Vojtěch Janoušek: IV. Principy geochronologie

Vojtěch Janoušek: IV. Principy geochronologie

Úvod IV. Principy geochronologie Radioaktivní, radiogenní a stabilní izotopy Výpočet stáří a iniciálního poměru Výpočet stáří metodou izochrony Alternativy izochronového diagramu, diagram podle Provosta a metoda Bootstrap Vývoj pozemského Nd, hodnoty epsilon a Nd modelová stáří Systém U-Pb a datování akcesorických minerálů, konkordie a diskordie, Tera-Wasserburgův diagram, studium interní struktury zirkonu a interpretace diskordantních dat Evaporační metoda, SHRIMP, LA ICP MS a datování monazitu elektronovou mikrosondou Princip datování pomocí nerovnováhy v rozpadové řadě, datování metodami 234 U excess a 230 Th excess

Radiogenní/radioaktivní/stabilní izotopy

Radiogenní/radioaktivní/stabilní izotopy Treatise on Geochemistry kap. 3.08: Geochronology and Thermochronology in Orogenic Systems (K. V. Hodges)

Radiogenní/radioaktivní/stabilní izotopy radioaktivní izotop ( 87 Rb, 147 Sm,...) radiogenní izotop ( 87 Sr, 143 Nd,...) stabilní izotop ( 86 Sr, 144 Nd,...) 147 Sm α 143 Nd 87 87 Rb Sr Lu β 176 Hf Re β β 187 Os... 176 187

Výpočet stáří a iniciálních poměrů radioaktivní izotop ( 87 Rb, 147 Sm,...) radiogenní izotop ( 87 Sr, 143 Nd,...) stabilní izotop ( 86 Sr, 144 Nd,...) R (radioaktivní izotop ku stabilnímu) např. ( 87 Rb/ 86 Sr), ( 147 Sm/ 144 Nd) I (radiogenní izotop ku stabilnímu) např. ( 87 Sr/ 86 Sr), ( 143 Nd/ 144 Nd)

( ) 1 144 147 144 143 144 143 + = t i e Nd Sm Nd Nd Nd Nd λ + = 1 ln 1 144 147 144 143 144 143 Nd Sm Nd Nd Nd Nd t i λ + = 1 ln 1 R I I t i λ ( ) 1 + = t R e I I i λ etc. ( ) 1 177 176 177 176 177 176 + = t i e Hf Lu Hf Hf Hf Hf λ ( ) 1 86 87 86 87 86 87 + = t i e Sr Rb Sr Sr Sr Sr λ ( ) 1 Re 186 187 186 187 186 187 + = t i e Os Os Os Os Os λ Výpočet stáří a iniciálních poměrů

Výpočet stáří a iniciálních poměrů t 1 I Ii = ln + 1 λ R Poměr R spočten z koncentrací prvků získaných ID, ICP, XRF, např. 87 86 Rb Rb = 2.6939 + 0.2832 Sr Sr 87 86 Sr Sr 147 144 Sm Sm = 0.53151+ 0.14252 Nd Nd 143 144 Nd Nd

Princip metody izochron (příklad: Rb/Sr systém) Iniciální poměry získány minerál bez radioaktivního prvku (apatit žádné Rb) minerál s velkou převahou radioaktivního prvku (lepidolit bohatý Rb) t 1 I Ii = ln + 1 λ R Metoda izochron Vzorky definují izochronu, pokud jsou: kogenetické (stejný zdroj mají shodný iniciální poměr) stejně staré uzavřený izotopový systém po celou historii (existuje dostatečný rozptyl ve složení, tj. poměrech 87 Rb/ 86 Sr)

Princip metody izochron I = I i + ( λt 1) R e I y = a + bx I i intercept a iniciální poměr sklon b ~ stáří R t 1 = ln b + λ ( 1)

Princip metody izochron Minerální izochrona (mineral isochron) Biotit K-živec Plagioklas Amfibol

Princip metody izochron Horninová izochrona (whole-rock isochron) Hornina 4 Hornina 1 Hornina 2 Hornina 3

Princip metody izochron magmatické stáří metamorfóza (izotopová homogenizace) současné složení apatit Stáří (Ma)

Princip metody izochron izotopová homogenizace plagioklas hornina amfibol

Princip metody izochron MSWD = Mean Squared Weighted Deviates: Vážená lineární regrese (York 1969) S MSWD = n 2 Izochrony: MSWD ~ 1, Errorchrony: MSWD >>1 Error expansion : σ = σ exp MSWD Kullerud 1991

Princip metody izochron Software používaný pro vynášení izochron a výpočty stáří Isochron (Provost 1990) France Pascal Isoplot (Ludwig 1993) USA QuickBasic Isoplot/Ex (Ludwig 2012) USA Excel Macro Vážená lineární regrese (York 1969)

Princip metody izochron Měření koncentrací Rb a Sr a Sr izotopického poměru dvou vzorků monzogabra dalo následující výsledky: Vzorek Rb (ppm) Sr (ppm) 87 Sr/ 86 Sr Gbl-1 138.2 547.5 0.71114 Gbl-2 171.0 221.3 0.71863 1. Spočtěte poměry 87 Rb/ 86 Sr. 2. Určete iniciální poměry před 300 Ma. 3. Jaké stáří dává dvoubodová izochrona proložená oběma vzorky?

Princip metody izochron 87 86 Rb Rb = 2.6939 + 0.2832 Sr Sr 87 86 Sr Sr 87 86 87 87 Sr Sr Rb = + 86 86 Sr Sr i Sr 1 t = ln( b + 1) λ λt ( e 1) λ = 1.42. 10-11 let -1 (1: 0.73083, 2.23885; 2: 0.7080, 0.7091 3: 348.9 Ma)

Alternativy izochronového diagramu Rb Sr izotopová data pro granit Agua Branca, Brazílie (Xafi da Silva, et al. 1986 in Provost 1990) Vylepšený izochronový diagram (Provost 1990)

Alternativy izochronového diagramu Rb Sr izotopová data pro leukogranulity z holubovského vrtu, masív Blanského lesa (Janoušek et al. 2004)

Alternativy izochronového diagramu Metoda Bootstrap (Diaconis & Efron 1983; Kalsbeek & Hansen 1989)

Alternativy izochronového diagramu Rb Sr izotopová data pro leukogranulity z holubovského vrtu, masív Blanského lesa (Janoušek et al. 2004) Metoda Bootstrap (Diaconis & Efron 1983; Kalsbeek & Hansen 1989)

Vývoj Nd na Zemi Vývoj pozemského Nd vysvětlován pomocí modelu primitivního plášťového rezervoáru se Sm/Nd poměrem chondritů, tzv. CHUR (Chondritic Uniform Reservoir nebo Bulk Earth: DePaolo 1988) se současným složením: 147 Sm/ 144 Nd CHUR = 0.1967 143 Nd/ 144 Nd CHUR = 0.512638 (Jacobsen & Wasserburg 1980)

Vývoj Nd na Zemi Iontový poloměr (nm) Lanthanidová kontrakce Iontový poloměr pro šestičetnou koordinaci Iontový poloměr pro osmičetnou koordinaci (Nd větší a tedy i více nekompatibilní než Sm)

Vývoj Nd na Zemi Sm/Nd poměr < CHUR Tavenina Parciální tavení CHUR Tavenina ochuzena Sm, Sm/Nd poměr nižší než CHUR Reziduum nabohacené Sm, vyšší Sm/Nd poměr takové plášťové domény pak časem vyvinou 143 Nd/ 144 Nd poměry vyšší než CHUR (tzv. ochuzený plášť = Depleted Mantle, DM DePaolo 1988) Sm/Nd poměr > CHUR Reziduum tavení

Vývoj Nd na Zemi malé rozdíly v 143 Nd/ 144 Nd iniciální poměry Nd izotopů se běžně vyjadřují ve formě ε Nd (+ odstranění efektu různé normalizace): ε i Nd 144 i = 143 CHUR 144 143 Nd Nd Nd Nd i VZ 1 10 4 Kde: index i značí iniciální poměr, VZ = vzorek, CHUR = Chondritic Uniform Reservoir

Nd modelová stáří při diferenciaci pokles Sm/Nd poměru, proto se plášť vyvíjí k vyšším 143 Nd/ 144 Nd než kůra Modelové stáří je okamžik v minulosti, kdy Nd izotopické složení vzorku bylo identické se zvoleným rezervoárem (nejčastěji CHUR nebo ochuzený plášť DM). Jednostupňová Nd m.s.: 0 0 1 I SA I DM T = ln + 1 λ 0 0 RSA RDM

Nd modelová stáří Současné složení ochuzeného pláště (DM): 147 Sm/ 144 Nd DM = 0.222 143 Nd/ 144 Nd DM = 0.513114 (Michard et al. 1985) Jednostupňová modelová stáří mají smysl, pokud: 1. je známý izotopický vývoj zdroje 2. všechen materiál vzorku byl odvozen v průběhu jediné události 3. poměr Sm/Nd se nezměnil od separace ze zdroje

Nd modelová stáří Ad 2) Modelová stáří pro vyvřelé horniny ze smíšeného zdroje nelze správně interpretovat (Arndt & Goldstein 1987)

Nd modelová stáří Ad 3) Felsické horniny většinou nevznikají přímo z pláště jednostupňový model nevyhovuje Dvoustupňová Nd m.s.:

Nd modelová stáří Dvoustupňová Nd modelová stáří: T Nd DM ( λt )( 0 0 ) 0 e 1 R ( ) SA RCC I DM + 0 0 RCC RDM 0 1 I SA = ln 1 λ DM = ochuzený plášť, CC = průměrný krustální rezervoár, SA = vzorek, t = krystalizační stáří vzorku, 0 = současné poměry (Liew & Hofmann (1988) I 0 DM = 0.513151 R 0 DM = 0.219 R 0 CC = 0.12

Nd modelová stáří Analýza jílové břidlice dala poměry 147 Sm/ 144 Nd = 0.1008 a 143 Nd/ 144 Nd = 0.511802. 1. Spočtěte iniciální poměr 143 Nd/ 144 Nd a hodnotu ε před 200 Ma. 2. Určete jednostupňová modelová stáří vzhledem k CHUR a ochuzenému plášti. CHUR = modelový plášť o současném složení 147 Sm/ 144 Nd CHUR = 0.1967 a 143 Nd/ 144 Nd CHUR = 0.512638 (Jacobsen & Wasserburg, 1980) Současné složení modelového ochuzeného pláště (DM): 147 Sm/ 144 Nd DM = 0.222, 143 Nd/ 144 Nd DM = 0.513114 (Michard et al., 1985)

Nd modelová stáří 147 144 Sm Sm = 0.53151+ 0.14252 Nd Nd 143 144 Nd Nd 143 144 Nd = Nd 143 144 Nd Nd i + 147 144 Sm Nd λt ( e 1) ε i Nd 144 i = 143 CHUR 144 143 Nd Nd Nd Nd i VZ 1 10 4 T DM 143 VZ 143 DM Nd Nd 144 144 1 Nd Nd 0 0 = ln + 1 147 VZ 147 DM λ Sm Sm 144 144 Nd 0 Nd 0 λ = 6.539 10-12 let 1 (1: 0.511670, -13.87; 2: 1.33 Ga, 1.66 Ga)

Nd modelová stáří Použití modelových stáří Mafické horniny: jednostupňové modely Felsické horniny: dvoustupňová modelová stáří

Nd modelová stáří Použití modelových stáří: průměrná stáří (crustal residence ages) různých korových segmentů (jílové břidlice, pararuly), i v hloubce (granitoidy, kyselé vulkanity) stáří zdrojových oblastí klastických sedimentárních hornin (recentní říční systémy)

Nd modelová stáří

U (Th) Pb datování akcesorických minerálů Uran spolu s Th prvek skupiny aktinoidů; má tři přírodní izotopy: 235 U a 238 U jsou radioaktivní a tvoří rozpadové řady s konečnými produkty 207 Pb a 206 Pb; 234 U je přechodným členem rozp. řady 238 U Thorium má šest přírodních izotopů, jen 232 Th má dlouhý poločas rozpadu (rozpadová řada s konečným produktem 208 Pb). Izotopy 227, 228, 230, 231 a 234 jsou přechodnými členy rozpadových řad 232 Th, 235 U a 238 U 235 U 238 232 207 U Th 206 Pb λ 235 = 9.8485 10-10 y -1 208 Pb λ 238 = 1.55125 10-10 y -1 238 U/ 235 U = 137.88 Pb λ 232 = 4.9475 10-11 y 1

U (Th) Pb datování akcesorických minerálů Konkordantní stáří: t( 207 Pb/ 206 Pb) = t( 207 Pb/ 235 U) = t( 206 Pb/ 238 U) = t( 208 Pb/ 232 Th) Diskordantní stáří: díky ztrátě olova z mřížky minerálu poškozené α částicemi nebo zisku U či Th t( 207 Pb/ 206 Pb) > t( 207 Pb/ 235 U) > t( 206 Pb/ 238 U) > t( 208 Pb/ 232 Th) konkordie = křivka, na níž padnou konkordantní vzorky: t( 207 Pb/ 235 U) = t( 206 Pb/ 238 U)

Concordia diagram Pro materiál s malým množstvím obyčejného olova (common lead, neradiogenní Pb) je určen Wetherillův graf 206 Pb * / 238 U 207 Pb * / 235 U (Concordia diagram) (používán většinou pro U-bohaté akcesorie jako zirkon nebo monazit) * 207 206 235 Pb U 238 Pb U * 2 = * 1 = λ t ( e 1) λ t ( e 1) *

Concordia diagram Zakřivení konkordie je díky menšímu poločasu rozpadu 235 U 207 Pb *, 206 Pb * = radiogenní Pb (opravené na obyčejné olovo); Tato oprava: dvojstupňový model Stacey & Kramers (1975) měřením kogenetického galenitu nebo živce * Konkordantní analýza Diskordantní analýza *

Tera-Wasserburgův diagram Tera-Wasserburg (1972) Výhody: Nedávná ztráta Pb, zisk U odpadají problémy s korelací obou koordinát výhodou je větší zakřivení hlavně pro mladší zirkony lépe se rozpoznají recentní ztráta Pb nebo přínos U (subhorizontální posuny) (Parrish & Noble 2003)

Modely interpretace diskordantních dat model epizodické ztráty Pb krystalizační stáří t 0, v době t 1 částečná ztráta Pb vzorky se posouvají po spojnici krystalizační stáří (t 0 ) počátek podle velikosti této ztráty s časem body s různou ztrátou olova stále definují přímku (tzv. diskordii), protínající konkordii ve dvou bodech, t 0 a t 1 NELZE interpretovat, bylo-li epizod ztráty Pb více!

Modely interpretace diskordantních dat model míšení např. dvě populace různě starých zrn (starší jádra krystalů inheritance) spodní průsečík datuje intruzi

Modely interpretace diskordantních dat difúzní model body leží na difúzní křivce, jejíž horní část je téměř lineární; spodní průsečík nemá smysl hraje roli zřejmě jen pro archaické zirkony (podle Tiltona 1960)

Modely interpretace diskordantních dat dilatační model při výzdvihu v době t 1 dojde k poklesu litostatického tlaku a díky tomu i úniku rozpuštěného Pb ve vodě z kanálků metamiktních zirkonů spodní průsečík datuje výzdvih (=exhumaci) alterační model alterované zóny zirkonů dávají mladší stáří spodní průsečík často ~ 0 Ma rekrystalizace při nízkých T narušení struktury a rekrystalizace při nízkých teplotách (T ~ 300 ºC) metamiktní zirkony ztrácejí Pb (další diskuze: Mezger & Krogstad, 1997)

Modely interpretace diskordantních dat Snížení stupně diskordance Pečlivý výběr nealterovaných zrn (handpicking) Magnetická separace (nejméně magnetických zrn) (Krogh 1982a) (Dickin 1995)

Modely interpretace diskordantních dat Snížení stupně diskordance Pečlivý výběr nealterovaných zrn (handpicking) Magnetická separace (nejméně magnetických zrn) Abraze (Krogh 1982b) Před Po

Modely interpretace diskordantních dat (Parrish & Noble 2003)

Studium interní struktury zirkonových krystalů BSE (zpětně odražené elektrony, back-scattered electrons) CL (katodová luminescence, cathodoluminescence)

Studium interní struktury zirkonových krystalů BSE - jasnější partie s vyšší průměrnou atomovou hmotností CL různé hypotézy, vysvětlující aktivační mechanismy většinou CL intenzita klesá s rostoucími obsahy U a Th, a dostáváme fotografie inverzní k BSE (?poškození krystalové mřížky radiací, Nasdala et al. 2003) CL BSE

MAGMATICKÉ STÀDIUM NOVÝ RŮST REKRYSTALIZACE INHERITANCE & REKRYSTALIZACE Granulity, Lišov (Janoušek et al. 2006)

U (Th) Pb datování akcesorických minerálů Konvenční U Pb datování stáří intruzívních hornin (zirkon, monazit, titanit, apatit, rutil ) lépe kyselé granitoidy (vysoké obsahy zirkonu), pro bazičtější horniny (diority a gabra) je třeba velkých vzorků (i 50 80 kg) zirkony kyselých magmatitů, zvláště fanerozoických, mívají často značné množství inheritance; zirkony bazičtějších hornin nižší obsahy U, proto se hůře analyzují, ale mají tendenci být více konkordantní stáří metamorfózy (zirkon, monazit, titanit, apatit, granát, glaukofán), u metamorfovaných vyvřelých hornin často i protolitu (zirkon)

Evaporační metoda Evaporační metoda (Kober 1986 a 1987) dvojité Re vlákno, na jednom upevněn krystal zirkonu, zahříván na ca.1400 1500 ºC dochází k přeměně zirkonu na baddeleyit, reakce postupuje do středu krystalu 1. krok: odpaření radiogenního Pb, spolu s ZrO 2 a SiO 2, jejich usazení na druhém vlákně (5 10 min) 2. krok: analýza izotopického složení tohoto Pb opakuje se pro stále vyšší T (odpařování lépe vázaného Pb, od okrajů ke středu zrna)

Evaporační metoda Výhody rychlá, levná metoda (nevyžaduje přípravu několika čistých minerálních frakcí, odpadají chemické separace) stáří jednotlivých zrn (např. provenance sedimentů...) Nevýhody počítají se 207 Pb/ 206 Pb stáří (tj. předpokládá se, že je zirkon konkordantní) = minimální stáří ne tak přesná jako konvenční datování Geochronologie (Kröner et - al. obecně 1998)

SHRIMP SHRIMP in-situ analýza, sekundární paprsek Pb iontů způsobený bombardováním vzorku proudem lehkých iontů (nejčastěji kyslíku) (SIMS) Výhody datování přímo ve výbruse stáří jednotlivých zón v rámci studovaného krystalu (v kombinaci s CL, BSE) např. interpretace zirkonů se složitou inheritancí, z polymetamorfních terénů vysoké rozlišení (lepší než ~ 10-20 µm) Nevýhody složitá instrumentace (interference) dlouhá doba měření (~ 30 min.) drahá, málo dostupná metoda

SHRIMP Granulity ze Saského masívu (Kempe et al., 2000)

SHRIMP Granulit, Prachatický masív (Kröner et al. 2000)

LA ICP-MS LA ICP-MS Výhody datování přímo ve výbruse stáří jednotlivých zón v rámci studovaného krystalu výrazně levnější než SHRIMP mnohem rychlejší, analýza trvá několik minut Nevýhody složitá instrumentace (interference) několikrát menší rozlišení, o něco nižší přesnost než SHRIMP Srovnání SIMS a LA ICP-MS datování zirkonu (Košler & Sylvester 2003)

LA ICP-MS Granulity, Lišov (Janoušek et al. 2006)

Datování monazitu elektronovou mikrosondou Chemické datování monazitu elektronovou mikrosondou (CHIME) (Suzuki et al. 1994, Montel et al. 1996) Th Pb = 232 λ [ ] [ ] [ 232 t U λ238t U λ235t e 1 208 + 0.9928 e 1 206 + 0.0072 e 1]207 238.04 238.04 Výhody datování přímo ve výbruse extrémně rychlá a levná metoda, ideální pro studium neznámých (polymetamorfních) terénů, provenanci sedimentů Nevýhody nepřesná stáří veškeré Pb se považuje za radiogenní (nelze aplikovat opravu na common lead ) (Montel et al. 1996)

(Cocherie et al. 1998)

Datování monazitu elektronovou mikrosondou (a) (a) (Cocherie et al. 1998)

(Goncalves et al. 2005)

Datování pomocí nerovnováhy v rozpadové řadě Princip 238 U, 235 U a 232 Th se nerozpadají na stabilní izotopy Pb přímo, nýbrž tvoří rozpadové řady v rozpadové řadě rychlost rozpadu dceřiného a mateřského izotopu má tendenci k ustavení rovnováhy (secular equilibrium)

Datování pomocí nerovnováhy v rozpadové řadě rovnováha nastane vždy po stejné době a poměr mateřského (P) a dceřiného (D) izotopu se pak již nemění, množství atomů je nepřímo úměrné rozpadové konstantě dn = λ... 0N0 = λ1n 1 = λ2n2 dt před dosažením rovnováhy je rychlost změny počtu atomů 1. dceřiného prvku, tj. 2. v rozpadové řadě, dána rozdílem mezi rychlostí, kterou tento prvek vzniká a rychlostí, kterou se rozpadá: dn = λpnp λdnd dt po dosažení rovnováhy jsou aktivity (tj. počet rozpadů za daný čas) obou izotopů stejné, tedy: 0 = λ N λ N dn dt P P D = dn dt D P D

Datování pomocí nerovnováhy v rozpadové řadě Pokud přírodní procesy jako zvětrávaní a sedimentace vedou k narušení sekulární rovnováhy, mohou být datovány (metody daughter-excess a daughter-deficiency) (Dickin 1995)

Datování pomocí nerovnováhy v rozpadové řadě V SI je aktivita udávána v becquerelech (Bq = 1 rozpad/s), starší jednotkou je Curie (Ci, 3.7 10 10 Bq), měření se realizuje alfa spektrometry nebo hmotovými spektrometry 234 U excess (závorky níže znamenají aktivity) ( 234 U)/( 238 U) po dosažení rovnováhy = 1 tento poměr ale může být v některých horninách, především sedimentárních, vyšší (dokonce > 10), protože 234 U je uvolňováno při zvětrávání přednostně (je vázáno v partiích krystalové mřížky porušených α rozpadem a také má tendence se vyskytovat jako +VI, tedy rozpustný iont) 234 238 234 ( U ) = ( U ) + ( U ) U Excess 234 U současnost

Datování pomocí nerovnováhy v rozpadové řadě 234 U excess Protože aktivita 238 U se prakticky nemění v datované době (má v porovnání s 234 U dlouhý poločas rozpadu): 234 0 234 0 238 ( U ) U = ( U ) ( U ) 234 234 0 λ234t ( U ) = ( U ) e U U počáteční stav zákon radioaktivního rozpadu ( ) t e 238 234 0 238 ( ) = ( U ) + ( U ) ( U ) U 234 234 λ Excess 234 U

Datování pomocí nerovnováhy v rozpadové řadě Uran má dlouhou dobu setrvání v mořské vodě (>300 tis. let), a poměr ( 234 U)/( 238 U) je proto konstantní (1.14 ± 0.03). Uran se váže především do karbonátů => metoda je vhodná pro datování korálů (až 1 Ma) nepoužitelná pro sladké/brakické vody nevhodná i pro HT aplikace, protože pak se krystalová mřížka sama opravuje (annealing) a 234 U/ 238 U pak nefrakcionují 234 U excess ( ) t e 238 234 0 238 ( ) = ( U ) + ( U ) ( U ) U 234 234 λ 234 238 U 1 = + 1 e U 234 λ 234 238 U U 0 1.14 t

230 Th- 238 U Thorium je málo mobilní, navíc má krátkou dobu setrvání v mořské vodě (c. 350 let) Chování má tedy opačné než uran, který je mobilní především v oxidovaném stavu a má dlouhou dobu setrvání v oceánu V sedimentech 230 Th vzniklé rozpadem 238 U se téměř okamžitě adsorbuje na povrch sedimentu => excess 230 232 Th U Excess 230 Th = Th Th 230 Th λ230 232 0 e. Pozor! Složitá matematika. t

Datování pomocí nerovnováhy v rozpadové řadě 230 Th- 238 U Datování sedimentů: metoda je vhodná pro určování rychlosti sedimentace (např. růst manganových nodulí) datování korálů (neobsahují téměř žádné Th), především studium fluktuace mořské hladiny (poslední doba ledová, c. 150 tis. let)

Datování pomocí nerovnováhy v rozpadové řadě 230 Th- 238 U izochrony Minerál l Minerál 2 Faure (1986) Datování vyvřelých hornin: na počátku různé poměry U/Th a stejné poměry ( 230 Th)/( 232 Th) pro jednotlivé minerály nebo lávy lim t Pak snaha dosáhnout rovnováhy => rotace 230 232 Th Th = 238 232 U Th

Použitá a doporučená literatura ALLÈGRE C. J. 2008. Isotope Geology. Cambridge University Press. ARNDT N.T. & GOLDSTEIN S.L. 1987. Use and abuse of crust-formation ages. Geology 15: 893 895. BOURDON B., HENDERSON G.M., LUNDSTROM C.C., TURNER S.P. (eds) 2003. Uraniumseries Geochemistry. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, vol. 52. Mineralogical Society of America and Geochemical Society, Washington. COCHERIE, A. et al. 1998. Geochronology of polygenic monazites constrained by in situ microprobe Th-U-total lead determination: implications for lead behaviour in monazite. Geochimica et Cosmochimica Acta, 62, 2475-2497. CORFU, F. et. al. 2003. Atlas of zircon textures. In: HANCHAR, J. M & HOSKIN, P. W. O. (eds): Zircon. Mineralogical Society of America and Geochemical Society. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 53, Washington, pp. 469-503. DEPAOLO D.J. 1988. Neodymium Isotope Geochemistry. Springer, Berlin. DICKIN AP (2005) Radiogenic Isotope Geology. Cambridge University Press, Cambridge. FAURE G. 1986. Principles of Isotope Geology. J. Wiley & Sons, Chichester. FAURE G., MENSING T.M. 2004. Isotopes: Principles and Applications. Wiley, New Jersey. GEYH M.A. & SCHLEICHER H. 1990. Absolute Age Determination. Springer Verlag, Berlin.

Použitá a doporučená literatura GONCALVES, P., WILLIAMS, M. L. & JERCINOVIC, M. J., 2005. Electron-microprobe age mapping of monazite. American Mineralogist, 90, 578-585. JACOBSEN S.B. & WASSERBURG G.J. 1980. Sm Nd evolution of chondrites. Earth Planet. Sci. Lett. 50: 139 155. JANOUŠEK, V. et al. 2004. Deciphering 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. Transactions of the Royal Society of Edinburgh, Earth Sciences, 95, 141-159. JANOUŠEK,V. et al. 2006. Low-pressure granulites of the Lišov Massif, Southern Bohemia: Viséan metamorphism of Late Devonian plutonic arc rocks. Journal of Petrology, 47, 705-744. KOBER, B., 1986. Whole-grain evaporation for 207 Pb/ 206 Pb-age-investigations on single zircons using a double-filament thermal ion source. Contributions to Mineralogy and Petrology, 93, 482-490. KOBER, B., 1987. Single-zircon evaporation combined with Pb+ emitter bedding for 207 Pb/ 206 Pbage investigations using thermal ion mass spectrometry, and implications to zirconology. Contributions to Mineralogy and Petrology, 96, 63-71. KROGH, T. E., 1982a. Improved accuracy of U-Pb zircon dating by selection of more concordant fractions using a high gradient magnetic separation technique. Geochimica et Cosmochimica Acta, 46, 631-635. KROGH, T. E., 1982b. Improved accuracy of U Pb zircon ages by the creation of more concordant systems using an air abrasion technique. Geochimica et Cosmochimica Acta, 46, 637-649.

Použitá a doporučená literatura KRÖNER, A. et al. 1998. Further evidence for an early Carboniferous (c. 340 Ma) age of highgrade metamorphism in the Saxonian granulite complex. Geologische Rundschau, 86, 751-766. KRÖNER, A. et al. 2000. Zircon ages for high pressure granulites from South Bohemia, Czech Republic, and their connection to Carboniferous high temperature processes. Contributions to Mineralogy and Petrology, 138, 127-142. KULLERUD, L. 1991. On the calculation of isochrons. Chemical Geology (Isotope Geoscience Section) 87, 115 124. LUDWIG K.R. 1993. Isoplot, a plotting and regression program for radiogenic-isotope data, version 2.60. US Geological Survey Open-File Report 91 445, pp. 1-40. LUDWIG K. R. 2012. Isoplot/Ex version 3.75. A geochronological toolkit for Microsoft Excel, User's Manual. Berkeley Geochronology Center Special Publications 5, pp 1 75. LUGMAIR G.W. & MARTI K.1978. Lunar initial 143 Nd/ 144 Nd: differential evolution line of the lunar crust and mantle. Earth Planet. Sci. Lett. 39: 349 357. MEZGER, K. & KROGSTAD, E. J., 1997. Interpretation of discordant U Pb zircon ages: An evaluation. Journal of Metamorphic Geology, 15, 127-140. MICHARD A., GURRIET P., SOUDANT M. & ALBARÉDE F. 1985. Nd isotopes in French Phanerozoic shales: external vs. internal aspects of crustal evolution: Geochim. Cosmochim. Acta 49: 601 610.

Použitá a doporučená literatura MONTEL, J. M. et al. 1996. Electron microprobe dating of monazite. Chemical Geology, 131, 37-53. NASDALA, L. et. al. 2003. Spectroscopic methods applied to zircon. In: Hanchar, J. M. & Hoskin, P. W. O. (eds): Zircon. Mineralogical Society of America and Geochemical Society Reviews in Mineralogy and Geochemistry 53, Washington, 427-467. PARRISH, R. R. & NOBLE, S. R., 2003. Zircon U-Th-Pb Geochronology by Isotope Dilution - Thermal Ionization Mass Spectrometry (ID-TIMS). In: HANCHAR, J. M & HOSKIN, P. W. O. (eds): Zircon. Mineralogical Society of America and Geochemical Society. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 53, Washington, 183-213. PROVOST A. 1990. An improved diagram for isochron data. Chemical Geology (Isotope Geoscience Section) 80, 85 99. 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.

Použitá a doporučená literatura SUZUKI, K., ADACHI, M. & KAJIZUKA, I., 1994. Electron microprobe observations of Pb diffusion in metamorphosed detrital monazites. Earth and Planetary Science Letters, 128, 391-405. TERA, F. & WASSERBURG, G. J., 1972. U-Th-Pb systematics in three Apollo 14 basalts and the problem of initial Pb in lunar rocks. Earth and Planetary Science Letters, 14, 281-304. TILTON, G. R., 1960. Volume diffusion as a mechanism for discordant lead ages. Journal of Geophysical Research, 65, 2933-2945. XAFI DA SILVA J.J., ALBERTO DOS SANTOS C. & PROVOST A. 1986. Granito Serra do Acari: geologia e implacação metalogenética (folha Rio Mapuera, NW do estado do Pará). Proc. 2 nd Symp. on Geology of Amazônia, Belém, Vol. 2. Soc. Bras. Geol., São Paulo, pp. 93 109. YORK D. 1969. Least-squares fitting of a straight line with correlated errors. Earth Planet. Sci. Lett., 5: 320 324.

Webové odkazy Cornell University Isotopic Geology http://www.geo.cornell.edu/geology/classes/geo656/656home.html Dickin Radiogenic Isotopes Geology http://www.onafarawayday.com/radiogenic/ Flashed teaching resources in geology http://webgeology.alfaweb.no/ Isoplot http://www.bgc.org/isoplot_etc/isoplot.html