Dariusz BOTOR

AGH, Wydz. Geologii, Geofizyki i Ochrony Œrodowiska,

Katedra Geologii Z³o¿owej i Górniczej,

30-059 Kraków, al. Mickiewicza 30

e-mail: [e-mail]

Aneta A. ANCZKIEWICZ

Instytut nauk Geologicznych PAN, Oœrodek Badawczy w Krakowie,

31-002 Kraków, ul. Senacka 1

e-mail: [e-mail]

Technika Poszukiwañ Geologicznych

Geotermia, Zrównowa¿ony Rozwój nr 1–2/2010

ZASTOSOWANIE METODY TRAKOWEJ I HELOWEJ

DO REKONSTRUKCJI TERMICZNEJ

BASENÓW SEDYMENTACYJNYCH

STRESZCZENIE

Podstawowymi metodami stosowanym w niskotemperaturowej termochronologii basenów sedymentacyjnych

s¹ metody trakowa i helowa. Badania tymi metodami prowadzi siê g³ównie na apatycie i cyrkonie. Metody te
pozwalaj¹ na okreœlenie czasu wystêpowania temperatury, która ma podstawowe znaczenie zarówno poznawcze,
jak i utylitarne dla powstawania z³ó¿ wielu kopalin, a tak¿e pozwala na ocenê wielu innych procesów diage-
netycznych, tektonicznych, oraz geomorfologicznych. Metoda trakowa opiera siê na analizie defektów w struk-
turze minera³ów, które pochodz¹ z rozpadu promieniotwórczego atomów

238

U. Metoda helowa oparta jest na

powstawaniu helu g³ównie z izotopów uranu i toru. Metoda helowa pozwala na ocenê temperatury w zakresie
40 do 70°C ± 15°C (dla apatytu), natomiast analiza trakowa apatytów pozwala oszacowaæ temperaturê w zakresie
od oko³o 60 do 110°C ± 20°C).

S£OWA KLUCZOWE

Metoda trakowa, metoda helowa, apatyt, basen sedymentacyjny, geotermometr. Dziedzina: geologia

* * *

WPROWADZENIE

Podstawowymi metodami stosowanym w niskotemperaturowej termochronologii ba-

senów sedymentacyjnych s¹ metody trakowa (ang. fission tracks, FT) (Donelick i in. 2005;

133

Recenzowa³ dr Jan Szewczyk

Artyku³ wp³yn¹³ do Redakcji 20.07.2009 r., zaakceptowano do druku 28.04.2010 r.

Gallagher i in. 1998) i helowa (ang. helium dating, actinides/helium, U-Th/He, Farley 2000,
2002). Stosuje siê je do zespo³ów minera³ów ciê¿kich (g³ównie apatytu i cyrkonu oraz
tytanitu). Celem niniejszej pracy jest przedstawienie podstaw metodyki przeprowadzania
takich badañ. W dalszej czêœci artyku³u skoncentrowano siê g³ównie na analizie apatytów
jako maj¹cych podstawowe znaczenie dla rekonstrukcji historii termicznej basenów sedy-
mentacyjnych. Metoda trakowa, znana i rozwijana od lat szeœædziesi¹tych ubieg³ego wieku
(Fleicher, Price 1964; Naeser 1967; Wagner 1968) jest obecnie g³ówn¹ metod¹ geochro-
nologiczn¹ maj¹c¹ zastosowanie w ska³ach osadowych. Analiza trakowa apatytów pozwala
oszacowaæ temperaturê dla zakresu ~60–110°C ± 20°C. Termochronometria trakowa sta-
nowi wiêc metodê, pozwalaj¹c¹ na rekonstrukcjê temperatury w przedziale pomiêdzy
mo¿liwoœciami metody helowej z jednej strony (temperatura zamkniêcia ~70°C ± 15°C,
Shuster i in. 2006) a metodami argonowymi z drugiej (temperatura zamkniêcia ~180–200°C
dla sanidynu) (Dickin 2000; Farley 2002; Armstrong 2005) (rys. 1). Temperatura zamkniêcia

134

Rys. 1. Temperatury zamkniêcia wybranych systemów geochronologicznych w poszczególnych
minera³ach (zmodyfikowane na podstawie Armstrong 2005; Farley 2002).
Do rekonstrukcji termicznej basenów sedymentacyjnych zastosowanie maj¹ jedynie
niskotemperaturowe systemy, g³ównie metoda trakowa i helowa na apatytach i cyrkonach

Fig. 1. Closure temperature in selected geochronological systems in given minerals (modified from
Armstrong 2005; Farley 2002). In a reconstruction of the thermal history of sedimentary basins
only low-temperature systems are aapplied (e.g. fission track and helium methods)

to temperatura, powy¿ej której minera³ stanowi jeszcze uk³ad otwarty, a poni¿ej której jest
ju¿ uk³adem zamkniêtym dla danej wymiany izotopowej. Temperatura zamkniêcia jest
z regu³y ni¿sza (czêsto znacznie) ni¿ temperatura krystalizacji danego minera³u (Dodson
1973; Polañski 1979). Zakres stosowania metody trakowej odpowiada w przybli¿eniu
zakresowi temperaturowemu g³ównych faz generowania wêglowodorów w ska³ach osa-
dowych, uwêglenia wêgli kamiennych, czy innym procesom diagenetycznym.

Na historiê termiczn¹ basenu sedymentacyjnego (zw³aszcza czêsto wystêpuj¹cego ba-

senu inwersyjnego) sk³adaj¹ siê w uproszczeniu dwa etapy: pierwszy z nich to wzrost
temperatury do wartoœci maksymalnych, a drugi to etap wych³adzania do wartoœci mie-
rzonych obecnie. Szereg metod pozwala na ocenê wartoœci maksymalnej temperatury
(np. wskaŸniki organiczne, w tym refleksyjnoœæ witrynitu i Tmax z analizy Rock-Eval,
Botor, Kosakowski 2000; wskaŸniki mineralne w tym illit-smektyt, Œrodoñ i in. 2006).
Jednak tylko nieliczne metody, takie jak helowa czy trakowa, pozwalaj¹ na oszacowanie
czasu wych³adzania z maksymalnej temperatury (Gallhager i in. 1998; Armstrong 2005)
i znajduj¹ zastosowanie do ska³ osadowych w przeciwieñstwie do wy¿ej temperaturowych
geochronometrów (Dickin 2000; Armstrong 2005; Farley 2002) (rys. 1).

W Polsce badania trakowe m.in. prowadzili Burchart (1971, 1972, 1981), Jarmo³owicz-

-Szulc (1983), Manecki (1968, 1970), Mochnacka (1971) oraz Skowroñski (1976). Do-
tyczy³y one g³ownie datowania bezwzglêdnego ska³ magmowych i metamorficznych
oraz aspektów metodycznych. Zastosowanie do badañ ewolucji termicznej osadowego
wype³nienia basenów sedymentacyjnych metody trakowa i helowa znalaz³y dopiero
w ostatnich latach (Botor i in. 2003, 2006; Anczkiewicz i in. 2005, 2005; Poprawa,
Andriessen 2006).

1. METODA TRAKOWA (FT)

Metoda trakowa opiera siê na analizie œladów (ang. track) „zniszczenia” radiacyjnego

(defektów w strukturze kryszta³ów) w cia³ach sta³ych (g³. kryszta³ach). Pochodz¹ one
z rozpadu promieniotwórczego atomów

238

U. Traki (œlady) s¹ selektywnie rozpuszczane

i powiêkszane poprzez trawienie w kwasie azotowym. Mierz¹c zawartoœæ uranu i iloœæ
traków mierzymy czas, w którym traki by³y akumulowane, czyli wiek trakowy.

Traki stanowi¹ geometrycznie proste œlady w strukturze apatytu, niezorientowane

w przestrzeni (rys. 2–5). D³ugoœæ ich pocz¹tkowa wynosi zwykle oko³o 16

mm i jest ona

skracana ze wzrostem temperatury.

1.1. Metodyka laboratoryjnych badañ trakowych

Obecnie powszechnie stosuje siê analizy trakowe za pomoc¹ metody zewnêtrznego

detektora (ang. EDM) w postaci g³ównie niskouranowej miki (Gallagher i in. 1998).
W poszczególnych laboratoriach techniki badañ trakowych ró¿ni¹ siê nieco, aczkolwiek
stosuje siê w metodzie zewnêtrznego detektora generalnie poni¿szy schemat przeprowa-
dzania badañ. W celu uzyskania koncentratu monominerlanego z³o¿onego prawie wy³¹cznie

135

z apatytów (lub przynajmniej zbli¿onego do monomineralnego, rys. 6) przeprowadza siê
separacjê mineraln¹ z zastosowaniem standardowych metod wydzielania minera³ów
ciê¿kich (kruszenie, stó³ koncentracyjny, separacja magnetyczna i wydzielanie w cieczach
ciê¿kich i/lub za pomoc¹ separacji magnetohydrodynamicznej), czêsto te¿ niezbêdne jest
dodatkowe rêczne wybieranie apatytów w fazie koñcowej. Nastêpnie wykonuje siê preparaty
„proszkowe” do analiz mikroskopowych w ¿ywicy epoksydowej, a po ich wyszlifowaniu

136

Rys. 2. Apatyty z tonsteinu z pok³adu 328, górny karbon, KWK Brzeszcze, GZW: widoczne traki
spontaniczne. pow. 120×

Fig. 2. Apatites from the Upper Carboniferous tonstein (coal seam 328, coal mine Brzeszcze, Upper

Silesia Coal Basin): spontaneous track are visible (120

´)

Rys. 3. Traki indukowane w muskowicie, obraz lustrzany z rys. 2, pow. 120×

Fig. 3. Etched induced fission tracks in muscovite. Mirror image from fig. 2 (120

´)

i wypolerowaniu, próby te trawi siê w 5 molowym HNO

3

przez 20 sekund w temperaturze

21°C. Po umieszczeniu detektora (niskouranowego muskowitu) próby naœwietla siê neu-
tronami termicznymi w reaktorze atomowym. Nastêpnie jest trawiony sam muskowit w 40%
HF przez 40 minut (zob. np. Grist, Ravenhurst 1992). Zwykle pomiary dokonuje siê dla

137

Rys. 5. Traki w apatycie („confined track” widoczny centralnej czêœci zdjêcia). Tonstein z pok³adu
328, górny karbon, KWK Brzeszcze, GZW, pow. 1200×

Fig. 5. Etched spontaneous tracks in apatite (confined track visible in the centre). The Upper

Carboniferous tonstein (coal seam 328, coal mine Brzeszcze, Uppper silecia Coal Basin (1200

´)

Rys. 4. Traki w apatycie (bentonit, kreda, Straconka ko³o Bielska). Widoczne tzw. confined tracks,
czyli traki w których widoczne s¹ oba koñce (pow. 1200×)

Fig. 4. Etched spontaneous tracks in apatite (Cretaceous bentonite, Straconka near Bielsko). See
some confined tracks, in which both ends are visible. Tracks which don't intersect the polished
surface, but do intersect surface tracks or a crack/cleavage

20–30 ziaren apatytów. Pomiary mikroskopowe s¹ wykonywane na mikroskopie do œwiat³a
przechodz¹cego (np. Nikon Eclipse E600) przy powiêkszeniach ponad 1000× z wyko-
rzystaniem zautomatyzowanego stolika np. Kintek

ä i oprogramowania FT-Stage (Dymitru

1992) lub korzystaj¹c z systemu AUTOSCAN (Krochmal 2005). Obliczenia wieków tra-
kowych i obróbkê danych pomiarowych najwygodniej przeprowadza siê za pomoc¹ opro-
gramowania komputerowego np. Trackey (Dunkl 2001), a modelowania numeryczne historii
termicznej analizowanych próbek za pomoc¹ programu np. MonteTrax (Gallagher i in. 1998)
lub AFTsolve/HeFTy (Ketchum i in. 2000, 2005).

Próbka jest poddawana dzia³aniu strumienia neutronów termicznych w reaktorze ato-

mowym. Neutrony te powoduj¹ rozszczepienie atomów

235

U, powoduj¹c powstanie nowych

traków (indukowanych). Ich iloœæ w materiale poddanym takiemu procesowi jest propor-
cjonalna do dawki strumienia neutronów oraz zawartoœci

235

U. Znaj¹c dawkê strumienia

neutronów i zliczaj¹c sztucznie wywo³ane traki okreœla siê zawartoœæ

235

U w apatycie,

a tym samym zawartoœæ ca³ego uranu. Dawkê strumienia neutronów okreœla siê poœrednio
umieszczaj¹c w reaktorze wraz z badan¹ próbk¹ wzorcow¹ p³ytkê szklan¹ z dok³adnie znan¹
zawartoœci¹ uranu (dozymetr). W p³ytce powstan¹ te¿ traki, a z ich iloœci mo¿emy wyznaczyæ
natê¿enie strumienia neutronów. Miêdzy czasem tworzenia traków a zmierzon¹ ich gêstoœci¹
istnieje zale¿noœæ wykorzystywana do datowania (Fleicher, Price 1964; Burchart 1971,
1981; Hurford 1990):

t

d

s d I

pi f

=

+

æ
è

çç

ö
ø

÷÷

1

1

l

r l s j

l

ln

138

Rys. 6. Frakcja ciê¿ka (pow. 2,8 g/cm

3

) wyseparowana z bentonitu (Polany, jednostka magurska,

Zewnêtrzne Karpaty Fliszowe). Dominuj¹ w niej apatyty, ponadto wystêpuj¹ cyrkony i minera³y
nieprzezroczyste

Fig. 6. Heavy minerals fraction (above 2,8 g/cm

3

) from bentonite (Polany, Mugura Unit, the Outer

Carpathians). Here apatites are major minerals and additionally zircons and opaque minerals are
present

gdzie:

t

–

wiek trakowy (age) (Hurford 1990),

ld – ca³kowita sta³a rozpadu

238

U (total decay constant 1,551

×10

–10

/r, Hurford 1990),

lf – sta³a rozszczepienia

(fission decay constant ca. 6,9–8,4

×10

–17

/r Fleicher & Price 1964),

rs – gêstoœæ traków rozszczepienia samorzutnego (spontanicznego) (Hurford 1990),
s – przekrój czynny neutronów termicznych

(thermal neutron cross-section, 580

×10

24

; Hurford 1990),

I

–

stosunek izotopowy

235

U/

238

U (7,2527

×10

–3

; Hurford 1990),

j – ca³kowita dawka strumienia neutronów termicznych (thermal neutron fluence,

Hurford 1990),

ri – gêstoœæ traków indukowanych (Hurford 1990).

W praktyce zwykle upraszcza siê powy¿sze równanie wprowadzaj¹c wspó³czynnik

zeta (

z) (Hurford, Green 1983):

t

d

d

s

i

g d

=

+

æ
è

çç

ö
ø

÷÷

1

1

l

l zr

r

r

ln

(Hurford & Green 1983)

z s j

l r

=

I

f d

z

l r

r

r

l

=

-

æ
è

çç

ö
ø

÷÷

(

)

e

f

s

i

stdg d

dTstd

1

Tstd

–

znany wiek standardu (np. Durango 31.4 Ma),

rd

–

gêstoœæ traków indukowanych w dozymetrze
(szk³o standardowe o znanej zawartoœci uranu, np. CN5),

g

–

wspó³czynnik geometryczny.

1.2. Opracowanie i interpretacja wyników pomiarów

Dla próbek, które wykazuj¹ znaczn¹ dyspersjê wieku poszczególnych ziaren wykonuje

siê wykres radialny Galbraitha (1990), pozwalaj¹cy na ocenê jakoœciow¹ uzyskanych wy-
ników pomiarów. Iloœæ traków w apatycie zale¿y od zawartoœci uranu i czasu. Redukcja
wieku trakowego jest zwi¹zana z „napraw¹” (ang. annealing) defektów struktury kryszta-
³u w tempie uzale¿nionym od wzrostu temperatury (Corrigan 1991; Carlson 1990; Arm-
strong 2005). Naprawa ta jest manifestowana przez spadek d³ugoœci poszczególnych traków.
Iloœæ traków przecinaj¹cych wypolerowan¹ powierzchniê ziarna apatytu zale¿y od d³ugoœci
traków. Dlatego, gdy d³ugoœæ jest redukowana, to spada te¿ wiek trakowy. Rozk³ady
d³ugoœci traków s¹ wskaŸnikiem historii termicznej (Gleadow i in. 1986; Armstrong 2005).

139

Na podstawie wyników pomiarów mikroskopowych (wiek trakowy i d³ugoœci traków,
ewentualne tzw. etch-pits czyli œrednice traków przecinaj¹cych wypolerowan¹ powierz-
chniê, które pozwalaj¹ca poœrednio oceniæ stosunek F/Cl) przeprowadza siê modelowania
numeryczne historii termicznej za pomoc¹ szeregu dostêpnych programów komputerowych
(np. Ketchum i in. 2000). Rozpoczynaj¹c takie modelowania nale¿y okreœliæ pewne warunki
brzegowe, aby uzyskaæ wiarygodny model historii termicznej. Podstawowe warunki brze-
gowe dla danego modelu stanowi: (1) temperatura wspó³czesna próbki, (2) temperatura,
w której nast¹pi³a depozycja danej ska³y, z której pochodzi próbka, oraz (3) najmniej
precyzyjnie okreœlana temperatura maksymalna, któr¹ osi¹gnê³a próbka w trakcie swej
postdepozycyjnej ewolucji (np. maksymalna temperatura pogr¹¿enia oszacowana na pod-
stawie refleksyjnoœci witrynitu) (rys. 7–8).

Bardzo istotne z punktu widzenia rekonstrukcji ewolucji termicznej jest okreœlenie

sk³adu chemicznego apatytów (zw³aszcza zawartoœci fluoru i chloru), gdy¿ wp³ywa to na
wra¿liwoœæ systemu na temperaturê. Apatyty w ska³ach osadowych wykazuj¹ znaczne
zró¿nicowanie sk³adu chemicznego i to zarówno w pojedynczej próbce, jak i pomiêdzy
próbkami (np. Barbarand i in. 2003). Najczêœciej spotyka siê apatyty bogate w fluor tzw.

140

Rys. 7. Modelowania historii termicznej basenu sedymentacyjnego za pomoc¹ programu AFTsolve
(Ketchum i in. 2000) – podstawowe za³o¿enia metodyczne warunków brzegowych modelu
(zmodyfikowane na podstawie Botor i in. 2006). Podstawowe warunki brzegowe dla danego modelu
stanowi¹: (i) temperatura wspó³czesna próbki, (ii) temperatura, w której nast¹pi³a depozycja danej
ska³y, z której pochodzi próbka, oraz (iii) najmniej precyzyjnie okreœlana temperatura maksymalna,
któr¹ osi¹gnê³a próbka w takcie swej postdepozycyjnej ewolucji (np. maksymalna temperatura
pogr¹¿enia oszacowana na podstawie refleksyjnoœci witrynitu)

Fig. 7. Thermal history modelling of the sedimentary basin by means of the AFTsolve software
(Ketchum et al. 2000) – basic methodological assumptions of boundary conditions model (modified
from Botor et al. 2006). The basic boundary conditions for the model are: (i) present-day
temperature of the sample, (ii) temperature at which the rock deposition was, (iii) and estimated
maximum temperature, which was reached by the sample during its evolution (e.g. maximum burial
temperature estimated on the basis of vitrinite reflectance)

fluorapatyty, takie jak standardowo u¿ywany w analizach trakowych apatyt Durango. Szcze-
gólnie istotne jest tu zró¿nicowanie zawartoœci chloru, poniewa¿ wp³ywa ono na kinetykê
zabliŸniania traków pod wp³ywem temperatury. Redukcja wieku trakowego uzale¿niona jest
równie¿ od zawartoœci chloru. Apatyty ubo¿sze w chlor ³atwiej i szybciej s¹ skracane pod
wp³ywem temperatury ni¿ apatyty bogatsze w chlor (rys. 9). Redukcja wieku trakowego
apatytów zawieraj¹cych ~2% Cl jest znikoma, podczas gdy apatyty zawieraj¹ce bardzo ma³o
chloru maj¹ wiek zredukowany prawie do zera (Green i in. 1989). Modelowanie danych
trakowych pozwala okreœliæ czas wystêpowania maksymalnej temperatury, a tak¿e wielkoœæ
i charakter zdarzeñ termicznych wystêpuj¹cych po maksimum temperaturowym (rys. 10).

2. METODA HELOWA

Metoda helowa (U-Th/He) stanowi stosunkowo now¹ technikê pod wzglêdem zasto-

sowania do termochronologii utworów osadowych (Wolf i in. 1996, 1998; Farley 2000;

141

Rys. 8. Przyk³adowe wyniki modelowania historii termicznej za pomoc¹ programu AFTsolve
(Ketchum i in. 2000) dla próbki apatytu z bentonitu Polany (jednostka mazurska, Karpaty Fliszowe)
(Botor i in. 2006). Próbka osi¹gnê³a 33 miliony lat temu (najwy¿szy eocen – najni¿szy oligocen)
maksymaln¹ temperaturê oko³o 150°C. Cech¹ charakterystyczn¹ historii termicznej niniejszej
próbki jest gwa³towny wzrost pogr¹¿enia (i temperatury) uwarunkowany tektonicznie (36–33
miliony lat temu), a nastêpnie szybka inwersja (oko³o 33–26 milionów lat temu)

Fig. 8. Sample results of the thermal history modeling using AFTsolve (Ketchum et al. 2000) for
apatite sample (Polany, Magura Unit, the Outer Carpathians) (from Botor et al. 2006). The sample
has reached 33 million years ago (the latest Eocene – Oligocene), maximum temperature of about

150

°C. Characteristic of the thermal history of this sample is the sharp increase in burial (and

temperature) tectonically conditioned (36–33 million years ago), followed by rapid inversion (about
33–26 million years ago)

142

Rys. 9. Zró¿nicowanie sk³adu chemicznego apatytów powoduje zró¿nicowanie temperatury
zamkniêcia, która wynosi dla metody trakowej we fluoroapatytach oko³o 110°C ± 20°C,
natomiast w chloroapatytach oko³o 140°C ± 20°C

Fig. 9. Chemical differentiation of apatite of cause closure temperature variation, which is in
fluoroapatites about 110°C ± 20°C, while in chloroapatites is about 140°C ± 20°C. The socslled.
“track etch pits”, i.e., traces of the intersection with the surface have different diameters, which
allows to determine the parameter Dpar correlated with chemical composition

Rys. 10. Przyk³ad modelu historii termicznej z dwoma zdarzeniami wzrostu temperatury. Drugie
zdarzenie termiczne zapisuje siê w trakach tylko w przypadku, gdy temperatura tego zdarzenia jest
ni¿sza ni¿ zdarzenia pierwszego

Fig. 10. An example of the model thermal history of the two events temperature rises. The second
thermal event is recorded by tracks only when the temperature of this event is lower than the first
one

Farley 2002). W ostatniej dekadzie nast¹pi³ znacz¹cy rozwój metody helowej, który poz-
woli³ rozszerzyæ zakres szacowania temperatury w stosunku do dotychczas stosowanych
metod (Armstrong 2005). Wiarygodne informacje na temat temperatury uzyskuje siê poni¿ej
zakresu stosowania metody trakowej (ang. partial annealing zone), czyli poni¿ej przedzia³u
temperatur ~60 – 110±20°C, poniewa¿ analogiczny interwa³ czêœciowej retencji helu (ang.
partial retention zone) w apatycie waha siê pomiêdzy 40 a 70°C, a temperatura zamkniêcia
dla helu w apatycie oceniana jest na 70±15°C, w zale¿noœci g³ównie od tempa wych³adzania
i wielkoœci kryszta³ów (Farley 2000; Shuster i in. 2006).

Powstawanie helu z rozpadu promieniotwórczego uranu i toru w ska³ach i minera³ach

zosta³o zaproponowane ju¿ w 1905 roku przez Rutheforda jako metoda datowañ radio-
metrycznych. Zastosowanie jej by³o testowane szereg razy w ci¹gu XX wieku (zob. Polañski
1979; Wolf i in. 1996). Pocz¹tkowo uzyskiwano w niektórych przypadkach wiarygodne
rezultaty, ale technika ta by³a uwa¿ana za niezbyt pewn¹. W wiêkszoœci pomiarów, daty
helowe by³y zbyt m³ode w stosunku do spodziewanych lub otrzymywanych innymi meto-
dami izotopowymi. Jako przyczynê tych ró¿nic uznano ucieczkê helu z minera³ów na drodze
dyfuzji. Renesans metody rozpocz¹³ siê, gdy Zeitler i in. (1987) zasugerowali, ¿e niskie
wartoœci dat helowych mog¹ byæ zwi¹zane z wych³adzaniem p³ytkich partii skorupy ziem-
skiej (i interpretowane jako tzw. cooling age). Idea ta zosta³a rozwiniêta i potwierdzona
przez póŸniejsze badania nad dyfuzj¹ helu we fluoroapatycie, na podstawie których okreœ-
lono temperaturê zamkniêcia 70±15°C (Lippolt i in. 1994; Wolf i in. 1996; Farley 2000;
Shuster i in. 2006). W po³¹czeniu z mo¿liw¹ dziœ do uzyskania wysok¹ analityczn¹ precyzj¹
pomiaru, owa niska temperatura zamkniêcia pozwala stosowaæ tê metodê jako bardzo
wartoœciowy nowy geotermometr (Farley 2000).

2.1. Metodyka badañ laboratoryjnych

Z uzyskanych preparatów minera³ów ciê¿kich wybiera siê rêcznie apatyty do analiz izo-

topowych pod mikroskopem stereoskopowym przy powiêkszeniu oko³o 100–200-krotnym.
Ka¿dy kryszta³ apatytu jest sprawdzany czy nie zawiera inkluzji (g³. cyrkonu cechuj¹cego siê
nadmiarowymi iloœciami uranu i toru). Inkluzje takie zaburzaj¹ wyniki pomiarowe. Po-
niewa¿ wprowadza siê poprawki na kszta³t i wielkoœæ poszczególnych kryszta³ów ich
geometria musi byæ wczeœniej znana (Farley 2000). Badania metod¹ helow¹ sk³adaj¹ siê
z pomiarów sk³adu izotopowego helu na spektrometrze kwadropulowym oraz pomiaru
zawartoœci uranu i toru zwykle za pomoc¹ plazmowej spektrometrii mass (ICP-MS) (Wolf
i in. 1996, 1998; House i in. 1998; Farley 2000; Persano i in. 2002).

W celu odgazowania i uwolnienia helu apatyty s¹ podgrzewane w zakresie temperatury

od 300 do 950°C w tytanowym piecu elektrycznym w ultrawysokiej pró¿ni lub za pomoc¹
lasera (Farley 2000; Foeken i in. 2006). Temperatura pieca jest kalibrowana przy u¿yciu
pirometru optycznego i monitorowana podczas pomiarów helowych przez termostat. W celu
ekstrakcji helu z kryszta³ów apatytów próbki s¹ zwykle pakowane w foliê miedzian¹
i wygrzewane przez 20 minut (bez stopienia kryszta³ów – aby unikn¹æ straty uranu i toru).
Drugi etap wygrzewania stosuje siê dodatkowo w celu sprawdzenia, czy czêœæ helu nie
pochodzi³a z ewentualnych wrostków cyrkonu (zawieraj¹cych znaczne iloœæ uranu i toru)

143

(House i in. 1998; Farley 2000). Wydzielone gazy s¹ rozdzielane na getterach Zr-Ti-Al oraz
na aktywowanym wêglu umieszczonym w ciek³ym azocie. Tak uzyskany hel jest nastêpnie
mierzony za pomoc¹ spektrometru kwadropulowego z zastosowaniem detektora Faradaya.
Dok³adnoœæ pomiarów izotopu

4

He wynosi ~0,5%. Uran i tor s¹ mierzone technik¹ izoto-

powego rozcieñczania za pomoc¹ ICPMS. Próbki apatytów usuniête z pieca po pomiarach
helowych s¹ rozpuszczane w HNO

3

. Uran i tor s¹ wydzielane za pomoc¹ chromatografii

kolumnowej (np. Dickin 2000). Dok³adnoœæ pomiaru uranu i toru wynosi ~2,5%.

2.2. Obliczenie wieku helowego

Iloœæ powstaj¹cych w wyniku rozpadów promieniotwórczych atomów helu (

4

He)

w funkcji czasu przedstawia siê nastêpuj¹co (Farley 2002):

4

He = 8 [

238

U] (e

l238 t

– 1) + 7 [

235

U] (e

l235 t

– 1) + 6 [

232

Th] (e

l232 t

– 1)

gdzie

4

He, [

238

U], [

235

U] i [

232

Th] s¹ koncentracj¹ poszczególnych izotopów, wartoœæ

liczbowa przed ka¿dym z nich odnosi siê do liczby cz¹stek alfa produkowanych przez
odpowiedni rozpad izotopowego ³añcucha, l

×

jest sta³¹ danego rozpadu, t jest czasem,

w którym hel zosta³ zakumulowany (Farley 2002). Powy¿sze trzy izotopy macierzyste, wraz
z izotopami-produktami ich rozpadu, reprezentowane w równaniu stanowi¹ jedyne istotne
wytwarzaj¹ce hel w naturze. Tak jak w przypadku wieku trakowego, przy braku innych
czynników, pozwala to oceniæ czas, w którym hel zosta³ akumulowany w strukturze danego
kryszta³u. Chocia¿ z powodu innych czynników, omówionych ni¿ej, wiek helowy musi byæ
interpretowany z du¿¹ ostro¿noœci¹ (Shuster i in. 2006).

2.3. Korekta wieku wed³ug wielkoœci kryszta³ów

Zakresy d³ugoœci œladów cz¹stek alfa produkowanych z rozpadu izotopowego uranu i toru

s¹ zwykle zawarte pomiêdzy 12 a 34

mm (Farley i in. 1996). Poniewa¿ odleg³oœci wygaszania

(ang. stopping distances) stanowi¹ znacz¹c¹ czêœæ typowego promienia kryszta³ów apatytu
(zwykle 30–100

mm), znacz¹ca czêœæ cz¹stek alfa produkowanych w apatycie mo¿e byæ

emitowana poza kryszta³ apatytu, powoduj¹c utratê radiogenicznego helu (rys. 11). Farley
i in. (1996) wykazali, ¿e z uwagi na powy¿sze zjawisko nale¿y przeprowadziæ korektê wieku
helowego poprzez wprowadzenie wspó³czynnika (znanego jako F

T

) uzale¿nionego od wiel-

koœci poszczególnych kryszta³ów.

2.4. Czu³oœæ termiczna

Obliczenia retencji helu w czasie geologicznym oraz laboratoryjne prace eksperymen-

talne nad jego dyfuzj¹ sugeruj¹, ¿e hel jest progresywnie tracony w temperaturach pomiêdzy
40 a 70°C, a ten przedzia³ temperaturowy stanowi tzw. strefê czêœciowej retencji helu
(Helium Partial Retention Zone, He PRZ). Pomiary w próbkach z g³êbokich otworów
wiertniczych basenu Otway (SE Australia) (House i in. 1999) potwierdzi³y ten zakres

144

temperaturowy. Wyniki laboratoryjnych pomiarów nad dyfuzj¹ helu w apatytach mog¹
byæ ekstrapolowane wiarygodnie w warunki geologiczne, w których czas oddzia³ywania
poszczególnych procesów jest zwykle znacznie d³u¿szy (House i in. 1999; Farley 2000,
2002).

Podobnie, jak w przypadku traków w apatytach, progresywna redukcja wieku helo-

wego wraz ze wzrostem temperatury oznacza, ¿e mierzony wiek helowy, zw³aszcza z de-
trytycznych apatytów, nie mo¿e byæ interpretowany bezpoœrednio jako reprezentu-
j¹cy dok³adny czas specyficznego zdarzenia termicznego (z wyj¹tkiem sytuacji, w której
próbka och³adza siê bardzo gwa³townie z temperatury powy¿ej 70°C do mniej ni¿ 40°C,
np. w ska³ach wulkanicznych). Natomiast wiek helowy musi byæ interpretowany w ka-
tegoriach relacji powstawania helu z rozpadu alfa i ubytku helu wskutek termicznie
kontrolowanej dyfuzji (Farley 2002). Szczegó³owe badania eksperymentalne w Caltech
(USA) umo¿liwi³y lepsze wyjaœnienie systematyki procesów dyfuzyjnych helu w apatycie
(Farley 2000; Shuster i in. 2006). Badania te sugeruj¹, ¿e dyfuzja jest kontrolowana
g³ównie przez fizyczne rozmiary kryszta³ów apatytu. Z powodu znacznej utraty helu na
drodze dyfuzji, z mniejszych kryszta³ów w stosunku do wiêkszych kryszta³ów, tem-
peratura zamkniêcia dla helu w apatycie zmienia siê równie¿ ze zmian¹ wielkoœci kry-
szta³ów (Farley 2000; Shuster i in. 2006).

145

Rys. 11. Retencja helu w kryszta³ach. Strefy brzegowe kryszta³ów emituj¹ cz¹stki alfa równie¿ na
zewn¹trz kryszta³u (na podstawie Farley 2002)

Fig. 11. The effects of long

a-stopping distances on He retention. In the external parts of crystals is

possible

a ejection outside crystal (based on Farley 2002)

PODSUMOWANIE

Metoda trakowa i helowa stanowi¹ efektywne i niezast¹pione narzêdzie w rekonstrukcji

paleotermicznej basenów sedymentacyjnych wzajemnie siê uzupe³niaj¹ce i sprawdzaj¹ce.
Metody te pozwalaj¹ na okreœlenie czasu wystêpowania paleotemperatur, które maj¹ pod-
stawowe znaczenie – zarówno poznawcze, jak i utylitarne – dla powstawania z³ó¿ wielu ko-
palin, a tak¿e pozwalaj¹ na ocenê wielu innych procesów diagenetycznych, tektonicznych,
oraz geomorfologicznych. W po³¹czeniu ze wskaŸnikami stopnia diagenezy (np. illit-smek-
tyt czy refleksyjnoœci¹ witrynitu) umo¿liwia to identyfikacjê i charakterystykê g³ównych
epizodów termicznych (heating, cooling stages), które wp³ywa³y na rozwój danego basenu
sedymentacyjnego. W szczególnoœci pozwala to:
–

okreœliæ temperaturê dla poszczególnych próbek,

–

okreœliæ zmiennoœæ temperatury w czasie jej wych³adzania od maksymalnej wartoœci,

–

okreœliæ styl wych³adzania (szybki czy wolny),

–

scharakteryzowaæ mechanizmy determinuj¹ce okreœlone zdarzenie termiczne,

–

okreœliæ zmiennoœæ gradientu geotermicznego i strumienia cieplnego,

–

okreœliæ wielkoœæ wynoszenia i erozji,

–

okreœliæ proweniencjê osadów klastycznych (g³ównie cyrkony, ale tak¿e apatyty maj¹ce
niezresetowane daty œwiadcz¹ce o obszarach Ÿród³owych),

–

datowaæ radiometryczne ska³y (i) dla celów stratygraficznych (g³. cyrkony np. w hory-
zontach bentonitowych) (ii) datowaæ ska³y magmowe i metamorficzne,

–

rekonstruowaæ ewolucjê termiczn¹ basenów sedymentacyjnych i orogenów, subsy-
dencjê basenów, oceniaæ warunki termiczne generowania wêglowodorów, oceniaæ czas
procesów hydrotermalnych, procesy geomorfologiczne (neotektonika), oceniaæ wiel-
koœci zrzutów uskoków,

–

inne: archeologia, ochrona œrodowiska, kosmochemia itp.

Podziêkowania
Praca czêœciowo dofinansowana z prac statutowych KGZiG AGH (nr 11.11.140.542).

Praca powy¿sza powsta³a na bazie czêœci niepublikowanych materia³ów z kursu szkoleniowe-
go pt: „Metody badañ historii termicznej basenów osadowych” (pod red. prof. J. Œrodonia,
i doc. J. Tyszki ING PAN Kraków) przeprowadzonego w trakcie I Polskiego Kongresu
Geologicznego (Kraków 26–28.06.2008). Autorzy pragn¹ podziêkowaæ anonimowemu
recenzentowi za wnikliw¹ recenzjê, która niew¹tpliwie poprawi³a jakoœæ pracy.

LITERATURA

ANCZKIEWICZ A.A., 2005 — Weryfikacja metod¹ trakow¹ maksymalnych paleotemperatur szacowanych dla

Tatr, basenu podhalañskiego i przyleg³êgo obszaru Karpat Zewnêtrznych na podstawie stopnia illityzacji

smektytu. Praca doktorska, Archiwum ING PAN, Kraków.

ANCZKIEWICZ A.A., ZATTIN M., ŒRODOÑ J., 2005 — Cenozoic uplift of the Tatra and Podhale basin from the

prespective of the apatite fission track analyses. Prace Specialne Polskiego Towarzystwa Mineralogicznego

25, 261–264.

146

ARMSTORNG P.A., 2005 — Thermochronometers in sedimentary basins. Rev. in Mineralogy & Geochemistry

58, 219–248.

BARBARAND J., CARTER A., WOOD I., HURFORD T., 2003 — Compositional and structural control of fission

track annealing in apatite. Chemical Geology 198, 107–137.

BOTOR D., DUNKL I., RAUCH-W£ODARSKA M., von EYNATTEN H., 2006 — Attempt to dating of accretion

in the West Carpathian Flysch Belt: apatite fission track thermochronology of tuff layers. Proc. of VI Internat.
Conference. Central European Tectonic Studies, Zakopane 19–22.04.2006; pp.41–43.

BOTOR D., KOSAKOWSKI P., 2000 — Zastosowanie modelowañ numerycznych do rekonstrukcji paleo-

temperatur i procesów generowania wêglowodorów. Przegl¹d Geologiczny 48, nr 2, 154–162.

BOTOR D., STUART F.M., CARTER A., BARFOD D.N., 2003 — Thermal history of the Upper Silesia Coal

Basin constrained by apatite thermochronometry. Abstracts of the Conference: American Association of
Petroleum Geologists (AAPG) Annual Meeting, 11–14.05.2003, Salt Lake City, Utah, USA.

BURCHART J., 1971 — Geochronologia bezwzglêdna stan i kierunki rozwoju. Postêpy Nauk Geologicznych, 3,

5–59.

BURCHART J., 1972 — Fission track age determinations of accessory apatite from the Tatra Mountains, Poland.

Earth and Planetary Sciences Letters, 15, 418–422.

BURCHART J., 1981 — Evaluation of uncertainties in fission track dating: some statistical and geochemical

problems. Nuclear tracks 5, 87–92.

CARLSON W.D., 1990 — Mechanism and kinetics of apatite fission track annealing. Am. Mineral. 75, 1120–1139.

CORRIGAN J., 1991 — Inversion of apatite fission track data from thermal history information. J. Geophysical

Res. 96, 10374–10360.

DICKIN A.P., 2000 — Noble gases. In: Radiogenic Isotope Geology. Cambridge University Press, p. 277–305.

DODSON M.H., 1973 — Closure temperature in cooling geochronological and petrological systems. Contrib.

Mineral. Petrol. 40, 259– 274.

DONELICK R.A., O’SULLIVAN P.B., KETCHAM R.A., 2005 — Apatite Fission-Track Analysis. Reviews in

Mineralogy and Geochemistry 58, 49–94.

DUNKL I., 2001 — Trackey: a Windows program for calculation and graphical presentation of fission track data.

Computer & Geoscience, vol. 28, 3–12.

DYMITRU T., 1992 — A new computer-aided stage for measuring fission tracks. Computer & Geoscience, v. 18,

s. 112–122.

FARLEY K.A. 2000 — Helium diffusion from apatite: general behavior as illustrated by Durango fluorapatite.

Journal of Geophysical Research, 105 (B2), 2903–2914.

FARLEY K.A., 2002 — (U-Th/He) dating: technique, calibrations, and applications. [W:] Noble gases in geo-

chemistry and cosmochemistry. Rev. in Mineralogy & Geochemistry vol. 47, 819–844.

FARLEY K.A., WOLF R.A. and SILVER L.T., 1996 — The effects of long alpha-stopping distances on (U-Th)/He

ages. Geochimica et Cosmochimica Acta, 60, 4223–4229.

FLEICHER R.L., PRICE P.B., 1964 — Techniques for geological dating of minerals by chemical etching of fission

fragment tracks. Geochimica & Cosmochimica Ata 28, 1705–1714.

FOEKEN J.P.T., STUART F.M., PERSANO C., DOBSON K. & VILBERT D., 2006 — A diode laser system for

heating minerals for (U-Th)/He chronometry. Geochemistry, Geophysics, Geosystems

DOI: 10.1029/2005GC001190.

GALLHAGER K., CARTER A., JOHONSON J., 1998 — Fission track analysis: method and its applications.

Earth Science Reviews. vol. 17, 52–87.

GLEADOW A.J.W., DUDDY I.R., GREEN P.F., LOVERING J.F., 1986 — Confined fission track length in apatite:

a diagnostic tool for thermal history analysis. Contribution to Mineralogy and Petrology v. 94, s. 405–415.

GREEN P.F., DUDDY I.R., LASLETT G.M., HEGARTY K.A., GLEADOW A.J.W., LOVERING J.F., 1989 —

Thermal annealing of fission tracks in apatite: quantitative modelling techniques and extension to geological

timescales. Chemical Geology v. 79, 155–182.

GRIST A.M., RAVENHURST C.E., 1992 — A step-by-step laboratory guide to fission track thermochronology.

[W:] Short course handbook on low-temperature thermo chronology. (Ed.) Zentilli M., Reynolds P.H.,

Mineralogical Association of Canada, v. 20, s. 189–202.

147

HOUSE M., WERNICKE B.P., FARLEY K.A., 1998 — Dating topography of the Sierra Nevada, California using

apatite U-Th/He ages. Nature 396, 66–99.

HOUSE M.A., FARLEY K.A. and KOHN B.P., 1999 — An empirical test of helium diffusion in apatite: borehole

data from the Otway Basin, Australia. Earth and Planetary Science Letters, 170, 463–474.

HURFORD A.J., 1990 — Standardization of fission track dating calibration: Recommendations by the Fission

Track Working Group of the I.U.G.S. Subcommission on Geochronology. Chemical Geology 80, 171–178.

JARMO£OWICZ-SZULC K., 1983 — Geochronologiczne studium czêœci pó³nocnej pokrywy granitu Karko-

noszy przy pomocy metod trakowych. Arch. Mineral. 39, 139–183.

KETCHUM A., DONELICK R., DONELICK M.B., 2000 — AFTSolve: a program for multi-kinetic modeling of

apatite fission track data. Geological Materials Research v.2. No 1, s. 1–32.

KROCHMAL M., 2005 — Autoscan – new achievement in measurements fission track analysis. On track vol. 25,

p. 32–34.

LIPPOLT H.J., LEITZ M., WERNICKE R.S. and HAGEDORN B. 1994 — (Uranium and thorium)/helium dating

of apatite: experience with samples from different geochemical environments. Chemical Geology (Isotope

Geoscience Section), 112, 179–191.

MANECKI A., 1968 — The significance of spontaneous fission of uranium atoms impurities in minerals for

metasomatic processes. Bull. PAN, Ser. Sc. Geol. Geogr. 16, 169–170.

MANECKI A., 1970 — Spontaniczny rozpad atomów uranu w minera³ach. Przegl¹d Geologiczny, Nr 1, 9–11.

MOCHNACKA K., 1971 — Oznaczenie wieku bezwzglêdnego granitu Kudowej metoda œladów rozpadu uranu.

Z posiedzeñ Komisji Nauk Geolog PAN, 14, 304–307.

NAESER C.W., 1967 — The use of apatite and sphene for fission track age determination. Bull. Geol. Soc.Am. 78,

1523–1526.

PERSANO C., STUART F.M., BISHOP P., 2002 — Apatite (U-Th)/He age constraints on the development of

the Great Escarpment on the southeastern Australian passive margin. Earth & Planetary Sciences Letters 200

(1–2), 79–90.

POLAÑSKI A., 1979 — Izotopy w geologii. Wyd. Geologiczne, Warszawa.

POPRAWA P., ANDRIESSEN P., 2006 — Wstêpne wyniki termochronologii trakowej na apatytach dla pó³nocnej

i centralnej czêœci basenu polskiego. [W:] Matyja H. Poprawa P. (Red.) Ewolucja facjalna, tektoniczna,

i termiczna Pomorskiego fragmentu Szwu Transeuropejskiego oraz obszarów przyleg³ych, Prace Pañstwo-

wego Instytutu Geologicznego vol. CLXXXVI, 271–292.

SHUSTER D.L., FLOWERS R.M., FARLEY K.A., 2006 — The influence of natural radiation damage on helium

diffusion kinetics in apatite. Earth and Planetary Science Letters 249, 148–161.

SKOWROÑSKI A., 1976 — Efekty rozszczepienia j¹der uranu w minera³ach. Studium metodyczne i przyk³ady

zastosowania. Prace Mineralogiczne PAN 46, 1–73.

WAGNER G.A., 1968 — Fission track dating of apatite. Earth & Planetary Sciences Letters 4, 411–416.

WOLF R.A., FARLEY K.A. and KASS D.M., 1998 — Modeling of the temperature sensitivity of the apatite

(U-Th)/He thermochronometer. Chemical Geology, 148, 105–114.

WOLF R.A., FARLEY K.A. and SILVER L.T., 1996 — Helium diffusion and low-temperature thermochro-

nometry of apatite. Geochimica et Cosmochimica Acta, 60, 4231–4240.

ZEITLER M. i in. 1987 — (U-Th)/He dating of apatite: a potential thermochronometer, Geochimica & Cosmo-

chimica Acta 51, 2865–2868.

148

APPLICATION OF A FISSION TRACK AND ACTINIDES-HELIUM

METHODS TO RECONSTRUCTION OF A THERMAL HISTORY

OF SEDIMENTARY BASINS

ABSTRACT

A fission track and actinides-helium methods are major approaches used in a low-temperature thermo-

chronology of a sedimentary basins. Measurements are carried out mainly on apatite and zircon. These methods
allows to determine timing of occurrence of the temperature, which is important both for purely scientific and
applied purposes, related to origin economic deposits, as well as other diagenetic, tectonic and geomorphologic
processes. Fission track method is based on radigenic decay of

238

U, which cause radiation damage trails (“fission

tracks”) within minerals. The helium method is based on the production of helium mainly from isotopes of uranium
and thorium. Apatite He ages provide thermochronologic information for temperatures between approximately
40–70°C ± 15°C, whilst apatite fission track method in the range 60–110°C ± 20°C.

KEY WORDS

Fission track method, actinides-helium method, apatite, sedimentary basin, geothermometr. Field: geology