Блог

Вотяков С.Л., Хиллер В.В., Щапова Ю.В., Поротников А.В., Вохмякова В.С.

О ДОСТОВЕРНОСТИ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ВОЗРАСТА И ВОСПРОИЗВОДИМОСТИ ДАННЫХ ПРИ ХИМИЧЕСКОМ ДАТИРОВАНИИ МИНЕРАЛОВ-КОНЦЕНТРАТОРОВ РАДИОАКТИВНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ

Классический метод химического датирования U-Th-Pb-минералов получил новый импульс в развитии в связи с усовершенствованием микрозондовой аппаратуры и разработкой новых подходов к численному обсчету данных. Его популярность обусловлена простотой, доступностью и низкой себестоимостью единичного анализа.

Однако и в настоящее время остаются нерешенными три основные группы проблем: (1) связанные с оценкой конкордантности данных и выбором подхода для их обработки (из единичного анализа в точке [Montel et al., 1996]; из модельной изохроны [Suzuki et al., 1991]; из расчёта U/Pb и Th/Pb-возрастов в трёхмерном ThO2–РbO–UO2-пространстве [Rhede et al., 1996] или на двумерной U/Pb–Th/Pb-диаграмме [Cocherie, Albarede, 2001]); (2) связанные с аппаратурной реализацией метода, пробоподготовкой и выбором стандартов; (3) связанные с интерпретацией датировок по минералам, в частности, с привлечением независимых кристаллохимических данных и анализом поведения изотопной U–Th–Pb-системы.
Цель работы – повышение достоверности и объективности анализа с возможностью отбраковки недостоверных результатов при датировках минералов (на примере проб из ряда геологических объектов Урала), при расчете «возраста» из модельных данных для U–Th–Pb-системы в рамках различных математических схем их обработки.
Результаты. Выполнено моделирование изохронных данных для U–Th–Pb-системы с возрастом (Т) и его «восстановление» (Трасч), следуя [Montel et al., 1996] и [Suzuki et al., 1991], при варьировании характеристик системы: значения Т (рис. 1а), начального содержания и соотношения UO2нач, ThO2нач (рассмотрены случаи практически «моноэлементной» высокоурановой или высокоториевой системы UO2нач/ThO2нач<<1 или ThO2нач/UO2нач<<1), значения СКВО UO2нач, ThO2нач, содержания нерадиогенного PbОнач (рис. 1 в, г) и потерь радиогенного Pb, погрешности DU/U, DTh/Th, DPb/Pb, количества измерений N и др. При равенстве Th/Pb и U/Pb-возрастов конечные значения ThO2кон, UO2кон, PbOкон для системы с возрастом Т рассчитывались как:
Thкон = Thнач*exp(-λ232*Т),
Uкон = 235Uкон +238Uкон = 235Uнач*еxp(-λ235*Т)+238Uнач*exp(-λ238*Т),
Pbкон = Pbнерад+208Pb+207Pb+206Pb = Pbнерад+232Th{exp(λ232*Т)-1}+235U{exp(λ235*Т)-1}+ +238U{exp(λ238*Т)-1},

где λ232, 235, 238 – константы радиоактивного распада изотопов, Т – возраст системы. Моделировалась некая статистическая реализация конкордантных данных (рис. 1а); дискордантные данные моделировались либо суперпозицией ряда конкордантных (случай смешения микрозондовых результатов по разновозрастным зонам кристаллов), либо введением потерь радиогенного Pb, в том числе непропорциональных для изотопов 208Pb и 207Pb-206Pb (имитация их диффузии из кристалла или его зон при температурах выше закрытия U–Pb или Th–Pb-подсистемы). Случай добавки или потери материнских изотопов U и Th не рассматривался. Для каждой статистической реализации значений ThO2кон,UO2кон, PbOкон, имитирующей единичное микрозондовое измерение в точке минерала, рассчитывался возраст по Montel (рис. 1б). Для выборки из N = 5–100 статистических реализаций  значений  ThO2кон,UO2кон, PbOкон  проводилось  построение и анализ

Рис. 1. Модельные данные для высокоториевой системы различного возраста (Т = 50, 100, 200 и 500 млн лет; число измерений N = 100) (а). Сопоставление расчетных возрастов для 50 статистических реализаций системы с Т = 50 млн лет по Montel и по Suzuki (б). Модельные данные для системы с различным содержанием нерадиогенного PbО нач (1 – 0; 2 – 0.1; 3 – 0.3; 4 – 0.5; 5 – 1.0 %) (в). Значения возрастов по Suzuki для 50 статистических реализаций изохрон с Т = 200 млн лет при PbО нач = 0; 0.1 и 0.5 % (г). UO2нач = 1, ThO2нач = 10 %; СКВО UO2нач = ТhO2нач = 30 %; DU/U = DTh/Th = DPb/Pb = 1 %.

модельной изохроны в координатах ThO2*–PbO (для высокоториевой системы (рис. 1б) (или UO2*–PbO для высокоурановой). Здесь ThO2* = ThO2+»эквивалент UO2» (для UO2* – наоборот); «эквивалент UO2» при допущении равенства U/Pb и Th/Pb-возрастов есть некоторое содержание U, пересчитанное в эквивалентное содержание Th, которое могло бы «произвести» то же количество Pb за время жизни системы Т:
ThO2* = ThO2+UO2 (WTh/WU)[{expλ235Т+137.88*expλ238Т}/138.88−1]/{expλ232Т−1},
UO2* = UO2+138,88*ТhO2WU{expλ232Т−1}/UO2 = UO2+138.88ТhO2WU{expλ232Т−1}/
[WТh{137.88*expλ238Т+expλ235Т –138.88}],

здесь W – молекулярный вес оксидов U, Тh, Pb (WTh = 264, WU = 270, WPb = 224). По углу наклона изохроны на диаграмме ThO2*–PbO оценивалось значение Th/Pb-возраста системы с одновременной оценкой содержания нерадиогенного Pb.

Рис. 2. Типичное распределение элементов Y, Pb, U и Th в зерне монацита.

Получаемые при этом изохронные данные (возраст по Suzuki) моделируют результаты анализа в пределах различных областей одного гетерогенного кристалла и (или) различных гомогенных кристаллов одного (близкого) возраста. На основе анализа модельных данных для U–Th–Pb-системы рассмотрены вопросы повышения воспроизводимости, объективности анализа с возможностью отбраковки недостоверных результатов, сформулированы условия (минимальное количество измерений, содержание PbОнач, погрешность определения Pb и др.), при которых могут быть получены корректные возрастные определения высокоурановых (высокоториевых) минералов.
На микроанализаторе SX 100 выполнен анализ и элементное картирование U–Th-минералов (рис. 2) из коллекции А. А. Краснобаева, В. А. и В. И. Поповых, Т. А. Осиповой, К. С. Иванова, В. В. Мурзина, Ю. В. Ерохина; исследованы монациты гранитных пегматитов Ильменогорского массива и ураниниты гранитоидов Первомайского; ураниниты и ториты гранитоидов фундамента Западной Сибири, кварц-сульфидных жил Пышминско-Ключевского месторождения; торианиты Карабашского гипербазитового массива.

Исследования проведены как для минералов в полированных шлифах, так и для микрокристаллов в шашках на пяти волновых спектрометрах при ускоряющем напряжении 15 кВ и токе поглощённых электронов на цилиндре Фарадея 250 нА; угол отбора рентгеновского излучения волновыми спектрометрами 40°, диаметр пучка на образце 2 мкм. При проведении исследований варьировалось время измерения интенсивностей M-линии урана, M-линий тория и свинца (при этом время набора импульсов на пике в два раза больше времени измерения интенсивностей фона с каждой стороны от пика). Время экспозиции аналитической линии – 5–600 с; верхний предел времени ограничен процессом выгорания образца. Выполнены датировки по Montel и Suzuki; показано, что их погрешность составляет от 1.5–2.7 (для уранинитов) до 4.5–6.5 % (высокоториевых монацитов); рассмотрено влияние времени накопления сигнала при микрозондовых анализах проб (величины DU/U, DTh/Th, DPb/Pb) на погрешность датировок. Рассмотрены кристаллохимические подходы к анализу конкордантности данных, основанные на модельных представлениях об образовании твердых растворов в системе монацит-хуттонит-брабантит (при изоморфизме Th(U)+SiРЗЭ+P и Th(U)+CaРЗЭ+P(Ca+Si)).

Работа выполнена в рамках программы Президиума РАН №23 «Научные основы инновационных энергоресурсосберегающих экологически безопасных технологий оценки и освоения природных и техногенных ресурсов», а также в рамках интеграционной программы УрО РАН «Состав, структура и физика радиационно-термических эффектов в фосфатных и силикатных минералах и стеклах», при поддержке грантов РФФИ № 09-05-00513 и 10-05-00326.

Литература

Cocherie A., Albarede F. An improved U-Th-Pb age calculation for electron microprobe dating of monazite // Geoch.Cosmoch. Acta. 2001. V. 65. N. 24. Р. 4509–4522.
Montel J-M., Foret S., Veschambre M., Nicollet Ch., Provost A. Electron microprobe dating of monazite // Chem. Geol. 1996.V. 131. P. 37–53.
Rhede D., Wendt I., Förster H. J. A three-dimensional method for calculating independent chemical U/Pb-and Th/Pb-ages of accessory minerals // Chem.Geol. 1996. 30. Р. 247–253.
Suzuki K., Adachi M., Tanaka T. Middle Precambrian provenance of Jurassic sandstone in the Mino Terrane, central Japan: Th-U-total Pb evidence from an electron microprobe monazite study // Sed.Geol. 1991. V. 75. P. 141–147.