Geochronologia monazytu - Monazite geochronology

Ilustracja przedstawiająca mapę wieku i wzór podziału na strefy ziarna monazytu. Jaśniejszy kolor reprezentuje starszy wiek. Edytowane po Williamsie, 1999.

Geochronologia monazytu to technika datowania służąca do badania historii geologicznej przy użyciu minerału monazytu . Jest to potężne narzędzie w badaniu złożonej historii szczególnie skał metamorficznych , a także magmowych , osadowych i hydrotermalnych . Datowanie wykorzystuje procesy radioaktywne w monazycie jako zegar.

Wyjątkowość geochronologii monazytu wynika z wysokiej odporności termicznej monacytu, która pozwala na zachowanie informacji o wieku w historii geologicznej. W miarę wzrostu monazytu tworzy kolejne generacje o różnym składzie i wieku, zwykle bez wymazywania poprzednich, tworząc wzorce podziału na strefy w monacycie. Ze względu na podział wiekowy, datowanie powinno odbywać się na poszczególnych strefach, a nie na całym krysztale. Również tekstury kryształów monazytu mogą reprezentować pewien rodzaj wydarzeń. Dlatego wymagane są techniki bezpośredniego próbkowania o wysokiej rozdzielczości przestrzennej, aby badać te małe strefy indywidualnie, bez uszkadzania tekstur i podziałów.

Zaletą geochronologii monazytu jest możliwość powiązania składu monazytu z procesami geologicznymi. Znalezienie wieku stref kompozycyjnych może oznaczać odnalezienie wieku procesów geologicznych.

Rozpad U i Th na Pb

Monazyt to fosforan pierwiastka ziem rzadkich o wzorze chemicznym np. (Ce, La, Nd, Th, Y)PO ₄ . Występuje w niewielkiej ilości jako minerał pomocniczy w wielu skałach magmowych, metamorficznych i osadowych. Minerały monazytowe zawierają znaczne ilości pierwiastków promieniotwórczych Th i U , które wyzwalają procesy promieniotwórcze. Te dwa pierwiastki sprawiają, że minerał ten nadaje się do datowania radiometrycznego .

W procesach promieniotwórczych trzy niestabilne izotopy rodzicielskie rozpadają się na odpowiadające im stabilne izotopy potomne Pb. Każdy po łańcuchu rozpadu obejmującej alfa i beta rozpadów , macierzysty izotopy ²³⁸ U, ²³⁵ U i ²³² Th, rozpadają się na szeregu pośrednich pochodnych izotopów i w końcu doprowadzić do trwałych izotopów ²⁰⁶ PB ²⁰⁷ Pb i ²⁰⁸ Pb, odpowiednio. Każdy łańcuch rozpadu ma unikalny okres półtrwania , co oznacza, że ​​izotopy potomne są generowane w różnym tempie.

Procesy rozpadu można uprościć następującymi równaniami, które pomijają wszystkie pośrednie izotopy potomne.

${\ Displaystyle ^ {238} U \ rightarrow ^ {206} Pb + 8 \ alfa + 6 \ beta ^ {-} + energia \ quad \ lambda _ {238} = 1,55125 {e} ^ {-10} rok ^ { -1}\quad t_{1/2}=9842lata}$

${\ Displaystyle ^ {235} U \ rightarrow ^ {207} Pb + 7 \ alfa + 4 \ beta ^ {-} + Energia \ quad \ lambda _ {235} = 9,8485 {e} ^ {-10} rok ^ { -1}\quad t_{1/2}=1550yr}$

${\ Displaystyle ^ {232} Th \ rightarrow ^ {208} Pb + 6 \ alfa + 4 \ beta ^ {-} + Energia \ quad \ lambda _ {232} = 4,9475 {e} ^ {-10} rok ^ { -1}\quad t_{1/2}=3086lat}$

gdzie α oznacza cząstkę alfa , β ⁻ oznacza cząstkę beta , λ oznacza stałą rozpadu a t _½ oznacza okres półtrwania .

Geochronologia monazytu bada stosunek izotopów macierzystych do izotopów potomnych (stosunek izotopowy) i oblicza, ile czasu minęło od rozpoczęcia akumulacji izotopów potomnych.

Wiek radiometryczny i geologiczny

Wiek radiometryczny reprezentuje czas, w którym rozpoczyna się proces rozpadu. Wiek geologiczny reprezentuje czas wystąpienia zdarzenia geologicznego. Manipulowanie stosunkami izotopowymi może dać nam jedynie wiek radiometryczny. Aby uzyskać wiek geologiczny, musimy poznać relacje między nimi. Innymi słowy, jak zdarzenia geologiczne wpływają na system radioaktywny w monazycie? W rzeczywistości system radioaktywny jest jak cyfrowy „zegar”, podczas gdy procesy geologiczne mogą przypominać wymianę baterii. Po włożeniu nowej baterii „zegar” zaczyna odliczać od 00:00. Ten proces nazywamy mechanizmem resetowania wieku. W monacycie zmiana wieku jest spowodowana utratą Pb. Pb jest produkowany w sposób ciągły przez rozpady U i Th, odkąd radioaktywny system (zegar) zaczyna działać. Im więcej Pb (lub mniej U i Th) zawiera system, tym dłużej minął okres. Jeśli cały Pb zostanie nagle usunięty z monazytu przez wydarzenie geologiczne (wymiana baterii), wiek ponownie spadnie do zera (00:00). Zanim zastanowimy się, jakie dokładnie zdarzenia geologiczne powodują utratę ołowiu (patrz rozdział: Interpretacja i zastosowanie), ważne jest poznanie dwóch mechanizmów powodujących utratę ołowiu w monazycie.

Mechanizmy utraty Pb

Dyfuzja w ciele stałym

Dyfuzja w stanie stałym to ruch netto atomów w fazie stałej z obszaru o wyższym stężeniu do obszaru o niższym stężeniu. Łatwo wyobrazić sobie dyfuzję w fazie ciekłej jako rozpływający się tusz w wodzie. Dyfuzja ołowiu w stanie stałym jest wymianą netto ołowiu w stałym minerale ze środowiskiem zewnętrznym, które zwykle jest płynem. W większości przypadków ołów jest transportowany z minerału do płynu, powodując utratę ołowiu, a tym samym resetowanie się wieku.

Szybkość dyfuzji wzrasta wraz z temperaturą, ponieważ atomy poruszają się szybciej. Jednakże, gdy minerał ochładza się, a struktura krystaliczna staje się pełniejsza, dyfuzje izotopów macierzystych i potomnych zwalniają i ostatecznie stają się nieistotne w określonej temperaturze. Ta temperatura zamknięcia (T _c ) zależy od współczynnika wielkości kryształów, kształt, szybkość chłodzenia i dyfuzji, co z kolei zmienia się dla każdego z systemów radioaktywnych mineralnych i. Oznacza to, że powyżej T _c, Pb stale utracone i zegar radioaktywny utrzymując zero. Gdy temperatura spada poniżej T _c , system jest zamknięty i rozpoczyna się zliczanie zegara.

Monazyt charakteryzuje się wysoką zdolnością zatrzymywania Pb nawet w wysokich temperaturach przez dłuższy czas. Temperatura zamknięcia monazytu w systemie U-Th-Pb jest wyższa niż 800 °C, znacznie wyższa niż w przypadku innych pospolitych minerałów.

Wspomagane płynem rozpuszczanie-wytrącanie

Sukcesywny wzrost ziarna monazytu przez wspomagane płynem rozpuszczanie-strącanie. (1) Monazyt (pomarańczowy) rozpuszcza się wzdłuż frontu reakcji w kontakcie z płynem (żółty) (2) Monacyt wytrąca się jako zmieniony monacyt o nowym składzie chemicznym (różowy) (3) Reakcja przebiega dalej, a ciecz jest transportowana na front reakcji przez ścieżki infiltracji. (A) Reakcja ustała z powodu rekrystalizacji wytrącającej się fazy (ciemnopomarańczowy). (B) Reakcja ustała z powodu zmiany układu reakcyjnego (niebieski).

W przeciwieństwie do dyfuzji w stanie stałym, wspomagane płynem rozpuszczanie i wytrącanie występuje poniżej T _c . Oddziaływanie między fazą mineralną a współistniejącą fazą płynną podczas zdarzeń geologicznych bezpośrednio przyczynia się do tego procesu. Jest to reakcja chemiczna napędzana przez stabilizację systemu poprzez minimalizację energii swobodnej Gibbsa . Reaktywny płyn występuje jako katalizator i źródło reagentów do reakcji.

Jeśli proces geologiczny wytworzy odpowiedni płyn i temperaturę, monazyt rozpuszcza się w kontakcie z płynem (front reakcji) i ponownie wytrąca się jako zmieniony monazyt o nowym składzie chemicznym. Szybkości rozpuszczania i ponownego wytrącania są takie same, tak że pierwotna faza mineralna jest zawsze w kontakcie z fazą wytrącającą, oddzieloną jedynie cienką warstwą płynu jako ośrodka reakcji. Gdy reakcja jest aktywowana, jest samoczynna. Front reakcji migruje w kierunku centrum macierzystego monacytu, pozostawiając za sobą nowo utworzony monacyt, tworząc strukturę rdzeń-obrzeże.

Skład fazy wytrącania zależy od składu płynu i temperatury. Podczas większości reakcji ołów jest skutecznie usuwany, a wytrącająca się faza jest wolna od ołowiu. Dlatego też wiek nowo utworzonej obręczy jest resetowany, reprezentujący czas tej przemiany.

Zasadniczo istnieją dwa czynniki, które mogą spowodować, że reakcja ustanie. (A) Reakcja ustaje z powodu rekrystalizacji fazy wytrącania, usuwając wszystkie ścieżki infiltracji płynu. Skutkuje to płynnymi inkluzjami w monazycie. (B) Reakcja ustaje z powodu zmiany w systemie, takiej jak skład płynu i monazytu, co powoduje, że reakcja ta nie jest już reaktywna.

Implikacje dla geochronologii monazytu

Zakres procesów geologicznych w różnych temperaturach rejestrowanych przez monazyt, cyrkon i apatyt w datowaniu U-Pb

Ponieważ dyfuzja reagentów pomiędzy fazą rozpuszczania a fazą wytrącania jest powolna, płyn jest niezbędny do zapewnienia łatwego transportu reagentów. Jednak w miarę postępu reakcji faza rozpuszczania i płyn są oddzielone przez stałą fazę wytrącania, blokując transport reagentów. Dlatego w fazie wytrącania musi występować pewna wzajemnie połączona porowatość, która umożliwia infiltrację płynu i napędzanie frontu reakcji.

Większość innych geochronometrów ma zwykle znacznie niższą temperaturę zamknięcia. Raz są one poddawane do wyższej temperatury niż T _c , wszystkie informacje zostaną zresetowane wiek, utraty informacji w wyniku przeszłych zdarzeń geologicznych. W przeciwieństwie do tego, ponieważ monazyt ma wysokie T _c , mimo że może doświadczyć młodszego metamorfizmu wysokiej klasy w wysokich temperaturach, prawdopodobnie zachowana zostanie poprzednia historia geologiczna. Ponadto, rozwiązanie wytrącanie jest zwykle wyzwalane przez geologicznych zdarzeń, takich jak metamorfizmem , odkształcenia i hydrotermalnych naprzemiennie pod T _C . Każde z tych zdarzeń zapisuje nowe informacje o wieku, przyspieszając nową domenę bez wymazywania starszych informacji. Dlatego jest prawdopodobne, że monazyt zachowuje pełną historię pokoleń.

Monazyt i cyrkon to dwa minerały powszechnie stosowane w geochronologii do badania historii geologicznej. Oba wykazują wysokie temperatury zamknięcia, dzięki czemu nadają się do rejestrowania zdarzeń magmowych i metamorficznych. Jednak zachowują się inaczej w całej swojej historii geologicznej. Ogólnie rzecz biorąc, monacyt lepiej sprawdza się w rejestrowaniu metamorfizmu (wieku rekrystalizacji) z różnymi wzorcami podziału na strefy w wieku i składzie. Cyrkon nie jest tak reaktywny jak monazyt podczas reakcji metamorficznych i lepiej nadaje się do rejestrowania zdarzeń magmowych (wieku ochładzania). Ponadto monacyt nadaje się do datowania stosunkowo niskotemperaturowych metamorfizmów, na przykład facji amfibolitowych niż cyrkonowych.

Strefa monazytowa

Podział na strefy jest cechą charakterystyczną monazytu. Pojedyncze ziarno monazytu może zawierać domeny o wyraźnie różnym składzie i wieku. Domeny te są powszechnie akceptowane jako reprezentujące epizody w historii geologicznej ze wzrostem lub rekrystalizacją monazytu. Kluczem do geochronologii monazytów jest ustalenie, jakie zdarzenia geologiczne lub środowiska reprezentuje domena, poprzez porównanie jej składu chemicznego ze stabilnością i reakcjami minerałów. Wiek wydarzenia jest zatem reprezentowany przez wiek domeny.

Idealna formuła monazytu to [LREE(PO ₄ )], zmienność składu wynika głównie z chemicznego podstawienia lekkich pierwiastków ziem rzadkich (REE) w monacycie przez inne pierwiastki. Jednym z powszechnych substytucji jest wymiana między LREE z Th i Ca oraz P z Si w celu utworzenia huttonitu [ Th ( Si O ₄ )] i brabantytu [ CaTh (PO ₄ ) ₂ ]. Ponieważ wszystkie trzy minerały mają tę samą strukturę chemiczną, są one trzema elementami końcowymi w swoim roztworze stałym , co oznacza, że ​​pojawiają się w tej samej fazie stałej, w której następują substytucje. Należy zauważyć, że schematy podziału na strefy mogą nie być takie same, gdy bierzemy pod uwagę różne elementy, a podział wieku może w ogóle nie mieć związku z podziałem kompozycyjnym. (patrz zdjęcia z sekcji: procedury analityczne) Należy więc bardzo uważać w łączeniu stref. W naturalnym monacycie wzór podziału na strefy może być złożony i trudny do zinterpretowania. Poniżej opisujemy kilka prostych schematów podziału na strefy chemiczne i związane z nimi interpretacje. Wzorce stref związane z aktywnością magmową są zwykle łatwe do interpretacji. Jednak te związane z metamorfizmem są bardziej skomplikowane.

Koncentryczny podział na strefy

Koncentryczny podział na strefy: monazyt rośnie z nowymi kolejnymi warstwami o różnych składach

Podział na strefy: różne pierwiastki krystalizują się preferencyjnie na różnych ścianach kryształu

Podział na strefy rdzeń-obręcz: zmieniona obręcz uformowana wokół oryginalnego rdzenia w wyniku reakcji rozpuszczania i wytrącania

Wzorce zagospodarowania przestrzennego monazytu. Intensywność koloru reprezentuje koncentrację określonego pierwiastka. Edytowane po Williamsie, 2007

Jednym ze sposobów powstawania monazytu jest krystalizacja z wytopu magmowego . Koncentryczny podział na strefy odzwierciedla zmieniający się skład stopu, który wpływa na skład krystalizującego monacytu.

Podział na strefy

Podział na strefy jest również związany z krystalizacją monazytu w stopie. Jednak niektóre elementy mogą mieć tendencję do krystalizacji na określonej powierzchni kryształu . Powoduje to nierównomierny wzrost i skład.

Podział na strefy rdzeń-obręcz

Podział na strefy rdzeń-obrzeże jest zwykle związany z rozpuszczaniem i wytrącaniem wspomaganym płynem w reakcjach metamorficznych, tworząc kolejne obrzeża, z których każda ma nowy skład. Skład płynu i stopień metamorficzny (H/T) są ważnymi czynnikami wpływającymi na skład obręczy.

Inne wzorce zagospodarowania przestrzennego

Cętkowane i niejednolite wzory stref są bardziej złożonymi strefami. Interpretacje zazwyczaj nie są proste.

Podejścia randkowe

Datowanie izotopowe i datowanie chemiczne to dwie typowe metody stosowane w geochronologii monazytów. Obie metody wykorzystują radioaktywność Th i U w monazycie.

Randki izotopowe

Datowanie izotopowe wymaga pomiaru stężenia izotopów radioaktywnych U i Th oraz radiogenicznego Pb w monacycie. Traktując każdy łańcuch rozpadu w układzie U-Th-Pb niezależnie, można otrzymać trzy klasyczne równania izochroniczne:

${\ Displaystyle \ lewo ({\ Frac {^ {206} Pb} {^ {204} Pb}} \ prawej) = \ po lewej ({\ Frac {^ {206} Pb} {^ {204} Pb}} \ po prawej)_{0}+\lewo({\frac {^{238}U}{^{204}Pb}}\prawo){\bigl (}e^{\lambda _{238}t}-1{ \duży )}}$

${\ Displaystyle \ lewo ({\ Frac {^ 207} Pb} {^ {204} Pb}} \ prawej) = \ lewo ({\ Frac {^ 207} Pb} {^ {204} Pb}} \ po prawej)_{0}+\lewo({\frac {^{235}U}{^{204}Pb}}\prawo){\bigl (}e^{\lambda _{235}t}-1{ \duży )}}$

${\ Displaystyle \ lewo ({\ Frac {^ 208} Pb} {^ {204} Pb}} \ prawej) = \ lewo ({\ Frac {^ 208} Pb} {^ {204} Pb}} \ po prawej)_{0}+\lewo({\frac {^{232}Th}{^{204}Pb}}\right){\bigl (}e^{\lambda _{232}t}-1{ \duży )}}$

gdzie reprezentuje początkowy stosunek izotopowy po zresetowaniu systemu, t reprezentuje czas po resecie systemu, a λ ²³⁸ , λ ²³⁵ i λ ²³² są stałymi zaniku odpowiednio ²³⁸ U, ²³⁵ U i ²³² Th. ${\displaystyle {\duży (}\quad {\duży )}_{0}}$

Kombinacje zastosowania powyższych równań, takie jak datowanie U-Th-Pb, datowanie U-Pb i datowanie Pb-Pb, wymagają różnych poziomów technik analitycznych i oferują różne poziomy precyzji i dokładności. Ogólna niepewność w zmierzonych wiekach wynosi 2σ (np.).

Datowanie chemiczne/ Całkowite datowanie Pb

Datowanie chemiczne wymaga pomiaru zawartości pierwiastków U, Th i Pb, ale nie izotopów. Datowanie U-Th-total Pb, znane również jako datowanie mikrosondą elektronową U-Th-Pb, mierzy obfitość pierwiastków trzech pierwiastków za pomocą mikrosondy elektronowej i oblicza wiek (t) za pomocą poniższego równania.

$${\ Displaystyle Pb = {\ Frac {Th} {232}} [\ exp (\ lambda ^ {232} t) -1 208 + {\ Frac {U} {238,04}} 0.9928 \ razy [\ exp (\ lambda ^{238}t)-1]206+{\frac {U}{235}}0.0072\times [\exp(\lambda ^{235}t)-1]207}$$

Aby wyniki datowania chemicznego były prawidłowe, wymagane są następujące założenia:

1. Pb nieradiogenny jest nieistotny w porównaniu z Pb radiogenicznym.
2. Nie wystąpiła żadna modyfikacja U/Th/Pb z wyjątkiem radioaktywności.

Pierwsze założenie wydaje się być prawdziwe, ponieważ monazyt prawdopodobnie nie będzie zawierał Pb podczas swojego wzrostu. Stwierdzono, że w wielu testach laboratoryjnych zawartość nieradiogenicznego Pb jest bardzo niska, prawie zawsze poniżej 1 ppm. Najczęstszym błędem wynikającym z tego założenia jest zanieczyszczenie ołowiem podczas przygotowania próbki. Drugie założenie jest zwykle uzasadnione zgodnym zachowaniem minerału obserwowanym w testach. Oznacza to, że system jest albo całkowicie zresetowany, albo nie ma na nie wpływu procesy geologiczne, nie ma częściowego resetowania systemu. Drobne błędy mogą powstać z powodu nieznacznych zakłóceń podczas przenoszenia masy.

Teoria mówi, że monacyt ma wysoką zawartość Th (zwykle 3–15% i do 25% swojej masy) oraz U (zwykle setki ppm i do 5% w stężeniu). W związku z tym Pb gromadzi się z dużą szybkością w procesach radioaktywnych. W ciągu niecałych setek lat osiąga wystarczająco wysoki poziom, aby można go było dokładnie zmierzyć mikrosondą elektronową.

Techniki analizy

Podział wieku i składu, a także tekstura monazytu dostarczają dowodów na sukcesywny wzrost kryształu podczas dyskretnych zdarzeń geologicznych. Zakres informacji, jakie można uzyskać, w dużej mierze zależy od technik analitycznych stosowanych w geochronologii.

Porównanie analizy konwencjonalnej i analizy in situ

Analiza konwencjonalna

Konwencjonalnie monazyt oddziela się od próbek metodami rozpuszczania i chemicznymi. Do datowania wybiera się pojedyncze kryształy lub frakcje, zwykle metodą spektrometrii masowej z jonizacją termiczną (TIMS). Oznacza to, że dla pojedynczego kryształu monazytu lub dla grupy kryształów generowany jest jeden wiek. Uzyskane informacje o wieku są oczywiście niespójne i niedokładne, ponieważ nawet pojedynczy kryształ monazytu zawiera strefy o różnym wieku. Ponadto separacja mechaniczna monacytu często niszczy powiązane informacje teksturowe i przestrzenne w kryształach monazytu, co ma kluczowe znaczenie w interpretacji relacji między domenami i środowiskami geologicznymi.

Analiza in situ

Z powyższych powodów rośnie zapotrzebowanie na analizy in-situ. In situ oznacza analizę ziaren monazytu w ich pierwotnych skałach macierzystych bez separacji (patrz in situ ), tak aby tekstura i wzór podziału na strefy pozostały nienaruszone w celu ujawnienia bardziej kompleksowej historii geologicznej skały macierzystej. Do analizy in-situ wymagane są techniki bezpośredniego próbkowania, wysoka rozdzielczość przestrzenna i precyzja. Wraz z postępem technologicznym coraz więcej narzędzi pomiarowych, takich jak spektrometria mas z plazmą sprzężoną indukcyjnie z ablacją laserową (LA-ICPMS) i spektrometr mas z mikrosondą laserową (LMMS), jest w stanie przeprowadzić taką analizę.

Procedury analizy

Poniżej przedstawiono ogólną procedurę datowania monazytu. Charakterystyki i procedury są różne dla każdego narzędzia pomiarowego, zwłaszcza metody przygotowania próbki i datowania. Szczegóły niektórych popularnych narzędzi pomiarowych są opisane w rozdziale: Narzędzia pomiarowe.

1. przygotowanie próbki
2. Identyfikacja i mapowanie monazytu
3. Mapowanie kompozycyjne monazytu
4. Mapowanie wieku monazytu
5. Randki ilościowe

Przygotowanie próbki: Cienkie fragmenty skał wapiennych

Identyfikacja monazytu: Ilustracja przedstawiająca obraz elektronu wstecznie rozproszonego próbki skały z monacytem (w środku w kolorze białym). Edytowane po Williamsie, 1999.

Mapowanie kompozycyjne: Ilustracja przedstawiająca rentgenowską mapę składową Th ziarna monazytu. Jaśniejszy kolor oznacza wyższą koncentrację. Edytowane po Williamsie, 1999.

Datowanie ilościowe: zmierzony histogram wieku, pokazujący dwie strefy wiekowe w monacycie. Edytowane po Williamsie, 1999.

Ilustracja mapy wieku ziarna monazytu. Jaśniejszy kolor odpowiada starszemu wiekowi. Edytowane po Williamsie, 1999.

przygotowanie próbki

Zarówno w przypadku datowania konwencjonalnego, jak i in situ, przygotowywany jest cienki odcinek interesującej nas skały. Najpierw cienką warstwę skały tnie się diamentową piłą i szlifuje, aby optycznie stała się płaska. Następnie jest montowany na szkiełku wykonanym ze szkła lub żywicy i szlifowany na gładko ziarnem ściernym. Ostateczna próbka ma zwykle grubość zaledwie 30 μm.

Identyfikacja i mapowanie monazytu

Ziarna monazytu identyfikuje się za pomocą badania obrazowania elektronów wstecznie rozproszonych lub/i analizy mikrosondy elektronowej (EMPA) poprzez mapowanie stężenia charakterystycznego Ce w monazycie. Te dwa obrazy są zwykle nakładane, aby jednocześnie odzwierciedlać teksturę próbki i lokalizacje monazytu.

Mapowanie kompozycyjne monazytu

Do mapowania składu wybiera się ziarna monazytu, które wykazują użyteczne związki z mikroteksturami lub minerałami macierzystymi. Mapy pierwiastków głównych, a czasem pierwiastków śladowych, są tworzone przy dużym powiększeniu za pomocą mapowania rentgenowskiego za pomocą mikrosondy elektronowej, aby pokazać wzorce podziału na strefy. Mapy pierwiastków Y, Th, Pb, U okazały się przydatne w identyfikacji domen składu monazytu.

Mapowanie wieku monazytu

Szacowane wieki są obliczane na całej mapie składu poprzez analizę stężenia Th, Pb i U metodą datowania całkowitego Pb. Wynik jest następnie wykorzystywany do wygenerowania mapy wieku, która w przybliżeniu identyfikuje wszystkie domeny wieku.

Randki ilościowe

Za pomocą narzędzi pomiarowych metodą datowania izotopowego wybiera się i datuje pewną liczbę miejsc w domenie wiekowej. Wyniki są następnie analizowane statystycznie, aby określić dokładny wiek każdej domeny wiekowej.

Techniki pomiarowe

Wybór różnych konwencjonalnych lub in-situ technik analizy wpływa na rozdzielczość, precyzję, granice wykrywalności i koszt geochronologii monazytu. Ostatnie postępy analityczne w systemie U-Th-Pb w naturalnym monacycie zostały osiągnięte głównie dzięki (1) spektrometrii masowej z jonizacją termiczną z rozcieńczaniem izotopów (ID-TIMS), (2) spektrometrii masowej jonów wtórnych (SIMS), (3) ablacji laserowej Spektrometria mas z plazmą sprzężoną indukcyjnie (LA-ICP-MS) i (4) analizy mikrosond elektronicznych (EMPA).

Analiza konwencjonalna

Rozcieńczanie izotopów spektrometria mas z jonizacją termiczną

W latach pięćdziesiątych Alfred Nier opracował technikę ID-TIMS, która później stała się pierwszym narzędziem używanym w geochronologii monazytu. Ponieważ metoda ta obejmuje chemiczne oddzielanie monazytu (rozcieńczenie izotopowe), jest uważana za konwencjonalną technikę analityczną. Generalnie pomiar U-Pb zajmuje kilka godzin. Dokładność daty wynosi blisko 0,1%, pod warunkiem, że wieki są zgodne (tj. nie daty odzwierciedlające mieszanie się stref). Uważana jest za najbardziej precyzyjną metodę w geochronologii monazytów.

Ziarna mineralne monazytu są starannie wybierane do datowania. Są one wzbogacane roztworem znacznika i rozpuszczane w HF lub HCl. Za pomocą chemii jonowymiennej U, Th i Pb oddziela się od innych pierwiastków. Cele rozdziału są następujące: (1) potencjalna interferencja izobaryczna powinna zostać usunięta przed analizą ze względu na charakter TIMS o wysokiej czułości i niskiej rozdzielczości masowej; (2) jonizacja elementów będących przedmiotem zainteresowania może być utrudniona przez inne elementy, co powoduje zmniejszenie wielkości i precyzji sygnału.

Oddzielone próbki U, Th i Pb są ostrożnie umieszczane na metalowym włóknie, które jest zwykle wykonane z Re . Elementy są podgrzewane i jonizują się do odpowiednich jonów, które są przyspieszane w silnym polu magnetycznym i mierzone przez detektor.

Roztwór znacznika to roztwór o znanej ilości izotopów znacznika U i Pb. Ze względu na frakcjonowanie pierwiastkowe, oba pierwiastki nie mogą być mierzone jednocześnie przez TIMS. Roztwór znacznika jest zatem używany do pomiaru stosunków izotopu próbki do izotopów znacznika. Stosunki są przeliczane na mole izotopów próbki do datowania.

Analiza in situ

Poniższe techniki pomiarowe mają zastosowanie do analizy in-situ, która obejmuje bezpośrednie pobieranie próbek ziaren monazytu za pomocą padającej wiązki jonów lub lasera.

Spektrometria mas jonów wtórnych (SIMS)

Stary sektor magnetyczny SIMS producenta CAMECA

SIMS to metoda spektrometrii masowej służąca do pomiaru zmienności pierwiastkowej i izotopowej próbek na małą skalę. Jego zdolność do pomiaru w miejscach o małej średnicy (10–40 μm) czyni go użytecznym narzędziem do datowania małych (<100 μm) ziaren minerałów i poszczególnych domen w pojedynczym krysztale. SIMS może osiągnąć precyzję ~3%. Wrażliwa mikrosonda jonowa o wysokiej rozdzielczości (SHRIMP) jest powszechnie uważana za potężne narzędzie wśród SIMS.

SIMS analizuje skład powierzchni mineralnej (kilka μm) poprzez napylanie powierzchni zogniskowaną wiązką jonów pierwotnych w próżni. Uwolnione z minerału jony wtórne są przyspieszane, mierzone i analizowane w spektrometrze mas. Próbki są analizowane rotacyjnie ze wzorcem o znanych proporcjach pierwiastkowych lub izotopowych w celu określenia proporcji w próbce do datowania.

Spektrometria mas z plazmą sprzężoną indukcyjnie do ablacji laserowej (LA-ICPMS)

Zastosowanie LA-ICPMS w geochronologii U-Pb rozpoczęło się w latach 90. XX wieku. Ponieważ umożliwia stosunkowo krótką i tanią analizę o wysokiej rozdzielczości przestrzennej, stała się najczęściej stosowaną metodą geochronologii monazytów. Precyzja LA-ICPMS jest ograniczona standardową zmiennością, która wynosi około 2% danego wieku.

Powierzchnia próbki mineralnej jest napylana laserem wewnątrz celi próbki. Cząstki poddane ablacji są zbierane i wprowadzane do gazu nośnego. Powstałe aerozole są analizowane przez spektrometr mas w celu datowania. Jako system ablacji laserowej w geochronologii powszechnie stosuje się laser na ciele stałym lub gazowy o krótkiej długości fali.

Analiza mikrosond elektronicznych (EMPA)

EMPA jest wykorzystywana w geochronologii monazytu, zwłaszcza do datowania chemicznego in-situ (datowanie total-Pb). Wysoka zawartość U, Th i Pb w monacycie odpowiada wymaganiom wynikającym ze stosunkowo wyższej dolnej granicy wykrywalności. Dlatego EMPA jest szybką i niedrogą metodą datowania chemicznego o wysokiej rozdzielczości (około 1 μm) w celu rozwiązania historii wzrostu monazytu. Może osiągnąć dokładność 5–10 myr w monacycie bogatym w ołów i 10–20 myr w monacycie ubogim w ołów.

Interpretacja i zastosowanie

Geochronologia monazytu może ujawnić złożoną historię geologiczną zarejestrowaną w ziarnach minerałów monazytu. Charakterystyczny skład i wiek każdej domeny lub strefy reprezentuje przeszłe wydarzenie geologiczne o określonym wieku. Kluczowym wyzwaniem w geochronologii monazytów jest prawidłowe powiązanie tekstur i kompozycji w każdej domenie z powiązanymi zdarzeniami geologicznymi, które je utworzyły.

Nawet pojedyncze ziarno monazytu może ujawnić złożoną historię, w której zdarzenia geologiczne mogą być ze sobą powiązane lub równoczesne, co utrudnia rozróżnienie. Poniższa sekcja ma na celu krótkie wyjaśnienie, w jaki sposób interpretowane są dane dotyczące składu i wieku w celu powiązania różnych rodzajów zdarzeń.

Krystalizacja stopu

Zrozumienie magmowej petrologii monazytu jest ważne, aby móc datować wiek krystalizacji skał magmowych . Monacytu zazwyczaj występuje jako wyposażenie mineralnego w niskiej CaO peraluminous granitoidy , od diorites , błyszcz granity do pegmatytach . Przyczyną niskiej zawartości CaO jest prawdopodobnie to, że topienie o wysokiej zawartości CaO sprzyja tworzeniu się apatytu i allanitu, ale nie monazytu. Zwykle powstaje z magmatyzmu obejmującego wytopy węglanowe, ale nie maficznych plutonów lub law . W skałach tych zwykle znajdują się ekonomiczne złoża rudy REE , co sprawia, że ​​geochronologia monazytu jest ważna w eksploracji górniczej.

Najprostszym podziałem monazytu wykazującym sukcesywną krystalizację wytopów jest podział koncentryczny, w którym nowe warstwy monazytu krystalizują okrąg po obwodzie wokół istniejącego rdzenia. Obręcze często wykazują różnice w składzie ze względu na preferencyjne włączenie pewnych elementów do sieci krystalicznej. Na przykład, biorąc pod uwagę układ zamknięty, Th jest preferencyjnie włączany do struktury mineralnej monazytu, pozostawiając stopiony materiał zubożony w Th. Dlatego starszy monacyt w pobliżu rdzenia ziarna jest bogaty w Th, podczas gdy młodszy monacyt zawiera mniej, co skutkuje spadkiem Th w kierunku brzegowym w koncentrycznym układzie stref. Badanie składu i zmienności wieku tych brzegów pomaga ograniczyć czas i szybkość krystalizacji, a także skład wytopu, zwłaszcza w przypadku skał, w których nie występuje cyrkon.

system monazyt – cheralit – huttonit

Geochronologia monazytów może również ujawnić zjawiska magmowego różnicowania , takie jak mieszanie magmy, w którym komora magmowa ewoluuje w inny skład. Jednym z przykładów jest podstawienie izomorficzne. Jest to forma substytucji, w której jeden pierwiastek zostaje zastąpiony innym bez zmiany struktury krystalicznej. W przypadku monazytu pierwiastki ziem rzadkich są zastępowane przez Ca i Th.

${\ Displaystyle 2REE ^ {3+} \ leftrightarrow Ca ^ {2+} + Th ^ {4+}}$

Różne poziomy podstawienia tworzą szereg kompozycji, z końcowymi elementami monazytu [2REE(PO ₄ )], brabantytu [Ca,Th(PO ₄ ) ₂ ] i huttonitu [2ThSiO ₄ ]. Poziom zastąpienia zwykle zależy od składu stopu i środowiska geologicznego.

Zmiana hydrotermalna

Ilustracja przedstawiająca klastry utworzone przez wiele kryształów. Edytowane według Schandla (2004)

Procesy hydrotermalne są zwykle połączone z procesami magmowymi. Geochronologia monazytu pomaga badać ewolucję od procesów magmowych do procesów hydrotermalnych i ujawnia późniejsze zmiany hydrotermalne, które są niezbędne w badaniu powstawania rudy.

Chociaż trudno jest odróżnić monacyt magmowy od monazytu hydrotermalnego, analiza tekstury i wzoru monazytu może pomóc w ich rozróżnieniu. Monazyty hydrotermalne mają tendencję do pojawiania się w skupiskach wielu kryształów, podczas gdy monazyty magmowe wydają się być jednorodnie rozmieszczone w skale. Również hydrotermalne monazites zazwyczaj zawierają niskie ThO ₂ treści. Te charakterystyczne cechy można łatwo zidentyfikować za pomocą analizy tekstury i składu w geochronologii monazytów.

Metamorfizm

Geochronologia monazytów jest powszechnie uważana za potężne narzędzie do ujawniania historii metamorficznej. Metamorfizm to zmiany mineralogiczne i tekstury w istniejących skałach w odpowiedzi na zmianę środowiska na różne temperatury i ciśnienia. Występuje w temperaturze powyżej diagenezy (~200 °C) i poniżej temperatury topnienia (>800 °C). Zespół mineralny utworzony przez metamorfizm zależy od składu skały macierzystej ( protolit ) i, co ważniejsze, stabilności różnych minerałów w różnych temperaturach i ciśnieniu (PT). Zbiór zespołów mineralnych, które powstają w podobnej temperaturze i ciśnieniu, nazywany jest facjami metamorficznymi . Większość zmian mineralnych podczas zakopywania skał, wypiętrzenia, procesów hydrotermalnych i deformacji wiąże się z reakcjami metamorficznymi.

Monazyt jest powszechnie spotykany w wielu skałach metamorficznych, zwłaszcza tych powstałych z pelitów i piaskowców . Podział na strefy w monacycie odzwierciedla kolejne wydarzenia formowania monazytu. Mogą powstawać z reakcji wzdłuż pojedynczej pętli ciśnienie-temperatura (PT) na diagramie fazowym lub reakcji bez zmiany PT. W przypadku zdarzenia metamorficznego monazyt powstaje w wyniku reakcji z więcej niż jedną pętlą PT.

Celem geochronologii monazytu jest powiązanie tych zdarzeń/reakcji tworzących monazyt z warunkami PT. Możemy następnie nałożyć ograniczenia czasowe na pętle PT, tworząc kompleksowe pętle ciśnienie-temperatura-czas, ujawniające metamorficzną historię skał.

Inkluzje monazytu w metamorficznych porfiroblastach i matrycy

(1–3) Uproszczony schemat przedstawiający generacje wtrąceń monazytu w różnych porfiroblastach i matrycy.

Ścieżka PT związana z generowaniem porfiroblastu i matrycy zawierającej inkluzje monazytu

Różne porfiroblasty, takie jak granat i kwarc, często powstają podczas metamorfizmu w różnych zakresach PT. Ziarna monazytu są często znajdowane jako wtrącenia w porfiroblastach. Ponieważ mineralny żywiciel monacyt jest dość odporny termicznie, wtrącenia te są chronione przed ponownym starzeniem się, nawet przy dłuższej ekspozycji w temperaturze wyższej niż 800 °C, co pozwala nam ograniczyć górną granicę wieku porfiroblastów, a tym samym związanych z nimi zdarzenia metamorficzne.

Na przykład skała metamorficzna w rejonie Neil Bay w północnym Saskatchewan przeszła metamorfizm wysokiego stopnia (wysokiego P/T), po którym nastąpiła ekshumacja (wypiętrzenie). Porfiroblast granatu powstał podczas metamorfizmu wysokiego stopnia, natomiast porfiroblast kordierytu powstał podczas późniejszej ekshumacji. Oba porfiroblasty zawierają inkluzje monazytu, datowane odpowiednio na 1910 i 1840 mln lat. A monazyt matrycowy jest datowany na 1800 Ma. Interpretuje się zatem, że metamorfizm wysokiego stopnia nastąpił po roku 1910 i przed rokiem 1840, natomiast ekshumacja nastąpiła po roku 1840, a ostateczne wyżarzanie (schładzanie i rozdrabnianie minerałów) nastąpiło około 1800 milionów lat temu.

W takim samym ustawieniu jak powyżej, inkluzje monazytu w granatach mogą być młodsze, starsze lub mieć podobny wiek z matrycą monacytu. Obydwa mogą mieć nawet szeroki zakres wiekowy bez systematycznego rozmieszczenia. Scenariusze te są interpretowane jako reprezentujące różne ścieżki i warunki metamorficzne, dając różne lub złożone sekwencje reakcji metamorficznych.

Frakcjonowanie pierwiastkowe między monacytem i krzemianami

Frakcjonowanie pierwiastkowe odnosi się do różnicy między ilością pierwiastka wprowadzonego do stałej fazy mineralnej a ilością pozostałą w fazie płynnej. Minerały wykazują preferencyjne spożycie niektórych pierwiastków podczas wzrostu. Na przykład, gdy monacyt rośnie, preferencyjnie włącza Th do swojej struktury krystalicznej, co skutkuje mniejszą dostępnością Th w płynie dla przyszłego wzrostu monazytu. Tak więc młodszy monazyt ma zwykle niższą zawartość Th. Jest to jeden z głównych powodów zróżnicowania kompozycyjnego monazytu.

Rozpatrując cały system skał metamorficznych, istnieją inne minerały, które wykazują frakcjonowanie pierwiastkowe. Wzajemne oddziaływanie frakcjonowania w monacycie i tych innych minerałów ma ogromny wpływ na podział na skład monazytu. Wzajemne oddziaływanie jest często spowodowane tworzeniem i rozpadem minerałów, co jest wynikiem różnych etapów ścieżek PT. W ten sposób podział na strefy związane z datowaniem pomaga nałożyć ograniczenia czasowe na metamorfizm.

Ścieżka PT odpowiadająca tworzeniu się rdzenia o niskim Y i obrzeża o wysokim Y monazytu

Najczęściej badanym układem jest frakcjonowanie itru (Y) między monacytem fosforanowym a granatem krzemianowym i ksenotymem. Wszystkie trzy minerały preferencyjnie frakcjonują Y, ale tworzą się i rozkładają na różnych etapach metamorfizmu. Najwyższą moc frakcjonowania ma Xenotime, następnie granat, a następnie monazyt. W uproszczonym przypadku zgodnej z ruchem wskazówek zegara ścieżki PT obejmującej granat i monazyt, granat rośnie wzdłuż ścieżki stopniowej z ciągłym włączaniem Y, zatem zawartość Y w monacycie utworzonym na tym etapie (progresja) powinna stopniowo spadać wraz z wyższą stopnią. Jednak wraz ze wzrostem temperatury do pewnego punktu, wokół jego obrzeża dochodzi do częściowego stopienia (anatektycznego) monazytu, uwalniając Y do stopów. W miarę późniejszego ochładzania się układu i krystalizacji stopionego monazytu odrośnięty monacyt będzie miał wyższą zawartość Y. Częściowe topnienie zwykle ma miejsce podczas metamorfizmu szczytowego (najwyższa temperatura na ścieżce PT), ale wiek i informacje chemiczne na tym etapie nie są rejestrowane, ponieważ monazyt topi się. Jednak wiek ostatniej progresji (najniższy Y) i pierwszej postanatektycznej krawędzi wzrostu (najwyższy Y) zwykle obejmuje czas częściowego topnienia.

Inny scenariusz zakłada powstawanie lub rozpad granatu, wpływając na zawartość Y i HREE ( ciężkich pierwiastków ziem rzadkich ) w środowisku, a tym samym na zawartość rosnącego monazytu. Zasadniczo monazyty wyhodowane przed uformowaniem granatu mają wyższą zawartość Y i HREE niż te powstałe podczas lub po uformowaniu granatu. Gdy granat zacznie się rozpadać na późniejszym etapie metamorfizmu, uformują się felgi monazytu bogate w Y i HREE.

Stwierdzono również, że stopień frakcjonowania Y między granatem i monazytem jest związany z temperaturą. Jest zatem używany jako termometr, zapewniający ograniczenia temperatury na ścieżce PT.

Odkształcenie

Zdarzenia deformacji czasowych są jednym z ważnych elementów badania tektonicznego. Relacje przekrojów poprzecznych na dużą skalę między skałami, groblami i plutonami zapewniają pewne, ale stosunkowo szerokie ograniczenia czasowe dotyczące deformacji. Monazyt można wprowadzać do tkanin deformacyjnych, tekstur reakcji i pęknięć; tak więc badanie mikrotkanin i mikrotekstur monazytu oferuje prostszą metodę datowania zdarzenia deformacyjnego.

Reakcje metamorficzne deformacji

Zdarzenia deformacyjne mogą wywołać reakcje metamorficzne, w wyniku których powstaje monazyt. Na przykład reakcja metamorficzna związana z ruchem w strefie ścinania Legs Lake częściowo zastąpiła granat kordierytem. W wyniku tej reakcji powstał również nowy monazyt o wysokiej zawartości Y, datowany na około 1850 Ma. Wiek jest interpretowany jako czas strzyżenia.

Reakcje formowania monazytu mogą zachodzić nieco później niż ścinanie po tym, jak skały odzyskają równowagę w odpowiedzi na nowe środowisko ciśnienia. Oznacza to, że wiek monazytu może nie odpowiadać ściśle wiekowi ścinania, ale zapewnia dokładniejszy wiek niż inne metody.

Tkaniny odkształcające monazyt

Ziarno monazytu jest wyrównane z foliacją S1. Wzdłuż kierunku S1 rośnie nowy przerost monazytu. Edytowane po McCoy, 2005.

Monazyt może tworzyć się w tkaninach w wyniku deformacji. Monazyt może występować w postaci wydłużonych ziaren ułożonych w foliacji. Można interpretować, że albo monazyt powstał przed cięciem i został wyrównany podczas ścinania, albo powstał w tym samym czasie, co cięcie. W ten sposób zapewnia górną granicę wieku ścinania. Na przykład, jeśli monazyt jest datowany na 800 milionów lat, wiek strzyżenia nie może być starszy niż 800 milionów lat.

Można jednak również interpretować, że monazyt rósł wraz z foliacją innych minerałów długo po ścinaniu. Problem ten można rozwiązać, analizując domeny kompozycyjne monazytu. Monazyt wzdłuż istniejącej foliacji miałby tendencję do wzrostu na dwóch końcach wzdłuż foliacji. Jeśli na dwóch przeciwległych końcach ziarna możemy znaleźć przerosty monazytu o różnym składzie i wieku, prawdopodobnie data przerostu monazytu jest młodsza niż strzyżenie.

Złamanie monazytu

Schematyczny diagram przedstawiający pękanie monazytu i uzupełnianie monazytu. Kryształ monazytu o jaśniejszym kolorze pęka przez ścinanie. Później wzdłuż pęknięcia tworzy się nowy monazyt o nowym składzie i ciemniejszym kolorze. Zmodyfikowane z Shawa (2001).

Zaobserwowano pęknięcia i przesunięcia w pojedynczym krysztale monazytu, naśladujące uskoki regałów w przypadku pękania na większą skalę. Połamane ziarno jest datowane na 1375 mln lat, co wskazuje, że przemieszczenie na dużą skalę nastąpiło po tej dacie. Co więcej, nowy monazyt może później wyrosnąć i wypełnić przestrzeń utworzoną przez pęknięcie, całkowicie zamykając ograniczenie czasowe. Na przykład, jeśli nowy monazyt jest datowany na 1200 milionów lat temu, przemieszczenie prawdopodobnie nastąpiło między 1375 a 1200 milionów lat temu.

Zdarzenia osadowe

Detrytyczny monazyt

Detrytyczne ziarna monazytu powstają w wyniku wietrzenia i erozji wcześniej istniejących skał, a następnie są transportowane do basenów sedymentacyjnych . Detrytyczny monazyt zawiera układy stref, które zachowują geologiczną historię regionu źródłowego. Badanie monacytu detrytycznego w basenie pozwala nie tylko zrekonstruować historię metamorficzną, tektoniczną i hydrotermalną regionu źródłowego, ale także ustalić wiek depozycji, ewolucję strukturalną i źródła osadów w basenie. Na przykład domeną najmłodszego wieku może być ekshumacja skały macierzystej, po której następuje natychmiastowa erozja i osadzanie.

Monazyt diagenetyczny

Monazyt diagenetyczny to monazyt, który powstał podczas lub po lityfikacji skał osadowych. Zaobserwowano, że monazyt rośnie na innych minerałach lub w przestrzeniach porowych podczas diagenezy osadów. Badanie monazytu diagenetycznego stanowi dobrą metodę badania wieku, geochemicznej i termicznej ewolucji basenów sedymentacyjnych, w szczególności tych w prekambrze, gdzie kontrola wieku kopalnego jest niewielka.

Użytek przemysłowy

Dane U-Th-Pb i wiek monazytu mogą być wykorzystane jako cenne narzędzie do poszukiwania . Pokazano go dla 3 stanowisk w regionie Pisecke Hory w Czechach .

Bibliografia