Datowanie lutetowo-hafnowe

Cyrkon, wspólny cel analizy Lu – Hf

Datowanie lutetowo-hafnowe to metoda datowania geochronologicznego wykorzystująca system rozpadu promieniotwórczego lutetu –176 do hafnu –176. Przy powszechnie akceptowanym okresie półtrwania wynoszącym 37,1 miliarda lat, długowieczna para rozpadu Lu – Hf przeżywa geologiczne skale czasowe, dlatego jest przydatna w badaniach geologicznych. Ze względu na właściwości chemiczne tych dwóch pierwiastków, a mianowicie ich wartościowości i promienie jonowe , Lu zwykle występuje w śladowych ilościach w minerałach kochających pierwiastki ziem rzadkich , takich jak granat i fosforany , podczas gdy Hf występuje zwykle w śladowych ilościach w minerałach bogatych w cyrkon , takich jak cyrkon , baddeleyit i zirkelit .

Śladowe stężenie Lu i Hf w materiałach ziemnych stwarzało pewne trudności technologiczne w szerokim stosowaniu datowania Lu – Hf w latach 80. XX wieku. Dzięki zastosowaniu spektrometrii mas z plazmą wzbudzoną indukcyjnie (ICP-MS) z wieloma kolektorami (znanej również jako MC-ICP-MS) w późniejszych latach, metoda datowania ma zastosowanie do datowania różnych materiałów ziemnych. System Lu – Hf jest obecnie powszechnym narzędziem w badaniach geologicznych, takich jak petrogeneza skał magmowych i metamorficznych , różnicowanie wczesnej skorupy ziemskiej i płaszcza oraz pochodzenie .

Datowanie radiometryczne

Zobacz też: Datowanie radiometryczne

Lutet jest pierwiastkiem ziem rzadkich , z jednym naturalnie występującym stabilnym izotopem ¹⁷⁵ Lu i jednym naturalnie występującym radioaktywnym izotopem ¹⁷⁶ Lu. Kiedy ¹⁷⁶ atomów Lu zostało włączonych do materiałów ziemskich, takich jak skały i minerały, zaczęły one być „uwięzione”, zaczynając się rozkładać. W wyniku rozpadu radioaktywnego niestabilne jądro rozpada się na inne, stosunkowo stabilne. Datowanie radiometryczne wykorzystuje zależność rozpadu do obliczenia, jak długo atomy były „uwięzione”, tj. czas, jaki upłynął od powstania materiału ziemskiego.

Rozpad ¹⁷⁶ Lu

Główny artykuł: Izotopy lutetu

Zobacz też: Rozpad promieniotwórczy

Jedyny naturalnie występujący radioaktywny izotop lutetu rozpada $:$ dwa

${\ Displaystyle {\ ce {^ {176} _ {71} Lu-> {^ {176} _ {72} Hf} + e ^ {-}}}}$

${\ Displaystyle {\ ce {{^ {176} _ {71} Lu} + e ^ {-} -> {^ {176} _ {70} Yb}}}}$

Lutet , ${\ Displaystyle {\ ce {^ {176} _ {71} Lu}}}$ może rozpaść się na $Displaystyle {\ ce {^ {176} _ {72} Hf}}}$ \ pierwiastek $pierwiastek$ iterb , lżejszy Ponieważ jednak głównym sposobem rozpadu jest β ^- emisja, tj. uwalnianie elektronu (e ^- ), jak w przypadku ${\ Displaystyle {\ ce {^ {176} _ {71} Lu}}}$ rozpadający się do ${\ Displaystyle {\ ce {^ {176} _ {72} Hf}}}$ , obecność ${\ Displaystyle {\ ce {^ {176} _ {70} Yb}}}$ ma znikomy wpływ na określenie wieku Lu – Hf.

Oryginalna figura 2 z Debaille et al. (2017); Przykład izochrony Lu/Hf.

Decydująca stała determinacja

Zobacz też: Rozpad wykładniczy

Stałą rozpadu ${\ displaystyle {\ ce {^ {176} Lu}}}$ można uzyskać poprzez eksperymenty z bezpośrednim liczeniem i porównanie wieku Lu – Hf z wiekami innych układów izotopów próbek, których wiek jest określony. Powszechnie przyjęta stała rozpadu ma wartość 1,867 (± 0,007) × 10 ⁻¹¹ yr ⁻¹ . Istnieją jednak rozbieżności co do wartości stałej rozpadu.

Określenie wieku

Równanie wieku jest tworzone dla każdej techniki datowania radiometrycznego w celu opisania matematycznego związku liczby nuklidów macierzystych i potomnych. W systemie Lu–Hf macierzystym byłby Lu (izotop promieniotwórczy), a Hf jako nuklid potomny (produkt rozpadu promieniotwórczego). Równanie wieku do układu Lu – Hf jest następujące:

${\ Displaystyle \ lewo ({\ Frac {{\ ce {^ {176} Hf}}} {{\ce {^{177}Hf}}}}\right)=\left({\frac {{\ce {^{176}Hf}}}{{\ce {^{177}Hf}}} }\right)_{i}+\left({\frac {{\ce {^{176}Lu}}}{{\ce {^{177}Hf}}}}\right)(e^{\ lambda t}-1)}$

Gdzie:

• ${\ Displaystyle {\ ce {(^ {176} Hf / ^ {177} Hf)}}}$ to zmierzony stosunek dwóch izotopów próbki.
• ${\ Displaystyle {\ ce {(^ {176} Hf / ^ {177} Hf) _i}}}$ to początkowy stosunek dwóch izotopów podczas tworzenia próbki.
• ${\ Displaystyle {\ ce {(^ {176} Lu / ^ {177} Hf)}}}$ to zmierzony stosunek dwóch izotopów próbki.
• λ jest stałą rozpadu ${\ Displaystyle {\ ce {^ {176} Lu}}}$ .
• t to czas, jaki upłynął od utworzenia próbki.

Dwa izotopy, ¹⁷⁶ Lu i ¹⁷⁶ Hf, w układzie są mierzone jako stosunek do stabilnego izotopu odniesienia ¹⁷⁷ Hf. Zmierzony stosunek można uzyskać ze spektrometrii mas . Powszechną praktyką datowania geochronologicznego jest ustalenie wykresu izochronowego. Wiele zestawów danych zostałoby zmierzonych i wykreślonych z ¹⁷⁶ Hf/ ¹⁷⁷ Hf na osi y i ¹⁷⁶ Lu/ ¹⁷⁷ Hf na osi x. Otrzymano by zależność liniową. Początkowy stosunek można przyjąć jako naturalny stosunek liczebności izotopów lub, dla lepszego podejścia, uzyskany z punktu przecięcia z osią y wykreślonych izochrona . Nachylenie wykreślonego izochrony reprezentowałoby ${\ Displaystyle (e ^ {\ lambda t} -1)}$ .

Epsilon (wartość ɛHf)

ɛHf wartość jest wyrażeniem stosunku próbki do $}}$${^{176}Hf/^{177}Hf}}}$$Displaystyle {\$ stosunek jednolitego zbiornika chondrytowego . Stosowanie wartości ɛHf jest powszechną praktyką w badaniach Hf. ɛHf ma obecnie zakres wartości od +15 do -70. ɛHf wyraża się następującym równaniem:

${\ Displaystyle \ varepsilon _ {{\ ce {Hf}} (0)} = \ left[{\frac {\left({\frac {{\ce {^{176}Hf}}}{{\ce {^{177}Hf}}}}\right)_{{\ce {próbka} }(0)}}{\left({\frac {{\ce {^{176}Hf}}}{{\ce {^{177}Hf}}}}\right)_{{\ce {CHUR }}(0)}}}-1\right]\times 10\,000}$

Gdzie:

• „0” w nawiasie oznaczające czas = 0, czyli dzień dzisiejszy. Liczby w nawiasach mogą reprezentować dowolny czas w przeszłości, aż do powstania ziemi.
• ${\ Displaystyle \ lewo ({\ Frac {{\ ce {^ {176} Hf}}} {{\ ce {^ {177} Hf}}}} \ prawej) _ {{\ ce {próbka}}}}$ to stosunek Hf-176 do Hf-177 w próbce. Dla t = 0 reprezentuje obecny stosunek.
• ${\ Displaystyle \ lewo ({\ Frac {{\ ce {^ {176} Hf}}} {{\ ce {^ {177} Hf}}}} \ prawej) _ {{\ ce {CHUR}}}}$ to stosunek Hf-176 do Hf-177 w jednolitym zbiorniku chondrytowym . Dla t = 0 reprezentuje obecny stosunek.

Geochemia lutetu i hafnu

Schematyczny diagram przedstawiający ruch pierwiastków, począwszy od formacji planetozymali. Jasnoniebieskie cząstki reprezentują lotne pierwiastki, które nie będą się skraplać podczas wczesnego formowania się Ziemi. Ciemnobrązowe i pomarańczowe cząstki są elementami ogniotrwałymi, które kondensują, tworząc stałą Ziemię (oznaczoną czarnym kółkiem). Ciemnobrązowe cząstki reprezentują pierwiastki syderofilne, które opadają do środka Ziemi podczas formowania jądra, podczas gdy pomarańczowe pierwiastki litofilne nie.

Zgodnie ze schematem klasyfikacji Goldschmidta , Lu i Hf są pierwiastkami litofilnymi (miłującymi ziemię), co oznacza, że ​​występują głównie we frakcji krzemianowej Ziemi, tj. płaszczu i skorupie. Podczas formowania się Ziemi te dwa pierwiastki nie miały tendencji do frakcjonowania się w jądrze podczas formowania się jądra, tj. nie były skoncentrowane w jądrze, w przeciwieństwie do syderofilnych (pierwiastków kochających żelazo). Lu i Hf są również ogniotrwałymi , co oznacza, że ​​szybko skondensowały się z dysku protoplanetarnego tworząc stałą część Ziemi, w przeciwieństwie do elementów lotnych. W rezultacie te dwa pierwiastki nie zostałyby znalezione we wczesnej ziemskiej atmosferze. Ze względu na te cechy te dwa pierwiastki są względnie nieruchome podczas ewolucji planetarnej i uważa się, że zachowują charakterystykę liczebności izotopów prymitywnego materiału planetarnego, tj. jednolitego zbiornika chondrytowego (CHUR).

Zarówno Lu, jak i Hf są niekompatybilnymi pierwiastkami śladowymi i stosunkowo nieruchomymi. Jednak Hf jest bardziej niekompatybilny niż Lu, a zatem jest stosunkowo wzbogacony w skorupę i stopione krzemiany. Tak więc wyższy stosunek Lu/Hf (oznaczający również wyższy ¹⁷⁶ Hf / ¹⁷⁷ Hf, w czasie, z powodu rozpadu Lu) jest generalnie stwierdzany w resztkowej substancji stałej podczas częściowego topienia i usuwania cieczy ze złoża geochemicznego. Warto zauważyć, że zmienność stosunku Lu/Hf jest zwykle bardzo mała.

Implikacje wartości ɛHf

Wartości ɛHf są ściśle związane ze wzbogaceniem lub zubożeniem Hf względem jednolitego zbiornika chondrytowego . Dodatnia wartość ɛHf oznacza, że ¹⁷⁶ Hf w próbce jest większe niż w jednorodnym zbiorniku chondrytowym . Oznacza to również wyższy stosunek Lu/Hf w próbce. Wartość dodatnią można by znaleźć w stałej pozostałości po ekstrakcji ze stopu, ponieważ ciecz byłaby wzbogacona w Hf. Warto zauważyć, że wzbogacenie Hf w stopie oznaczałoby usunięcie bardziej rozpowszechnionych izotopów Hf w stopniu większym niż ¹⁷⁶ Hf, co dałoby obserwowane ¹⁷⁶ Hf/ ¹⁷⁷ Hf wzbogacenie w pozostałość stałą. Stosując tę ​​​​samą logikę, ujemna wartość ɛHf reprezentowałaby wyekstrahowany stop ze zbiornika, tworząc wyewoluowany, młodociany materiał.

Oryginalna figura 9 z Rehman et al. (2012) wykazali intermedialny, mieszany trend ɛHf dla badanych eklogitów . Wyniki eksperymentu wskazują, że eklogity powstały z bazaltu z wysp oceanicznych z zanieczyszczeniem osadami, dając pośrednie wartości ɛHf.

Oryginalna figura 9 z Rehman et al. (2012); Przykład wykresu ɛHf.

Schematyczny diagram ewolucji Hf. Czarna krzywa została wykreślona przy użyciu wartości ¹⁷⁶ Hf/ ¹⁷⁷ Hf z Patchetta i Tatsumoto (1980). Wszystkie inne krzywe i wartości są hipotetyczne. Za czas powstania Ziemi przyjęto 4,55 miliarda lat.

Wiek modelu CHUR

Modelowy jednorodny wiek zbiornika chondrytowego to wiek, w którym materiał, z którego powstają skały i minerały, opuszcza jednolity zbiornik chondrytowy, tj. płaszcz, przy założeniu, że ziemia krzemianowa zachowała sygnaturę chemiczną jednorodnego zbiornika chondrytowego. Jak opisano w poprzedniej sekcji, topienie spowoduje frakcjonowanie Lu i Hf w stopie i pozostałościach stałych, co spowoduje, że wartości Lu/Hf i Hf/Hf będą odbiegać od chondrytycznych jednolitych wartości rezerwuarowych. Czas lub wiek, w którym wartości Lu/Hf i Hf/Hf z próbki i jednolitego rezerwuaru chondrytowego są zgodne, to modelowy wiek jednolitego rezerwuaru chondrytowego.

${\ Displaystyle t _ {{\ ce {CHUR}}} = \ lewo ({\ Frac {1} {\ lambda}} \ prawej) \ ln \ lewo [1 + {\ Frac {\ lewo ({\ Frac {{ \ce {^{176}Hf}}}{{\ce {^{177}Hf}}}}\right)_{\text{próbka(0)}}-\left({\frac {{\ce {^{176}Hf}}}{{\ce {^{177}Hf}}}}\right)_{\text{CHUR(0)}}}{\left({\frac {{\ce { ^{176}Lu}}}{{\ce {^{177}Hf}}}}\right)_{\text{sample(0)}}-\left({\frac {{\ce {^{ 176}Lu}}}{{\ce {^{177}Hf}}}}\right)_{\text{CHUR(0)}}}}\right]}$

Gdzie:

• „0” w nawiasie oznaczające czas = 0, czyli dzień dzisiejszy.
• t _CHUR to chondrytowy jednolity wiek modelowy zbiorników.
• λ jest stałą rozpadu.
• ${\ Displaystyle \ lewo ({\ Frac {{\ ce {^ {176} Hf}}} {{\ ce {^ {177} Hf}}}} \ prawej) _ {{\ ce {próbka}}}}$ to stosunek Hf-176 do Hf-177 w próbce.
• ${\ Displaystyle \ lewo ({\ Frac {{\ ce {^ {176} Hf}}} {{\ ce {^ {177} Hf}}}} \ prawej) _ {{\ ce {CHUR}}}}$ to stosunek Hf-176 do Hf-177 w jednolitym zbiorniku chondrytowym .

Stosunki Lu/Hf i Hf/Hf CHUR

Model jednolitego zbiornika chondrytowego jest ściśle ograniczony, aby można było wykorzystać system Lu – Hf do określenia wieku. Chondryty reprezentują prymitywne materiały z mgławicy słonecznej , które później akreują, tworząc planetozymale , aw dalszym stopniu oznaczają prymitywną niezróżnicowaną Ziemię. Jednolity zbiornik chondrytowy są wykorzystywane do modelowania chemii warstw krzemianowych Ziemi, ponieważ na te warstwy nie miały wpływu procesy ewolucji planet. Aby scharakteryzować jednolity skład zbiorników chondrytowych pod względem Lu i Hf, do analizy stężeń Lu i Hf wykorzystuje się chondryty różnych typów petrologicznych.

Jednak rozbieżności między $}}$$ce {^ {176} Hf / ^ {177}Hf}}}$ i współczynniki pozostają. Wcześniejsze badania eksperymentowały na chondrytach wszystkich typów petrologicznych. Uzyskane współczynniki wahają się o 18%, $.$ Hf otrzymane współczynniki różnią się o 14 jednostek ɛHf $.$ Jedno późniejsze badanie skupiło się na chondrytach typu petrologicznego od 1 do 3, które są niezrównoważone, wykazują zmienność 3% w stosunkach $\ ce {^ {176} Lu / ^ {177} Hf}}}$ { i 4 jednostki ɛHf w ${\ Displaystyle {\ ce {^ {176} Hf / ^ {177} Hf}}$ .

Metody analityczne

W najwcześniejszych latach, około lat 80. XX wieku, akwizycja wieku oparta na systemie Lu–Hf wykorzystywała chemiczne rozpuszczanie próbki i termiczną jonizacyjną spektrometrię mas (TIMS). Generalnie próbki skał są sproszkowane i traktowane HF i _HNO3 w bombie teflonowej. Bombę wkłada się do piekarnika nagrzanego do 160°C na cztery dni. Następnie następuje obróbka kwasami w celu oczyszczenia z głównych pierwiastków i innych niepożądanych pierwiastków śladowych. Różne badania mogą wykorzystywać nieco inne protokoły i procedury, ale wszystkie mają na celu zapewnienie całkowitego rozpuszczenia materiałów zawierających Lu i Hf. Technika rozcieńczeń izotopowych jest często niezbędna do precyzyjnego oznaczania stężeń. Rozcieńczenie izotopowe odbywa się poprzez dodanie do rozpuszczonych próbek materiałów o znanym stężeniu Lu i Hf. Próbki mogą następnie przejść przez TIMS w celu pozyskania danych.

Powyższe procedury przygotowania próbek uniemożliwiają wygodną analizę Lu – Hf, ograniczając tym samym jego użycie w latach 80. XX wieku. Również określenie wieku za pomocą TIMS wymaga próbek o wysokim stężeniu Lu i Hf, aby odnieść sukces. Jednak powszechne fazy mineralne mają niskie stężenia Lu i Hf, co ponownie ogranicza zastosowania Lu-Hf.

Obecnie najpowszechniejszą metodą analityczną oznaczania Lu–Hf jest spektrometria mas z plazmą indukcyjnie sprzężoną (ICP–MS). ICP-MS, z wieloma kolektorami, pozwala na precyzyjne oznaczanie materiałów o niskim stężeniu Hf, takich jak apatyt i granat. Ilość próbki potrzebnej do oznaczenia jest również mniejsza, co ułatwia wykorzystanie cyrkonu dla wieku Lu–Hf.

W systemie Lu–Hf stosuje się rozpuszczanie selektywne, tj. rozpuszczanie granatu z pozostawieniem nienaruszonych wtrąceń ogniotrwałych.

Aplikacje

Petrogeneza skał magmowych

System izotopów Lu – Hf może dostarczyć informacji o tym, gdzie i kiedy powstaje ciało magmowe. Stosując oznaczenie stężenia Hf do cyrkonów z granitów typu A w Laurentia , uzyskano wartości ɛHf w zakresie od -31,9 do -21,9, reprezentujące pochodzenie ze stopu skorupy ziemskiej. Apatyt ma również obiecujące informacje Lu – Hf, ponieważ apatyt ma wysoką zawartość Lu w stosunku do zawartości Hf. W przypadkach, gdy skały są ubogie w krzemionkę, jeśli można zidentyfikować bardziej wyewoluowane skały tego samego pochodzenia magmowego, apatyt może dostarczyć danych o wysokim stosunku Lu/Hf w celu uzyskania dokładnego izochronu, na przykładzie Smålands Taberg w południowej Szwecji, gdzie apatyt Lu/Hf Wiek Hf wynoszący 1204,3 ± 1,8 miliona lat został zidentyfikowany jako dolna granica zdarzenia magmowego trwającego 1,2 miliarda lat, które spowodowało mineralizację Fe – Ti w Smålands Taberg.

Petrogeneza skał metamorficznych i zjawiska metamorficzne

Granat, powszechny metamorficzny cel mineralny do datowania Lu / Hf.

Rozumiejąc skały metamorficzne, Lu – Hf może nadal dostarczać informacji o ich pochodzeniu. W przypadkach, w których cyrkonowa jest nieobecna lub występuje w bardzo małej ilości, takich jak eklogit z kumulowanym protolitem , eklogity cyjanitowe i ortopiroksenowe mogą być kandydatami do analizy Hf. Chociaż ogólne pierwiastków ziem rzadkich jest niskie w przypadku dwóch eklogitów, stosunek Lu/Hf jest wysoki, co umożliwia określenie stężenia Lu i Hf.

Granaty odgrywają ważną rolę w zastosowaniach Lu / Hf, ponieważ są powszechnymi minerałami metamorficznymi, a jednocześnie mają duże powinowactwo do pierwiastków ziem rzadkich . Oznacza to, że granaty generalnie mają wysoki stosunek Lu/Hf. Datowanie granatów za pomocą Lu-Hf może dostarczyć informacji o historii wzrostu granatu podczas progresywnego metamorfizmu i szczytowych warunków PT . Za pomocą wieku granatu Lu / Hf, w badaniu nad Lago di Cignana w zachodnich Alpach we Włoszech, zidentyfikowano wiek 48,8 ± 2,1 miliona lat dla dolnej granicy czasu wzrostu granatu. Na tej podstawie oszacowano, że tempo zakopywania skał o ultrawysokim ciśnieniu w Lago di Cignana wynosi 0,23–0,47 cm / rok, co sugeruje, że skały dna oceanu zostały przeniesione do subdukcji i osiągnęły warunki metamorfizmu ultrawysokiego ciśnienia.

Konwencjonalne wieki izochronowe są uzyskiwane z masowych oddzieleń granatu i stanowią jedynie oszacowanie średniego wieku ogólnego wzrostu granatu. Aby dokładnie oszacować tempo wzrostu pojedynczego kryształu granatu, geochronolodzy stosują metody mikropróbkowania do zbierania i datowania małych kolejnych stref kryształów granatu.

Inny niskotemperaturowy i wysokociśnieniowy minerał indeksu metamorficznego, lawsonit, został użyty w ostatnich latach, aby zrozumieć metamorfizm subdukcji przy użyciu datowania Lu / Hf. Badanie wykazało, że lawsonit może mieć znaczenie w datowaniu niskotemperaturowych skał metamorficznych, zwykle w metamorfizmie progresywnym w ustawieniach strefy subdukcji, ponieważ granaty powstają po ustabilizowaniu lawsonitu, dzięki czemu lawsonit można wzbogacić w Lu do datowania radiometrycznego.

Wczesne zróżnicowanie płaszcza i skorupy ziemskiej

Proces tworzenia skorupy rzekomo chemicznie wyczerpuje płaszcz, ponieważ skorupa tworzy się z częściowych stopień pochodzących z płaszcza. Jednak procesu i zakresu wyczerpywania nie można było wywnioskować na podstawie kilku cech izotopowych, ponieważ uważa się, że niektóre układy izotopowe są podatne na ponowne ustawienie w wyniku metamorfizmu. Aby jeszcze bardziej ograniczyć modelowanie zubożonego płaszcza, przydatne są informacje Lu – Hf z cyrkonów, ponieważ cyrkony są odporne na ponowne zrównoważenie Lu – Hf.

Cyrkon detrytyczny i proweniencja

Oslo Rift, znany również jako Oslo Graben.

Wiek Hf określony na podstawie detrytycznego cyrkonu może pomóc w zidentyfikowaniu głównego wydarzenia wzrostu skorupy ziemskiej. Analizując detrytyczny cyrkon w osadach rzeki Jangcy, grupa badaczy stworzyła rozkład statystyczny modelowego wieku Hf osadów. Zidentyfikowano statystyczne szczyty przedziałów wiekowych: 2000 Ma – 1200 Ma, 2700 Ma – 2400 Ma i 3200 Ma – 2900 Ma, co wskazuje na zdarzenia wzrostu skorupy ziemskiej w wieku od paleoproterozoiku do mezoproterozoiku oraz archeanu w bloku południowochińskim.

Wiek Hf z detrytycznego cyrkonu również pomaga w śledzeniu źródła osadu. Badanie detrytycznego cyrkonu z piaskowców w szczelinie Oslo w Norwegii zidentyfikowało główne źródło osadów w regionie Fennoskandii, a także pomniejsze źródło w górach waryscyjskich w Europie Środkowej w okresie od późnego dewonu do późnego karbonu na podstawie charakterystyki U – Pb i Lu – Hf skał źródłowych i osady.