Aplicatii ale Metodei Urmelor de Fisiune In Datarea Unor Roci Metamorfice de pe Teritoriul Romaniei

Diverse

Aplicatii ale Metodei Urmelor de Fisiune In Datarea Unor Roci Metamorfice de pe Teritoriul Romaniei

Byadmin ianuarie 1, 2024

Lucrare de licență

Aplicații ale metodei urmelor de fisiune în datarea unor roci metamorfice de pe teritoriul României

Cuprins

1. Introducere

2. Consideratii privind Urmele de fisiune

2.1. Apariția urmelor de fisiune

2.2. Rezolvarea "Ecuației de vârstă

2.3. Temperatura de închidere și aplicațiile ei

2.4. Metoda Zeta

2.5. Diagrama izocronă

2.6. Metodă de lucru

2.7. Aplicații ale metodei urmelor de fisiune

3. Aplicații ale datării urmelor de fisiune pe metamorfitele din România

3.1. Aplicații ale datării urmelor de fisiune în Carpații Orientali; Carpații Maramureșului și Bucovinei

3.1.1. Datarea cu urme de fisiune; prelevarea de probe

3.1.2. Datare

Aplicații ale datării urmelor de fisiune în sudvestul Carpaților Meridionali

3.2.1. Proceduri de analiză

3.2.2. Datare

3.3. Aplicații ale datării urmelor de fisiune în Depresiunea Colinară a Transilvaniei; Tuful de Dej

3.3.1. Descriere

3.3.2. Datare prin metoda urmelor de fisiune

4. Concluzii

5. Bibliografie

Introducere

În cadrul lucrării de față, ne-am propus să facem o trecere în revistă a aplicațiilor metodei de datare cu urme de fisiune pe metamorfitele din România cât și caracteristicile de bază a acestei metode.

Metoda de datare pe baza urmelor de fisiune este o metodă de datare radioactivă pe lângă celalalte metode ce utilizeaza izotopii de C, Ar, Sr, Pb folosite pentru a determina vârsta termică a unor probe care conțin minerale purtătoare de particule divizate spontan ale nucleului de 238U (Duliu, 1993).

Astfel abundența urmelor de fisiune crește în timp, în materialele geologice, în același mod cu concentrația izotopilor radiogeni (Dickin, 2005).

Datarea cu urme de fisiune a fost prima data dezvoltată ca instrument de datare geologica cu aplicare generală (Dickin, 2005).

Lucrarea de licență tratează – în prima sa parte – aspecte generale privind caracteristici ale urmele de fisiune, apariția acestora și utilizarea ca metodă de datare.

În a doua parte tratăm aplicarea metodei de datare pe unele metamorfite din România și vârstele obținute prin această metodă.

În finalul părții introductive, consider o datorie plăcută să mulțumesc pentru sprijinul acordat în vederea acestui proiect de licență domnului prof. dr. Ovidiu Gabriel Iancu, coordonatorul științific al acestei lucrări, precum și întregului colectiv de cadre didactice din cadrul Departamentului de Geologie a Facultății de Geografie și Geologie, pentru contribuția adusă în formarea mea ca geochimist.

complexe. Lucrarea de diplomă își propune să analizeze principalii dăunători din cultura grăului de toamnă și metode de combater din cadru bazei de recepție COMCEREAL.Din această categorie fac parte: Eurygaster integriceps, Aelia sp., ,Oscinella frit, Cephus pygmaeus, Haplothrips tritici, Anisoplia sp. , Lema melanopa.

2.Urmele de fisiune

2.1. Apariția urmelor de fisiune

Când particulele încărcate trec printr-un mediu solid, acestea lasă urme rezultate în urma transferului de energie între particule și atomii din mediu. Această trecere se realizează cu 7µm în direcții opuse, lăsând o singură urmă de aproximativ 15µm lungime (Faure, 1986).

Urmele sunt lăsate de fisiunea spontană a 238U. Aceasta se realizeză la aproximativ 200 MeV, din care o mare parte din energie este transferată la cele două produse nuclide ca energie cinetică (Faure, 1986).

Fisiunea spontană a izotopului de 238U se produce în natură într-o abundență de 99,3%. Elementele care alcătuiesc oricare serie radioactivă naturală sunt legate genetic doar prin dezintegrări α și β. În cadrul aceleiași serii radioactive, numerele de masă ale tuturor termenilor sunt egali sau diferă numai printr-un multiplu de 4 (4n+2 in cazul Uraniului) (Duliu, 1993).

Primele fragmente ale urmelor de fisiune au fost văzute în camere obscure și emulsie fotografică. Silk și Barnes (1959) au produs urme artificiale în muscovit prin iradierea uraniului. Urmele rezultate au fost observate la microscopul electronic, în imagini de mare rezoluție (Dickin, 2005).

Prince și Walker în 1962 au descoperit câteva urme de fisiune în eșantioane de mică. Ulterior au arătat că urmele de fisiune, în mineralele naturale, sunt cauzate de fisiunea spontană a 238U. Astfel au propus că densitatea urmelor poate fi folosită pentru datarea eșantioanelor de mică (biotit, phlogopit, muscovit și lepidolit) în care au găsit urme de fisiune cu densitate de până la 5 104/ cm2 (Faure, 1986).

Ei au vrut astfel să sugereze că densitatea urmelor de fisiune ar putea fi folosită ca un instrument de datare pentru materialele geologice cu vechime mare (Faure, 1986).

Acest lucru a fost verificat de către Fleischer et al. în 1965, care au obținut vârste asemănătoare, pe sticlă naturală și minerale, cu datele obținute prin alte metode de datare (Dickin, 2005).

În următorii ani Fleischer et al. (1965) raportează prezența urmelor de fisiune în meteoriți, cărora le atribue fisiuni de 238U și 244Pu. În plus, meteoriții pot să conțină urme cauzate de razele cosmice induse de fisiunea elementelor grele și de componenți ai razelor cosmice constituiți din nuclee ai elementelor grele (Dickin, 2005).

După această descoperire, urmele de fisiune au fost studiate intens în meteoriți și în rocile lunare

2.2. Rezolvarea ”Ecuației de Vârstă”

Numărul total al umelor de fisiune spontană (Fs) pe unitatea de volum a rocii poate fi obtinută din descompunerea ecuației:

Fs 238U(e𝜆αt 1)

Decada fisiunea 238U este dată de : 7+10-17yr-1(t½=9,9×1015yr)

Valorile constantei de derivare α a 238U pot fi foarte mici si, de aceea, acestea pot fi ignorate în determinarea abundenței izotopilor de uraniu (Dickin, 2005).

După polizarea și gravarea suprafeței materialului care urmează să fie datat, o parte q din totalul urmelor de fisiune vor fi vizibile la suprafață. Astfel măsurate, densitățile spontane a Fs-t și φs, vor fi qFs (Dickin, 2005).

ρs = q 238U (e𝜆αt )

Prince și Walker în 1962.b au evidențiat că cel mai eficient mod de a măsura concentrația uraniului este să iradieze proba cu neutroni într-un reactor, prin urmare producându-se urme de fisiune artificiale induse de fisiunea 235U (Faure, 1986).

Drept urmare, densitatea urmelor induse va fi:

ρi = q235 U φσ

φ – fluxul termal al neutronilor pe unitatea de volum.

σ – cross – secțiunea in 235U indusă de fisiunea.

Concentrația Uraniului este inlocuită de 238U /235U, q fiind reprezentat de numărul de picături de acid iar raportul izotopic având valoarea de 137,88 (Faure, 1986).

Prin rearanjarea ecuației se obține:

Înlocuind:

𝜆s = 1,55125 10 -10 y -1

𝜆fission = 8,46 10-17y-1

σ = 580,2 10-24 cm2

obținem:

t = 6,446 109 ln [1+7,715 10-18 ]

T poate fi aflat după ce ρs/ρi au fost măsurate iar numărul de neutroni φ a fost determinat (Faure, 1986).

Când t este mai mic de 500 Ma, ecuația poate fi simplificată prin stabilirea e𝜆t – 1 𝜆t astfel:

=

și

t = 10-8φ (1)

Datele ce reies din ecuație sunt cu aproximativ 4 procente mai mici pentru t = 500 Ma și cu numai 0,7 mai mici pentru t = 100 Ma, având în vedere că rar se întâlnesc erori de 5% (Dickin, 2005).

Ecuația (1) oferă o bază pentru ajustarea numărul de neutroni, astfel densitatea urmelor de fisiune induse este egală cu densitatea urmelor de fisiune spontană (Gunter Faure, 1986).

Dacă ρs/ρi = 1,

φ = 2107 t

unde t reprezintă numărul de ani (Faure, 1986).

2.3. Temperatura de închidere și aplicațiile sale

În cele mai multe materiale, urmele de fisiune sunt stabile pe perioadă îndelungată în condiții de temperatură constantă. La temperaturi ridicate acestea dispar iar urmele provocate de particule sunt șterse (Dickin, 2005).

Punctul la care acestea se estompează, variază in funcție de mineral. Spre exemplu în două minerale care au fost expuse la aceeași temperatura ridicată, pe același interval de timp, numărul urmelor de fisiune diferă. Astfel de diferențe de date oferă informații despre istoria temperaturii probei (Faure, 1986).

În scopul descrierii atenuării urmelor de fisiune, în minerale, în funcție de creșterea temperaturii, este necesar să se aibă în vedere densitatea urmelor de fisiune în materialele naturale supus unei încălziri pe o anumită perioada de timp (Faure, 1986).

Rezultatele acestor studii sunt descrise de ecuația:

t = AeU/kT

t – timpul necesar pentru reducerea densității urmelor de fisiune

A – o constantă

U – energia de activare în Kcal/mol

k – constanta lui Boltzmann = 8.6171 10 -5 eV/ºK

T – temperatura absolută in grade Kelvin

Prin introducerea logaritmului natural de ambele părți obținem o ecuație liniară:

lnt = lnA +

Coordonatele lnt și 1/T au o pantă pozitivă egală cu U/k și o interceptare pe axa Y egală cu lnA. Relația lineară între lnt și 1/T permit extrapolare datelor de laborator pe scurte perioade geologice la temperaturi mai scăzute. Neeser si Faul în1969 au folosit această tehnică pentru a prezenta datele experimentale obținute în apatit și titanit (Faure, 1986).

Autorii menționați au arătat (Fig.2.1.) faptul că în aceste minerale, comune în rocile plutonice și vulcanice, urmele de fisiune dispar la valori foarte diferite (Faure, 1986).

Fig.2.1. Comportamentul urmelor de fisiune în apatit și titanit în funcție de temperatură. Linia ce marchează 0% indică temperatura și perioada la care urmele de fisiune nu se pierd. Linia ce marchează 100% indică condițiile în care urmele de fisiune sunt pierdute. La 175ºC pe perioada îndelungate de ani urmele de fisiune din apatit dispar. Titanitul începe să piardă din urme la o temp. de 250ºC și dispar complet la 420ºC (Faure, 1986).

Putem folosi diagrame pentru a anticipa în aceste minerale atenuarea urmelor de fisiune ca răspuns al creșterii temperaturii (Faure, 1986).

Supus unei încălziri de milioane de ani, apatitul începe să piardă urmele de fisiune la aproximativ 50ºC, care dispar complet la aproximativ 175ºC. Urmele de fisiune în titanit încep să se piardă la aproximativ 250ºC și dispar complet la aproximativ 420ºC (Faure, 1986).

Când roca este supusă unei răciri rapide și ulterior unei încălziri, titanitul nu își pierde toate urmele de fisiune, unele rămânând neschimbate, având valori asemănătoare.

Apatitul este în special un bun indicator al perioadei de răcire intr-o rocă, deoarece își păstrează urmele de fisiune la temperaturi mai ridicate decât cele întâlnite în mică, prin metodele Rb – Sr sau K – Ar. Temperatura exactă la care apatitul își păstrează toate urmele de fisiune depinde de rata de răcire (fig.2.1.). În cazul în care rata de răcire este mare producîndu-se intr-un interval de timp scurt, procesul fiind complet, numărul urmelor de fisiune este mai mare decât în situația în care rata de răcire este lentă. La orice răcire rata de retenție a urmelor de fisiune crește astfel încât urmărind densitatea acestora se poate aproxima timpul scurs (Dickin, 2005).

În consecință, urmele de fisiune pot fi interpretate ca reprezentând timpul înregistrat de la răcire și o rată de 50% din temperatura de retenție. Această temperatură mai este cunoscută și sub numele de "temperatură de închidere" prin analogie cu "temperatura de blocare" definită în ceea ce privește retenția 40 Ar și 87Sr (Faure, 1986).

Temperatura de închidere a mineralelor la diferite rate de răcire este reprezentată în figura 2.2. (Faure, 1986).

Fig.2.2. Temperatura de închidere a mineralelor la diferite rate de retenție. Temperaturi de închidere diferite au fost raportate pentru titanit, epidotit, allanit, vermiculit și apatit. Temperatura de închidere a cloritului este similară cu cea a apatitului (Faure, 1986).

Diagrama arată că mineralele au temperaturi foarte diferite de închidere, ce cresc odată cu rata de răcire. Temperatura de inchidere la o rată de răcire de 1ºC/Ma variază la aproximativ 300ºC pentru titanit și aproximativ 40ºC pentru biotit. Prin urmare, rocile plutonice sau cu grad de metamorfism ridicat, care se răcesc lent, înregistrează o serie de date în mtă și sub numele de "temperatură de închidere" prin analogie cu "temperatura de blocare" definită în ceea ce privește retenția 40 Ar și 87Sr (Faure, 1986).

Temperatura de închidere a mineralelor la diferite rate de răcire este reprezentată în figura 2.2. (Faure, 1986).

Fig.2.2. Temperatura de închidere a mineralelor la diferite rate de retenție. Temperaturi de închidere diferite au fost raportate pentru titanit, epidotit, allanit, vermiculit și apatit. Temperatura de închidere a cloritului este similară cu cea a apatitului (Faure, 1986).

Diagrama arată că mineralele au temperaturi foarte diferite de închidere, ce cresc odată cu rata de răcire. Temperatura de inchidere la o rată de răcire de 1ºC/Ma variază la aproximativ 300ºC pentru titanit și aproximativ 40ºC pentru biotit. Prin urmare, rocile plutonice sau cu grad de metamorfism ridicat, care se răcesc lent, înregistrează o serie de date în momentul trecerii de "temperatura de închidere" (Faure, 1986).

Diferențele între datele urmelor de fisiune a două minerale coexistente, cum ar fi titanitul și apatitul, arată cât timp este necesar pentru a reduce temperatura, de la temperatura de închidere a acestora. Din acest motiv, datele urmelor de fisiune a diferitelor minerale și temperatura de închidere pot fi folosite pentru a reconstitui istoria de răcire a rocilor metamorfice și a celor plutonice (Dickin, 2005).

În diagramă, temperaturile de închidere a mineralelor sunt extrem de diferite. Astfel, după unii autori ,pentru titanit, temperatura de închidere la o rată de 1ºC/Ma este 302ºC Nagpal în 1974 , 284ºC Naeser și Dodge în 1983, 215ºC Bal în 1983. Același caz se întâlnește și la temperatura de închidere a epidotului, allanitului și vermiculitului Sharma et al. (1980) (Faure, 1986).

Această diferență este cauzată în primul rând de condițiile în care a fost prelucrată proba în timpul experimentelor pentru a afla temperaturii de închidere. De exemplu, titanitul este atacat chimic cu HCl, cu H2O + HCl + HNO3 + HF și cu NaOH. Acești acizi nu au aceeași eficiență (Faure, 1986).

Deteminarea experimentală a temperaturii de închidere depinde de tipul de acid folosit, temperatură și durata de expunere (Dickin, 2005).

Variațiile în compoziția chimică a acizilor pot afecta datele obținute, de aceea ar trebui utilizat același acid pentru procedura de atac cât și pentru determinarea temperaturii de închidere, în vederea evitării erorilor de acest tip (Dickin, 2005).

După ce rata de răcire a fost determinată, valoarea reală a temperaturii corespunzătoare urmelor de fisiune poate fi dată de relația dintre rata de răcire si temperatura de închidere (Faure, 1986).

2.4. Metoda Zeta

O altă metodă de determinare a vârstei termice este compararea probei de analizat cu un mineral standard cu vârstă cunoscută (Cojocaru, 2006).

Dacă pentru standard (s) se determină ρf(s) și ρi(s), vârsta termică cunoscută este:

ts = (1/ λα)ln[1+(ρf(s)/ρi(s))λαςρi(d)

unde prin constanta (ς) s-a notat :

ς = 2ϕσt(U238/U235) λfρi(d)

Relația dă următorulr raport ρf/ρi, pentru standardul folosit rezultă:

ς = (eλαts-1)λαρf(s)/ρi(s))ρi(d)

ρi(d) este densitatea de urme de fisiune induse într-un detector (d) de flux de neutroni, care poate fi o sticlă cu un conținut uniform de uraniu, detector ce este iradiat simultan cu granule de minereu studiat (Cojocaru, 2006). –

Sticla are ρf(d) =0.

Detectorul de flux de neutroni este necesar deoarece fluxul în reactor are un gradient destul de puternic iar puterea reactorului poate varia în timp (Cojocaru, 2006).

Astfel vârsta probei studiate prin aceasta metodă poate fi calculată din relația:

t = (1/ λα)ln[1+(ρf/ρi) λαςρi(d)]

(Cojocaru, 2006)

2.5. Diagrama izocronă

Plecând de la relația :

t = 10-7(ρf/ρi)N

Pentru determinarea vârstei este indicat să se obțină rezultate de pe mai multe granule ale aceluiași mineral deoarece concentrația U nu este aceeași în fiecare granulă (Cojocaru, 2006).

Rezultatele datelor experimentale se reprezintă pe un grafic al densității urmelor datorate fisiunii spontane (ρf) versus densitatea urmelor fisiunii induse (ρi) (Cojocaru, 2006).

Valorile se vor așeza, conform relației de mai sus, pe o dreaptă care trece prin origine și din a cărei pantă (at) rezultă vârsta termică. Vârsta și eroarea ei (tt) reies atunci din aplicarea tehnicii celor mai mici pătrate asupra datelor experimentale. Prin analogie, un asemena grafic se poate realiza ca o diagramă izocronă (Cojocaru, 2006).

2.6 Metoda de lucru

Se iau probe cu greutate de 5 kg.

Probele se reduc granulometric cu ajutorul aparatului de macinat Fritsch, în urma a 3 până la 5 operatii, la dimesiuni de până la maxim 5 cm diametru.

Ulterior, cu ajutorul mesei vibratoare Wifley se îndepărtează particulele fine și argilele din probă. Acestea sunt uscate cu ajutorul lămpilor. Probele de argilă nu prezintă interes de aceea vor fi supuse separării numai probele cu granulație mai mare. Separarea se realizează cu ajutorul separatorului magnetic Frantz în două fracțiuni: ușoară și grea.

Fracțiunea grea este atacată cu un lichid greu. Atacul chimic se face cu un solvent potrivit care se aplică direct pe suprafața mineralului. Solventul îl dizolvă accentuând urmele de fisiune.

Cristalul se șlefuiește pe o față plană și apoi se decapează. Densitatea urmelor de fisiune care interceptează această suprafață va fi proporțională cu Δf. Factorul de proporționalitate (k) este dependent de lungimea urmelor de fisiune. (Cojocaru, 2006)

Densitatea urmelor de fisiune pe suprafața studiată, măsurată cu ajutorul microsopului, va fi:

ρf = kΔf

După determinarea mărimii ρf, un plastic este lipit peste suprafața șlefuită a cristalului, lamela find introdus într-un câmp de neutroni termici. În plastic vor apărea urme de fisiune induse de reacția U (n, f) (Cojocaru, 2006)

Tab.2.1. Tipul de solvenți, temparatura și durată în funcție de minerale (Cojocaru, 2006).

Apatitul

Este montat pe o lamelă de sticlă și se face un amestec de rășina epoxidică. Asupra lamei se face un atac cu HNO₃ 5M, la o temperatură de 20⁰ C, timp de 20 de secunde pentru fisiunea spontană a U238.

Numărul urmelor de fisiune depinde în apatit de:

conținutul de uraniu din proba analizată.

timp.

În principiu dacă măsurăm conținutul de uraniu și numărul urmelor de fisiune se poate calcula timpul necesar acumulării urmelor de fisiune. Această măsurătoare trebuie să aiba în calcul temperatura deoarece la aproximativ 120ºC urmele de fisiune în apatit sunt progresiv reduse la zero (fig. 2.3.) (Geotrack International).

Fig.2.3. Efectul temperaturii asupra urmelor de fisiune (Geotrack International)

Secțiunile se șlefuiesc până se îndepărtează stratul de rășina de deasupra și se ajunge la proba de apatit.

Proporția urmelor de fisiune intersectate pe o suprafață polizată depinde de lungimea acestora, cu cât această lungime este redusă cu atât urmele de fisiune în apatit vor fi mai vizibile (fig.2.4.) (Geotrack International).

Fig.2.4. Influența lungimii urmelor de fisiune (Geotrack International)

Zirconul

Un alt mineral utilizat în datare este zirconul deoarece acesta prezintă un grad ridicat de rezistență la abraziune și dezagregare.

Se montează pe o lamelă de plastic și se acoperă cu un mineral detector. Acesta poate fi o mică pentru că acesta nu contine Uraniu.

Pentru ca urmele de fisiune să fie observate, suprafața de zircon șlefuită este tratată cu NaOH – KOH la o temperatură de 220ºC. Spre deosebire de apatit, zirconul are o temperatură de inchidere mai ridicată, într-un interval de timp de 6 – 18 h, în funcție de structura cristalină și de compoziția chimică (Dias et al., 2006).

Lamelele sunt supuse unui bombardament cu neutroni, producându-se fisiunea uraniului din apatit și zircon. Aceste urme de fisune se imprimă atât pe probe cât și pe detector. Cu ajutorul unui microscop conectat la un calculator se poate stabili vârsta fiecărei granule în parte.

2.7. Aplicații ale metodei urmelor de fisiune.

Urmele de fisiune ca metodă de datare sunt folosite în diferite domenii.

Tectonică

Este folosită ca intrument termo – tectonic, folosită des în datarea centurilor orogenice tinere, cât și la procesele de formare a munților deoarece păstrează istoria mișcării ascendente a rocilor. De asemenea este utilizată ocazional în studiul valorii și calendarului deplasărilor tectonice verticale de-a lungul faliilor. Această aplicație are o deosebită importanță în fundamenele cristaline unde, prin alte metode de datare, rezultatele au erori semnificative (Kao, 2002).

Tepfrocronologie

În urma exploziilor vulcanice se formează uneori depozite de tefra. Acestea sunt datate în special prin această metodă deoarece conțin sticlă vulcanică și minerale rezistente la temperaturi înalte cum este cazul zirconului. Acesta prezintă avantaj față de sticla vulcanică deoarece conținutul de uraniu poate fi mai mare. În ultimul timp, această metodă este des utilizată (Kao, 2002).

D atările arheologice

În principiu se fac analize cu urme de fisiune, pe obiectele arheologice cu un grad ridicat de uraniu în compoziție, în special minerale ca zircon, apatit, titanit, monazit, epidot (Kao, 2002).

Impactul meteoric

Se folosesc în datarea rocilor meteoritice deoarece acestea au un conținut de uraniu destul de ridicat. Având în vedere că cu cât o probă este mai veche cu atât numărul urmelor de fisiune este mai mare, această metodă este cea mai indicată în datarea rocilor meteoritice.

De asemena pot arăta și istoria termică a rocilor (Kao, 2002).

Aplicații ale datării urmelor de fisiune pe metamorfitele din România.

3.1 Aplicații ale datării urmelor de fisiune în Carpații Orientali; Carpații Maramureșului și Bucovinei

Partea Central Estica a Carpaților Orientali, cunoscută și sub numele de zona cristalino – mezozoică provine din marginea forfecată a cratonului Getic, acesta fiind localizată în fundamental depresiunii Transilvaniei (Balintoni, 2005).

Este formată din mai multe unități tectonice Alpine, cu vergență estică, șariate în tectogeneza Austriacă. De jos în sus, acestea sunt: pânzele Infrabucovinice, pânza Subbucovinică și pânza Bucovinică (Balintoni, 2005).

Pânza de Bucovinică apare la zi, doar pe anumite porțiuni sub forma de ferestre: Vatra Dornei, Bretila, Vaser, Rodna, cea din urmă fiind una dintre cele mai mari. Unitățile bucovinice au un fundament metamorfic predominant formate din paragnaise metamorfice cu apariții rare de ortognaise. Dominant în cele trei unități este faciesul amfibolitelor. În pânza Subbucovinică și cea Bucovinică partea mediană a secvenței este reprezentată o asociație vulcano-sedimentară tipică Cambriană (Litogrupul Tulgheș). Cea Infrabucovinică și cea Bucovinică sunt caracterizate de sedimente Post – Caledoniene acoperite de un facies prograd al șisturilor verzi, acesta având o vârstă incertă (Gröger, 2006)

Fig. 3.1. Harta tectonică a Carpatilor Orientali intre M. Maramuresului si Zona Cristalino-Mezozoica (Gröger, 2006).

Datările cu urme de fisiune; prelevarea de probe

S-au realizat analize asupra acestei zone prin metoda urmelor de fisiune, luându-se o serie de eșantioane (M01-09, M12-M14) de-a lungul Carpatilor Central Estici de la Munții Maramureșului spre SE (Gröger, 2006).

Probele de la M01 la M05 sunt din pânza Infrabucovinică, în timp ce probele de la M06 pâna la M14 aparțin celei Bucovinice și Subbucovinice. Din horstul Rodna au fost prelevate un numar mai mare de probe (Gröger, 2006).

Pânza Subbucovinică a fost traversată de către doua profile verticale situate între SV (R2, 4 eșantioane) și în E (R4, 3 probe) (Gröger, 2006).

Un alt eșantion a fost luat din partea NE (R1-1). Pe aliniamentul VSV-ENE (R5-1, R5-2, R5-3) au fost luate trei probe din masivul Preluca (falia Biharia, P1-P3) (Gröger, 2006).

3.1.2. Datare

De-a lungul lanțului Carpatic Central Estic, pe baza datele obținute, vârsta se situează între Cenomanian și Jurasicul superior. Mai multe analize arată Cenomanianul ca vârstă generală (96.1-99.7Ma; M01-M04, M09) acest lucru fiind verificat prin aplicarea testului Chi-Square (metodă statistică de a testa proba ) x²>5, în urma analizelor perioadei de răcire a sedimentelor aparținând acestei vârste. În partea nord-estica, cele mai multe probe indica ca vârstă centrală Jurasicul superior – Cretacicul inferior (107.0-162.3 Ma; M05-M07, M12-M14) (Gröger, 2006).

Pentru vârsta Paleocenă apare o excepție – M08 (61.3 Ma). Această vârstă destul de tânără este explicată prin prezența suprapunerii unor procese hidrotermale cauzate de vulcanismul Miocenic. Prin urmare proba M08 a fot exclusă din discuție (Heike R. Gröger, 2006).

În mai multe probe prelevate din hortst-ul Rodnei cât si probele interne din masivul Preluca, datarea prin metoda urmelor de fisiune (FT) pe zircon indică o vârsta cuprinsă între 100.1- 64.4 Ma, un interval de timp ce acoperă aproximativ Cretacicul târziu (Gröger, 2006).

Pe baza datelor FT pe zircoane din Rodna, cea mai mare parte a vârstelor este cuprinsă între Coniacian și Campanian. Cele mai multe probe privind vârsta au trecut de testul Chi-Square (x²>5tab 3.1. coloană 12) indicând Cretacicul târziu, înainte de răcire.

Tab.3.1. Datele obținute cu metode urmelor de fisiune în probele cu zircon (Heike R. Gröger, 2006).

code: codul probei analizate; axa x: latitudine în WGS84; axa y: longitudine în WGS84; axa z(m): altitudinea deasupra nivelului mării; N Grains: numărul de granule numărate; Ps[×105cm-2]:densitatea urmelor de fisiune spontane; Ns numărul de urme de fisiune spontane numărate; Pd[×105cm-2]: densitatea standard a urmelor de fisiune; Nd: numărul urmelor de fisiune standard numărate; X2 [%]: probabilitatea Chi – square Galbrait (1981); Central Age ± 1σ [Ma] vârsta centrală.

Astfel se poate observa o corelare, ca vârstă, a lantului Carpatic Central Estic cu cel Alpin. Această lucru se referă în special la pânza Bucovinică și Subbucovinică; asupra M.Rodnei această corelație nu poate fi observată. (Fig.3.2.) (Gröger, 2006).

Fig.3.2. Distribuția urmelor de fisiune în zircoane din masivul Rodna (Heike R. Gröger, 2006).

În afară de R2-2 care este mai veche decât celelalte probe principale, granulele apartinând celorlalte probe indică o raspăndire similară a acestora în pânza Subbucovinică și cea Infrabucovinică. Mai mult de atât nu există similarități vârstă vs. altitudine în profilele verticale (Gröger, 2006).

Masivul Preluca are aceeași vârstă ca și Rodna, deși în această zonă numărul de probe testate este mai mic (Gröger, 2006).

Pentru o evaluare a semnificației geologice a vârstei în horstul Rodna, profilul R2 a fost examinat în detaliu (fig. 3. 3.). Probele din acest profil reflectă o mare diferență în privința vârstei (R2 – 2 : 100.1 Ma, R2 – 3: 68,2 Ma). Cu toate acestea, intervalul global de timp este asemănător, deoarece dispersia granulelor din probele R2 – 2 și R2 – 3 este aproximativ la fel pentru ambele probe. Acest lucru a fost observat în majoritatea probelor din Rodna. (Fig.3.3.) și arată că diferența între vârste nu ține decât de o determinare statistică (Gröger, 2006).

Fig 3.3. a;b: Vârstele FT pe zircoane din probele R2 – 2(a) și R2 – 3(b pânza Subbocovinică ). Deși vârstele centrale sunt diferite, ambele probe indică o distribuție similară într-o granulă.

c: Histograma într-o granulă de zircon din masivul Rodnei ce indică o perioadă de răcire în timpul Cretacicului Superior si atinge punctul maxim în Campanian (77 Ma) (Gröger, 2006).

În Fig.3.4. probele din tectonostratigrafia joasă a pânzei Infrabucovinice arată un procentaj bine definit al vârfului de răcire in Cenomanian. Excepțiile includ un eșantion, parțial analizat, din partea de sus a pânzei, ce indică perioada de răcire Cenomaniană în baza pânzei Bucovinice (M05) (Gröger, 2006).

Acest rezultat poate fi explicat prin comportamentul neomogen al analizei ce poate duce la o afișare diferită a vârstelor. Pe lânga acesta, deterioarea provocată de radiațiile alfa este un alt factor important care influențează comportamentul granulelor de zircon în timpul analizei. Radiațiile alfa se acumulează în funcție de diametrul granulelor și conținutul de uraniu al acestora (Gröger, 2006).

Pentru reducerea daunelor provocate de radiațiile alfa este necesară o temperatură mai mare decât cea necesară analizelor de FT. Datorită acestor considerente, vârsta pentru horst-ul Rodna poate fi interpretată individual (Gröger, 2006).

Fig.3.4. Vârsta zircon FT în pânza Bucovinică/Subbuconică ce indică perioada de răcire (Heike R. Gröger, 2006).

În concluzie, analizele prin FT a zircoanelor indică un eveniment metamorfic în timpul tectogenezei Alpine, urmată de o exhumare și o răcire în Cretacicul târziu. Temperatura metamorfismului Alpin trebuie să fi depășit 300ºC în unitățile cele mai joase (pânza Bucovinică) a lanțului Carpatic Central Estic precum și în pânza Infrabucovinică și cea Subbucovinică. Răcirea și exhumările sunt de vârstă Cretacică în toată zona studiată. Cu toate se poate merge până la Cenomanian și Campanian pentru Rodna și masivul Preluca (Gröger, 2006).

Aplicații ale datării urmelor de fisiune în sud-vestul Carpaților Meridionali.

Parte a de sud-vest a Carpaților sudici reprezintă o pliere a pânzelor de șariaj, care are în principal un fundament șariat pre – Alpin separat de ofiolitele unității de Severin (Bojar et al., 1998)

Din punct de vedere statigrafic aceste unități includ:

platforma Moesică cu sedimente groase având o vârstă cuprinsă între Paleozoic și Neogen.

autohtonul Danubian cu un fundament Cadomian – Hercinic și un Paleozoic ce acoperă Mezozoicul.

pânza de Severin și pânza de Arjana cu depozite Mezozoice.

pânzele Getice și Supragetice, ambele având un fundament Hercinic și un acoperiș Mezozoic (Bojar et al., 1998).

Asupra acestei zone s-au realizat datări cu urme de fisiune pentru a deduce mișcările verticale din timpul Cretacicului, acoperit ulterior de sedimente Paleogene și Neogene, precum și istoria de răcire. Minerale utilizate în analiză au fost: zirconul (ca.330ºC), apatitul (ca.130ºC) precum și titanitul (Bojar et al., 1998).

Vârstele obținute pe zircoane, din roci specifice pânzei de Severin, oferă informații despre Jurasic. Datele rezultate pe zircoane și titanit din fundamentul Getic și Danubian dau informații privind Cretacicul timpuriu cât și răcirea post-metamorfică a Cretacicului târziu în fereastra Danubiană. Termocronologic, analizele de FT pe apatit din probele aparținând subsolului Getic și pânza de Severin înregistrează răciri progresive sub 120ºC, începând cu Cretacicul târziu, finalul perioadei de răcire (60ºC) fiind asociat cu Oligocenul târziu – Miocenul timpuriu (Bojar et al., 1998).

Subsolul danubian cuprinde în principal amfibolite și roci plutonice. Amfibolitele asociate cu procese ductile de deformare aparțin mijlocului Proterozoicului. Precambrianul este întâlnit în sudul unității iar concentrația muscovitului și a biotitului din probele cu grad de metamorfism ridicat identifică vârste Hercinice. Faciesul amfibolitic apare în partea de N a ferestrei Danubiene, fiind interceptat într-o serie de probe pentru analizat. Secvențe din fereastra Danubiană sunt păstrate în 3 mari regiuni: Svinița – Svinecea, Presacina și Cerna – Jiu (Bojar et al., 1998).

Carboniferul târziu și succesiunea Permiană apar în depozitele de molasă urmate de orogeneza Hercinică. Un nou ciclu de sedimentare cu extinderi crustale începe în Liasic. O a doua transgresiune are loc la sfarșitul Jurasicului Inferior, probabil ca rezultat al unei noi faze de extindere (Bojar et al., 1998).

Pânza de Severin este de vârstă Jurasic – Neocomian ori Jurasic Superior – Aptian. Acesta s-a format începând din Jurasicul. Sedimentele aparținând acestei unități sunt păstrate în toate cele trei regiuni. În zona Svinița – Svinecea pânza de Severin și depozitele de transgresiune aparțin Senonianului (Bojar et al., 1998).

În regiunea Presacina se întâlnesc formațiuni vulcano – sedimentare de vârstă Liasic – Malm inferior, acoperite de calcare (Malm) și marne negre din Cretacicul Târziu, gresie și conglomerate (Bojar et al., 1998).

În regiunea Cerna depozitele Valanginiene se suprapun peste secvențe Cretacice (Bojar et al., 1998).

Fig.3.5. Unitățiletectonice majore din S-V Carpaților Meridionali (Bojar et al., 1998).

3.2.1. Proceduri de analiză

Mineralele analizate au fost separate magnetic, ulterior folosindu-se o separare prin lichide grele.

Zirconul a fost datat la 200ºC în NaOH – KOH – LiOH.

Titanitul a fost atacat cu soluție de HNO3–HCl–HF–H2O între 20 și 30 de minute.

Apatitul la 35 – 40 s la 20 ºC în 7% soluție de HNO3 (Bojar et al., 1998).

3.2.2. Datare

Apatit

Apatitul a fost separat din roci Mezozoice. Vârstele pe apatit variază între 74 ± 4 și 7 ± 1 Ma (Bojar et al., 1998).

Pentru pânza Getică vârsta obținută în urma datării variază între 60 și 80 Ma, lungimea urmelor fiind de 12.5 – 13.5 µm cu o deviație standard de 1.5 µm. Lungimea de distribuție este îngustă și unimodală. Câteva probe din fundamentul Getic indică o vârstă mai tânără in jur de 50 Ma, de exemplu proba AB35 înregistrează pe o culminație o vârstă între 20 și 40 Ma având o lungime a urmelor de fisiune de 10.5 µm și o distribuție mai largă (variația standard fiind de aproximativ 2 µm) (Bojar et al., 1998).

Analizele de microsondă pe apatitul din probele AB6, AB36, AB137 arată un conținut de 2,5 – 3% F și 0,3% Cl (fig.3.6) (Bojar et al., 1998).

Fig 3.6. Variația conținutului de F și Cl pe probe de apatit din Pânza Getică (Bojar et al., 1998).

Probele din pânza Getică arată vârste tinere, lungimea urmelor de fisiune având o distribuție bimadală. Probele AB37, AB142 aparțin Jurasicului și Cretacicului inferior iar AB172 indică Jurasicul inferior. Probele din fundamentul Danubian (în majoritate granite gnaisice) indică o concentrație a F de aproximativ 3 – 3,5 % pe probele AB144, 149, 154 (Bojar et al., 1998).

Zircon și titanit

Au fost determinate date pe zircon în 11 probe iar pe titanit in 3 eșantioane.

Probele ZAB37, ZAB40, ZAB141 și ZAB139 indică o vârstă de 188 ± 19, 190 ± 23, 173 ± 20 și 220 ± 27 Ma (Bojar et al., 1998).

Probele de zircon din fundamentul Getic și Danubian arată o vârstă între 115 și 110 Ma, indicând o răcire a fundamentului sub 200ºC, arătând de altfel că anterior perioadei de răcire Aptiene, maxima de temperatură din aceste probe nu a trecut de 200 – 250º C (Bojar et al., 1998).

Două probe de titanit SAB166, SAB167 indică o vârstă puțin mai tânără 95 ± 6, 93 ± 12 Ma.

O probă de zircon din Valea Jiului și o altă probă de titanit din munții Retezat, amândouă din structuri milonitice, prezintă o vârstă de 67 ± 7, 69 ± 5 Ma (Bojar et al., 1998).

O probă din estul Cernei indică o vârtsă de 42 ± 5 Ma, aceasta putând fi rezultatul unei forfecări Paleocene (Bojar et al., 1998).

3.3. Aplicații ale datării urmelor de fisiune în Depresiunea colinară a Transilvaniei; Complexul tufului de Dej

3.3.1 Descriere

Tuful de Dej apare în Depresiunea Transilvaniei – bazinul Iara, fiind similar petrografic cu cele din dealul Hoia și Valea Pleașca (Bedeleanu, 2001)

Are o grosime variabilă începând de la câtiva zeci de metri până la 500 de m. Este reprezentat prin depozite piroclastice albe, gălbui sau verzi cu intercalații de marno-calcare și gresii argiloase. În baza complexului tufului de Dej a fost pusă în evidență existența unui material de origine rio-dacitică, în timp de în partea superioară sunt prezente materiale andezitice, încât cineritele nu au o compoziție omogenă. Nivele inferioare sunt uneori grosiere (Ionesi și Mutihac, 1974).

Pe baza asociației microfaunistice, Praeorbulina glomerosa, Orbulina suturalis, care pune în evidență un prag bionomic, complexul tufului de Dej este atribuit Badenianului inferior, fiind comparabil cu orizontul marnelor cu globigerine din Depresiunea Pericarpatică. Acesta are o răspândire regională, pe marginea Depresiunei Transilvaniei și în centrul acesteia, unde a fost interceptat în foraje. În unele sectoare este descris sub alte denumiri – ex. tuful de Perșani în regiunea Perșani, pe partea sudică, unde ia contactul cu cristalinul Carpații Meridionali, Badenianul inferior capătă un facies conglomeratic (conglomeratele de Tălmaciu) sau recifal, cu Lithothamnium, în partea vestică (Ionesi și Mutihac, 1974).

În continuitate de depozitare sunt evaporitele peste care se dezvoltă argile și marne. Acestea aparțin orizontului formațiunii sării, orizontului șisturilor cu radiolari și orizontului marnelor cu Spiralis din regiunile extracarpatice (Ionesi și Mutihac, 1974).

3.3.2. Datare prin metoda urmelor de fisiune

Pentru de determinarea vârstei complexului tufului de Dej s-au realizat o serie de determinari prin metoda urmelor de fisiune.

Au fost alese 7 probe din 7 deschideri diferite ce apar în complexul tufului de Dej (Szakács, 2000).

S-a obținut câte o vârstă medie pentru fiecare probă, reprezentând media vârstelor de FT a unui număr variabil (15-30) de cristale de zircon.Vârsta medie variază între 13.95 și 16.05 Ma iar media valorilor este de 14.93 Ma. Această vârstă este apropiată cu vârsta obtinută prin determinările K-Ar pentru rocile similare din vestul munților Gutăi, cu o limită a erorii analitice de ordinul 1,5-2 Ma (Szakács, 2000).

Rezultatele obținute vin în contadicție cu vârsta K-Ar obținută de Bergreen. Vârsta K-Ar mai veche, de cca.18 Ma, poate fi explicată prin posibila contaminăre a fracțiunii analizate cu material, posibil biotit, mai vechi inclus in roca epiclastică (Szakács, 2000).

Vârsta obținută situează complexul tufului de Dej la mijlocul Badenianului (13,6-16,5 Ma). Acest lucru este confirmat și de vârsta biostatigrafică a complexului bazat pe fauna de nannoplankton, însă apar și contradicții cu rezultatele biostatigrafice care plasează complexul tufului de Dej în Badenianul inferior, argument susținut de prezența foraminiferelor (Szakács, 2000).

Tab.3.2 Vârstele de FT pentru probele de tuf vulcanic din Complexul Tufului de Dej obținute pe cristale de zircon (Szakács, 2000).

*Calculată după metoda detectorului extern Berekening

**Calculată după metoda proiectiei radiale

***Omogenitatea populatiei

4. Concluzii

Urmele de fisiune stau la baza unei metode de datare folosită în ultima perioadă de timp din ce în ce mai mult. Acest lucru se datorează faptului că această metodă acoperă perioade mari de timp putând reconstitui și istoria termică a probei.

Sunt rezultatul fisiunii spontane a 238U, ce are o pondere în natura de 99,3% , din acest motiv având o amplă întrebuințare.

Această metodă are o largă aplicație cum ar fi tectnoca plăcilor, tepfrocrnologie, impact meteoric.

Mineralele utilizate pentru această metodă sunt în general minerale cu temperatura de formare mare și a care nu suferă variații compoziționale mari la schimbările de temperatură. Se utilizează in special zircon, apatit, titanit.

Comparativ cu alte metode utilizate în studiul rocilor metamorfice, datele obținute prin metoda urmelor de fisiune au o acuratețe mai mare avându-se în vedere procesele de deformare și schimbările de temperatură pe care aceste roci le suferă.

În România această metodă s-a folosit în special pentru datări pe zone de orogen, reușind să ofere informații ample despre procesele de formare de-a lungul perioadelor geologice, să reconstitue istoria termică a acestora, procesele structurale ce au avut loc cât si procesele de eroziune.

În Carpații Central Estici datele obținute prin metoda urmelor de fisiune indică un eveniment metamorfic în timpul tectogenezei Alpine, urmată de o exhumare și o răcire în Cretacicul târziu.

Pentru sud – vestul Carpaților Meridionali în urma analizelor pe zircoane din fundamentul Getic și Danubian arată o vârstă între 115 și 110 Ma, indicând o răcire a fundamentului sub 200ºC.

Tuful de Dej, prin această metodă de datare, este situat ca vârstă la mijlocul Badenianului.

5. Bibliografie:

Balintoni Ioan Coriolan, 2005. Raport de cercetare: Divizarea Geotectonică a României pentru Orogeneza Alpină, Revista de Politica Știintei si Scientometrie, Cluj.

Bojar Ana – Voica, Neubaeur Franz, Fritz Harald, 1998. Cretaceous to Cenozoic thermal evolution of the southwestern South Carpathians: evidence from fission-track thermochronology, Tectonophysics,

Cojocaru Viorel, 2006. Datarea în arheologie și geologie. Ed. Anima, București.

Dias A. N. C., Tello C. A., Osório A. M. A. B., Constantino C. J. L., Dupim I., 2006. Caracterization of mineral Zircon through fission track method, micro – Raman and SEM, UFRJ em Revista , Rio de Janeiro,

Dickin Allan P., 2005. Radeogenic izotop geology, Ed.Cambrige University Press, Cambrige.

Duliu, Octavian G., 1993. Aplicațiile radiațiilor nucleare. Editura Universității, București.

Faure Gunter, 1986. Principles of izotopic geology, Ed.Willey & Sons, New York.

Ionesi Liviu, Mutihac Vasile, 1974. Geologia României, Editura Tehnică, București.

Gröger Heike R, 2006. Thermal and structural evolution of the East Carpathians in northern Romania: from Cretaceous orogeny to final exhumation during Miocene collision, Basel

Kao Ming – Hung., 2002. Fission Track Analysis and its Applications the royal Society of new south wales.

Szakacs Alexandru, 2000. Studiul petrologic și tefrologic al tufurilot vulcanice din Badenianul inferior din nord- estul Bazinului Transilvaniei, Univ. București

www.geotrack.com

Bibliografie: