 Re β 187 Os λ = 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 ( 185 Re spike), ICP-MS Osmium Metody: INAA, izotopové ředění ( 190 Os spike), ICP MS, AMS (Accelerator Mass Spectrometry), RIMS (Resonation MS) Izotopové složení Os o vzájemná separace Re a Os (izobarická interference 187 Re, 187 Os) destilace OsO 4 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 187 186 Os = Os 187 186 Os + Os i 187 186 1 t = ln b + λ Re Os ( 1) λt ( e 1) Možné aplikace Datování ložisek sulfidů Datování (železných) meteoritů 6 Stáří ultrabazických hornin (hlavně prekambrických komatiity) Datování molybdenitu (neobsahuje Os, je bohatý Re lze datovat i chemicky, např. pomocí ICP MS nebo INAA) Re-Os izochrona pro komatiity z Monro Township. Walker et al. (1989) http://www.geo.cornell.edu/geology/classes/geo656/656home.html

Re-Os metoda Vývoj pozemského Os CHUR má současné složení: 187 Re/ 186 Os CHUR = 3.3 187 Os/ 186 Os CHUR = 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 187 Os/ 186 Os poměrům Teoretický vývoj Os izotopů v chondritickém plášti a kontinentální kůře (Allegre & Luck 1980) http://www.geo.cornell.edu/geology/classes/geo656/656home.html

Re-Os metoda Iniciální poměry Os izotopů se běžně vyjadřují ve formě hodnot γ (Walker et al. 1989): γos 186 i = 187 CHUR 186 187 Os Os Os Os i VZ 1 10 2

Vývoj pozemského Pb, modelová stáří minerály s nízkými U/Pb a Th/Pb poměry (galenit, K-živec, cerusit PbCO 3, anglesit PbSO 4 ) předpoklad: Pb je směsí primordiálního a radiogenního olova Jednostupňový model (Holmes Houtertmansův) α = α + µ i µ β = βi + 137.88 Po eliminaci µ: T 238t ( e e ) λ λ 238 m λ235t λ235t ( e e ) β β i 1 e = α αi 137.88 e µ = 238 204 e e U Pb = λ T λ t λ 235 238 T 235 238 α = λ t 206 Pb 204 Pb β = 207 Pb 204 Pb t = modelové stáří, T= stáří Země (4.57 Ga), α i = 9.307, β i = 10.294 (troilit, Canyon Diablo, Arizona Tatsumoto et al. 1973)

Vývoj pozemského Pb, modelová stáří Jednostupňový model (Holmes Houtertmansův) rovnice vyjadřuje sklon izochrony v diagramu α β (geochrona: t = 0) Byla použita pro výpočet stáří Země pomocí Pb izotopického složení galenitů známého stáří = β Single-stage growth curve Primordial lead Geochron (t=0) Single-stage isochrons = α http://homepages.uni-tuebingen.de/wolfgang.siebel/lec/man.html

Vývoj pozemského Pb, modelová stáří Dvojstupňový model (Stacey & Kramers 1975) První stupeň viz předchozí model Druhý stupeň t 1 = 3.7 Ga α 1 = 11.152, β 1 = 12.998 β 2 β1 m = α α 2, 1 = 1 137.88 e e λ λ t 235 1 t 238 1 e e λ λ t 235 2 t 238 2

Vývoj pozemského Pb, modelová stáří Dvojstupňový model (Stacey Kramersův) Single-stage growth curve = β 3.7 Ga = increase in µ Stacey- Kramers model Geochron (t=0) Primordial lead vs. jednostupňový model (Holmes Houtertmansův) = α http://homepages.uni-tuebingen.de/wolfgang.siebel/lec/man.html

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 238 U, proto 206 Pb/ 204 Pb je poměr nejcitlivější na krustální kontaminaci

Rb-Sr metoda Rubidium alk. kov, litofilní prvek; má dva přírodní izotopy; iontový poloměr (1.48 Å) velmi podobný draslíku (1.33 Å), proto ho běžně zastupuje (K-živce, slídy, některé jílové minerály, evapority ) Stroncium 85 Rb 87 Rb rubidium Izotopové složení (%) 72.1654 27.8346 stroncium 87 Sr 86.9088 alkalická zemina, se 4 přírodními izotopy; jeho iontový poloměr 88 Sr 87.9056 (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) 84 Sr 86 Sr 87 Sr 88 Sr Relativní atomová hmotnost Rb silně nekompatibilní prvek, jeho množství a Rb/Sr poměr obvykle rostou s postupující diferenciací (pegmatity mohou mít Rb/Sr > 10) 0.56 9.86 7.0 82.58 Rb 85.46776 84 Sr 83.9134 86 Sr 85.9092

Rb-Sr metoda 87 Rb je β radioaktivní: λ = 1.42. 10-11 let -1 87 87 0 Rb Sr + e + ν + Q 1 85 Rb/ 87 Rb = 2.59265; 86 Sr/ 88 Sr = 0.11940; 84 Sr/ 88 Sr = 0.00676 (Steiger & Jäger, 1977) 87 86 Sr = Sr 87 86 Sr Sr i + 87 86 Rb Sr λt ( e 1) 87 87 Sr Sr 86 86 1 = ln Sr Sr i t + 1 87 λ Rb 86 Sr

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 ( 87 Rb, 84 Sr), ICP, XRF, plamenná fotometrie, INAA Izotopové složení Sr o drcení, homogenizace (alikvot 100 300 mg pro horninové vzorky) o standardní kyselý rozklad (HF/HNO 3 /HCl pro silikáty) o separace Sr od Rb (izobarická interference 87 Sr a 87 Rb) nejčastěji chromatograficky na kolonách s bazickými iontoměniči o nanesení na Ta nebo Re vlákno s kyselinou fosforečnou nebo dusičnou o měření 87 Sr/ 86 Sr na hmotovém spektrometru, korekce na frakcionaci pomocí přírodního poměru neradiogenních izotopů ( 86 Sr/ 88 Sr = 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 o C biotit 350 o C muskovit 450 500 o C granát 650 700 o C 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 spolu s Nd prvek skupiny lehlých vzácných zemin (LREE); iontový poloměr 1.04 Å Neodym iontový poloměr 1.08 Å LREE tvoří vlastní minerály (monazit, cerit, allanit, bastnäsit); zastupují Ca 2+ 144 Sm 147 Sm 148 Sm 149 Sm 150 Sm 152 Sm 154 Sm samarium Izotopové složení (%) 3.1 15.0 11.3 13.8 7.4 26.7 22.7 142 Nd 143 Nd 144 Nd 145 Nd 146 Nd 148 Nd 150 Nd neodym 27.13 12.18 23.80 8.30 17.19 5.76 5.64 a Th 4+ 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 147 Sm, 148 Sm a 149 Sm jsou radioaktivní: poslední dva mají dlouhý poločas rozpadu, takže produkty jejich rozpadu ( 144 Nd a 145 Nd) lze prakticky považovat za stabilní izotopy. Geochronologický význam má α rozpad 147 Sm: 147 Sm α 143 Nd pro normalizaci izotopických poměrů se používá 144 Nd, druhý nejběžnější Nd izotop. λ = 6.539 10-12 let 1 (Lugmair & Marti 1978) 143 144 Nd Nd = 143 144 Nd Nd i + 147 144 Sm Nd λt ( e 1)

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 ( 149 Sm, 145 Nd nebo 150 Nd), ICP-MS Izotopové složení Nd o drcení, homogenizace (alikvot 10 500 mg pro horninové vzorky) o standardní kyselý rozklad (HF/HNO 3 /HCl pro silikáty), tlakové rozklady pro rozpuštění některých odolných akcesorických minerálů (zirkon) o separace Nd (izobarická interference 144 Nd a 144 Sm), 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 143 Nd/ 144 Nd na hmotovém spektrometru, korekce na frakcionaci pomocí přírodního poměru neradiogenních izotopů ( 146 Nd/ 144 Nd = 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 Izotopické složení zdroje není zachováno, pokud došlo k: míšení magmat 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) 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 B B A B A M c c c f f c f c c + = + = ) ( ) (1 + = M B B M A A M c f c I c f c I I ) (1 ( ) ( ) B A B B A A B A M A B B A M c c I c I c c c c I I c c I + = Rovnice pro míšení komponent A a B, za vzniku hybridu M: kde I = izotopický poměr, c = koncentrace daného prvku, f = proporce komponenty A což je rovnice hyperboly v diagramu c I (např. Sr 87 Sr/ 86 Sr). V diagramu 1/c I (např. 1/Sr ( 87 Sr/ 86 Sr) 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. Procesy ovlivňující izotopové složení magmatických hornin

Procesy ovlivňující izotopové složení magmatických hornin Binární míšení jeden izotop Modelování hybridizace dvou hypotetických magmat (A: Sr = 400 ppm, 87 Sr/ 86 Sr = 0.704; B: Sr = 100 ppm, 87 Sr/ 86 Sr = 0.712)

Procesy ovlivňující izotopové složení magmatických hornin Binární míšení dva izotopy 87 Sr A Sr 86 kde : C = D = A M B Sr Sr + B A Nd Nd A Sr Sr B A Sr Sr M 143 Nd A= Nd BSr A Nd 144 B B = Nd Sr Nd Sr 87 86 143 144 Nd BSr A 87 86 87 86 B Což je v diagramu dvou izotopických poměrů (třeba 87 Sr/ 86 Sr i versus ε Nd ) rovnice hyperboly. Přímka pouze ve speciálním případě, kdy B = 0, tedy: 143 144 87 86 143 144 ( Sr / Nd) K = ( Sr / Nd) Nd Nd Sr Sr A B B M Nd Nd A Nd Nd ASrB = 1 + C Nd A Sr 143 144 A B 143 144 Sr B Nd Nd Nd Nd B 87 86 M Sr Sr + D = 0 A Nd B Sr A Modelování hybridizace dvou hypotetických magmat (A: Sr = 100 ppm, 87 Sr/ 86 Sr = 0.703, Nd = 2 ppm, 143 Nd/ 144 Nd = 0.513; B: Sr = 200 ppm, 87 Sr/ 86 Sr = 0.710, Nd = 20 ppm, 143 Nd/ 144 Nd = 0.511)

Procesy ovlivňující izotopové složení magmatických hornin 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 r = M M a 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

Procesy ovlivňující izotopové složení magmatických hornin 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 87 Sr/ 86 Sr izotopového poměru díky AFC. Křivky jsou popsány hodnotami distribučního koeficientu D; D = 1 odpovídá binárnímu míšení (podle DePaolo 1981)

Izotopy Sr a Nd ε Nd < 0 hornina vznikla ze zdroje (nebo asimilovala velké množství materiálu) s Sm/Nd nižším než CHUR (např. staré krustální horniny) ε Nd > 0 Nízký Rb/Sr Vysoký Sm/Nd SVRCHNÍ KURA Vysoký Rb/Sr Vysoký Sm/Nd Mladá 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 Nízký Sm/Nd Stará kůra http://www.geo.cornell.edu/geology/classes/geo656/656home.html

Igneous petrogenesis Wilson (1989)

Petrogeneze bazaltů středooceánských hřbetů (MORB)

Petrogeneze bazaltů středooceánských 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

Petrogeneze bazaltů středooceánských hřbetů (MORB) MORB = Mid-Ocean Ridge Basalt olivinický tholeiit s nízkým K 2 O (< 0.2 wt. %) a TiO 2 (< 2.0 %) N-MORB (normal MORB) mělké tavení ochuzeného plášťového zdroje: Mg# > 65: K 2 O < 0.1 TiO 2 < 1.0 E-MORB (enriched MORB) hlubší tavení, méně ochuzený plášťový zdroj: Mg# > 65: K 2 O > 0.1 TiO 2 > 1.0 http://homepages.uni-tuebingen.de/wolfgang.siebel/lec/man.html

Petrogeneze bazaltů středooceánských 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. http://www.whitman.edu/geology/winter/jdw_petclass.htm

Petrogeneze bazaltů středooceánských hřbetů (MORB) After Perfit et al. (1994) Geology, 22, 375-379. http://www.whitman.edu/geology/winter/jdw_petclass.htm

Petrogeneze bazaltů oceánských ostrovů (OIB) http://www.whitman.edu/geology/winter/jdw_petclass.htm

Petrogeneze bazaltů oceánských ostrovů (OIB) horká skvrna Hawaii

Petrogeneze bazaltů oceánských ostrovů (OIB) Binární míšení DM-CHUR? Initial 143 Nd/ 144 Nd vs. 87 Sr/ 86 Sr for oceanic basalts. From Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer. Data from Zindler et al. (1982) and Menzies (1983).

Petrogeneze bazaltů oceánských ostrovů (OIB) Model míšení tří plášťových zdrojů v petrogenezi OIB. Zindler et al. (1982) Ternární míšení?

Petrogeneze bazaltů oceánských ostrovů (OIB) Peruvian type DMM ochuzený plášť (Depleted Mantle) dominuje ve zdroji MORB HIMU EM EM I EM II rezervoár s vysokým poměrem U/Pb (HIgh-mju:); pravděpodobně subdukovaná oceánická kůra obohacený plášť (Enriched Mantle) zřejmě metasomaticky modifikovaná subkontinentální litosféra subdukované sedimenty 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

Petrogeneze bazaltů oceánských ostrovů (OIB) DMM HIMU EM I EM II (Depleted Mantle) (HIgh-mju:); subdukovaná oceánická kůra modifikovaná subkontinentální litosféra subdukované sedimenty PREMA PREvalent Mantle http://www.geo.cornell.edu/geology/classes/geo656/656home.html

Petrogeneze bazaltů oceánských ostrovů (OIB) DMM HIMU EM I EM II (Depleted Mantle) (HIgh-mju:); subdukovaná oceánická kůra modifikovaná subkontinentální litosféra subdukované sedimenty PREMA PREvalent Mantle http://www.geo.cornell.edu/geology/classes/geo656/656home.html

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 okrajů Epicentra zemětřesení, M>5, 1980 1990 http://www.whitman.edu/geology/winter/jdw_petclass.htm

Petrogeneze vulkanitů ostrovních oblouků OIT CA OIA MORB Izotopová geochemie http://www.whitman.edu/geology/winter/jdw_petclass.htm magmatitů

Petrogeneze vulkanitů ostrovních oblouků Vyšší T jsou pokud: a) Konvergence je pomalá b) Subdukovaná deska je mladá (a tedy blízká riftu) c) Ostrovní oblouk je mladý http://www.whitman.edu/geology/winter/jdw_petclass.htm Figure 16-15. Cross section of a subduction zone showing isotherms (red-after Furukawa, 1993, J. Geophys. Res., 98, 8309-8319) and mantle flow lines (yellow- after Tatsumi and Eggins, 1995, Subduction Zone Magmatism. Blackwell. Oxford).

Petrogeneze vulkanitů ostrovních oblouků 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. http://www.whitman.edu/geology/winter/jdw_petclass.htm

Frakcionace prvků v subdukční zóně http://www.gly.uga.edu/railsback/fundamentalsindex.html 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...

Frakcionace prvků v subdukční zóně HFSE Subdukční signál: B > As, Sb, Cs > Pb > Rb > Ba, Sr, Be ~ U... LILE http://www.gly.uga.edu/railsback/fundamentalsindex.html

Frakcionace prvků v subdukční zóně Bazalt spjatý se subdukční zónou Ocean Island Basalt (OIB) vnitrodeskový

Frakcionace prvků v subdukční zóně (dehydratace subdukované desky, hl. serpentinitu a bazaltu) (tavenina subdukovaných sedimentů) Plášťová komponenta Pearce et al. (2005)

Petrogeneze magmatitů aktivních kontinentálních okrajů Vulkanity Plutonity Winter (2001)

Petrogeneze magmatitů aktivních kontinentálních okrajů http://www.whitman.edu/geology/winter/jdw_petclass.htm

Petrogeneze magmatitů aktivních kontinentálních 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 Nízká hustota kůry zpomaluje nebo znemožňuje výstup bazických magmat, jejich stagnace vede k frakcionaci (při hranici plášť/spodní kůra) proces MASH (Melting, Accumulation, Storage, Homogenization Hildreth & Moorbath 1988) Cotopaxi Nízká teplota solidu kontinentální kůry vede k jejímu tavení

Petrogeneze magmatitů aktivních kontinentálních okrajů http://www.whitman.edu/geology/winter/jdw_petclass.htm 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 (MASH) (plášťový klín)

Anatomie subdukční zóny (extenze)

Petrogeneze magmatitů kontinentálních 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. http://www.whitman.edu/geology/winter/jdw_petclass.htm

Petrogeneze magmatitů kontinentálních 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. 277-291. Mt. St. Helens http://www.whitman.edu/geology/winter/jdw_petclass.htm

Petrogeneze magmatitů kontinentálních 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. http://www.whitman.edu/geology/winter/jdw_petclass.htm

Figure 17-7. 208 Pb/ 204 Pb vs. 206 Pb/ 204 Pb and 207 Pb/ 204 Pb vs. 206 Pb/ 204 Pb 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. http://www.whitman.edu/geology/winter/jdw_petclass.htm

Kontinentální alkalický magmatismus Ol Doinyo Lengai http://www.whitman.edu/geology/winter/jdw_petclass.htm

Kontinentální alkalický magmatismus http://www-sst.unil.ch/research/plate_tecto/teaching_main.htm

Kontinentální alkalický magmatismus 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. http://www.whitman.edu/geology/winter/jdw_petclass.htm

Kontinentální alkalický magmatismus Figure 19-18a. Initial 87 Sr/ 86 Sr vs. 143 Nd/ 144 Nd 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 Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. http://www.whitman.edu/geology/winter/jdw_petclass.htm

Kontinentální alkalický magmatismus Figure 19-18b. 207 Pb/ 204 Pb vs. 206 Pb/ 204 Pb 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 Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. http://www.whitman.edu/geology/winter/jdw_petclass.htm

Globální pohled 87 Sr/ 86 Sr 143 Nd/ 144 Nd (ε Nd ) 206 Pb/ 204 Pb 207 Pb/ 204 Pb 208 Pb/ 204 Pb 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) vysoká 207 Pb/ 204 Pb a 208 Pb/ 204 Pb při daném 206 Pb/ 204 Pb PREMA = 0.7033 = 0.5130 (>> 0) 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). http://www.whitman.edu/geology/winter/jdw_petclass.htm

Globální pohled

Globální pohled Recyklace subdukované litosféry prostřednictvím plášťového diapiru trvá kolem 1 Ga Halliday (1999) http://homepages.uni-tuebingen.de/wolfgang.siebel/lec/man.html

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 Chopin (2003) 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 Tavení takových anomálních domén poskytne (ultra-) draselná magmata zvláštního složení

Petrogeneze granitoidů Sierra Nevada, Foto J. Žák

Klasifikace granitoidů I S M A SiO 2 53-76 % 65-74 % 46-70 % vysoký K 2 O/Na 2 O nízký vysoký nízký Na 2 O vysoké Shandův index A/ CNK < 1.1 A/ CNK > 1.1 A/ CNK < 1.0 typicky A/ CNK < 1.0 ( 87 Sr/ 86 Sr) i < 0.705 > 0.707 < 0.705 variabilní δ 18 O < 9 > 9 < 9 variabilní Zvláštní geochemické rysy nízké CaO, vys. Fe/Mg, Ta, Nb, Zr, REE, F Zdrojové horniny bazické a intermediální vyvřelé horniny, obvykle v subdukčním prostředí sedimentární horniny parciální tavení subdukované oceánické kůry, frakční krystalizace z bazaltu anorogenické, různé modely, např. přetavení rezidua, z kterého již bylo extrahováno granitické magma A/ CNK = Al O 2 CaO + Na O + K O 2 3 2 [mol. %] Al 2O3 A/ NK = [mol. %] Na O + K O 2 2 Chappell & White (1974, 1992...), Whalen et al. (1987), Eby (1990), Clarke (1992), Pitcher (1993), Izotopová Chappell geochemie (1999) magmatitů

Klasifikace granitoidů 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) Peralkalické Definice A > CNK CNK > A > NK A < NK Peraluminické Metaaluminické Charakteristické minerály Další běžné minerály Oxidické minerály Akcesorie alumosilikáty, cordierit, granát, topaz, turmalín, spinel, korund biotit, muskovit opx, cpx, amfibol, epidot biotit, muskovit vzácný Fe-bohatý olivín, egirín, arfedsonit, riebeckit vzácněji biotit ilmenit magnetit magnetit apatit, zirkon, monazit apatit, zirkon, titanit, allanit apatit, zirkon, titanit, allanit, fluorit, kryolit, pyrochlór ( 87 Sr/ 86 Sr) i 0,705 0,720 0,703 0,708 0,703 0,712 ε Nd << 0 ~ 0 variabilní Clarke (1992)

Klasifikace granitoidů zjednodušeno podle Castra et al. (1991)

S H s H ss H m 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 Castro et al. (1991) 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 Krustální izotop. poměry, 87 Sr/ 86 Sr i > 0.708, ε Nd << 0, δ 18 O 10 složitě zonální plg s resorbčními zónami přechodné a variabilní izotopické poměry, běžné jsou korelace způsobené míšením magmat ze dvou izotopicky rozdílných reservoárů oscilačně zonální plg Plášťové izotop. poměry, 87 Sr/ 86 Sr i < 0.704, ε Nd > 0 K 2 O/Na 2 O > 1 K 2 O/Na 2 O ~ 1 K 2 O/Na 2 O < 1 A/CNK > 1 A/CNK ~ 1 A/CNK < 1 Parciální tavení metasedimentů Hybridizace plášťových (bazických, M-typ) a krustálních (anatektických, S-typ) magmat Frakcionace z plášťových, bazaltických magmat

Klasifikace granitoidů Pitcher (1983), Barbarin (1990), Pitcher (1993) http://www.whitman.edu/geology/winter/jdw_petclass.htm

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. http://www.whitman.edu/geology/winter/jdw_petclass.htm

Petrogeneze granitoidů Granity vzniklé diferenciací plášťových magmat vzácné, mají specifický geochemický charakter Dehydratační tavení 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 http://www.whitman.edu/geology/winter/jdw_petclass.htm

Geotektonické diagramy (bazaltoidy) IAT Island-arc Tholeiites CAB Calc-alkaline Basalts N-MORB N-type Mid-ocean Ridge Basalts E-MORB E-type Mid-ocean Ridge Basalts WPT Within-plate Tholeiites WPA Alkaline Within-plate Basalts Wood (1980)

Geotektonické diagramy (bazaltoidy) WVB EVB Pearce (1982) Pearce (2008)

Geotektonické diagramy (granitoidy) ORG Ocean Ridge Granites VAG Volcanic Arc Granites WPG Within Plate Granites Syn-COLG 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) HKCA CA S Sázavská suita (vápenatoalkalická) S CA (~354 Ma) Blatenská suita (vysoko draselná vápenato-alkalická) S UK (343 335 Ma) Holub et al. (1997a, b), Janoušek et al. (1995, 2000, 2004, 2010) HKCA (~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) Terénní důkazy pro interakci mezi bazickými (ε Ndi ~ 0) a kyselými magmaty hojné, texturně proměnlivé mafické enklávy Vzorek/ NMORB; (Sun & McDonough 1989)

Blatenská suita SPK Janoušek et al. (2000, 2010) Převážně granodiority, méně qtz monzonity a monzogabra Qtz monzonitické horniny hybridní; geochemické a mikrostrukturní důkazy Interakce monzonitických magmat derivovaných z obohaceného plášťového zdroje (ε Ndi ~ -3) s taveninami heterogenního krustálního zdroje (droby s velkým podílem vulkanického materiálu) Vzorek/ NMORB; (Sun & McDonough 1989)

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 Nb+Ta Pb Svrchní kůra Vysoké obsahy Pb, LILE (Cs, Rb, Li, Ba, Th, U, K), poměry K 2 O/Na 2 O 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 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 Horninová geochemie (např. minimální ochuzení prvků kromě Cs, U a Th) a eutektické složení odpovídá frakcionovaným granitům. Hornina/chondrit 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.

Použitá a doporučená literatura 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 40 Ar/ 39 Ar 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, 189-202. 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.

Použitá a doporučená literatura 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.