Granity „zimne” i „gorące” —charakterystyka i optymalizowanie metod datowania cyrkonów

Granity „zimne” i „gor¹ce”

— charakterystyka i optymalizowanie metod datowania cyrkonów

Krystyna Klimas

nis-kiej i wysonis-kiej temperaturze zrodzi³ siê przy okazji oznaczeñ wieku U-Pb cyrko-nów w ró¿nych typach granitoidów, do których zastosowano tak¿e termometriê saturacji cyrkonu (Watson & Harrison, 1983). W niektórych cyrkonach magmo-wych stwierdzano obecnoœæ tzw. sk³a-dnika odziedziczonego (inheritance), przyjmuj¹cego najczêœciej postaæ wyraŸnie wyodrêbnio-nego starszego j¹dra, otoczowyodrêbnio-nego m³odszymi obwódkami. J¹dra te s¹ pozosta³oœci¹ niestopionych do koñca, a niekie-dy nawet nietkniêtych przez korozjê magmow¹, cyrkonów ze skalnego protolitu nowej magmy. Napotykano tak¿e granitoidy z cyrkonami bez j¹dra.

Termometriê saturacji cyrkonu zastosowano w wielu granitoidach z du¿¹ liczb¹ cyrkonów, zarówno z j¹drem, jak i tych bez j¹dra lub tylko z niewielk¹ ich zawartoœci¹. Badaniami zosta³y objête granitoidy o zró¿nicowanym che-mizmie — od granitów metaaluminowych do mocno pera-luminowych, a tak¿e granodioryty, trondhjemity i tonality o wieku od 16 mln lat do 1,7 mld lat. Zebrano je z ró¿nych obszarów Kalifornii, Nevady i po³udniowych Appalachów (Miller i in., 2003).

Temperatura nasycenia stopu w pierwiastek Zr (TZr) obliczona dla plutonów z cyrkonami (minera³ami) boga-tymi w j¹dra mieœci³a siê w przedziale 730–800°C (œred-nia 760°C), podczas gdy granitoidy ubogie lub zupe³nie pozbawione sk³adnika odziedziczonego mia³y (TZr) w prze-dziale 810–950°C (œrednia 837°C). To du¿e zró¿nicowanie temperatury miêdzy „zimnymi” i „gor¹cymi” granitoida-mi, wg Millera i in. (2003), mog³o byæ spowodowane ró¿-nymi mechanizmami generowania magmy. Temperatura obliczona dla „gor¹cych” granitów odpowiada modelo-wym warunkom generowania magm felzytowych, jak topienie dehydratyzacyjne w skorupie ziemskiej, frakcjo-nowanie stopów z górnego p³aszcza, ze wspó³udzia³em kontaminacji materia³em skorupowym lub bez oraz trans-portem magmy ubogiej w kryszta³y. ¯eby powsta³y grani-toidy „gor¹ce”, zwykle potrzeba du¿ej iloœci ciep³a, najczêœciej spowodowanego dop³ywem maficznej magmy z p³aszcza (Miller i in., 2003).

Wed³ug Millera i in. (2003) granity „zimne” tworzy³y siê w zbyt niskiej temperaturze, aby mog³y powstaæ przez dehydratyzacyjne topienie biotytu lub amfiboli, które w wiêkszoœci przypadków wymagaj¹ temperatury powy¿ej 800°C. Generowanie du¿ej iloœci magmy w temperaturze rzêdu 730–800°C wymaga zatem albo bardzo du¿ej iloœci

muskowitu, który uleg³by odwadniaj¹cemu topieniu, albo dop³ywu du¿ej iloœci wody z zewn¹trz. Na podstawie danych geochemicznych badanych ska³ przyjêto przewagê topienia z udzia³em wody podczas powstawania stopów, z których one krystalizowa³y (Miller i in., 2003).

Wczeœniej podobny podzia³ na „gor¹ce” i „zimne” gra-nity, chocia¿ nie tak wszechstronnie udokumentowany, zosta³ przeprowadzony w odniesieniu do granitów typu „I” z obszaru paleozoicznych stref fa³dowych wschodniej Australii (Chappell i in., 1998). Tu niskotemperaturowe granity z cyrkonami powszechnie zawieraj¹cymi odzie-dziczone j¹dra powsta³y g³ównie przez czêœciowe topie-nie starszych tonalitów, „gor¹ce” zaœ przez krystalizacjê z magmy ca³kowicie stopionej, bez starszych kryszta³ów cyrkonu. Te niskotemperaturowe granity „I” maj¹ sk³ad typowych granodiorytów lub monzodiorytów, natomiast wysokotemperaturowe s¹ zwykle tonalitami i ubogimi w potas granodiorytami (Chappell i in., 2004). Wynika z tego, ¿e bardziej poprawne by³oby nazywanie ich „gor¹-cymi” i „zimnymi” granitoidami „I”, a nie granitami. Autorzy ci zliczaj¹ tak¿e granity „S” z klasycznego dla klasyfikacji granitów obszaru Lachlan Fold Belts do nisko-temperaturowych, ze wzglêdu na du¿¹ zawartoœæ cyrko-nów z j¹drami.

Dehydratyzacyjne topienie biotytu zawartego w star-szych tonalitach wymaga³oby jednak wy¿szej temperatury ni¿ wyliczona na podstawie termometru saturacji Zr (Watson & Harrison, 1983) granitów „zimnych”. Wiêksze up³ynnianie plagioklazów ni¿ biotytu podczas topienia „mokrego” t³umaczy³oby ni¿sz¹ zawartoœæ potasu w nowej magmie.

O granitoidach „zimnych” i „gor¹cych” wspomina³ tak¿e Sylvester (1998), koncentruj¹c siê jednak na ró¿nych mechanizmach powstawania peraluminowych granitów w procesach postkolizyjnych. Budowa i cechy cyrkonów w tym wypadku nie by³y rozwa¿ane. Podczas kolizji wysoko-ciœnieniowych (np. Alpy i Himalaje) postkolizyjna ekshu-macja pogrubionej skorupy (>50 km) wraz z ciep³em dostarczonym przez rozpad radiogeniczny K, U, i Th pro-dukuj¹ niewielkie iloœci mocno peraluminowych, „zimnych” stopów granitowych (<875°C). Podczas wysokotempera-turowych kolizji (np. Hercynidy czy Lachlan Fold Belts) synkolizyjne pogrubienie skorupy jest mniejsze (<50 km). Skorupowa anateksis jest zwi¹zana z postkolizyjn¹ delami-nacj¹ litosfery oraz upwellingiem (wyp³ywaniem) gor¹cej astenosfery i tworzy du¿e iloœci gor¹cej magmy granitowej (>875°C).

Istnieje œcis³y zwi¹zek pomiêdzy mechanizmami powstawania granitów i budow¹ cyrkonów a metodami stosowanymi do okreœlania wieku wydarzeñ magmowych. Zapocz¹tkowane w latach 50. XX w. i coraz bardziej udo-skonalane metody geochronologiczne U-Th-Pb i Pb-Pb pozwalaj¹ odtworzyæ nie tylko wiek krystalizacji cyrkonu,

567

Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 7, 2009

1

Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Wroc³awski, pl. Maksa Borna 9, 50-204 Wroc³aw; krystyna.klimas@ ing.uni.wroc.pl

lecz czêsto tak¿e poszczególne etapy jego rozwoju, w przy-padku kryszta³ów z zachowanymi starszymi rdzeniami oraz m³odszymi przyrostami (overgrowths) (Davis i in., 2003 i literatura cytowana tam¿e). W ujawnieniu tej skom-plikowanej budowy wewnêtrznej cyrkonu, czêsto niewi-docznej w œwietle przechodz¹cym, pomagaj¹ wydatnie katodoluminescencja (Cl), jak równie¿ obrazy otrzymane dziêki u¿yciu elektronów wstecznie rozproszonych (BSE) (np. Vavra, 1990, 1994; Pidgeon, 1992; Rubatto & Gebau-er, 2000; Klimas, 2004a, b, 2008).

Zaniedbywanie œledzenia budowy wewnêtrznej cyrko-nów i nieprzemyœlany dobór metody datowania prowadz¹ do otrzymywania zupe³nie b³êdnych wyników w przepro-wadzanych badaniach geochronologicznych (Klimas, 2008 i literatura cytowana tam¿e).

W granitach „zimnych” powinny byæ stosowane metody pozwalaj¹ce punktowo datowaæ zarówno starsze j¹dra, jak i m³odsze przyrosty. Jako najlepsze do tego celu nale¿y tu wymieniæ wszystkie rodzaje mikrosond jono-wych o nadzwyczaj wysokiej rozdzielczoœci (SHRIMP —

Sensitive High-Resolution Ion Microprobe), z grupy

spek-trometrów mas z tzw. jonizacj¹ wtórn¹ (SIMS —

Seconda-ry Ionisation Mass SpectrometSeconda-ry) (np. Klimas, 2004a, b

i literatura cytowana tam¿e). W zale¿noœci od dok³adnoœci pomiarów i szerokoœci m³odszych obwódek nale¿y odpo-wiednio dobieraæ szerokoœæ wi¹zki pomiarowej, stosuj¹c mikrosondy coraz m³odszej generacji: SHRIMP, SHRIMP II, SHRIMP-RG (Reverse Geometry).

W granitoidach „gor¹cych”, w których cyrkony maj¹ budowê bardziej jednorodn¹, bez j¹der wewn¹trz krysz-ta³ów, mo¿emy stosowaæ z powodzeniem tañsze, konwen-cjonalne metody oznaczania wieku. Analizuj¹ one stosunki izotopowe w du¿ej grupie ziaren cyrkonów, ca³ym poje-dynczym krysztale lub odpowiednio zabradowanej jego czêœci. Nale¿¹ tu metody spektrometrii mas z jonizacj¹ ter-miczn¹ i rozcieñczaniem izotopowym (ID-TIMS —

Isoto-pe Dilution-Thermal Ionisation Mass SIsoto-pectrometry). Ta

technologia jest doœæ powszechn¹ form¹ pomiarów izoto-powych o bardzo wysokiej dok³adnoœci, ale wymaga ca³kowitego lub czêœciowego rozpuszczenia ziaren cyrko-nu. Dlatego nie jest u¿yteczna podczas datowania granitów czy te¿ metagranitów „zimnych”, w których przewa¿aj¹ cyrkony ze starszymi j¹drami.

W granitoidach wy¿szych temperatur, w których cyr-konów jest zbyt ma³o, aby zastosowaæ konwencjonalne metody datowañ, mo¿e byæ wykorzystana najnowsza tech-nologia punktowego datowania in situ — spektrometrii mas z laserow¹ ablacj¹ indukcyjnie sprzê¿on¹ z plazm¹ (LA-ICP-MS — Laser Ablation-Inductively Coupled

Pla-sma-Mass Spectrometry). Jest to szybka, mikroanalityczna

metoda, w której skupiona wi¹zka laserowa dokonuje abla-cji materia³u z odpowiedniego miejsca w krysztale cyrkonu tkwi¹cego in situ we w³aœciwie zeszlifowanej i naklejonej próbce granitoidu. Rozmiar œladu po materiale zu¿ytym do pomiaru ma 30–60 mm œrednicy i 10–20 mm g³êbokoœci (dla porównania metody SIMS wymagaj¹ odpowiednio

10–20mm œrednicy wi¹zki pomiarowej do g³êbokoœci <2 mm) (np. Košler & Sylvester, 2003). Wyrzucona materia jest nastêpnie jonizowana, dziêki u¿yciu plazmy, przed przejœciem do spektrometru mas. Wyj¹tkowo ta metoda mo¿e byæ stosowana tak¿e do oznaczania wieku w niektórych typach granitów „zimnych”. Wymaga ona wtedy du¿ej dok³adnoœci w wycelowaniu wi¹zki pomiaro-wej tak, aby wyrzucona materia pochodzi³a tylko z jednego przyrostu czy te¿ tylko z obszaru starszego j¹dra. Nadaj¹ siê do tego celu raczej rzadko spotykane cyrkony jedno-czeœnie ze stosunkowo du¿ym j¹drem i szerok¹ m³odsz¹ obwódk¹.

Do datowania cyrkonów z granitów powsta³ych w wy¿-szej temperaturze mo¿emy stosowaæ tak¿e opisane w arty-kule metody zalecane do granitów „zimnych”, pamiêtaj¹c o ich du¿o wy¿szym koszcie. Natomiast nie powinno siê stosowaæ konwencjonalnych metod polecanych dla grani-tów „gor¹cych” do datowania cyrkonów z granigrani-tów „zim-nych”, gdy¿ najpewniej otrzymamy fa³szywe oznaczenia wieku.

Literatura

CHAPPELL B.W., BRYANT C.J., WYBORN D., WHITE A.J.R. & WILLIAMS I.S. 1998 — High- and low-temperature I-type granites. Resour. Geol., 48: 225–235.

CHAPPELL B.W., WHITE A.J.R., WILLIAMS I.S., & WYBORN D. 2004 — Low- and high-temperature granites. Trans. Roy. Soc. Edinb. Earth Sci. 95, 125–140.

DAVIS D.W., WILLIAMS I.S. & KROGH T.E. 2003 — Historical development of zircon geochronology. Rev. Miner. Geochem., 53: 145–181.

KLIMAS K. 2004a — Mikrosonda SHRIMP — nowoczesna geochro-nologia minera³ów. Prz. Geol., 52: 297–298.

KLIMAS K. 2004b — The „SHRIMP U-Pb zircon geochronology” Workshop, Wroc³aw, September 5–6, 2003. Geol. Sud., 36: 71–73. KLIMAS K. 2008 — Geochronologia i petrogenetyczne studium cyr-konów z wybranych ska³ krystalicznych wschodniej czêœci bloku przedsudeckiego. Uniwersytet Wroc³awski, ARGI, Wroc³aw. KOŠLER J. & SYLVESTER P.J. 2003 — Present trends and future of zircon in geochronology: laser ablation ICPMS. Rev. Miner. Geochem., 53: 243–275.

MILLER C.F., McDOWELL S.M. & MAPES R.W. 2003 — Hot and cold granites? Implications of zircon saturation temperatures and prese-rvation of inheritance. Geology, 31: 529–532.

PIDGEON R.T. 1992 — Recrystallisation of oscillatory zoned zircon: some geochronological and petrological implications. Contrib. Miner. Petrol., 110: 463–472.

RUBATTO D. & GEBAUER D. 2000 — Use of cathodoluminescence for U-Pb zircon dating by microprobe: some examples from the Western Alps. [In:] Pagel M., Barbin V. & Blanc P. (eds.) Cathodolumi-nescence in geosciences. Springer, Berlin-New York: 373–400. SYLVESTER P.J. 1998 — Post-collisional strongly peraluminous gra-nites. Lithos, 45: 29–44.

VAVRA G. 1990 — On the kinematics of zircon growth and its petro-genetic significance: a cathodoluminescence study. Contrib. Miner. Petrol., 106: 90–99.

VAVRA G. 1994 — Systematics of internal zircon morphology in major Variscan granitoid types. Contrib. Miner. Petrol., 117: 331–344. WATSON E.B. & HARRISON T.M. 1983 — Zircon saturation revisited: temperature and composition effects in a variety of crustal magma types. Earth Planet. Sci. Lett., 64: 295–304.

Praca wp³ynê³a do redakcji 24.03.2009 r. Po recenzji akceptowano do druku 13.05.2009 r.

568