Geocronologia U-Pb LA-ICP-MS em zircão

A geocronologia pelo método U-Pb em monocristais de zircão foi utilizada com o intuito de estabelecer a idade de cristalização magmática. Este método baseia-se na capacidade do Urânio (U) de substituir ao zircônio (Zr) na estrutura cristalina do zircão (cf. Dickin, 1995) via decaimento radioativo. A transformação dos isótopos de U em Pb combinado à determinação das razões isotópicas do sistema pai-filho no espectrômetro de massa permite a definição da idade do mineral portados desses elementos.

O método do LA-ICP-MS (Laser Ablation Inductively Coupled Plasma Mass

Spectrometry) permite realizar análises in-situ em monocristais de zircão em segmentos entre

20-30 μm (Gehrels et al., 2008). O princípio do método consiste no ataque ao monocristal por um laser a gás que gera partículas por abrasão e as transporta a um espectrômetro de massa acoplado a um plasma, onde é possível realizar a quantificação isotópica. Em rochas plutônicas normalmente são analisados cerca de 20 cristais, dos quais se obtêm idades concordantes que podem representam a idade de cristalização da rocha. Porém, em alguns casos, estas idades podem corresponder à herança isotópica relacionados com as fontes.

A totalidade das análises realizadas para obter as idades de cristalização foram obtidas

com um feixe de 30 μm diâmetro e uma razão de repetição de 10 Hz num laser New Wave Nd: YAG UV 213-nm acoplado a um coletor ThermoFinnigan Element 2. Cada dado consistiu em

uma análise em branco seguida de 300 varreduras por meio de massas 204, 206, 207, 208, 232, 235 e 238, num tempo de aproximadamente de 35 segundos. O padrão usado foi o

Plešovice com uma idade 206

U/238Pb de 337.13 ±0.37 Ma. (Sláma et al., 2008), e as correções de Pb foram feitas segundo o método 207Pb (Williams, 1998). Finalmente, os dados de U-Pb foram reduzidos segundo Chang et al. (2006) e as idades calculadas com Isoplot 4.15 (Ludwig, 2003).

1.4.3. Isótopos de Nd, Hf, Pb e Sr

A aplicação dos isótopos de Sr, Nd, Pb e Hf na determinação da composição isotópica inicial das rochas ígneas permite reconstruir a evolução dos magmas desde a fonte até os processos que os modificaram (mistura e/ou contaminação) (Dickin, 1995; Faure & Mensing, 2005). Com esta análise integrada, é possível reconhecer a participação do manto, da crosta superior e inferior e sua evolução magmática, além da composição da crosta subjacente (Faure & Mensing, 2005).

O sistema Sm-Nd deve-se principalmente à habilidade dos elementos terra raras (no caso Sm e Nd) de residirem em vários minerais formadores de rochas, como o plagioclásio, os minerais máficos, allanita, zircão e apatita. O método é baseado na variação da composição isotópica do Nd pelo decaimento do 143Nd e pelo fracionamento de Sm e Nd no processo de diferenciação magmática (De Paolo, 1988). A comparação entre a razão 143Nd/144Nd com o reservatório CHUR representativo da Terra primitiva, permite definir um indicador

petrogenético denominado ƐNd, o qual, ao ser determinado para a idade de cristalização de

uma rocha ígnea, permite definir a contribuição das fontes mantélicas ou crustais na gênese do magma.

Paralelamente, os isótopos de Hf tem um significado similar aos isótopos de Nd visto que o sistema Sm-Nd é análogo ao sistema Lu-Hf durante a fusão. Neste caso, a determinação

do ƐHf baseia-se na comparação entre a razão 176Hf/177Hf com o reservatório CHUR. Os

isótopos de Hf são determinados em rocha total ou em zircão, o que tem a vantagem de permitir conhecer a composição isotópica do mesmo ponto onde foi datado o grão. O zircão que pode ser datado pelo método U-Pb, igualmente permite incorporar Hf em sua estrutura cristalina, rejeitando o Lu. Desta forma o Hf inicial que se encontra nestes zircões reflete a composição do magma original antes da cristalização do zircão e, portanto, poderia refletir características específicas do manto do qual o Hf derivou-se ou a contribuição de crosta continental (Kinny & Maas, 2003; Dickin, 2005).

O Pb tem três isótopos radiogênicos que se formam pela desintegração radioativa do U e Th. As razões isotópicas do Pb registram os diferentes ambientes onde residiu esse elemento. Os reservatórios de Pb que podem ser reconhecidos incluem a crosta inferior, o manto e a crosta superior. Esses reservatórios podem misturar-se durante uma orogênese, originando um sinal particular que reflete a idade e os processos de evolução tectônica, o qual pode ser característico de um domínio crustal não exposto (Aitcheson et al., 1995).

A sistemática isotópica do Sr deve-se a desintegração radioativa do 87Rb em 87Sr. A relação isotópica inicial de 87Sr/86Sr, determinada para a idade de cristalização, constitui um indicador petrogenético que permite distinguir nas rochas magmáticas a presença de materiais do manto ou da crosta superior durante a gênese da rocha (fonte) ou adquiridos em processos posteriores (contaminação).

As análises desses isótopos foram realizadas num Multicoletor Thermo-Finnigan

Neptune. Os isótopos de Sr, Nd e Hf em rocha total foram obtidos dissolvendo 250 mg de

seladas durante 7 dias. Depois desde processo foi usada uma mistura dos traçadores 149Sm –

150

Nd e 176Lu – 180Hf. Lu-Yb e LREE foram separados em colunas de troca catiônica (AG

50W-X8 resin). A purificação de Hf foi realizada segundo os procedimentos de Münker et al.

(2001), Lu foi separado de Yb segundo (Vervoort et al., 2004) e Sm e Nd foram preparados com os procedimentos de Vervoort & Blichert-Toft (1999).

O Nd foi corrigido por fracionamento de massas usando 146Nd/144Nd=0,7219 e normalizado usando um padrão Ames Nd, enquanto o Sm foi corrigido usando

147

Sm/152Sm=0,56081. Sr foi corrigido usando 86Sr/88Sr = 0,1194 e normalizado usando o padrão NBS-987. As medições de Lu foram obtidas segundo o método de Vervoort et al. (2004). A reprodutibilidade media com dois desvios padrão é de ±0,000020 para o padrão Ames Nd e de ±0,000014 para o padrão JMC-475, e para o 87Sr/86Sr é de ±0,00005. Os

valores de ƐNd foram calculados usando valores presentes de 143Nd/144Nd = 0,512630 e 147

Sm/144Nd = 0,160 para o CHUR (Bouvier et al., 2008), e para o ƐHf usando valores

presentes de 176Hf/177Hf = 0,282785 e 176Lu/177Hf = 0,0336 para o CHUR (Bouvier et al., 2008). Valores isotópicos iniciais foram calculados usando concentrações de Rb e Sr do XRF para os isótopos de Sr.

Isótopos de Pb foram obtidos dissolvendo 250 mg de rocha pulverizada em béquer de 15 ml selados com uma mistura 10:1 de HF e HNO3 a 120 °C por 24 horas. O Pb foi separado

usando uma resina Bio Rad AG1-X8 e medido segundo o método de White et al. (2000). O padrão usado foi NBS-981 com uma concentração de 150 ppb de Pb e 30 ppb de Tl (Galer e Abouchami, 1998).

Para as análises de isótopos de Hf em zircão foi usado um diâmetro de feixe de 40 μm. O sinal de Hf esteve entre 2 e 6 V, e para melhorar sua sensibilidade, foi usado o gás He com pequenas quantidades de N2 para minimizar a formação de óxidos. Os dados foram obtidos

com integrações de 60 segundos. Para obter as idades modelo do manto empobrecido para o Hf, foram usadas as razões 176Hf/177Hf e 176Lu/177Hf para grãos individuais de zircão, e assim determinar as razões 176Hf/177Hf iniciais para sua idade de cristalização. A curva de evolução de Hf para o manto empobrecido foi calculada com valores presentes de 176Hf/177Hf DM(0)=0,283240 e 176Lu/177Hf DM(0)=0,03979 (Vervoort et al., 2015).