IV. Principy geochronologie - petrol.natur.cuni.czjanousek/izokurz/PDF/IG04_principy... · • Evaporační metoda, SHRIMP, LA ICP MS a datování monazitu elektronovou mikrosondou

IV. Principy geochronologie

Vojtěch Janoušek:

Geochronologie - obecně

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 234U excess a 230Th excess


Radiogenní/radioaktivní/stabilní izotopy


Treatise on Geochemistry kap. 3.08: Geochronology and Thermochronology in Orogenic Systems (K. V. Hodges)



• radioaktivní izotop (87Rb, 147Sm, ...)

• radiogenní izotop (87Sr, 143Nd, ...)

• stabilní izotop (86Sr, 144Nd, ...)

NdSm 143147 →α

SrRb 8787 →−β

HfLu 176176 →−β

OsRe 187187 →−β

........



Výpočet stáří a iniciálních poměrů

• R (radioaktivní izotop ku stabilnímu) např. (87Rb/86Sr) , (147Sm/144Nd) I (radiogenní izotop ku stabilnímu) např. (87Sr/86Sr), (143Nd/144Nd)

• radioaktivní izotop (87Rb, 147Sm, ...)

• radiogenní izotop (87Sr, 143Nd, ...)

• stabilní izotop (86Sr, 144Nd, ...)


( )1144

147

144

143

144

143

−+= t

ie

NdSm

NdNd

NdNd λ

+−

= 1ln1

144

147

144

143

144

143

NdSm

NdNd

NdNd

t i

λ

+

−= 1ln1

RIIt i

λ

( )1−+= teRII iλ

etc.

( )1177

176

177

176

177

176

−+= t

i

eHfLu

HfHf

HfHf λ

( )186

87

86

87

86

87

−+= t

ie

SrRb

SrSr

SrSr λ

( )1Re186

187

186

187

186

187

−+= t

ie

OsOsOs

OsOs λ



• Poměr R spočten z koncentrací prvků

získaných ID, ICP, XRF…, např.

+

=

SrSr

SrRb

SrRb

86

87

86

87

2832.06939.2

+

=

NdNd

NdSm

NdSm

144

143

144

147

14252.053151.0

+

−= 1ln1

RIIt i

λ



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)

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 87Rb/86Sr)

+

−= 1ln1

RIIt i

λ


Princip metody izochron

y = a + bx

( )1−+= teRII iλ

R

I

Ii

intercept a iniciální poměr

( )1ln1+= bt

λsklon b ~ stáří


Biotit

K-živec

Amfibol

Plagioklas

Minerální izochrona (mineral isochron)



Hornina 4

Hornina 3

Hornina 2

Hornina 1

Horninová izochrona (whole-rock isochron)



magmatické stáří

metamorfóza (izotopová homogenizace)

současné složení

Stáří (Ma)

apatit




izotopová homogenizace

amfibol plagioklas hornina


MSWD = Mean Squared Weighted Deviates:

Vážená lineární regrese (York 1969)

2−=

nSMSWD

MSWDσσ =exp

Izochrony: MSWD ~ 1, Errorchrony: MSWD >>1

„Error expansion“:


Kullerud 1991


Software používaný pro vynášení izochron a výpočty stáří

Vážená lineární regrese (York 1969)

Isochron (Provost 1990) France Pascal

Isoplot (Ludwig 1993) USA QuickBasic

Isoplot/Ex (Ludwig 2012) USA Excel Macro



Měření koncentrací Rb a Sr a Sr izotopického poměru dvou vzorků monzogabra dalo následující výsledky:

Vzorek Rb (ppm)

Sr (ppm)

87Sr/86Sr

Gbl-1 138.2 547.5 0.71114

Gbl-2 171.0 221.3 0.71863

1. Spočtěte poměry 87Rb/86Sr.

2. Určete iniciální poměry před 300 Ma.

3. Jaké stáří dává dvoubodová izochrona proložená oběma vzorky?



(1: 0.73083, 2.23885; 2: 0.7080, 0.7091 3: 348.9 Ma)


+

=

SrSr

SrRb

SrRb

86

87

86

87

2832.06939.2

( )186

87

86

87

86

87

−+= t

ie

SrRb

SrSr

SrSr λ

( )1ln1+= bt

λ

λ = 1.42 . 10-11 let-1


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)



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



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

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



• 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:

147Sm/144NdCHUR = 0.1967 143Nd/144NdCHUR = 0.512638

(Jacobsen & Wasserburg 1980)

Vývoj Nd na Zemi


Iont

ový

polo

měr

(nm

)

Vývoj Nd na Zemi

Lanthanidová kontrakce

(Nd větší a tedy i více nekompatibilní než Sm)

Iontový poloměr pro šestičetnou koordinaci

Iontový poloměr pro osmičetnou koordinaci


Vývoj Nd na Zemi

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 143Nd/144Nd poměry vyšší než CHUR

(tzv. ochuzený plášť = Depleted Mantle, DM – DePaolo 1988)

Tavenina

Reziduum tavení

Sm/Nd poměr < CHUR

Sm/Nd poměr > CHUR


malé rozdíly v 143Nd/144Nd → iniciální poměry Nd izotopů se běžně vyjadřují ve formě εNd (+ odstranění efektu různé normalizace):

Vývoj Nd na Zemi

4

144

143

144

143

101 ×

−

= CHUR

i

VZ

iiNd

NdNd

NdNd

ε

Kde: index „i“ značí iniciální poměr, VZ = vzorek, CHUR = Chondritic Uniform Reservoir


Modelové stáří je okamžik v minulosti, kdy Nd izotopické složení vzorku bylo identické se zvoleným rezervoárem (nejčastěji CHUR nebo ochuzený plášť — DM).

Nd modelová stáří

+

−−

= 1ln100

00

DMSA

DMSA

RRIIT

λ

Jednostupňová Nd m.s.:

• při diferenciaci pokles Sm/Nd poměru, proto se plášť vyvíjí k vyšším 143Nd/144Nd než kůra


Současné složení ochuzeného pláště (DM): 147Sm/144NdDM = 0.222

143Nd/144NdDM = 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



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



Dvoustupňová Nd m.s.:

Ad 3) Felsické horniny většinou nevznikají přímo z pláště – jednostupňový model nevyhovuje



Dvoustupňová Nd modelová stáří:

( )( )( )

+

−−−−−

= 11ln100

0000

DMCC

DMCCSAt

SANdDM RR

IRReITλ

λ

DM = ochuzený plášť, CC = průměrný krustální rezervoár,

SA = vzorek,

t = krystalizační stáří vzorku,

0 = současné poměry

I 0DM = 0.513151 R 0DM = 0.219 R 0CC = 0.12

(Liew & Hofmann (1988)


Analýza jílové břidlice dala poměry 147Sm/144Nd = 0.1008 a 143Nd/144Nd = 0.511802.


1. Spočtěte iniciální poměr 143Nd/144Nd a hodnotu ε před 200 Ma.

2. Určete jednostupňová modelová stáří vzhledem k CHUR a ochuzenému plášti.

CHUR = modelový plášť o současném složení 147Sm/144NdCHUR = 0.1967 a 143Nd/144NdCHUR = 0.512638 (Jacobsen & Wasserburg, 1980) Současné složení modelového ochuzeného pláště (DM): 147Sm/144NdDM = 0.222, 143Nd/144NdDM = 0.513114 (Michard et al., 1985)


(1: 0.511670, -13.87; 2: 1.33 Ga, 1.66 Ga)


4

144

143

144

143

101 ×

−

= CHUR

i

VZ

iiNd

NdNd

NdNd

ε

+

=

NdNd

NdSm

NdSm

144

143

144

147

14252.053151.0 ( )1144

147

144

143

144

143

−+= t

ie

NdSm

NdNd

NdNd λ

+

−

−

= 1ln1

0144

147

0144

147

0144

143

0144

143

DMVZ

DMVZ

DM

NdSm

NdSm

NdNd

NdNd

Tλ

λ = 6.539 × 10-12 let –1



Použití modelových stáří

• Mafické horniny: jednostupňové modely

• Felsické horniny: dvoustupňová 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)




Uran spolu s Th prvek skupiny aktinoidů; má tři přírodní izotopy: 235U a 238U jsou radioaktivní a tvoří rozpadové řady s konečnými produkty 207Pb a 206Pb; 234U je přechodným členem rozp. řady 238U

U–(Th)–Pb datování akcesorických minerálů

PbU 207235 →

PbU 206238 →

PbTh 208232 →

λ238 = 1.55125 × 10-10 y-1

Thorium má šest přírodních izotopů, jen 232Th má dlouhý poločas rozpadu (rozpadová řada s konečným produktem 208Pb). Izotopy 227, 228, 230, 231 a 234 jsou přechodnými členy rozpadových řad 232Th, 235U a 238U

λ235 = 9.8485 × 10-10 y-1

238U/235U = 137.88

λ232 = 4.9475 × 10-11 y—1





Konkordantní stáří: t(207Pb/206Pb) = t(207Pb/235U) = t(206Pb/238U) = t(208Pb/232Th)

Diskordantní stáří: díky ztrátě olova z mřížky minerálu poškozené α částicemi nebo zisku U či Th

t(207Pb/206Pb) > t(207Pb/235U) > t(206Pb/238U) > t(208Pb/232Th)

konkordie = křivka, na níž padnou konkordantní vzorky:

t(207Pb/235U) = t(206Pb/238U)


Concordia diagram

( )1*1

238

206

−= teU

Pb λ

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

( )1*2

235

207

−= teU

Pb λ

*

*


Zakřivení konkordie je díky menšímu poločasu rozpadu 235U

207Pb*, 206Pb*= radiogenní Pb (opravené na obyčejné olovo);

Tato oprava:

dvojstupňový model — Stacey & Kramers (1975)

měřením kogenetického galenitu nebo živce

Concordia diagram

Konkordantní analýza

Diskordantní analýza *

*


Tera-Wasserburgův diagram

(Parrish & Noble 2003)

• 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)

Tera-Wasserburg (1972) Výhody:

Nedávná ztráta Pb, zisk U


Modely interpretace diskordantních dat

model epizodické ztráty Pb • krystalizační stáří t0, v době t1

částečná ztráta Pb

• vzorky se posouvají po spojnici krystalizační stáří (t0) – počátek podle velikosti této ztráty

• s časem body s různou ztrátou olova stále definují přímku (tzv. diskordii), protínající konkordii ve dvou bodech, t0 a t1

NELZE interpretovat, bylo-li epizod ztráty Pb více!



model míšení např. dvě populace různě

starých zrn (starší jádra krystalů – inheritance)

spodní průsečík datuje intruzi



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)



dilatační model při výzdvihu v době t1 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)


Snížení stupně diskordance • Pečlivý výběr nealterovaných zrn

(handpicking) • Magnetická separace (nejméně

magnetických zrn) (Krogh 1982a)

(Dickin 1995)



Snížení stupně diskordance • Pečlivý výběr nealterovaných zrn

(handpicking)

• Magnetická separace (nejméně magnetických zrn)

• Abraze (Krogh 1982b)

Před

Po




(Parrish & Noble 2003)


• 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

Studium interní struktury zirkonových krystalů

Geochronologie - obecně Granulity, Lišov (Janoušek et al. 2006)

REKRYSTALIZACE

NOVÝ RŮST

INHERITANCE & REKRYSTALIZACE

MAGMATICKÉ STÀDIUM



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 ZrO2 a SiO2, 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)


Výhody • rychlá, levná metoda

(nevyžaduje přípravu několika čistých minerálních frakcí, odpadají chemické separace)

• stáří jednotlivých zrn (např. provenance sedimentů...)

Nevýhody • počítají se 207Pb/206Pb stáří (tj.

předpokládá se, že je zirkon konkordantní) = minimální stáří

• ne tak přesná jako konvenční datování

(Kröner et al. 1998)

Evaporační metoda


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

Geochronologie - obecně Granulity ze Saského masívu (Kempe et al., 2000)

SHRIMP


Granulit, Prachatický masív (Kröner et al. 2000)

SHRIMP


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)


Granulity, Lišov (Janoušek et al. 2006)

LA ICP-MS


Datování monazitu elektronovou mikrosondou

Chemické datování monazitu elektronovou mikrosondou (CHIME) (Suzuki et al. 1994, Montel et al. 1996)

[ ] [ ] [ ]20710072.004.238

20619928.004.238

2081232

235238232 −+−+−= ttt eUeUeThPb λλλ

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)


(a)

(Cocherie et al. 1998)

(a) Datování monazitu elektronovou mikrosondou

Geochronologie - obecně (Goncalves et al. 2005)


Datování pomocí nerovnováhy v rozpadové řadě

Princip • 238U, 235U a 232Th 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)



• 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:

DDPP NNdtdN λλ −=

...221100 NNNdtdN λλλ −=−=−=

• po dosažení rovnováhy jsou aktivity (tj. počet rozpadů za daný čas) obou izotopů stejné, tedy:

dtdN

dtdN PD =

DDPP NN λλ −=0

• 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



• Pokud přírodní procesy jako zvětrávaní a sedimentace vedou k narušení sekulární rovnováhy, mohou být datovány (metody daughter-excess a daughter-deficiency)

(Dickin 1995)


• (234U)/(238U) po dosažení rovnováhy = 1 • tento poměr ale může být v některých horninách, především sedimentárních,

vyšší (dokonce > 10), protože 234U 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)


• V SI je aktivita udávána v becquerelech (Bq = 1 rozpad/s), • starší jednotkou je Curie (Ci, 3.7×1010 Bq), • měření se realizuje alfa spektrometry nebo hmotovými spektrometry

234U excess

Excess 234U ( ) ( ) ( )UUUU 234238234 +=současnost

(závorky níže znamenají aktivity)


• Protože aktivita 238U se prakticky nemění v datované době (má v porovnání s 234U dlouhý poločas rozpadu):


234U excess

( ) ( ) tUU eUU 2340234234 λ−=

počáteční stav ( ) ( ) ( )UUU U23802340234 −=

zákon radioaktivního rozpadu

( ) ( ) ( ) ( )( ) teUUUU 2342380234238234 λ−−+=

Excess 234U



234U excess

( ) ( ) ( ) ( )( ) teUUUU 2342380234238234 λ−−+=

teUU

UU

234110

238

234

238

234λ−

−

+=

1.14

• Uran má dlouhou dobu setrvání v mořské vodě (>300 tis. let), a poměr (234U)/(238U) 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 234U/238U pak nefrakcionují


230Th- 238U

• 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 230Th vzniklé rozpadem 238U se téměř okamžitě adsorbuje na povrch sedimentu => excess

t

U

eThTh

ThTh

230

0

232

230

232

230λ−

=

Excess 230Th

…. Pozor ! Složitá matematika….



230Th- 238U

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)



230Th- 238U izochrony

Datování vyvřelých hornin: • na počátku různé poměry U/Th a stejné poměry

(230Th)/(232Th) pro jednotlivé minerály nebo lávy

• Pak snaha dosáhnout rovnováhy => rotace

Faure (1986)

=

∞→ Th

UThTh

t 232

238

232

230

lim

Mineráll

Minerál2


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. Uranium-series 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.



• 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 207Pb/206Pb-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 207Pb/206Pb-age 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.



• KRÖNER, A. et al. 1998. Further evidence for an early Carboniferous (c. 340 Ma) age of high-grade 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 143Nd/144Nd: 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.



• 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.



• 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. 2nd 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

http://www.geo.cornell.edu/geology/classes/Geo656/656home.html

http://www.onafarawayday.com/Radiogenic/

http://webgeology.alfaweb.no/

http://www.bgc.org/isoplot_etc/isoplot.html

Documents

IV. Principy geochronologie - petrol.natur.cuni.czjanousek/izokurz/PDF/IG04_principy... · • Evaporační metoda, SHRIMP, LA ICP MS a datování monazitu elektronovou mikrosondou