PRINCÍPIOS DA GEOCRONOLOGIA Equações básicas

NUCLEOSSÍNTESE

• A nucleossíntese é o processo de criação de novos núcleos atômicos a partir dos núcleos pré-existentes (prótons e nêutrons).

Pode ser definida como: o conjunto de reações

nucleares que tem lugar nas estrelas para

fabricar elementos mais pesados.

ISÓTOPOS ESTÁVEIS

• Hidrogênio

• Oxigênio

• Carbono

• Boro

• Lítio

Usamos o fracionamento destes isótopos

para entender mudanças geológicas ou

processos geológicos

BETA - MINUS DECAY

• Transformação de um nêutron em um próton + um elétron

BETA PLUS DECAY

• Parecido com o Beta Decay: só que um próton transforma em um nêutron com a captura de um elétron

MEIA VIDA

Esse termo refere-se

ao tempo necessário para que

metade dos átomos presentes

em uma amostra radioativa

desintegre-se.

Meia-vida, também conhecida

como período de

semidesintegração, é

o tempo necessário para que

metade do número de átomos

do isótopo radioativo presente

em uma amostra desintegre-

se.

GEOCRONOLOGIA USAMOS ISÓTOPOS RADIOGÊNICOS

• Medimos a quantidade relativa de isótopo pai e isótopo filho e fazemos uso da sua constante de decaimento para datar eventos geológicos

U => Pb com constante de

decaimento de 1.55 x 10 -10 /ano

Qual seria o par isotópico

mais adequado?

Vamos voltar a AULA 1

EQUAÇÃO FUNDAMENTAL

dN/dt = −λN

EQUAÇÃO FUNDAMENTAL

Faz uso da constante de decaimento radiativo para cálculo

de idades

O decaimento radioativo é independente de todo e

qualquer processo externo

A idade de um material pode ser definida a partir da

quantidade de átomos filho que descaíram do pai

radioativo e a sua constante de decaimento

dN/dt = -lN [eq. 1]

Quanto mais isótopo filho ????

Quanto mais isótopo filho ????

U => Pb com constante de decaimento de 1.55 x 10 -10 /ano

O número de isótopos filhos radiogênicos (D *) produzidos a partir do

decaimento do isótopo pai desde a data de formação da amostra é

dado por

N = ISOTOPO PAI => DECAI PARA => D = ISOTOPO FILHO

D * = N0 - Nt [eq. 2]

D * é o número de átomos filhos produzidos pelo decaimento do átomo

pai N

Nt é o numero de isótopos pai na amostra (no tempo t)

N0 é o número inicial de isótopos pai

O número total de átomos

filhos, D, em uma amostra é

dado por

D = Do + D * [eq. 3]

D = Do + No – N [eq. 4]

Pb = Pb0 + U0-Ut

D * = No - N [eq. 2] E D = Do + D * [eq. 3]

Isótopo comum ou inicial

Pb0 é quantidade de isótopo filho que seria incorporada durante a

cristalização da amostra:

O isótopo filho é comumente chamado de :

Isótopo radiogênico

NOSSA EQUAÇAO FUNDAMENTAL

• NOSSA EQUAÇÃO FUNDAMENTAL >>> D = Do + No – N

• DE ONDE VEM O TEMPO NESTA EQUAÇÃO ?

• COMO EU USO ESTA EQUAÇÃO PARA CHEGAR NA IDADE DOS MATERIAIS GEOLOGICOS ?

ZIRCAO = Rico em Urânio

U = 20 a 600 ppm

U => Pb*

Pb* = U0 – U

Pb = Pb* + Pb0

Pb = Pb0 + U0-Ut

Com a integração de eq. 1

Substituindo [eq.1] e [eq. 2] em [eq. 5]

simplificando [eq. 6]

NOSSA EQUAÇÃO FUNDAMENTAL >>> D = Do + No – N

COMO CONVERTER AS RAZOES EM IDADES?

ISÓCRONA E CONCORDIA

• São diagramas de regressão de dados isotópicos

Em geral, se um número suficiente de medições para minerais comagmáticos e rochas com

diferentes razões Rb / Sr constituem uma linha reta (isócrona) no diagrama (87Sr / 86Sr) vs.

(87Rb / 86Sr), podemos obter a idade a partir da inclinação da isócrona.

É geralmente entendido que as seguintes suposições

devem ser satisfeitas para formar um isócrono:

a) Todos os minerais de amostra ou amostras de

rocha inteira tinham o mesmo 87Sr / 86Sr inicial -

quando a rocha foi formada.

b) As amostras preservaram um sistema fechado.

PLAGIOCLASIO

CLINOPIROXENIO

ROCHA TOTAL

NOTE A VARIACAO

DAS RAZOES

CPX rico em Sm

PLAG rico em Nd

Zircão

Monazita

Titanita

Apatita

Rutilo

Calcita

Granada

Rico em Pb e não tem U

Analises de Pb mostram a

composição inicial de Pb do

magma que deu origem a

rocha

Rico em Rb e tem Sr

Analises de Rb/Sr mostram a

composição inicial de Pb do

magma que deu origem a

rocha e a Idade da rocha

através da isócrona

Granada –

Deposito de Skarns

Cristalização Ignea

Idade de Metamorfismo

Monazita

Mineralização de Ouro e Cobre

Deposito de Skarns

Veios Hidrotermais

Cristalização Granitoids – rochas felsicas

Idade de Metamorfismo

Titanita

Mineralização de Ouro e Cobre

Deposito de Skarns

Cristalização de rochas intermediarias a máficas

Idade de Metamorfismo

Apatita

Deposito de fosfatos

Cristalização de rochas intermediarias a felsicas

Idade de Metamorfismo

Deposição de rochas sedimentares marinhas

Idades de falhas preenchidas

Reservatórios de petróleo

Idade de fósseis

Idade de cavernas antigas

Veios hidrotermais

Mineralizações de cobre zinco e ouro

AULA 3

• As equações básicas de geocronologia

• Diagramas de Isócronoa

• Diagramas concorida