GEOCRONOLOGIA AVANÇADA - geobrasil.netgeocron.pdf · * os poucos radioisótopos de longa vida, utilizados em radiometria, são portanto os únicos sobreviventes instáveis desse

Ariadne do Carmo Fonseca

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"GEOCRONOLOGIA AVANÇADA"

Objetivos: fornecer uma relação completa dos métodos geocronológicos vigentes ecapacitar nas técnicas interpretativas dos dados geocronológicos

Programa1- Desenvolvimento da Geologia Isotópica

1.1- A idade da Terra1.2- A descoberta da radioatividade1.3- Impacto na geologia1.4- Fracionamento dos isótopos estáveis

2- Conceito Físico2.1- Estrutura interna do átomo2.2- Decaimento radioativo2.3- Espectrometria de massa

3- Os Métodos de Datação3.1- U, Th-Pb e Pb comum3.2- Rb-Sr3.3- Sm-Nd, Lu-Hf e Re-Os3.4- K-Ar e Ar-Ar3.5- Traços de fissão3.6- 14C e Outros

4- Aplicação de cada Método em Rochas Terrestres e Meteoritos5- Os radioisótopos como traçadores na elucidação dos eventos geológicos6- Exemplos Brasileiros

BIBLIOGRAFIAFAURE, G.; 1986. Principles of Isotope Geolgy, John Wiley & Sons, Inc.


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1- DESENVOLVIMENTO DA GEOLOGIA ISOTÓPICA

1.1- Idade da Terra“Talvez seja um pouco indelicado perguntar a nossa Mãe Terra a sua idade,

mas a Ciência a confessa sem vergonha e de tempos em tempos tematrevidamente tentado arrancar-lhe um segredo que é proverbialmente bemguardado”

Arthur Holmes, 1913

- primeiras noções de história da Terra → padres e filósofos de civilizações antigasex.: Erodoto (A História II, Euterpe, 11)- até metade do século XVIII → matéria de teologia- 1650/ Bishop Ussher → criação do mundo ocorreu no ano de 4004 A.C.- até 1750 → visão oficial que as rochas sedimentares foram depositadas durante oGrande Dilúvio e todas as outras feições da superfície da tera resultaram deeventos catastróficos → Princípio do Catastrofismo- 1785/ James Hutton (Teoria da Terra) → nascimento da Geologia → os fenômenosque teriam determinado a evolução da Terra seriam os mesmos que podemosobservar atualmente → Princípio do Uniformitarismo- 1862/ Lord Kelvin → primeiras estimativas da idade da Terra pelo modelo deesfriamento → idade entre 20 e 40 Ma* oposição de Huxley (1869), Geikie (1892) e Chamberlin (1899) baseados emevidências geológicas* o Princípio do Uniformitarismo, tal como é concebido em nossos dias, continuasendo um dos fundamentos de toda interpretação geológica-1893/ H.S.William → propôs o termo “gocronologia” para descrever a formaadequada a história da Terra mediante unidades de tempos apropriadas, os“geocrons”

1.2- Descoberta da Radioatividade

- 1897/ Henri Becquerel → descoberta da radioatividade, em ocasião de suapesquisa sobre fosforescência experimentando sais de urânio- 1900/ Soddy e Rutherford → equação fundamental do decaimento radioativodN / dt = -λN, onde DN/dt é o número de desintegrações por unidade de tempo e λ éa constante de desintegração* a equação é exponencial e independente de condições físicas e químicas → osinal (-) se deve ao fato que dN/dt diminui quando t aumenta- 1903/ Curie e Laborde → radioatividade é um processo exotérmico → começouassim o estudo moderno da história térmica da Terra* o termo “radioatividade” foi proposto por Marie Curie para caracterizar a radiaçãoemitida pelo Rádio- 1900 a 1903/ Soddy e Rutherford, Ramsay e Soddy → desintegração do Urânioproduzia Hélio- 1904/ Rutherford → acúmulo de Hélio nos minerais de U poderia ser usado paradatar estesminerais* primeiras tentativas foram decepcionantes (Rutherford e Lord Rayleigh) → He nãoera retido nos minerais → idades mínimas de 500 Ma


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- 1907/ Joly → radioatividade poderia fornecer a energia necessária para osurgimento de montanhas- 1907/ Bertrand Boltwood → publica os primeiros cálculos de idade da Terrabaseados na relação U/Pb- 1929 / Aston → invenção do espectrômetro de massa- 1940/ Nier → invenção do espectrômetro de massa de alta resolução- 1950/ segunda guerra mundial → método de diuluição isotópica para medição emespectrometria de massa → métodos U-Th-Pb, Rb-Sr e K-Ar- 1970/ computador → Sm-Nd, Re-Os, Lu-Hf

1.3- Impacto na geologia

- limitação na construção de uma coluna estratigráfica → seqüências afossilíferas- 1913/ Athur Holmes (A Idade da Terra) → propôs a primeira escala numérica dostempos geológicos- descoberta da radioatividade → métodos capazes de datar seqüênciasafossilíferas → ampliação da coluna estratigráfica

1.4- Fracionamento dos isótopos estáves

- 1931/ Urey → descoberta do Deuterium- 1950/ Urey → desenvolveu métodos de separação do 235U por difusão gasosa

2- CONCEITO FÍSICO

2.1- Estrutura interna do átomo

- composição → núcleo composto de nucleons e rodeado por uma nuvem eletrônica(n)- nucleons → prótons (p) e neutrons (n)- Z é o número de prótons e N de neutrons, sendo A o número de massaA = Z + N- isótopos → átomos de mesmo número de prótons → conseqüentemente possuemo mesmo número de elétrons → apresentam as mesmas propriedades químicas- unidade de massa atômica (u.m.a.) → parâmetro criado pelos físicos paraexpressar a massa atômica (muito pequena) → por definição a u.m.a. é a massa doCarbono 12 (por convenção o átomo-grama 12

6C = 12 g)então 1 u.m.a. = 12000/N x 1/12 = 1/N gonde N é o número de Avogadro1 u.m.a = 1,66 x 10-24 g- estabilidade do átomo → “força Coulombiana” gera instabilidade interna, anuladapor uma força de ligação (defeito de massa), revelada pelo cálculo da massaatômica:onde defeito de massa = m (n) -m (p+e) = 1,008665 - 1,007825* a maioria dos isótopos naturais têm energia de ligação entre 7 e 8,8 MeV/núcleos

2.2- Decaimento radioativo


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- estabilidade e abundância dos isótopos naturais → 280 isótopos naturais, dosquais 260 são estáveis e mais de 1440 são instáveis produzidos em laboratório- representação gráfica → gráfico número de prótons versus número de neutrons* os isótopos com Z < 20 têm núcleo contendo quase que o mesmo número deprótons e neutrons* a partir daí e até o 238U o número de neutrons aumenta até 2,7 ao de prótons*vale de energia → isótopos instáveis estão situados acima e abaixo- todos os átomos mais pesados que o Hélio e mesmo a maior parte do He existenteforam produzidos pela nucleossíntese galática, no interior das estrelas relativamentegrandes* os poucos radioisótopos de longa vida, utilizados em radiometria, são portanto osúnicos sobreviventes instáveis desse períoodo; os demais decaíram rapidamenteem isótopos que ocupam a região estável (vale de energia)

Radioatividade Beta (β) resulta de processos que se manifestam pela ejeção ouabsorção, pelo núcleo do átomo, de um elétron ou de sua anti-partícula (posítron)

Radioatividade Alfa (α) é quando um núcleo de He é ejetado do núcleo de umátomo. Esse tipo de desintegração só se produz para isótopos com Z > 58 (Cério)

Fissão Espontânea só existe para uma vintena de isótopos naturais, entre aquelesde um número atômico mais elevado. É o principal modo de decaimento doselementos transurânicos sintetizados em laboratório. O 238U é o único isótoponatural que se desintegra suficientemente rápido para permitir a sua utiliazação nageocronologia (método dos traços de fissão).


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MÉTODO POTÁSSIO-ARGÔNIO

1. HISTÓRICO

-1905/ Thompson: sugeriu a radioatividade dos sais de potássio (K)-1906/ Campbell & Wood e 1908/ Campbell: demonstraram a radioatividade dossais de potássio-1921/ Aston: estudou a composição isotópica do potássio e descobriu os isótopos39 e 41-1935/ Nier: identificou o 40K-1937/ Von Weizsäcker: modos de decaimento do 40K, concluindo nas séries paracálcio (Ca) e argônio (Ar), baseado parcialmente no fato que a abundância de Ar naatmosfera é cerca de 1000X maior que a esperada, quando comparada àsabundâncias cósmicas de outros gases nobres→ excesso de 40Ar deveria estar nosminerais de K-1948/ Aldrich & Nier: provaram a hipótese de Von Weizsäcker-1950: base teórica do método foi estabelecida

TABELA DE CARACTERÍSTICAS

Potássio (Z=19)Isótopo %39 93,2581 ± 0,002940 0,01167 ± 0,0000441 6,7302 ± 0,0029P.A.= 39,098304 ± 0,00058 (Garner et al., 1975)

Nier (1950): composição isotópica do ArArgônio (Z=18)Isótopo %40 99,638 0,06336 0,337

2. PRINCÍPIOS

40Kcaptura β emissão β

λβ = 4,962 x 10-10 anos -1

10,95% 89,05%estado excitado 40Ca

emissão γλγ = 0,581 x 10-10 anos -1

40ArT1/2 = 1,25 x109 anos

40Ar* + 40Ca* = 40K (eλt -1)

(*) radiogênico


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λ = λγ + λβ

1 λγ + λβ40Ar*

t = ------------ + ln ( 1 + -------------------- x ---------) λγ + λβ λγ 40K

onde substituindo-se os valores das constantes de decaimento, temos:40Ar*

t = 1,804 x 109 ln ( 1 + 9,54 ------------)40K

O valor de t assim calculado é a idade do mineral só quando as seguintespremissas são satisfeitas:1. nenhum 40Ar* radiogênico escapou2. o mineral tornou-se fechado para o 40K logo depois de sua formação3. nenhum 40Ar foi incorporado ao mineral, seja no tempo de sua formação oudurente evento metamórfico4. uma correção aproapriada foi feita para a presença de 40Ar atmosférico5. a composição isotópica do K é normal no mineral e não mudou por fracionamentoou outros processos, exceto pelo decaimento6. as concentrações de 40K e 40Ar foram determinadas acuradamente

*minerais para serem datados por K-Ar devem reter todo 40Ar radiogênico e nãodevem conter excesso de 40Ar

- perda de Ar → gás nobre que não forma corpos com outros átomos na redecristalina*inabilidade de reter Ar mesmo à baixa temperatura e pressão atmosférica*fusão parcial ou total seguida pela cristalização de novos minerais*metamorfismo a elevadas T e P*aumento da T devido ao metamorfismo burial ou de contato, sem produzirmudanças químicas e físicas*intemperismo químico e alteração*solução e redeposição de K-minerais solúveis em água (silvita)*quebra mecânica dos minerais- excesso de 40Ar radiogênico → mais notável nos minerais de baixo teor de K ouminerais jovens (ex.: berilo, cordierita, piroxênio e turmalina)*geralmente observado em minerais que foram expostos à pressão parcial de Ar altadurante metamorfismo regional, em pegmatitos, ou chaminés de kimberlitos*presença de inclusões fluidas, xenólitos e xenocristais → idades mais antigas*origem → degasificação de K-minerais da crosta ou do manto

3. ISÓCRONAS K-Ar λγ

40Artotal = 40Ari + (--------) x 40K (eλt -1) λ


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40Ari →não radiogênico: a) dissolvido no magma, originado pela degasificação deminerais mais velhaos da crosta ou manto; b) proveniente de evento demetamorfismo regional; e c) atmosférico (bordas e fraturas)*na datação K-Ar convencional, todo excesso de 40Ar é atmosférico e que pode sersubtraído do 40Artotal na amostra, com base na razão 40Ar/ 36Ar = 295,5

- método isocrônico (isócrona 40Ar/ 36Ar versus 40K/ 36Ar) pode evitar este problemasob certas circunstâncias:*minerais cogenéticos e rocha total formam isócrona só quando todas amostras sãofechadas para K e Ar*todas devem ter a mesma razão inicial de Ar*problema: diferentes K-minerais podem ter diferentes razões iniciais de Ar →dificuldade pode ser reduzida pela remoção do argônio atmosférico adsorvido, antesdo Ar ser extraído → pré-aquecimento em bomba de vácuo e/ou lixiviação com HF*isócronas errôneas → rochas de minerais com diferentes temperaturas defechamento → retas de misturas sem siginificado geológico*premissas: (1) todos minerais ou rochas incorporam Ar inicial de mesmacomposição isotópica; e (2) os minerais ou rochas são tão ricos em 40Ar radiogênicoque algumas diferenças na razão inicial sejam insiginificantes

4. MINERAIS USADOS E APLICAÇÃO (tabela 6.1 do Faure, 1986)

Rochas Mineraisplutônicas e metamórficas de alto grau biotita, muscovita, hornblenda

vulcânicas feldspato, rocha totalsedimentares não metamorfisadas glauconitacamadas de bentonita minerais primários vulcânicos

*K-minerais foleados (metamorfismo burial): perdem Ar, mas retêm K*RT e fração final de folhelhos: não dão nem a idade das regiões fonte nem otempo de deposição

-idades K-Ar de rochas vulcânicas jovens têm sido usadas para construir a escalade tempo das reversões do campo magnético da Terra → datação de basaltos dofundo oceânico e a interpretação dos padrões de anomalia magnética nas baciasoceânicas → evidência direta do espalhamento do fundo oceânico e da derivacontinental-excesso de Ar em rochas basálticas, formadas no fundo oceânico à alta pressão oupor congelamento → razões iniciais muito mais alta que Ar atmosférico →enriquecimento de 40Ar radiogênico tem sido atribuído à degasificação da Terra*razão 40Ar/ 36Ar de algumas partes do manto superior depletado tem aumentado notempo a valores tão altos quanto 25000 pelo decaimento de 40K

-datação de minerais com diferentes temperaturas de fechamento: determinaçãodas taxas de resfriamento de blocos cratônicos soerguidos

-dados K-Ar têm sido usados para delinear províncias estruturais e para construiruma escala de tempo baseada em intervalos de tempo entre episódios gerais de


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formação de montanhas, metamorfismo regional, soerguimento, resfriamento esubseqüente estabilização de blocos cratônicos


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MÉTODO ARGÔNIO - ARGÔNIO

1. HISTÓRICO

-1966/ Merrihue & Turner: descrição do método*vantagens: só as medidas das razões isotópicas de Ar são requeridas e oproblema de não homogeneidade de amostra e necessidade de mediracuradamente as concentrações absolutas de Ar e K são eliminadas

O método 40Ar/39Ar foi originalmente usado em materiais extraterrestres(meteoritos e rochas lunares desde 1969) e em minerais anidros cuja históriametamórfica compreendeu somente um evento térmico. O método é baseado naprodução de 39Ar a partir do 39K por uma reação (n,p) durante uma irradiação deneutrons rápidos. A reação usada para a datação é:

39K + n = 39Ar + p

O 39Ar, assim formado, tem uma meia-vida de 269 anos. Em adição a reaçãoacima, os isótopos de Ar são produzidos por outras reações interferentes a partir doK, Ca e Cl:

K → 40ArK 39ArK 38ArK Ca → 40ArCa 39ArCa 38ArCa 37ArCa 36ArCa Cl → 38ArCl 36ArCl

Em muitas amostras as correções no 40Ar e 36ArCl são pequenas, de modoque só correções atmosféricas e derivadas do Ca são críticas. Os dadosespectrométricos são corrigidos pelas interferências isotópicas produzidas pelasvárias reações nucleares durante a irradiação

Considerando o fato de que somente o 40Ca produz o 37Ar, são utilizadossais artificiais irradiados de K e Ca para serem obtidos os fatores de correção. Aidade das amostras é medida em relação a um padrão de referência de iddeconhecida. Recorre-se também a um parâmetro empírico J, que é função do tempode irradiação, do fluxo neutrônico de uma certa energia e da seção de choque δpara a reação ( n, p ) do 39K. A idade da amostra é obtida a partir da equação:

l 40Arrad t = ----- ln ( 1 + --------------- . J ) λ 39Ar Kλ = constante de decaimento total do 40K = 5,305x10-10 anos-1

Os dados obtidos podem ser visualizados de dois modos complementares:o espectro de idade e diagrama de correlação. A principal vantagem do método Ar-Ar é que o Ar pode ser perdido parcialmente por etapas de aquecimento dasamostras irradiadas. Deste modo, um espectro de dados pode ser calculado a partirda razão 40Arrad/39Ar de cada fração (Fig.7.6 do faure, 1986). Rochas e minerais


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que têm experimentado perda parcial de Ar depois da cristalização podem produzirespectros de idade tendo um platô formado pela perda de Ar de lugares retentivos aelevadas temperaturas. Tais dados do platô podem ser iguais ou sensivelmentemenores que o tempo de cristalização. Rochas ou minerais contendo excesso de40Ar usualmente produzem idades anomalamente velhas em baixas temperaturas,mas podem não atingir platôs reais em temperaturas mais elevadas. No entanto, ométodo Ar-Ar não detecta a presença de excesso de 40Ar em todos os casos.Quando o excesso de 40Ar está uniformemente distribuído através dos grãos domineral, um platô pode ser observado no espectro dos dados, mas o resultadoassim obtido excede a idade do mineral.

Diagramas de correlação com os razões 40Ar/36Ar e 39Ar/36Ar medidasdas frações de gás perdidas das amostras não perturbadas formam isócronas(Fig.7.5). A interseção da isócrona com o eixo 39Ar/36Ar dá a composição isotópicado Ar aprisionado no momento da formação do mineral. A idade é calculada pelainclinação obtida da reta isocrônica, correspondendo à razão 40Ar*/39Ar. Nocálculo do erro (1###) das idades são considerados os erros analíticos sobre ogradiente, o fluxo e a incerteza da idade do padrão. As idades totais integradasAr/Ar correspondem às idades K/Ar convencionais.

A versatilidade do método Ar-Ar tem sido intensificada pelo uso de laserspara extrair Ar de grãos individuais de mineral e para demonstrações de que rochasmetamórficas de baixo grau podem ser datadas em circunstâncias favoráveis. Emadição, os dados coletados rotineiramente por degaseificação em etapas do mineralpermite inferir coeficientes aparentes de difusão e energias de ativação a partir dasquais a temperatura de fechamento pode ser calculada em função da idade do"platô". Esta extensão do método permite construir curvas de resfriamento pararochas que tem diferentes minerais portadores de K com diferentes temperaturas defechamento.



MÉTODO U, TH e Pb

1. GEOQUÍMICA

-Urânio(Z=92) e Tório (Z=90)*série dos actinídios → configurações de elétrons semelhantes → propriedadesquímicas similares*ocorrem na natureza no estado de oxidação tetravalente e seus íons tem raiossimilares (U+4 = 1,05 Å, Th+4 = 1,10 Å → os elementos podem se substituir, o queexplica sua corerência geoquímica* sob condições oxidantes U forma o íon uranila (UO2+2) no qual U tem umavalência de +6. O íon uranila forma compostos que são solúveis em água.*U é um elemento móvel sob condições oxidantes e é separado do Th que existe sóno estado tetravalente e seus compostos são geralmente insolúveis em água.*abundâncias de U e Th em meteoritos condríticos são 1x10-2 e 4x10-2 ppm →indicação da abundância muito baixa desses elementos no manto e crosta da Terra*no curso da fusão parcial e cristalização fracionada de magma, U e Th sãoconcentrados na fase líquida e tornam-se incorporados nos produtos mais ricos emsílica → rochas ígneas de composição ácida são fortemente enriquecidas em Th e Ucomparadas às rochas de composição basálitica e ultramáfica*concentrações dos três elementos aumentam das rochas basálticas para osgranitos de baixo Ca, ainda que as razões Th/U e U/Pb permaneçam virtualmenteconstantes*granitos de baixo Ca são enriquecidos em Th em relação ao U, talvez devido partedo U ser removida em soluções aquosas como uranila durante os estágios finais decristalização de magmas graníticos*as razões Th/U de rochas sedimentares são similares àquelas de rochas ígneas,com exceção das rochas carbonáticas que são enriquecidas em U e têm uma razãoTh/U de 0,77 → O enriquecimento de U das rochas carbonáticas resulta do fato queU ocorre nos oceanos como uranila, que precipita com carbonato de cálcio,enquanto Th é associado primariamnte com sedimentos insolúveis em água.*as concentrações de U e Th nos minerais silicáticos comuns formadores de rochasão uniformemente baixas, da ordem de poucos ppm ou menos (Tab. 18.1 do faure,1986)*estes dois elementos ocorrem primariamente em certos minerais acessórios, nosquais são ou constituintes maiores ou substitutem outros elementos (tais comouraninita, torianita, zircão, apatita, allanita, monazita, xenotime e titanita).

2. MÉTODOS DE DATAÇÃO

- cinco métodos de datação pelo sistema U, Th-Pb*U-He*U, Th-Pb químico*Pb-alfa*U,Th-Pb isotópico*Pb comum



U-He: foi o primeiro método usado, descoberto por Rutherford (1904). Entretando,os primeiros resultados obtidos foram decepcionantes, pois as idades obtidas erammais jovens em decorrência da perda de He.

U, Th-Pb químico e Pb-alfa: estes métodos são baseados na premissa de que todoPb num mineral de U é radiogênico. No primeiro método mede-se os teores de U,Th e Pb quimicamente, ao passo que no segundo as medidas são de naturezafísica, já que a concentração de Pb é determinada por espctroscopia ótica.

U,Th-Pb isotópico e Pb comum: estes dois métodos apareceram com oaconstrução do espectrômetro de massa de alta resolução. Utilizam razõesisotópicas de U, Th e Pb para a datação.

3. SÉRIES DE DECAIMENTO

-Urânio tem três isótopos ocorrendo naturalmente: 238U, 235U e 234U (Tab.18.2)-Tório existe primariamente como um isótopo radioativo 232Th*cinco isótopos radioativos de Th ocorrem na antureza como produtos intermediáriosde curta vida do 238 U, 235U e 232Th. 238U, 235U e 232Th são os "pais" de umacadeia de "filhos" radioativos terminando com os isótopos estáveis de Pb (Fig.18.1,18.2 e 18.3 do Faure, 1986)-o decaimento do U e Th dá origem à série de urânio que inclue 234U como um"filho"intermediário e termina no Pb estável. O decaimento do U e Th para Pb podeser sumarizado como:

238U 206Pb + 8 4He + 6β- + Q235U 207b + 7 4He + 4β- + Q232Th 208Pb + 6 4He + 4β- + Q

-o Pb tem quatro isótopos naturais: 208Pb, 207Pb, 206Pb e 204Pb. Os trêsprimeiros são formados pelo decaimento do U e Th, somente o 204Pb não éradiogênico e é tratado como um isótopos estável de referência-a composição isotópica de Pb em minerais contendo U e Th podem ser expressasna forma das equações:

(206Pb/204Pb)f = (206Pb/204Pb)i + (238U/204Pb) . (eλ1t - 1)

(207Pb/204Pb)f = (207Pb/204Pb)i + (235U/204Pb) . (eλ2t - 1)

(208Pb/204Pb)f = (208Pb/204Pb)i + (232Th/204Pb) . (eλ3t - 1)

onde(206Pb/204Pb), (207Pb/204Pb) e (208Pb/204Pb) = razões isotópicas de Pb nomineral, com "f" medida atual e "i" inicial(238U/204Pb), (235U/204Pb) e (232Th/204Pb) = razões isotópicas atuaisλ1, λ2 e λ3 = constantes de decaimento do 238U, 235U e 232Th, respectivamente(Tab. 2)



*as concentrações de U, Th e Pb são geralmente medidas por diluição isotópica e acomposição isotópica de Pb por um espectrômetro de massa

-as equações acima podem ser resolvidas para "t" usando valores razoáveisassumidos para as razões iniciais de Pb.

1 (206Pb/204Pb)f - (206Pb/204Pb)it = ------- ln { ------------------------------------------ +1 } λ1 (238U/204Pb)

-as outras equações são resolvidas igualmente, resultando em três séries separadasde decaimento. Estes dados serão concordantes e então representem a idade domineral, desde que as seguintes premissas sejam satisfeitas:a) o mineral permaneceu fechado para U, Th e Pb através de sua história;b) valores corretos de decaimento do U e Th usados para as razões isotópicasiniciais de Pb;c) as constantes de decaimento do U e Th sejam conhecidas acuradamente;d) a composição do U é normal e não tem sido modificada por fracionamentoisotópico ou pela ocorrência de uma reação em cadeia baseada na fissão do 235U;e) todos os resultados analíticos sejam acurados e livres de erros sistemáticos.

Avaliação do Pb comum

-as razões iniciais de Pb nas três séries de decaimento refere-se à parte do Pbanalisada que não é de origem radiogênica → Pb comum*pode provir do mineral →Pb comum inicial*introduzido no laboratório durante a preparação da amostra → Pb comum decontaminação

-não se possui nenhum meio de distingüir fisicamente esses dois tipos → na práticaexistem dois casos:a) amostra com razão inicial muito alta, onde Pb de roigem radiogênica é muito alto(zircões e monazitas) → considera-se que o pb comum provém da contaminaçãob) amostra com RI baixa (apatita e titanita) → Pbtotal = Pbinicial +Pbcontaminação*neste caso deve-se determinar o Pbcontaminação pela determinação da razão isotópicade Pb no feldspato da rocha: como tem pouco urânio, a composição isotópica dePb dá uma boa idéia do Pbinicial → problemas, pois isso só é válido se os mineraisforem cogenéticos e feldspato tem tendência a se comportar como “receptor de Pb”

-datação é melhor em minerais tão ricos em U e Th e tão pobre em Pb, pois assim oerro introduzido pela correção do pb comum do laboratório é minimizado

4. CÁLCULO DAS IDADES

-efetuadas as correções para Pb comum, os três cronômetros deveriam dar parauma amostra idades concordantes*isso se dá freqüentemente para apatitas e titanitas



*raramente observada em zircões

-sempre que aparece divergência, constata-se quet(207) > t(206) > t(208)

*a razão parece ser que muitos minerais não são sistemas fechados, mas podemperder ou ganhar U, Th e Pb depois da cristalização

O cronômetro 206Pb - 207Pb.-o efeito da perda de Pb nos dados U-Pb pode ser minimizado pelo cálculo de umdado baseado na razão 207Pb/206Pb. Esta razão não é afetada pela perdarecente de Pb, quando o Pb que foi perdido tem a mesma composição isotópica doPb que permaneceu no mineral sendo analisado. A relação entre a razão207Pb/206Pb e tempo resulta na diferença das meia-vidas de seus respectivos"pais".

-a partir das equações de decaimento, chegamos às seguintes equações207Pb* = 235U( eλ235t - 1) e 206Pb* = 238U( eλ238t - 1), que combinadas dão

207Pb* 235U( eλ235t - 1)--------- = ------------------------------206Pb* 238U( eλ238t - 1)

*esta equação não pode ser resolvida para t por métodos algébricos, pois étranscendental. No entanto para cada valor de t, torna-se possível calcular omembro da direita da equação (Tab. 18.3 do Faure, 1986) → na prática, basta-sedeterminar as razões isotópicas do Pb e plotá-las no gráfico (Fig. 18.4 do Faure,1986)

Diagrama Concórdia

-o decaimento do U produz dois geocronômetros independentes. Quando o mineraldatado permaneceu fechado para o U e quando as correções apropriadas são feitaspara o Pb incorporado no mineral de sua formação, os dois geocronômetros dãodados concordantes.*o decaimento do 238U para 206Pb como um função do tempo pode ser reescritacomo:206Pb/238U* = eλ238t - 1 (eq. 1)

(206Pb/204Pb)f - (206Pb/204Pb)ionde 206Pb/238U* = ------------------------------------------ (238U/204Pb)

*o decaimento do 235U para 207Pb é expresso similarmente:



207Pb/235U* = eλ235t - 1 (eq. 2)

-um mineral portador de U que satisfaça todas as condições de datação produzdados concordantes pela solução dessas equações*sendo assim, é possível reverter o procedimento e usar as duas equações paracalcular conjuntos de razões 206Pb/238U* e 207Pb/235U* para valores específicosde "t"*estas são as coordenadas de pontos representando o sistema U-Pb que tem dadosconcordantes nas coordenadas 206Pb/238U* (ordenada) e 207Pb/235U* (abscissa).As equações 1 e 2 entretanto são equações paramétricas de uma curva que é o"locus"de todos sistemas U-Pd concordantes, denominada "concórdia" (Wetherill,1956, in Faure, 1986) → box 6.1 do Rollinson e figura 6.7

-entretanto, muitos dados mostram-se discordantes, decorrentes do fato de que omineral não se manteve como um sistema fechado*sistemas U-Pb discordantes podem ser interpretados através do diagramaconcórdia → perda episódica, difusão contínua de Pb, perda de água capilar eintemperismo químico, e de mistura

a) perda episódica (Wetherill, 1955/1956) → as razões radiogênicas 206Pb/238U e207Pb/235U de amostras cujas concentrações de U e Pb tem sido alteradas formamuma reta "discórdia", que intersecta a concórdia no ponto representando a idade daamostra → a alteração dos sistemas U-Pb pode involver perda de Pb como tambémganho de U e pode resultar de um episódio de metamorfismo

b) difusão contínua (Tilton,1960) → plotou todos os resultados tendo uma idade >2300 Ma, onde o intercepto superior passava por 2800 Ma e o inferior por 600 Ma →Tllton concluiu que o intercepto inferior era artificial e que o Pb radiogênico eraperdido por difusão volumétrica contínua

c) perda de água capilar e intempersimo químico → quando o intercepto inferiorpassa pela origem, admite-se que a perda de Pb radiogênico é recente (lixiviaçãosupérgena recente)

d) mistura (Allégre, 1967) → observou que a ocorrência de duas gerações de ummesmo mineral, cristalizados em épocas diferentes, o alinhamento dos pontos sobrao diagrama Concórdia representaria uma reta de mistura → modelo elaborado apartir de rochas granulosas. Dois outros exemplos: crescimento secundário e não-homogeneidade da distribuição de urânio observada em zircões

-o conceito concórdia tem sido estendido para incluir combinações dos esquemasde decaimento Th-Pb com U-Pb. A concórdia 208Pb/232Th vesus 207Pb/235U éespecialmente útil. Entretanto a concórdia 208Pb/232Th vesus 206Pb/238U mostraque os interceptos da discórdia tem erros elevados, o que a torna não muito útil.

Diagramas isocrônicos



-os sistemas U-Pb e Th-Pb podem também ser interpretados através de diagramasisocrônicos semelhantes aos usados pelo método Rb-Sr. Em geral, isócronas U-Pbde amostras de rocha total não são possíveis por causa da extensiva perda de U.No entanto, isócronas Th-Pb são úteis porque o Th não é tão móvel sob condiçõespróximas à superfície como o U. Isócronas Pb-Pb em coordenadas de206Pb/204Pb e 207Pb/204Pb são usadas com freqüência por não serem afetadaspor perdas recentes de U ou Pb e porque somente as razões isotópicas de Pb sãorequeridas para datação → bons resultados obtidos por Rosholt and Bartel (1969)em granitos

Análise de zircões

-o diagrama concórdia é menos utilizado com sucesso para a interpretação deidades discordantes de pequenas amostras compostas de misturas de grãos dezircão com diferentes histórias geológicas. No entanto, técnicas como purificação eanálise de grãos simples ou mesmo fragmentos podem revelar cronologias deeventos que não podem ser resolvidas por grandes amostras, tipicamentecompostas de milhares de grãos → método de abrasão, dissolução, método do grãoindividual por análise em microssonda iônica-diversos modelos “simples” são elaborados para explicar as discordânicas deidades isotópicas U,Th-Pb em zircões e de outras fase minerais. A realidade écontudo mais complexa. Zircão é extremamente resistente a todas as formas dealteração e pode sobreviver a vários ciclos tectono-metamórficos. Seu cronômetrofácil de perturbar, parece no entanto muito difícil de “zerar” (perda total de Pbradiogênico)



MÉTODO RUBÍDIO-ESTRÔNCIO

INTRODUÇÃO

-1906/Campbell & Wood → demonstraram a radioatividade do Rb-1937/Hahn et al.; Mattauch → identificaram o 87Rb como isótopo radioativoocorrendo naturalmente-1943/Hahn et al. → primeira determinação de idade-1950/Nier → análise isotópica

1- GEOQUÍMICA

-Rb (Z=37: 1,48 Å) e K(1,33 Å) → raios idênticos similares →substituição em K-minerais*2 isótopos: 85Rb = 72,1654%

87Rb = 27,8346%

87Rb → 87Sr + β- + ν- + Q (emissão de β-)com ν- é anti-neutrino e Q energia de decaimento

-Sr (Z=38: 1,13 Å: coordenação 8) e Ca (0,99Å: coordenação 6 e 8) → substituiçãoem Ca-minerais*minerais de Sr → estroncianita (SrCO3) e celestita (SrSO4) em depósitoshidrotermais*4 isótopos: 88Sr = 82,53%

87Sr = 7,04% 86Sr = 9,87% 84Sr = 0,56%

as abundâncias dos isótopos de Sr são variáveis devido à formação de 87SrradiogênicoRazão isotópica Massa Abundância87/88 = 0,08465 87 0,0699186/88 = 0,11940 86 0,0986184/88 = 0,00675 84 0,0055788/88 = 1,00000 88 0,82540

-durante a cristalização fracionada de magma Sr se concentra no plagioclásio e Rbna fase líquida → Rb/Sr aumenta gradualmente no curso da cristalizaçãoprogressiva

2- EQUAÇÃO DA IDADE

1 (87Sr/86Sr)f - (87Sr/86Sr)it = ------ ln ( 1 + --------------------------------------------) eq. 1 λ (87Rb/86Sr)f

com λ Rb = 1,42 x 10-11 anos-1 (Steiger and Jäger, 1978)



e (87Rb/86Sr)f e (87Sr/86Sr)f as razões atuais obtidas por espectrometria de massa

-o cálculo das idades convencionais é feito a partir da equação 1, para um valorapropriado escolhido para a razão inicial 87Sr/86Sr → entretanto, as idades assimobtidas, ditas convencionais, dependem grandemente do valor acima referido edevem ser encaradas com muito cuidado

4- DIAGRAMAS ISOCRÔNICOS

-suítes de rochas ígneas comagmáticas podem ter razões Rb/Sr suficientementevariadas para produzir isócronas cujas inclinações em muitos casos registram otempo de cristalização inicial

-a partir dos diagramas isocrônicos, além de se obter uma idade representativa doevento geológico atuante, é possível determinar a razão inicial 87Sr/86Sr dosagrupamentos de amostras cogenéticas → pâmetro genético importante nacaracterização da evolução geológica regional → As razões iniciais 87Sr/86Sr sãousadas para caracterizar o tipo de material que deu origem às rochas*ademais, a construção de diagramas isocrônicos permite verificar a colinearidadeou dispersão dos pontos analíticos com relação à isócrona traçada

-níveis de corte (Snelling, 1976) para distinção entre isócronas e errócronasN° 3 4 5 6 7 8 9 10 12 14MSWD 3,92 3,07 2,68 2,45 2,29 2,18 2,09 2,02 1,91 1,83

a) Datação de rochas ígneas e metamórficas

-as idades obtidas no diagrama isocrônico tem sido interpretadas como indicativasdos episódios formadores de rocha, por cristalização magmática ou recristalizaçãometamórfica, durante os quais ocorreu a homogeneização isotópica do Sr. Talfenômeno ocorre sempre que a temperatura ultrapassa 250° a 300°C, durante certotempo, por causa da mobilidade facilitada do Sr nas fases potássicas, cujo retículocristalino não lhe é propício. Assim os átomos de Sr intercambiam-se nas fasesminerais de uma rocha, embora não haja necessariamente perda de Sr pelo sistemacomo um todo. As fases minerais mantêm seu nível global de Sr, condicionadopelas suas propriedades termodinâmicas e pela disponibilidade global do elementona rocha, entretanto o intercâmbio generalizado dos átomos de Sr faz com queocorra homogeneização isotópica ao nível da rocha total, processo que termina como resfriamento regional.

-o significado das idades isocrônicas é portanto função da história térmica dasrochas datadas. As idades Rb-Sr em rocha total tem sido associadas ao processopetrogenético que originou as principais paragêneses minerais observadas nasrochas durante um evento geológico (por exemplo: cristalização mag-mática,anatexia, metassomatismo, metamorfismo, diagênese, etc.)

b) Datação de rochas sedimentares não metamorfisadas

-minerais autigênicos → glauconita



-folhelhos com baixo teor em micas e feldspatosdatação de 4 frações:*rocha total*fração fina (<2µm) *resíduo

*lixiviado com HCl

-minerais detríticos → provenança → rocha fonte*problemas → várias rochas fontes → idade mista sem significação

5- SISTEMÁTICA ISOTÓPICA DAS MISTURAS DE DOIS COMPONENTES

-processos: mistura de dois sedimentos numa bacia; contaminação de magmamantélico por rochas crustais; migmatitos de injeção*composições químicas e isotópicas das misturas podem ser relacionadas pelosmodelos de mistura simples

-tratamento de dados → modelo de dois componentes assume que as composiçõesdas misturas resultantes não são modificadas por reações ou processos posterioresà mistura

-o plote das razões isotópicas versus Sr forma uma hipérbole e versus 1/Sr uma reta→ existe uma equação que permite o cálculo das concentrações dos membros finais

-mistura de dois componentes tendo diferentes razões Rb/Sr e 87Sr/86Sr produzemisócronas fictícias, sem significação geológica

6- GEOLOGIA ISOTÓPICA DO Sr EM METEORITOS E ROCHAS ÍGNEASTERRESTRES

-composição isotópica do Sr tem mudado continuamente desde a nucleossíntesedevido ao decaimento do 87Rb

87Sr/86Sr ~ (87Rb/86Sr) λ → é proporcional à razão Rb/Sr*atualmente → grande heterogeneidade*primordialmente → grande homogeneidadediversificação da composicão isotópica do Sr → diferenciação geoquímica da Terra

-evolução do Sr na Terra através do tempo → problema de processos geológicosdestruírem continuamente rochas antigas e recombinar o material para formar novasrochas

-importânica do estudo → registro de idades pretéritas e informação da históriageoquímica

CURVA DE EVOLUÇÃO DO Sr (fig. 10.4)



BABI (melhor RI de acondrito basáltico)t = 4,50 ± 0,07 x 109 anos

-ocorreu em diferentes taxas na crosta continental e manto

-formação da crosta continental → diferenciação interna do manto → gnaissesgraníticos de 3,7 Ga, com RI=0,700 a 0,702 → essas rochas foram derivadas domanto um pouco antes de sua cristalização-Sr no manto é isotopicamente heterogêneo → partes do manto foram depletadasem rB em relação ao Sr

-datação de rochas vulcânicas → determinação das variações sistemáticas dasrazões 87Sr/86Sr e composições químicas → explicação pela teoria da tectônica deplacas*vulcanismo continental → razões mais variáveis → interações dos magmas comrochas graníticas velhas ou podem resultar da geração de magmas pela fusão derochas crustais

7- GEOLOGIA ISOTÓPICA DO Sr EM ROCHAS SEDIMENTARES

-intemperismo químico de rochas ígneas e metamórficas → lançou Sr em solução,tendo a razão isotópica do Sr menor que das rochas → resitência maior dasmuscovitas e K-feldspatos em comparação ao plagioclásio e calcita → formação denovos minerais tendem a abaixar os dados isocrônicos das rochas alteradas (RT)

-em geral, a concentração e composição isotópica de Sr em ambientes continentaisrefletem as rochas fontes → estudo de provenança, movimento e misturas de águas

-carbonatos não marinhos e evaporitos preservam as razões 87Sr/86Sr dos lagosonde foram precipitados

-variações estratigráficasd no valor dessa razão registram mudanças na geologia dabacia de drenagem, tais como atividade vulcânica, erosão do embasamentocristalino ou formação de bacias subsidiárias pelo abaixamento dos níveis de água

-87Sr/86Sr de oceanos modernos é de 0,70906 ± 0,00033 e parece ser constantemundialmente

-carbonatos marinhos indicam que a razão 87Sr/86Sr dos oceanos variamsitematicamente através do Fanerozóico, mas tem sido aparentemente constanteem oceano aberto num dado tempo

- variações → podem ser explicadas na mudança de proporções de sr de diferentesfontes-87Sr/86Sr de sedimentos não carbonáticos depositados em oceanos variamsistematicamente em escala regional e refletem idades e razões Rb/Sr das rochasfontes. Sob condições favoráveis, as frações não carbonáticas podem ser tratadas



como misturas de dois componentes (ex: produtos de intemperismo de rochassiálicas velhas e de rochas vulcânicas jovens de composição basáltica)



MÉTODO SAMÁRIO-NEODÍMIO

1- GEOQUÍMICA

-Nd (Z=60; 1,08 Å) e Sm (Z=62; 1,04 Å) → elementos terras raras leves do GrupoIIIB → raio diminui com o aumento do número atômico*abundância no sitema solarNd= 8,36x10-1 átomos de silícioSm= 2,61x10-1 átomos de silícioSm/Nd= 0,31 no sistema solar, enquanto que em rochas e minerais terrestres variade 0,1 a 0,5*alto teor em bastnaesita (CeFCO3), monazita (CePO4) e cerita((Ca,Mg)2(Ce)8(SiO4)7.3H2O)*elementos traços em minerais formadores de rocha e em acessórios (apatita,zircão, monazita, etc)

-concentrações de ambos Sm e Nd em silicatos formadores de rocha aumentam naseqüência na qual eles cristalizam no magma de acordo com a série de reações deBowen → aumentam nas séries consistindo de olivina, piroxênio, anfibólio, biotita eem feldspatos variando de plagioclásio a K-feldspato*apatita e monazita tem altas concentrações de Sm e Nd, mas suas razões Sm/Ndnão diferem apreciavelmente dos outros minerais formadores de rocha*alguns minerais têm considerável grau de seletividade:feldspato, biotita e apatita concentram TR levespiroxênio, anfibólio e granada concentram TR pesadas

-em geral o Nd é concentrado relativamente ao Sm no curso da cristalizaçãofracionada do magma e rochas crustais típicas tem razões Sm/Nd menores que asrochas derivadas do manto superior*similarmente como líquidos silicáticos formados pela fusão parcial das rochas nomanto ou crosta da Terra, a fase líquida é enriquecida em Nd em relação ao Sm →causa é que Nd tem raio iônico maior, o que lhe dá um potencial iônico menor(carga/raio), e conseqüentemente Nd forma ligações iônicas mais fracas, que sãomais facilmente quebradas que aquelas do Sm

2- METODOLOGIA

-os primeiros resultados de datação isotópica através do método Sm-Nd foramobtidos em meteoritos (Lugmair et al., 1975). Dos sete isótopos do Sm, somente o147Sm tem meia-vida cerca de 1011 anos) suficientemente curta para produzirpequenas diferenças, mas mensuráveis, na abundância do 143Nd sob intervalos detempo de 108 anos ou mais. Tal fato provê a base da técnica Sm-Nd dedeterminação de idade

-o método Sm-Nd tem sido aplicado na datação de rochas e minerais terrestres. Oprincipal contraste entre os mêtodos Sm-Nd e os métodos Rb-Sr e U-Pb jaz na



coerência geoquímica do Sm e Nd → sendo ambos elementos terras raras leves,não são fracionados em grande escala pelos processos crustais*entretanto a meia-vida longa do 147Sm (1,06 x 1011 anos) e o intervalocomparativamente restrito observado nas razões Sm/Nd na maioria das rochascrustais impõem limitações ao uso do método → porém o método tem grandeaplicação na datação de rochas muito antigas e de rochas básicas e ultrabásicas

-apesar das idades precisas de rochas Arqueanas serem importantes para o estudodos processos geológicos precoces na história da Terra, a contribuição maissignificativa dos estudos em rocha total é a razão isotópica inicial de Nd*Nd é enriquecido em relação ao Sm durante os processos magmáticos queconduzem à formação de crosta siálica a partir do manto superior → a crostacontinental é um reservatório enriquecido em terras raras leves comparada aomanto superior*tendo o manto superior e a crosta continental evoluído com razões Sm/Ndrelativamente alta e baixa, respectivamente, segue que as razões iniciais de Ndpodem prover um critério útil para a caracterização da região fonte das rochas, emanalogia com os outros métodos

-o método Sm-Nd é melhor aplicado na datação de rochas ígneas básicas eultrabásicas, enquanto que o método Rb-Sr nas rochas ácidas e intermediárias*os elementos terras raras são menos móveis que os alcalinos e alcalinos terrososdurante o metamorfismo regional, alteração hidrotermal e intemperismo químico →conseqüentemente, algumas rochas podem ser eventualmente datadas pelo métodoSm-Nd, mesmo que elas tenham ganho ou perdido Rb e Sr de forma considerável*o método Sm-Nd pode ser usado para datar rochas que não são adequadas aométodo Rb-Sr, por causa das baixas razões Rb/Sr ou o sistema não tenhapermanecido fechado para Rb ou Sr

-considerando que os processos crustais não modificam sensivelmente as razõesisotópicas iniciais do Nd das rochas, é possível datar e caracterizar os precursoresde rochas metamórficas, em rocha total

-em virtude da discrepância entre os resultados Sm-Nd, Rb-Sr e U-Pb em algumasrochas metamórficas, tem-se datado diferentes fases minerais pelo método Sm-Nd*existem dois motivos principais para datar fases minerais individuais: obter umaidade mais precisa para estender o intervalo da razão Sm/Nd, e para detalharhistórias polimetamórficas e de resfriamento em amostras cujos minerais são maisjovens que as rochas hospedeiras*o requisito para datar minerais pelo método Sm-Nd é que estes minerais sejamenriquecidos em terras raras pesadas ou tenham razões Sm/Nd maiores. Aprincípio os minerais passíveis de serem datados pelo método são olivina,hornblenda, granada, zircão, apatita e titanita

3- DETERMINAÇÃO DAS IDADES

-as determinações são feitas pela análise de minerais separados ou suítescogenéticas de rochas cujas razões Sm/Nd variem suficientemente para definir umainclinação de uma isócrona nas coordenadas 143Nd/144Nd e 147Sm/144Nd. Os



procedimentos interpretativos inerentes aos diagramas isocrónicos do sistema Rb-Srsão igualmente aplicáveis ao método Sm-Nd

-à semelhança dos outros métodos isotópicos, a idade convencional é descrita pelaequação:

1 (143Nd/144Nd )f - (143Nd/144Nd )it = ----- ln 1 + ---------------------------------------------------- (147Sm/144Nd)f

com (147Sm) = 6,54 x 10-12 anos-1(143Nd/144Nd)f e (147Sm/144Nd)f são as razões isotópicas obtidas porespectrometria de massa

-a razão 143Nd/144Nd da Terra como um todo tem aumentado com o tempo porcausa do decaimento do 147Sm para 143Nd → seu aumento em função do tempopode ser descrito por um modelo baseado na razão Sm/Nd e sua razão143Nd/144Nd primordial

-a evolução isotópica do Nd na Terra é representada por um modelo que assumeque a razão Sm/Nd da Terra é igual a dos meteoritos condríticos*Jacobsen and Wasserburg (1980) analisaram 5 condritos e o acondrito Juvinas edeterminaram que estes meteoritos tem uma razão Sm/Nd média de 0,1967 eusaram este resultado para calcular a razão 143Nd/144Nd de um reservatóriocondrítico no tempo assumindo a idade da Terra como 4,6 Ga.*tal evolução isotópica é descrita em termos de um modelo chamado CHUR(DePaolo and Wasserburg, 1976), sigla de reservatório condrítico uniforme. Estemodelo assume que o Nd terrestre tem evoluído num reservatório uniforme cujarazão Sm/Nd é igual a dos meteoritos condríticos*o valor atual da razão 143Nd/144Nd do CHUR é 0,512638, normalizado para arazão 146Nd/144Nd de 0,7219. Esta informação nos permite calcular a razão143Nd/144Nd do CHUR em qualquer tempo t pela equação:

ItCHUR = IoCHUR - (147Sm/144Nd )CHUR x ( e t - 1 )

ICHUR = razão 143Nd/144Nd do CHUR atualmente = 0,512638

-fusão parcial do CHUR produz magmas com razões Sm/Nd inferiores ao CHUR*o resíduo sólido que permanece tem razões Sm/Nd maiores que o CHUR. Porconseguinte, estas regiões empobrecidas nas TR leves ou razões Sm/Nd maiorestêm razões 143Nd/144Nd maiores que o CHUR atualmente*as partes do reservatório condrítico que permanecem não perturbadas peloseventos formadores de magmas contêm Nd cuja composição isotópica evoluiria seminterrupção até o presente



-conforme sua origem, é possível então calcular as idades modelo TCHUR pelainterseção da linha de crescimento isotópico de uma rocha crustal coma linharepresentando o CHUR*a inclinação é proporcional à razão 147Sm /144Nd. A equação para o cálculo daidade modelo é:

1 (143Nd/144Nd )f - (143Nd/144Nd)CHURTCHUR = ------ ln [ ---------------------------------------------------- + 1 ] λ (147Sm/144Nd)f - (147Sm/144Nd)CHUR

sendo (147Sm/144Nd)CHUR = 0,1967

-idades modelo podem ser calculadas relativas a um reservatório empobrecido cujarazão Sm/Nd foi aumentada pela formação de uma fusão parcial num episódioanterior*para este propósito o reservatório empobrecido de acordo com Michard etal. (1985)é assumido de ter uma razão 147Sm/144Nd de 0,222*idades modelo TDM são simplesmente uma expressão de como suas respectivasregiões fontes podem ter razões de terras raras diferentes daquelas do CHUR →neste caso as idades modelo TDM são calculadas pela equação

1 (143Nd/144Nd)f - (143Nd/144Nd)CHURTDM = ----- ln [ --------------------------------------------------- + 1 ] λ (147Sm/144Nd)f - 0,222

-tal como muitas idades modelos, elas são facilmente calculadas, mas demandamcuidados na interpretação*é possível comparar as razões iniciais de rochas ígneas e metamórficas na crostada Terra com as correspondentes razões 143Nd/144Nd do CHUR no tempo decristalização "t" das rochas e também no tempo atual (t = 0)*como as diferenças nas razões isotópicas são muito pequenas, DePaolo andWasserburg (1976) introduziram os parâmetros epsilon ε conforme definidos abaixo:

( 143Nd/144Nd )inicialλ tCHUR = [ ------------------------------- - 1 ] x 104

ItCHUR

( 143Nd/144Nd)medidoεtCHUR = [ --------------------------------- - 1 ] x 104

εCHUR

*um valor positivo de ε indica que as rochas foram derivadas de um sólido residualno reservatório (manto empobrecido) → tais partes do reservatório são ditas



empobrecidas em elementos litófilos de íon grande (LIL), que são preferencialmentefracionados na fase liquída da fusão parcial*um valor negativo de epsilon indica que as rochas foram derivadas de fontes quetinham razões Sm/Nd menores que o reservatório condrítico (manto enriquecido)*quando o valor de epsilon é zero, a composição isotópica do Nd na rocha éindistinta daquela do reservatório condrítico → o que indica que estas rochaspoderiam ter sido derivadas diretamente do mesmo.

-idades modelo tem sido aplicadas para rochas sedimentares, onde uma vez maissua utilidade depende se as razões Sm/Nd de um sedimento é similar aquela darocha fonte*as idades modelos de sedimentos provêm uma estimativa do seu terreno fonte*McCulloch and Wasserburg (1978) introduziram este enfoque e mostraramevidência que os processos de erosão, sedimentação e metamorfismo nãofracionam as terras raras significativamente

GEOLOGIA ISOTÓPICA DE Sm E Nd EM ROCHAS ÍGNEAS

-composições isotópicas de Nd e Sm têm dado uma nova visão aos problemascomplexos da origem de magmas e a formação de rochas ígneas*”Mantle Array” → plote das razões isotópicas de Nd versus Sr → correlaçãonegativa nos basaltos das meso-oceânicas (MORBs) → rochas derivadas do mantosuperior provavelmente não afetadas por contaminação recente com material crustal(Wilkison, 1982)*rochas vulcânicas de ilhas oceânicas, zonas de subducção e continentes diferemda “Mantle Array” → função da petrogênese de cada província

-correlação negativa das razões isotópicas de Sr e Nd em rochas ígneas indicaclaramente que o magma é gerado de rochas fontes com diferentes razões Rb/Sr eSm/Nd cusada por eventos prévios de formação de magma

-correlação das razões em ígneas continentais → contaminação dos magmas porcrosta siálica mais velha

GEOLOGIA ISOTÓPICA DO Nd EM ROCHAS SEDIMENTARES

- Sm/Nd de rochas sedimentares detríticas de grão fino são similares às razões desuas rochas fontes → intemperismo químico, transporte, deposição e diagênese nãoalteram as razões Sm/Nd de sedimentos → enquanto Rb/Sr tende a aumentar porcausa da adsorção preferencial de Rb nos argilo-minerais

-idades modelo CHUR de folhelhos são similares as das rochas fontes → Rb-Srmodelos se aproximam da idade de deposicão

-resistência das razões Sm/Nd permite-nos tratar idades modelo de rochassedimentares detríticas como idades de residência crustal



-a diferença entre idades de residência crsutal e idade deposicional é aumentadaquando detritos vulcanogênicos jovens são misturados com sedimentos terrígenosvelhos durante deposição (daí ser TCHUR ou TDM idades médias)

-a composição isotópica do nd na água do mar varia regionalmente ao longo dosoceanos maiores, por causa da idade e das razões sm/Nd nas áreas fontes (ex:razão isotópica de Nd no oceano Atlântico é menor que no Pacífico → diferenças nageologia dos continentes)

-o tempo de residência de Sm e Nd nos oceanos é cerca de 300 anos → que explicaporque Nd não é isotopicamente homogeneizado pela mistura nso oceanos (istorequer 1000 anos ou mais)

-carbonatos e fosfatos marinhos contêm Nd derivado da água de onde foramdepositados → podem ser usados para medir as razões isotópicas de Nd através dotempo → também conodontes (180 ppm Nd)

-oceanos Atlântico e Pacífico evoluíram independentemente depois da quebra doPangea no Mesozóico

-interação da água do mar com rochas vulcânicas altera a razão 143Nd/144Nd menosefetivamente que 87Sr/86Sr.

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GEOCRONOLOGIA AVANÇADA - geobrasil.netgeocron.pdf · * os poucos radioisótopos de longa vida, utilizados em radiometria, são portanto os únicos sobreviventes instáveis desse