Geocronologia

Ariadne do Carmo Fonseca
"GEOCRONOLOGIA AVANÇADA"
Objetivos: fornecer uma relação completa dos métodos geocronológicos vigentes e
capacitar nas técnicas interpretativas dos dados geocronológicos
Programa
1- Desenvolvimento da Geologia Isotópica
1.1- A idade da Terra
1.2- A descoberta da radioatividade
1.3- Impacto na geologia
1.4- Fracionamento dos isótopos estáveis
2- Conceito Físico
2.1- Estrutura interna do átomo
2.2- Decaimento radioativo
2.3- Espectrometria de massa
3- Os Métodos de Datação
3.1- U, Th-Pb e Pb comum
3.2- Rb-Sr
3.3- Sm-Nd, Lu-Hf e Re-Os
3.4- K-Ar e Ar-Ar
3.5- Traços de fissão
3.6- 14C e Outros
4- Aplicação de cada Método em Rochas Terrestres e Meteoritos
5- Os radioisótopos como traçadores na elucidação dos eventos geológicos
6- Exemplos Brasileiros
BIBLIOGRAFIA
FAURE, 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 tem
atrevidamente tentado arrancar-lhe um segredo que é proverbialmente bem
guardado”
Arthur Holmes, 1913
- primeiras noções de história da Terra → padres e filósofos de civilizações antigas
ex.: 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 o
Grande Dilúvio e todas as outras feições da superfície da tera resultaram de
eventos catastróficos → Princípio do Catastrofismo
- 1785/ James Hutton (Teoria da Terra) → nascimento da Geologia → os fenômenos
que teriam determinado a evolução da Terra seriam os mesmos que podemos
observar atualmente → Princípio do Uniformitarismo
- 1862/ Lord Kelvin → primeiras estimativas da idade da Terra pelo modelo de
esfriamento → idade entre 20 e 40 Ma
* oposição de Huxley (1869), Geikie (1892) e Chamberlin (1899) baseados em
evidências geológicas
* o Princípio do Uniformitarismo, tal como é concebido em nossos dias, continua
sendo um dos fundamentos de toda interpretação geológica
-1893/ H.S.William → propôs o termo “gocronologia” para descrever a forma
adequada 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 sua
pesquisa sobre fosforescência experimentando sais de urânio
- 1900/ Soddy e Rutherford → equação fundamental do decaimento radioativo
dN / dt = -λN, onde DN/dt é o número de desintegrações por unidade de tempo e λ é
a constante de desintegração
* a equação é exponencial e independente de condições físicas e químicas → o
sinal (-) se deve ao fato que dN/dt diminui quando t aumenta
- 1903/ Curie e Laborde → radioatividade é um processo exotérmico → começou
assim o estudo moderno da história térmica da Terra
* o termo “radioatividade” foi proposto por Marie Curie para caracterizar a radiação
emitida pelo Rádio
- 1900 a 1903/ Soddy e Rutherford, Ramsay e Soddy → desintegração do Urânio
produzia Hélio
- 1904/ Rutherford → acúmulo de Hélio nos minerais de U poderia ser usado para
datar estesminerais
* primeiras tentativas foram decepcionantes (Rutherford e Lord Rayleigh) → He não
era retido nos minerais → idades mínimas de 500 Ma
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- 1907/ Joly → radioatividade poderia fornecer a energia necessária para o
surgimento de montanhas
- 1907/ Bertrand Boltwood → publica os primeiros cálculos de idade da Terra
baseados 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 em
espectrometria 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 dos
tempos geológicos
- descoberta da radioatividade → métodos capazes de datar seqüências
afossilíferas → 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 massa
A=Z+N
- isótopos → átomos de mesmo número de prótons → conseqüentemente possuem
o mesmo número de elétrons → apresentam as mesmas propriedades químicas
- unidade de massa atômica (u.m.a.) → parâmetro criado pelos físicos para
expressar a massa atômica (muito pequena) → por definição a u.m.a. é a massa do
Carbono 12 (por convenção o átomo-grama 126C = 12 g)
então 1 u.m.a. = 12000/N x 1/12 = 1/N g
onde N é o número de Avogadro
1 u.m.a = 1,66 x 10-24 g
- estabilidade do átomo → “força Coulombiana” gera instabilidade interna, anulada
por uma força de ligação (defeito de massa), revelada pelo cálculo da massa
atômica:
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, dos
quais 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 de
prótons e neutrons
238
* a partir daí e até o U 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 existente
foram produzidos pela nucleossíntese galática, no interior das estrelas relativamente
grandes
* os poucos radioisótopos de longa vida, utilizados em radiometria, são portanto os
únicos sobreviventes instáveis desse períoodo; os demais decaíram rapidamente
em isótopos que ocupam a região estável (vale de energia)
Radioatividade Beta (β) resulta de processos que se manifestam pela ejeção ou
absorção, 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 um
átomo. Esse tipo de desintegração só se produz para isótopos com Z > 58 (Cério)
Fissão Espontânea só existe para uma vintena de isótopos naturais, entre aqueles
de um número atômico mais elevado. É o principal modo de decaimento dos
elementos transurânicos sintetizados em laboratório. O 238U é o único isótopo
natural que se desintegra suficientemente rápido para permitir a sua utiliazação na
geocronologia (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 dos
sais de potássio
-1921/ Aston: estudou a composição isotópica do potássio e descobriu os isótopos
39 e 41
-1935/ Nier: identificou o 40K
-1937/ Von Weizsäcker: modos de decaimento do 40K, concluindo nas séries para
cálcio (Ca) e argônio (Ar), baseado parcialmente no fato que a abundância de Ar na
atmosfera é cerca de 1000X maior que a esperada, quando comparada às
abundâncias cósmicas de outros gases nobres→ excesso de 40Ar deveria estar nos
minerais 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 ± 0,0029
40
0,01167 ± 0,00004
41
6,7302 ± 0,0029
P.A.= 39,098304 ± 0,00058 (Garner et al., 1975)
Nier (1950): composição isotópica do Ar
Argônio (Z=18)
Isótopo
%
40
99,6
38
0,063
36
0,337
2. PRINCÍPIOS
40
K
captura β
10,95%
estado excitado
emissão γ
λγ = 0,581 x 10-10 anos -1
40
Ar
9
T1/2 = 1,25 x10 anos
89,05%
40
Ca
emissão β
λβ = 4,962 x 10-10 anos -1
40
Ar* + 40Ca* = 40K (eλt -1)
(*) radiogênico
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λ = λγ + λβ
40
1
λγ + λβ Ar*
t = ------------ + ln ( 1 + -------------------- x ---------)
λγ + λβ
λγ
40
K
onde substituindo-se os valores das constantes de decaimento, temos:
40
Ar*
9
t = 1,804 x 10 ln ( 1 + 9,54 ------------)
40
K
O valor de t assim calculado é a idade do mineral só quando as seguintes
premissas são satisfeitas:
1. nenhum 40Ar* radiogênico escapou
2. o mineral tornou-se fechado para o 40K logo depois de sua formação
40
3. nenhum Ar foi incorporado ao mineral, seja no tempo de sua formação ou
durente evento metamórfico
4. uma correção aproapriada foi feita para a presença de 40Ar atmosférico
5. a composição isotópica do K é normal no mineral e não mudou por fracionamento
ou outros processos, exceto pelo decaimento
6. as concentrações de 40K e 40Ar foram determinadas acuradamente
*minerais para serem datados por K-Ar devem reter todo
devem conter excesso de 40Ar
40
Ar radiogênico e não
- perda de Ar → gás nobre que não forma corpos com outros átomos na rede
cristalina
*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 produzir
mudanças químicas e físicas
*intemperismo químico e alteração
*solução e redeposição de K-minerais solúveis em água (silvita)
*quebra mecânica dos minerais
40
- excesso de Ar radiogênico → mais notável nos minerais de baixo teor de K ou
minerais jovens (ex.: berilo, cordierita, piroxênio e turmalina)
*geralmente observado em minerais que foram expostos à pressão parcial de Ar alta
durante 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
40
Artotal =
λγ
Ari + (--------) x
λ
40
40
K (eλt -1)
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40
Ari →não radiogênico: a) dissolvido no magma, originado pela degasificação de
minerais mais velhaos da crosta ou manto;
b) proveniente de evento de
metamorfismo regional; e c) atmosférico (bordas e fraturas)
*na datação K-Ar convencional, todo excesso de 40Ar é atmosférico e que pode ser
subtraído do 40Artotal na amostra, com base na razão 40Ar/ 36Ar = 295,5
36
- método isocrônico (isócrona 40Ar/ Ar versus 40K/ 36Ar) pode evitar este problema
sob certas circunstâncias:
*minerais cogenéticos e rocha total formam isócrona só quando todas amostras são
fechadas 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, antes
do Ar ser extraído → pré-aquecimento em bomba de vácuo e/ou lixiviação com HF
*isócronas errôneas → rochas de minerais com diferentes temperaturas de
fechamento → retas de misturas sem siginificado geológico
*premissas: (1) todos minerais ou rochas incorporam Ar inicial de mesma
composição isotópica; e (2) os minerais ou rochas são tão ricos em 40Ar radiogênico
que algumas diferenças na razão inicial sejam insiginificantes
4. MINERAIS USADOS E APLICAÇÃO (tabela 6.1 do Faure, 1986)
Rochas
plutônicas e metamórficas de alto grau
Minerais
biotita, muscovita, hornblenda
vulcânicas
sedimentares não metamorfisadas
camadas de bentonita
feldspato, rocha total
glauconita
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 o
tempo de deposição
-idades K-Ar de rochas vulcânicas jovens têm sido usadas para construir a escala
de tempo das reversões do campo magnético da Terra → datação de basaltos do
fundo oceânico e a interpretação dos padrões de anomalia magnética nas bacias
oceânicas → evidência direta do espalhamento do fundo oceânico e da deriva
continental
-excesso de Ar em rochas basálticas, formadas no fundo oceânico à alta pressão ou
por congelamento → razões iniciais muito mais alta que Ar atmosférico →
enriquecimento de 40Ar radiogênico tem sido atribuído à degasificação da Terra
36
*razão 40Ar/ Ar de algumas partes do manto superior depletado tem aumentado no
tempo a valores tão altos quanto 25000 pelo decaimento de 40K
-datação de minerais com diferentes temperaturas de fechamento: determinação
das taxas de resfriamento de blocos cratônicos soerguidos
-dados K-Ar têm sido usados para delinear províncias estruturais e para construir
uma escala de tempo baseada em intervalos de tempo entre episódios gerais de
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formação de montanhas, metamorfismo regional, soerguimento, resfriamento e
subseqüente 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 o
problema de não homogeneidade de amostra e necessidade de medir
acuradamente 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 história
metamórfica compreendeu somente um evento térmico. O método é baseado na
produção de 39Ar a partir do 39K por uma reação (n,p) durante uma irradiação de
neutrons 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 reação
acima, os isótopos de Ar são produzidos por outras reações interferentes a partir do
K, Ca e Cl:
K →
Ca →
Cl →
40ArK
39ArK 38ArK
40ArCa 39ArCa 38ArCa 37ArCa 36ArCa
38ArCl
36ArCl
Em muitas amostras as correções no 40Ar e 36ArCl são pequenas, de modo
que só correções atmosféricas e derivadas do Ca são críticas. Os dados
espectrométricos são corrigidos pelas interferências isotópicas produzidas pelas
várias reações nucleares durante a irradiação
Considerando o fato de que somente o 40Ca produz o 37Ar, são utilizados
sais artificiais irradiados de K e Ca para serem obtidos os fatores de correção. A
idade das amostras é medida em relação a um padrão de referência de idde
conhecida. Recorre-se também a um parâmetro empírico J, que é função do tempo
de irradiação, do fluxo neutrônico de uma certa energia e da seção de choque δ
para a reação ( n, p ) do 39K. A idade da amostra é obtida a partir da equação:
l
t = ----λ
40Arrad
ln ( 1 + --------------- . J )
39Ar
K
λ = 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 ArAr é que o Ar pode ser perdido parcialmente por etapas de aquecimento das
amostras irradiadas. Deste modo, um espectro de dados pode ser calculado a partir
da 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 produzir
espectros de idade tendo um platô formado pela perda de Ar de lugares retentivos a
elevadas temperaturas. Tais dados do platô podem ser iguais ou sensivelmente
menores que o tempo de cristalização. Rochas ou minerais contendo excesso de
40Ar usualmente produzem idades anomalamente velhas em baixas temperaturas,
mas podem não atingir platôs reais em temperaturas mais elevadas. No entanto, o
método 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 do
mineral, um platô pode ser observado no espectro dos dados, mas o resultado
assim obtido excede a idade do mineral.
Diagramas de correlação com os razões 40Ar/36Ar e 39Ar/36Ar medidas
das 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 isotópica
do Ar aprisionado no momento da formação do mineral. A idade é calculada pela
inclinação obtida da reta isocrônica, correspondendo à razão 40Ar*/39Ar. No
cálculo do erro (1###) das idades são considerados os erros analíticos sobre o
gradiente, o fluxo e a incerteza da idade do padrão. As idades totais integradas
Ar/Ar correspondem às idades K/Ar convencionais.
A versatilidade do método Ar-Ar tem sido intensificada pelo uso de lasers
para extrair Ar de grãos individuais de mineral e para demonstrações de que rochas
metamórficas de baixo grau podem ser datadas em circunstâncias favoráveis. Em
adição, os dados coletados rotineiramente por degaseificação em etapas do mineral
permite inferir coeficientes aparentes de difusão e energias de ativação a partir das
quais a temperatura de fechamento pode ser calculada em função da idade do
"platô". Esta extensão do método permite construir curvas de resfriamento para
rochas que tem diferentes minerais portadores de K com diferentes temperaturas de
fechamento.
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MÉTODO U, TH e Pb
1. GEOQUÍMICA
-Urânio(Z=92) e Tório (Z=90)
*série dos actinídios → configurações de elétrons semelhantes → propriedades
químicas similares
*ocorrem na natureza no estado de oxidação tetravalente e seus íons tem raios
similares (U+4 = 1,05 Å, Th+4 = 1,10 Å → os elementos podem se substituir, o que
explica sua corerência geoquímica
* sob condições oxidantes U forma o íon uranila (UO2+2) no qual U tem uma
valência 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 só
no 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 são
concentrados na fase líquida e tornam-se incorporados nos produtos mais ricos em
sílica → rochas ígneas de composição ácida são fortemente enriquecidas em Th e U
comparadas às rochas de composição basálitica e ultramáfica
*concentrações dos três elementos aumentam das rochas basálticas para os
granitos de baixo Ca, ainda que as razões Th/U e U/Pb permaneçam virtualmente
constantes
*granitos de baixo Ca são enriquecidos em Th em relação ao U, talvez devido parte
do U ser removida em soluções aquosas como uranila durante os estágios finais de
cristalização 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 razão
Th/U de 0,77 → O enriquecimento de U das rochas carbonáticas resulta do fato que
U 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 rocha
são uniformemente baixas, da ordem de poucos ppm ou menos (Tab. 18.1 do faure,
1986)
*estes dois elementos ocorrem primariamente em certos minerais acessórios, nos
quais são ou constituintes maiores ou substitutem outros elementos (tais como
uraninita, 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
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U-He: foi o primeiro método usado, descoberto por Rutherford (1904). Entretando,
os primeiros resultados obtidos foram decepcionantes, pois as idades obtidas eram
mais jovens em decorrência da perda de He.
U, Th-Pb químico e Pb-alfa: estes métodos são baseados na premissa de que todo
Pb 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 natureza
física, já que a concentração de Pb é determinada por espctroscopia ótica.
U,Th-Pb isotópico e Pb comum:
estes dois métodos apareceram com oa
construção do espectrômetro de massa de alta resolução. Utilizam razões
isotópicas 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 intermediários
de curta vida do 238 U, 235U e 232Th. 238U, 235U e 232Th são os "pais" de uma
cadeia 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 pode
ser sumarizado como:
238U
235U
232Th
206Pb + 8 4He + 6β- + Q
207b + 7 4He + 4β- + Q
208Pb + 6 4He + 4β- + Q
-o Pb tem quatro isótopos naturais: 208Pb, 207Pb, 206Pb e 204Pb. Os três
primeiros são formados pelo decaimento do U e Th, somente o 204Pb não é
radiogênico e é tratado como um isótopos estável de referência
-a composição isotópica de Pb em minerais contendo U e Th podem ser expressas
na 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 no
mineral, com "f" medida atual e "i" inicial
(238U/204Pb), (235U/204Pb) e (232Th/204Pb) = razões isotópicas atuais
λ1, λ2 e λ3 = constantes de decaimento do 238U, 235U e 232Th, respectivamente
(Tab. 2)
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*as concentrações de U, Th e Pb são geralmente medidas por diluição isotópica e a
composição isotópica de Pb por um espectrômetro de massa
-as equações acima podem ser resolvidas para "t" usando valores razoáveis
assumidos para as razões iniciais de Pb.
1
(206Pb/204Pb)f - (206Pb/204Pb)i
t = ------- ln { ------------------------------------------ +1 }
λ1
(238U/204Pb)
-as outras equações são resolvidas igualmente, resultando em três séries separadas
de decaimento. Estes dados serão concordantes e então representem a idade do
mineral, 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 isotópicas
iniciais 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 fracionamento
isotópico 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 Pb
analisada 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 de
contaminação
-não se possui nenhum meio de distingüir fisicamente esses dois tipos → na prática
existem 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 contaminação
b) amostra com RI baixa (apatita e titanita) → Pbtotal = Pbinicial +Pbcontaminação
*neste caso deve-se determinar o Pbcontaminação pela determinação da razão isotópica
de Pb no feldspato da rocha: como tem pouco urânio, a composição isotópica de
Pb dá uma boa idéia do Pbinicial → problemas, pois isso só é válido se os minerais
forem 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 o
erro 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 para
uma amostra idades concordantes
*isso se dá freqüentemente para apatitas e titanitas
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Ariadne do Carmo Fonseca
*raramente observada em zircões
-sempre que aparece divergência, constata-se que
t(207) > t(206) > t(208)
*a razão parece ser que muitos minerais não são sistemas fechados, mas podem
perder ou ganhar U, Th e Pb depois da cristalização
206
207
O cronômetro Pb - Pb
.
-o efeito da perda de Pb nos dados U-Pb pode ser minimizado pelo cálculo de um
dado baseado na razão 207Pb/206Pb. Esta razão não é afetada pela perda
recente de Pb, quando o Pb que foi perdido tem a mesma composição isotópica do
Pb que permaneceu no mineral sendo analisado. A relação entre a razão
207Pb/206Pb e tempo resulta na diferença das meia-vidas de seus respectivos
"pais".
-a partir das equações de decaimento, chegamos às seguintes equações
207Pb* = 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 é
transcendental. No entanto para cada valor de t, torna-se possível calcular o
membro da direita da equação (Tab. 18.3 do Faure, 1986) → na prática, basta-se
determinar 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 mineral
datado permaneceu fechado para o U e quando as correções apropriadas são feitas
para o Pb incorporado no mineral de sua formação, os dois geocronômetros dão
dados concordantes.
*o decaimento do 238U para 206Pb como um função do tempo pode ser reescrita
como:
206Pb/238U* = eλ238t - 1
(eq. 1)
(206Pb/204Pb)f - (206Pb/204Pb)i
onde 206Pb/238U* = -----------------------------------------(238U/204Pb)
*o decaimento do 235U para 207Pb é expresso similarmente:
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207Pb/235U* = eλ235t - 1
(eq. 2)
-um mineral portador de U que satisfaça todas as condições de datação produz
dados concordantes pela solução dessas equações
*sendo assim, é possível reverter o procedimento e usar as duas equações para
calcular conjuntos de razões 206Pb/238U* e 207Pb/235U* para valores específicos
de "t"
*estas são as coordenadas de pontos representando o sistema U-Pb que tem dados
concordantes 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 o
mineral não se manteve como um sistema fechado
*sistemas U-Pb discordantes podem ser interpretados através do diagrama
concórdia → perda episódica, difusão contínua de Pb, perda de água capilar e
intemperismo químico, e de mistura
a) perda episódica (Wetherill, 1955/1956) → as razões radiogênicas 206Pb/238U e
207Pb/235U de amostras cujas concentrações de U e Pb tem sido alteradas formam
uma reta "discórdia", que intersecta a concórdia no ponto representando a idade da
amostra → a alteração dos sistemas U-Pb pode involver perda de Pb como também
ganho 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 era
perdido por difusão volumétrica contínua
c) perda de água capilar e intempersimo químico → quando o intercepto inferior
passa pela origem, admite-se que a perda de Pb radiogênico é recente (lixiviação
supérgena recente)
d) mistura (Allégre, 1967) → observou que a ocorrência de duas gerações de um
mesmo mineral, cristalizados em épocas diferentes, o alinhamento dos pontos sobra
o diagrama Concórdia representaria uma reta de mistura → modelo elaborado a
partir de rochas granulosas. Dois outros exemplos: crescimento secundário e nãohomogeneidade da distribuição de urânio observada em zircões
-o conceito concórdia tem sido estendido para incluir combinações dos esquemas
de decaimento Th-Pb com U-Pb. A concórdia 208Pb/232Th vesus 207Pb/235U é
especialmente útil. Entretanto a concórdia 208Pb/232Th vesus 206Pb/238U mostra
que os interceptos da discórdia tem erros elevados, o que a torna não muito útil.
Diagramas isocrônicos
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-os sistemas U-Pb e Th-Pb podem também ser interpretados através de diagramas
isocrônicos semelhantes aos usados pelo método Rb-Sr. Em geral, isócronas U-Pb
de 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 condições
próximas à superfície como o U.
Isócronas Pb-Pb em coordenadas de
206Pb/204Pb e 207Pb/204Pb são usadas com freqüência por não serem afetadas
por perdas recentes de U ou Pb e porque somente as razões isotópicas de Pb são
requeridas 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 de
idades discordantes de pequenas amostras compostas de misturas de grãos de
zircão com diferentes histórias geológicas. No entanto, técnicas como purificação e
análise de grãos simples ou mesmo fragmentos podem revelar cronologias de
eventos que não podem ser resolvidas por grandes amostras, tipicamente
compostas de milhares de grãos → método de abrasão, dissolução, método do grão
individual por análise em microssonda iônica
-diversos modelos “simples” são elaborados para explicar as discordânicas de
idades isotópicas U,Th-Pb em zircões e de outras fase minerais. A realidade é
contudo mais complexa. Zircão é extremamente resistente a todas as formas de
alteração e pode sobreviver a vários ciclos tectono-metamórficos. Seu cronômetro
fácil de perturbar, parece no entanto muito difícil de “zerar” (perda total de Pb
radiogênico)
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MÉTODO RUBÍDIO-ESTRÔNCIO
INTRODUÇÃO
-1906/Campbell & Wood → demonstraram a radioatividade do Rb
-1937/Hahn et al.; Mattauch → identificaram o 87Rb como isótopo radioativo
ocorrendo 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 Kminerais
85
*2 isótopos: Rb = 72,1654%
87
Rb = 27,8346%
87
Rb → 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) → substituição
em Ca-minerais
*minerais de Sr → estroncianita (SrCO3) e celestita (SrSO4) em depósitos
hidrotermais
*4 isótopos: 88Sr = 82,53%
87
Sr = 7,04%
86
Sr = 9,87%
84
Sr = 0,56%
as abundâncias dos isótopos de Sr são variáveis devido à formação de 87Sr
radiogênico
Razão isotópica
Massa
Abundância
87/88 = 0,08465
87
0,06991
86/88 = 0,11940
86
0,09861
84/88 = 0,00675
84
0,00557
88/88 = 1,00000
88
0,82540
-durante a cristalização fracionada de magma Sr se concentra no plagioclásio e Rb
na fase líquida → Rb/Sr aumenta gradualmente no curso da cristalização
progressiva
2- EQUAÇÃO DA IDADE
1
(87Sr/86Sr)f - (87Sr/86Sr)i
t = ------ ln ( 1 + --------------------------------------------)
λ
(87Rb/86Sr)f
eq. 1
com λ Rb = 1,42 x 10-11 anos-1 (Steiger and Jäger, 1978)
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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 valor
apropriado escolhido para a razão inicial 87Sr/86Sr → entretanto, as idades assim
obtidas, ditas convencionais, dependem grandemente do valor acima referido e
devem ser encaradas com muito cuidado
4- DIAGRAMAS ISOCRÔNICOS
-suítes de rochas ígneas comagmáticas podem ter razões Rb/Sr suficientemente
variadas para produzir isócronas cujas inclinações em muitos casos registram o
tempo de cristalização inicial
-a partir dos diagramas isocrônicos, além de se obter uma idade representativa do
evento geológico atuante, é possível determinar a razão inicial 87Sr/86Sr dos
agrupamentos de amostras cogenéticas → pâmetro genético importante na
caracterização da evolução geológica regional → As razões iniciais 87Sr/86Sr são
usadas para caracterizar o tipo de material que deu origem às rochas
*ademais, a construção de diagramas isocrônicos permite verificar a colinearidade
ou dispersão dos pontos analíticos com relação à isócrona traçada
-níveis de corte (Snelling, 1976) para distinção entre isócronas e errócronas
N°
3
4
5
6
7
8
9
10
12
MSWD 3,92
3,07
2,68
2,45
2,29
2,18
2,09
2,02
1,91
14
1,83
a) Datação de rochas ígneas e metamórficas
-as idades obtidas no diagrama isocrônico tem sido interpretadas como indicativas
dos episódios formadores de rocha, por cristalização magmática ou recristalização
metamórfica, durante os quais ocorreu a homogeneização isotópica do Sr. Tal
fenômeno ocorre sempre que a temperatura ultrapassa 250° a 300°C, durante certo
tempo, por causa da mobilidade facilitada do Sr nas fases potássicas, cujo retículo
cristalino não lhe é propício. Assim os átomos de Sr intercambiam-se nas fases
minerais de uma rocha, embora não haja necessariamente perda de Sr pelo sistema
como um todo. As fases minerais mantêm seu nível global de Sr, condicionado
pelas suas propriedades termodinâmicas e pela disponibilidade global do elemento
na rocha, entretanto o intercâmbio generalizado dos átomos de Sr faz com que
ocorra homogeneização isotópica ao nível da rocha total, processo que termina com
o resfriamento regional.
-o significado das idades isocrônicas é portanto função da história térmica das
rochas datadas. As idades Rb-Sr em rocha total tem sido associadas ao processo
petrogenético que originou as principais paragêneses minerais observadas nas
rochas durante um evento geológico (por exemplo: cristalização mag-mática,
anatexia, metassomatismo, metamorfismo, diagênese, etc.)
b) Datação de rochas sedimentares não metamorfisadas
-minerais autigênicos → glauconita
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-folhelhos com baixo teor em micas e feldspatos
datação 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 magma
mantélico por rochas crustais; migmatitos de injeção
*composições químicas e isotópicas das misturas podem ser relacionadas pelos
modelos de mistura simples
-tratamento de dados → modelo de dois componentes assume que as composições
das misturas resultantes não são modificadas por reações ou processos posteriores
à 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 produzem
isócronas fictícias, sem significação geológica
6- GEOLOGIA ISOTÓPICA DO Sr EM METEORITOS E ROCHAS ÍGNEAS
TERRESTRES
-composição isotópica do Sr tem mudado continuamente desde a nucleossíntese
devido ao decaimento do 87Rb
87Sr/86Sr ~ (87Rb/86Sr) λ → é proporcional à razão Rb/Sr
*atualmente → grande heterogeneidade
*primordialmente → grande homogeneidade
diversificação da composicão isotópica do Sr → diferenciação geoquímica da Terra
-evolução do Sr na Terra através do tempo → problema de processos geológicos
destruírem continuamente rochas antigas e recombinar o material para formar novas
rochas
-importânica do estudo → registro de idades pretéritas e informação da história
geoquímica
CURVA DE EVOLUÇÃO DO Sr (fig. 10.4)
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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 → gnaisses
graníticos de 3,7 Ga, com RI=0,700 a 0,702 → essas rochas foram derivadas do
manto um pouco antes de sua cristalização
-Sr no manto é isotopicamente heterogêneo → partes do manto foram depletadas
em rB em relação ao Sr
-datação de rochas vulcânicas → determinação das variações sistemáticas das
razões 87Sr/86Sr e composições químicas → explicação pela teoria da tectônica de
placas
*vulcanismo continental → razões mais variáveis → interações dos magmas com
rochas graníticas velhas ou podem resultar da geração de magmas pela fusão de
rochas 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 das
muscovitas e K-feldspatos em comparação ao plagioclásio e calcita → formação de
novos minerais tendem a abaixar os dados isocrônicos das rochas alteradas (RT)
-em geral, a concentração e composição isotópica de Sr em ambientes continentais
refletem as rochas fontes → estudo de provenança, movimento e misturas de águas
-carbonatos não marinhos e evaporitos preservam as razões 87Sr/86Sr dos lagos
onde foram precipitados
-variações estratigráficasd no valor dessa razão registram mudanças na geologia da
bacia de drenagem, tais como atividade vulcânica, erosão do embasamento
cristalino 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 constante
mundialmente
-carbonatos marinhos indicam que a razão 87Sr/86Sr dos oceanos variam
sitematicamente através do Fanerozóico, mas tem sido aparentemente constante
em oceano aberto num dado tempo
- variações → podem ser explicadas na mudança de proporções de sr de diferentes
fontes
-87Sr/86Sr de sedimentos não carbonáticos depositados em oceanos variam
sistematicamente em escala regional e refletem idades e razões Rb/Sr das rochas
fontes. Sob condições favoráveis, as frações não carbonáticas podem ser tratadas
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20
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como misturas de dois componentes (ex: produtos de intemperismo de rochas
siálicas velhas e de rochas vulcânicas jovens de composição basáltica)
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MÉTODO SAMÁRIO-NEODÍMIO
1- GEOQUÍMICA
-Nd (Z=60; 1,08 Å) e Sm (Z=62; 1,04 Å) → elementos terras raras leves do Grupo
IIIB → raio diminui com o aumento do número atômico
*abundância no sitema solar
Nd= 8,36x10-1 átomos de silício
Sm= 2,61x10-1 átomos de silício
Sm/Nd= 0,31 no sistema solar, enquanto que em rochas e minerais terrestres varia
de 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 na
seqüência na qual eles cristalizam no magma de acordo com a série de reações de
Bowen → aumentam nas séries consistindo de olivina, piroxênio, anfibólio, biotita e
em feldspatos variando de plagioclásio a K-feldspato
*apatita e monazita tem altas concentrações de Sm e Nd, mas suas razões Sm/Nd
não diferem apreciavelmente dos outros minerais formadores de rocha
*alguns minerais têm considerável grau de seletividade:
feldspato, biotita e apatita concentram TR leves
piroxênio, anfibólio e granada concentram TR pesadas
-em geral o Nd é concentrado relativamente ao Sm no curso da cristalização
fracionada do magma e rochas crustais típicas tem razões Sm/Nd menores que as
rochas derivadas do manto superior
*similarmente como líquidos silicáticos formados pela fusão parcial das rochas no
manto 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 são
mais facilmente quebradas que aquelas do Sm
2- METODOLOGIA
-os primeiros resultados de datação isotópica através do método Sm-Nd foram
obtidos em meteoritos (Lugmair et al., 1975). Dos sete isótopos do Sm, somente o
147Sm tem meia-vida cerca de 1011 anos) suficientemente curta para produzir
pequenas diferenças, mas mensuráveis, na abundância do 143Nd sob intervalos de
tempo de 108 anos ou mais. Tal fato provê a base da técnica Sm-Nd de
determinação de idade
-o método Sm-Nd tem sido aplicado na datação de rochas e minerais terrestres. O
principal contraste entre os mêtodos Sm-Nd e os métodos Rb-Sr e U-Pb jaz na
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Ariadne do Carmo Fonseca
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 intervalo
comparativamente restrito observado nas razões Sm/Nd na maioria das rochas
crustais impõem limitações ao uso do método → porém o método tem grande
aplicação na datação de rochas muito antigas e de rochas básicas e ultrabásicas
-apesar das idades precisas de rochas Arqueanas serem importantes para o estudo
dos processos geológicos precoces na história da Terra, a contribuição mais
significativa dos estudos em rocha total é a razão isotópica inicial de Nd
*Nd é enriquecido em relação ao Sm durante os processos magmáticos que
conduzem à formação de crosta siálica a partir do manto superior → a crosta
continental é um reservatório enriquecido em terras raras leves comparada ao
manto superior
*tendo o manto superior e a crosta continental evoluído com razões Sm/Nd
relativamente alta e baixa, respectivamente, segue que as razões iniciais de Nd
podem prover um critério útil para a caracterização da região fonte das rochas, em
analogia com os outros métodos
-o método Sm-Nd é melhor aplicado na datação de rochas ígneas básicas e
ultrabásicas, enquanto que o método Rb-Sr nas rochas ácidas e intermediárias
*os elementos terras raras são menos móveis que os alcalinos e alcalinos terrosos
durante o metamorfismo regional, alteração hidrotermal e intemperismo químico →
conseqüentemente, algumas rochas podem ser eventualmente datadas pelo método
Sm-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 ao
método Rb-Sr, por causa das baixas razões Rb/Sr ou o sistema não tenha
permanecido fechado para Rb ou Sr
-considerando que os processos crustais não modificam sensivelmente as razões
isotópicas iniciais do Nd das rochas, é possível datar e caracterizar os precursores
de rochas metamórficas, em rocha total
-em virtude da discrepância entre os resultados Sm-Nd, Rb-Sr e U-Pb em algumas
rochas metamórficas, tem-se datado diferentes fases minerais pelo método Sm-Nd
*existem dois motivos principais para datar fases minerais individuais: obter uma
idade mais precisa para estender o intervalo da razão Sm/Nd, e para detalhar
histórias polimetamórficas e de resfriamento em amostras cujos minerais são mais
jovens que as rochas hospedeiras
*o requisito para datar minerais pelo método Sm-Nd é que estes minerais sejam
enriquecidos em terras raras pesadas ou tenham razões Sm/Nd maiores. A
princípio 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 suítes
cogenéticas de rochas cujas razões Sm/Nd variem suficientemente para definir uma
inclinação de uma isócrona nas coordenadas 143Nd/144Nd e 147Sm/144Nd. Os
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Ariadne do Carmo Fonseca
procedimentos interpretativos inerentes aos diagramas isocrónicos do sistema Rb-Sr
são igualmente aplicáveis ao método Sm-Nd
-à semelhança dos outros métodos isotópicos, a idade convencional é descrita pela
equação:
1
t = ----- ln
(143Nd/144Nd )f - (143Nd/144Nd )i
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 por
espectrometria de massa
-a razão 143Nd/144Nd da Terra como um todo tem aumentado com o tempo por
causa do decaimento do 147Sm para 143Nd → seu aumento em função do tempo
pode ser descrito por um modelo baseado na razão Sm/Nd e sua razão
143Nd/144Nd primordial
-a evolução isotópica do Nd na Terra é representada por um modelo que assume
que a razão Sm/Nd da Terra é igual a dos meteoritos condríticos
*Jacobsen and Wasserburg (1980) analisaram 5 condritos e o acondrito Juvinas e
determinaram que estes meteoritos tem uma razão Sm/Nd média de 0,1967 e
usaram este resultado para calcular a razão 143Nd/144Nd de um reservatório
condrítico 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. Este
modelo assume que o Nd terrestre tem evoluído num reservatório uniforme cuja
razão Sm/Nd é igual a dos meteoritos condríticos
*o valor atual da razão 143Nd/144Nd do CHUR é 0,512638, normalizado para a
razão 146Nd/144Nd de 0,7219. Esta informação nos permite calcular a razão
143Nd/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. Por
conseguinte, estas regiões empobrecidas nas TR leves ou razões Sm/Nd maiores
têm razões 143Nd/144Nd maiores que o CHUR atualmente
*as partes do reservatório condrítico que permanecem não perturbadas pelos
eventos formadores de magmas contêm Nd cuja composição isotópica evoluiria sem
interrupção até o presente
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Ariadne do Carmo Fonseca
-conforme sua origem, é possível então calcular as idades modelo TCHUR pela
interseção da linha de crescimento isotópico de uma rocha crustal coma linha
representando o CHUR
*a inclinação é proporcional à razão 147Sm /144Nd. A equação para o cálculo da
idade modelo é:
1
(143Nd/144Nd )f - (143Nd/144Nd)CHUR
TCHUR = ------ 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 cuja
razão Sm/Nd foi aumentada pela formação de uma fusão parcial num episódio
anterior
*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 respectivas
regiões 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)CHUR
TDM = ----- ln [ --------------------------------------------------- + 1 ]
λ
(147Sm/144Nd)f - 0,222
-tal como muitas idades modelos, elas são facilmente calculadas, mas demandam
cuidados na interpretação
*é possível comparar as razões iniciais de rochas ígneas e metamórficas na crosta
da Terra com as correspondentes razões 143Nd/144Nd do CHUR no tempo de
cristalização "t" das rochas e também no tempo atual (t = 0)
*como as diferenças nas razões isotópicas são muito pequenas, DePaolo and
Wasserburg (1976) introduziram os parâmetros epsilon ε conforme definidos abaixo:
( 143Nd/144Nd )inicial
λ tCHUR = [ ------------------------------- - 1 ] x 104
ItCHUR
( 143Nd/144Nd)medido
εtCHUR = [ --------------------------------- - 1 ] x 104
εCHUR
*um valor positivo de ε indica que as rochas foram derivadas de um sólido residual
no reservatório (manto empobrecido) → tais partes do reservatório são ditas
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empobrecidas em elementos litófilos de íon grande (LIL), que são preferencialmente
fracionados na fase liquída da fusão parcial
*um valor negativo de epsilon indica que as rochas foram derivadas de fontes que
tinham razões Sm/Nd menores que o reservatório condrítico (manto enriquecido)
*quando o valor de epsilon é zero, a composição isotópica do Nd na rocha é
indistinta daquela do reservatório condrítico → o que indica que estas rochas
poderiam ter sido derivadas diretamente do mesmo.
-idades modelo tem sido aplicadas para rochas sedimentares, onde uma vez mais
sua utilidade depende se as razões Sm/Nd de um sedimento é similar aquela da
rocha fonte
*as idades modelos de sedimentos provêm uma estimativa do seu terreno fonte
*McCulloch and Wasserburg (1978) introduziram este enfoque e mostraram
evidência que os processos de erosão, sedimentação e metamorfismo não
fracionam 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 problemas
complexos da origem de magmas e a formação de rochas ígneas
*”Mantle Array” → plote das razões isotópicas de Nd versus Sr → correlação
negativa nos basaltos das meso-oceânicas (MORBs) → rochas derivadas do manto
superior provavelmente não afetadas por contaminação recente com material crustal
(Wilkison, 1982)
*rochas vulcânicas de ilhas oceânicas, zonas de subducção e continentes diferem
da “Mantle Array” → função da petrogênese de cada província
-correlação negativa das razões isotópicas de Sr e Nd em rochas ígneas indica
claramente que o magma é gerado de rochas fontes com diferentes razões Rb/Sr e
Sm/Nd cusada por eventos prévios de formação de magma
-correlação das razões em ígneas continentais → contaminação dos magmas por
crosta siálica mais velha
GEOLOGIA ISOTÓPICA DO Nd EM ROCHAS SEDIMENTARES
- Sm/Nd de rochas sedimentares detríticas de grão fino são similares às razões de
suas rochas fontes → intemperismo químico, transporte, deposição e diagênese não
alteram as razões Sm/Nd de sedimentos → enquanto Rb/Sr tende a aumentar por
causa da adsorção preferencial de Rb nos argilo-minerais
-idades modelo CHUR de folhelhos são similares as das rochas fontes → Rb-Sr
modelos se aproximam da idade de deposicão
-resistência das razões Sm/Nd permite-nos tratar idades modelo de rochas
sedimentares detríticas como idades de residência crustal
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-a diferença entre idades de residência crsutal e idade deposicional é aumentada
quando detritos vulcanogênicos jovens são misturados com sedimentos terrígenos
velhos durante deposição (daí ser TCHUR ou TDM idades médias)
-a composição isotópica do nd na água do mar varia regionalmente ao longo dos
oceanos 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 na
geologia dos continentes)
-o tempo de residência de Sm e Nd nos oceanos é cerca de 300 anos → que explica
porque Nd não é isotopicamente homogeneizado pela mistura nso oceanos (isto
requer 1000 anos ou mais)
-carbonatos e fosfatos marinhos contêm Nd derivado da água de onde foram
depositados → podem ser usados para medir as razões isotópicas de Nd através do
tempo → também conodontes (180 ppm Nd)
-oceanos Atlântico e Pacífico evoluíram independentemente depois da quebra do
Pangea no Mesozóico
-interação da água do mar com rochas vulcânicas altera a razão
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efetivamente que Sr/ Sr.
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Nd/144Nd menos
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