Métodos Geocronológicos

Métodos

Geocronológicos

Aula 3 - Introdução



MÉTODOS DE DATAÇÃO

2

O método ¹⁴ C, Traço de fissão e Re-Os



O método absoluto utiliza os princípios físicos da radioatividade e fornece a idade da rocha com precisão.

Esse método está baseado nos princípios da desintegração (ou decaimento) radioativa.



Entre os métodos absolutos, existe os que são mais

indicados para se datar materiais mais “recentes” como

a datação pelo métodos do

C e de traço de fissão em

apatita, epidoto e zircão e os que datam materiais mais

antigos, como Re-Os, Ar-Ar, Rb-Sr, Sm-Nd e U-Pb.

 Coleta das amostras em campo

O pleno êxito ou certas dificuldades comuns às investigações isotópicas não dependem apenas do rigor com os procedimentos nas diversas fases do trabalho em laboratório, descuido ou negligência com a coleta de amostras em campo pode, em alguns casos, ser responsável pelo insucesso da análise e conseqüente desperdício de recursos financeiros e tempo de pesquisa.

 sugestões para a coleta de amostras em campo.

 as amostras devem ser as mais inalteradas possíveis com respeito ao intemperismo, atividades hidrotermais, etc, sendo que alterações superficiais, detritos e/ou solos devem ser removidos ao máximo. É importante ressaltar que as amostras precisam ser bem acondicionadas em sacos de pano ou plástico e identificadas com números/símbolos relacionados na caderneta de campo.



Um dos métodos isotópicos usado para datar materiais formados mais recentemente e para medir intervalos de tempo menores é o método baseado no decaimento radioativo do isótopo Carbono-14, cujo meia vida é de 5730 anos. Com um intervalo de tempo tão curto, passível de ser usado apenas para determinar idades durante os últimos 50000 anos, este método tornou-se uma ferramenta fundamental para datar episódios importantes da pré-História e História humana.

O método do carbono-14

4



Os organismos absorvem

C pela fotossíntese do CO

ou pelo consumo de matéria orgânica e tem uma concentração constante de

C enquanto vivem.



Após a morte, o estoque de

C no tecido não mais é alimentado pela fotossíntese ou pela dieta alimentar.

Esse estoque de

C decai para

N novamente por decaimento



A idade da amostra de um osso humano, por exemplo, ou de uma matéria orgânica qualquer morta, pode ser determinada com base na taxa de produção e na meia vida do

C e na quantidade de

C que ainda não decaiu e permanece na amostra.



O método de datação por traços de fissão, consiste na contagem de densidade (número de traços por micra quadrada) de defeitos deixados no mineral, pela passagem de partículas ionizadas originadas pela fissão do

U. Estes traços são gravados em minerais, vidros naturais e artificiais e plásticos especiais.



Desde a cristalização, os traços são formados nos cristais, porém em temperaturas superior a do fechamento do sistema, todos os traços são apagados (annealing).

Termocronologia por traços de fissão



Através de investigações de traços de fissão nos minerais apatita com temperatura de fechamento de

~120

C, zircão ~230

C e epidoto com temperatura de fechamento de ~300

C fornece informações sobre a histórica térmica nos últimos 250 milhões.



As datações em apatitas são utilizadas predominantemente para decifrar a história termo- tectônica das rochas. Esta aplicação como um geotermo-cronômetro é baseada sobre a relativamente baixa estabilidade térmica dos traços ao redor de 120º C e a profundidades de ~ 11 km. É uma técnica que está sendo aplicada em estudos de datação e taxa de exumação e denudação de uma unidade rochosa e de sedimentação.



Os métodos de datação, utilizados normalmente com a apatita são divididos em dois métodos principais:



O método da população onde a densidade dos traos dá a temperatura e o comprimento dá a história térmica da região.



O método do detetor externo (muscovita), este método tem sido usado se a distribuição do urânio variar muito na amostra, que pode ser o caso de apatitas detríticas.



Traços de fissão em zircão e epidoto vem sendo

empregado para datar eventos recente de temperaturas

6

Pastilhas para incrustação de cristais para TF



Traços de fissão em epidoto é utilizado para datar movimentos de falhas com epidotização do Cretacéo e do Terciário. O comprimento e a distribuição de traços fósseis são usados para distinguir entre idade de eventos genuinos e idades mistas, devido ao mascaramento de um evento tardio. Aplicado em epidoto das rochas mineralizadas em scheelita, deu valores iguais ou inferiores aos valores Ar-Ar e Sm-Nd.



Estudos com cristais de zircão estão em andamento pelo grupo de pesquisa da UNESP/Rio Claro. Na literatura, o TF em zircão já foi usado para datar pseudotaquilitos. Seus dados pode preencher a lacuna entre 500

C e 120

C da histórias termocronológicas de unidades litológicas.

O método ⁴⁰ Ar- ³⁹ Ar

8

 O princípio do método



O método

Ar/

Ar foi originalmente usado em materiais extraterrestres (meteoritos e rochas lunares) e em minerais anidros com apenas uma história térmica.



O método é baseado na produção de

Ar a partir do

K por uma reação (n,p) durante uma irradiação de neutrons rápidos.

 ³⁹

K + n =

Ar + p



O

Ar, assim formado, tem uma meia-vida de 269 anos.

Também, os isótopos de Ar são produzidos por outras reações interferentes a partir do K (

Ar

,

Ar

,

Ar

), Ca (

ArCa,

Ar

,

Ar

,

Ar

,

Ar

) e do Cl (

Ar

,

36

Ar

)

Composição isotópica:

39

K = 93,2%

40

K = 0,01%

41

K = 6,7%

Ar

36

Ar = 0,3%

38

Ar= 0,06%

40

Ar = 99,6%

40

K

40

Ar

40

Ca

K

não pode ser não pode ser distinguido do distinguido do

Ca Ca não radiogênico não radiogênico

Proporções relativas medidas na atmosfera por Nier (1950)



A equação da idade Ar-Ar é dada por:



t = 1/ ln (1 +

Ar*/

Ar

) . J)



Onde: J = e

–1/

Ar*/

Ar



Assumindo que todo

Ar na amostra irradiada é radiogênico ou atmosférico, que todo

Ar seja atmosférico, e que

Ar foi produzido apenas pelo decaimento do

K (n,p). Nesse caso os valores das razões medidas de

Ar/

Ar e

Ar/

Ar pode ser usadas para calcular a razão desejada do

Ar radiogênico para

Ar:

 ⁴⁰

Ar*/

Ar = (

Ar/

Ar)

– 295,5 (

Ar/

Ar)



Onde, m são os valores medidos e 295,5 é a razão da

40

Ar/

Ar do argônio atmosférico.

Forma de apresentação dos dados Ar-Ar

10

Dados de biotita e microclínio de rochas de 1400 e 1450 Ma. Biotita deu idade de aprox. 1300 Ma.

Microclínio não definiu um bom platô, isso sugere uma perda significante de ⁴⁰Ar nesse mineral com relação a biotita.

Esse dique de diabásio é Pós- Triássico a Pré-Terciário e foi contaminado com ⁴⁰Ar do embasamento granítico com idades 2700 a 3400 Ma.

12

IDADE Ar/Ar EM BIOTITA

Vantagens do método

 K-Ar são medidos na mesma fração da amostra

 A técnica de aquecimento gradativo permite detectar perdas de Ar e a presença de Ar estranho;

 As idades (platôs) são mais exatas (sem a influência da perda de Ar das bordas dos minerais). Os platôs definidos devem ter pelo menos 60%

de Ar cumulativo.

Desvantagens do método

 Procedimento analítico complicado (necessidade de um reator atômico)

 Curto tempo entre a irradiação e análise da amostra.

 Perda de Ar (gás volátil) nas bordas do mineral.

14



Idades de resfriamento em rochas ígneas e metamórficas. Muscovita 300-350

C, Biotita 250- 280

C.



Idades de eventos geradores de mineralizações de baixa temperatura (hidrotermalismo pós- magmático).



Mapear possível zonamento termal em grãos minerais, indicativo da perda de Ar durante o seu desenvolvimento. Núcleo mais antigo do que as bordas

Aplicabilidade do método



Sistemática Rb-Sr



Na coleta de amostras para a confecção do diagrama isocrônico Rb-Sr deve-se tomar as seguintes precauções:



As amostras devem ser co-genéticas, ou seja, formadas em um mesmo processo genético, seja ele metamórfico ou ígneo;



Para haver um espalhamento dos pontos que definam uma isócrona confiável, deve-se coletar amostras com distinta composição mineralógica, portanto, diferentes razões

Sr/

Sr e

Rb/

Sr;



O tamanho da amostra deve ser aproximadamente 10 (dez) vezes a dimensão do maior grão;



Deve-se evitar amostras alteradas pela ação intempérica.



QUÍMICA DO RUBÍDIO (Rb)



O Rubídio (Rb) é um metal alcalino do grupo IA da tabela periódica. No ciclo geroquímico acompanha o potássio (K).



O Rb tem Z = 37, A = 85,46776; raio 1,48 Å (K = 1,33 Å) e carga +1.



Não forma minerais e ocorre principalmente em minerais contendo K (micas como biotita, muscovita, flogopita e lepidolita). Também em ortoclásio, microclínio, evaporitos (siderita, carnalita) em alguns argilominerais.



Nos minerais piroxênios, olivina, anfibólios e plagioclásios, ocorre em baixas concentrações.



Em rochas ultrabásicas, a concentração é relativamente

baixa quando comparada com a concentração nas

rochas graníticas.

16



Composição Isotópica natural

87

Rb = 27,8346% (instável)

85

Rb = 72,1654% (estável)



QUÍMICA DO ESTRÔNCIO (Sr)



O Sr é um elemento alcalino terroso do Grupo IIA na tabela periódica. No ciclo geoquímico acompanha o Ca.



Sr tem Z = 38; A = 87,62; raio = 1,13 Å (Ca = 0,99 Å) e carga +2.



Ocorre principalmente em minerais portadores de Ca, tipo plagioclásios, anfibólios, piroxênios, apatita e carbonatos de cálcio.



Os minerais do grupo das micas e feldspatos alcalinos

possuem baixas concentrações.

Composição isotópica:

Sr

84

Sr = 0,56%

86

Sr= 9,86%

87

Sr = 7,00%

88

Sr = 82,58%

87

Rb

→

Sr

+ 

+  + Q

 = 1,42 x 10

a



Tipos de Sr



Sr original – é o existente no momento da formação do sistema solar (~ 0,6989)



Sr comum – contido na água do mar e nos oceanos, valor atual

Sr/

Sr = 0,70991 ± 0,0002.



Sr do meio ambiente – contido nos meios isolados do mar e oceanos.



Sr primário ou inicial – contido no mineral e rocha nomomento do fechamento do sistema R

ou R

(

Sr/

Sr

ou

Sr/

Sr

).



Sr herdado – os minerais e rochas que se depositaram na bacia sedimentar trazem Sr herdado.



Sr radiogênico

Sr* resulta do decaimento do

Rb e se

18

Minerais (M) e Rochas (R) Rb (ppm) Sr (ppm) Rb/Sr

Biotita (M) 550 31.1 17.7

Muscovita 476 46.0 10.3

K-Feldspatos (M) 561 396.0 1.41

Plagioclásios (M) 14.1 566.0 0.01

Anfibólios (M) 77 106.0 0.07

Zircão (M) 21 50.4 0.04

Granada (M) 1.9 19.3 0.098

Apatita (M) 1.6 1329.0 0.001

Turmalina (M) 1.3 601 0.0021

Titanita (M) 2.7 1980.0 0.001

Epidoto (M) 31 8518.0 0.004

Granitos (R) 150.0 300.0 0.60

Sienito (R) 120.0 300.0 0.40

Crosta Terrestre 90.0 375.0 0.24

Meteoritos Condríticos 2.3 10.0 0.23

Fonte: Faure e Powell,1972

Concentrações médias de Rb e Sr em alguns minerais e rochas

IDADES Rb-Sr



F = Fo + P (e

-1)



(

Sr/

Sr)

= (

Sr/

Sr)

+ (

Rb/

Sr)

.(e

–1)



onde h é a razão isotópica medida hoje, o é a razão isotópica inicial determinada pela interseção da reta isocrônica com o eixo Y,  é a constante de desintegração do elemento radioativo (cujo valor para o Rb é de 1,42 X 10

anos

), t é o tempo transcorrido desde a formação do sistema até o momento da análise, e e

–1 a inclinação da reta isocrônica; logo essa equação é do tipo Y = b + mX, onde :



b = (

Sr/

Sr)

, X = (

Rb/

Sr)

e m = e

- 1



(ii) a idade convencional é calculada com uma razão isotópica inicial (

Sr/

Sr)

estimada.

t = 1/  ln {1 + [(

Sr/

Sr)

– (

Sr/

Sr)

/(

Rb/

Sr)

]}

Ex. Os dados de uma amostra deram razão (

Rb/

Sr)

= 0,5286 e (

Sr/

Sr)

= 0,70779. Para uma razão inicial = (

Sr/

Sr)

= 0,7040 sua idade convencional será:



= 1,42 x 10

a-

t = 1/ 1,42 x 10

. ln ((1 + 0,70779 – 0,7040)/0,5286]

t = 7,04225321 x 10

. ln(1 + 0,00379/0,5286) t = 7,04225321 x 10

. ln(1,007169882)

t = 7,04225321 x 10

. 0,0071443 = 503.119.738 anos = 503,12 Ma



Observe que da equação da reta Y = b + mX, inclinação da reta m (tgα) = (e

–1), a equação da idade será: t = 1/

. ln(m + 1)



As idades Rb-Sr convencionais em rocha total e/ou minerais para rochas intermediárias e básicas com baixas razões Rb/Sr, apresentam um erro muito elevado. Porém, com dados de amostras com razões Rb/Sr elevadas (micas e rochas ígneas ácidas) podem fornecer idades significativas, desde que a razão inicial seja a “real”.



Sob temperaturas elevadas o retículo dos minerais

potássicos permite fácil migração do Sr, e o valor das

datações são similares às obtidas pelo método Ar-Ar.

20



ISÓCRONA



Para se construir uma isócrona é necessário:



Termos pelo menos 3 amostras de rochas com variadas razões Rb/Sr originadas em um mesmo evento (fusão parcial, cristalização fracionada, etc.)



Com análises de rocha total e de minerais constituintes, dessa mesma rocha, é possível se determinar a idade da formação desses minerais.



Na coleta de amostras para a confecção do diagrama isocrônico Rb-Sr deve-se tomar as seguintes precauções:



As amostras devem ser co-genéticas, ou seja, formadas em um mesmo processo genético, seja ele tectônico, metamórfico, ígneo ou hidrotermal;



Para haver um espalhamento dos pontos que definam

uma isócrona confiável, deve-se coletar amostras com

distinta composição mineralógica, portanto, diferentes

razões

Sr/

Sr e

Rb/

Sr;

a b c

t

86Sr

87Sr

( )

86

Sr

87

Sr

86

Sr

87

Rb 3

3 roc rochas has a a b b c c no no tempo tempo tt

a, a, b b e e c c em em tt

possuem

possuem mesma mesma razão razão inicial inicial

((⁸⁷⁸⁷Sr/Sr/⁸⁶⁸⁶Sr)Sr)..

Após algum tempo

Após algum tempo (t (t

) ) cada amostra perde cada amostra perde

Rb Rb e e ganha uma quantidade equivalente de

ganha uma quantidade equivalente de

Sr Sr

a b c

a₁ b₁

c₁

t

t

86

Sr

87

Sr

87

Rb

86Sr

87Sr

( )

22 No tempo

No tempo tt

cada sistema de rocha evolui cada sistema de rocha evolui 

nova nova linha

linha

mais íngreme ainda mais íngreme ainda

a b c

a₁ b₁

c₁ a₂

b₂

c₂

t

t

t

86

Sr

87

Sr

86Sr

87Sr

( )

86

Sr

87

Rb

a b c

t

86

Sr

87

Sr

86Sr

87Sr

( )

tg  =

(e

- 1)



86

Sr

87

Rb

Isócrona Rb/Sr com rocha total

4.0 5.0 6.0 3.0

2.0 Sr/ Sr

Rb/ Sr

Nível de Corte = 3,07 MSWD = 0,30

Ri = 0.72897 0.00147 T = 1325 47 Ma

MFG-22F

FJ-14C

FJ-14A FJ-14

(B) 0.83 0.85

0.81 0.79 0.77 0.75

24



Isócrona de referência: é obtida através de um conjunto de amostras não originadas na mesma fonte, mas que sofreram algum evento comum. Neste caso, a razão inicial (

Sr/

Sr)

de cada amostra pode variar ligeiramente.



Errócrona: quando a melhor reta calculada por regressão linear não alinha dentro dos erros experimentais. A distinção entre isócrona e errócrona se faz com base no MSWD (Mean Square of Weighted Deviated), que é um índice estatístico. Um alinhamento perfeito apresenta MSWD = 0. Os valores variam de 3,92 para 3 amostras até 1,61 para 20 amostras.

O parâmetro Epsilon Sr

(

Sr/

Sr)

= 0,0816 no

presente



Dados obtidos por isócronas Rb-Sr



Quando os resultados são coerentes para rochas magmáticas indica que ocorreu um processo efetivo de homogeinização isotópica no sistema (O relógio radiométrico foi zerado).



Em rochas sedimentares siliciclásticas grossas, dificilmente vai ocorrer uma homogeinização. Para sedimentos finos, tipo fração argila dos sedimentos pelíticos marinhos, pode ocorrer uma homogeinização isotópica.



Em rochas metamórficas, tanto pode ocorrer uma homogeinização total, como uma parcial. No primeiro caso, a idade isocrônica data o evento e no segundo caso, a idade é mista (desprovida de significado geológico).



Rochas (meta)vulcânicas ácidas, normalmente mostram idades inferiores a de extrusão. Isso pode se dá em função de eventos tardios de espilitização ou de metamorfismo. Também pela interação com fluidos, granulometria fina e composição pobre em Ca (o

Sr radiogênico não encontra sítios estruturais para ser retido no sistema rocha total.



Em rochas plutônicas ácidas não deformadas, em

função da granulometria grossa e seu maior isolamento

da encaixante, os resultados Rb-Sr datam a

cristalização ou o resfriamento. Razões iniciais elevadas

(> 0,720) ou dispersão dos pontos analíticos sem definir

uma isócrona, podem indicar reequilíbrio ou

desequilíbrio isotópico.

26



A razão Rb/K é um importante parâmetro petrogenético para avaliação do grau de diferenciação de uma rocha.

Quanto mais diferenciada, maior a concentração de Rb.



Rochas básicas derivadas do manto possui razão Rb/K variando de 1/100 a 1/600 e em rochas graníticas da crosta de 1/100 a 1/150.



Em um processo de cristalização fracionada do magma, o Sr tende a ficar concentrado no plagioclásio enquanto que o Rb tende a permanecer na fase líquida. Com isso a razão Rb/Sr do magma residual aumenta nos processos de cristalização progressiva.



Rochas fracionadas de um mesmo magma podem ter valores de Rb/Sr na ordem de 10 ou mais vezes as das fases iniciais.



Manto, Rb/Sr em média 0,025



Crosta oceânica, Rb/Sr em média 0,06



Granitos da crosta continental (fortemente diferenciadas

e pobres em Ca, Rb/Sr), Rb/Sr em média 1,7

Figure 9

Figure 9--13.13.Estimated Rb and Sr isotopic evolution of the Earth’s upper mantle, Estimated Rb and Sr isotopic evolution of the Earth’s upper mantle, assuming a large

assuming a large--scale melting event producing graniticscale melting event producing granitic--type continental rocks at 3.0 Ga type continental rocks at 3.0 Ga b.p After W ilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer.

b.p After W ilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer.



Sistemática Sm-Nd



Deve-se tomar os mesmos cuidados mencionados para a construção dos diagramas isocrônicos Rb-Sr;



As amostras devem ser homogêneas e representativas da unidade a ser datada;



Os efeitos da alteração intempérica ou hidrotermal, neste caso, não interferem no resultado das datações;

Elementos terras raras (Lantanídeos)

28



Sm e Nd são elementos terras raras (Grupo 3B) que ocorrem na maioria dos minerais formadores de rochas.



Sm Z = 62, raio iônico = 1,04



Nd Z = 60, raio iônico = 1,08

147Sm₆₂ ––> ⁴₂+ ¹⁴³Nd₆₀+ Q

= 6,54 x 10^-12

a

T

= 106 Ga

144Sm

147Sm

148Sm

149Sm

150Sm

152Sm

154Sm

142Nd

143Nd

144Nd

145Nd

146Nd

148Nd

150Nd

Sm Nd

Equação da Idade

F* = P (e^t- 1)

143Nd* = ¹⁴⁷Sm (e^t- 1)

143Nd = ¹⁴³Nd_o+ ¹⁴⁷Sm (e^t- 1)

143Nd/¹⁴⁴Nd = ¹⁴³Nd_o/¹⁴⁴Nd + ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd (e^t- 1)

t = 1/ ln{1 + [(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_h– (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_o/(¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd)_h]}



Rochas basálticas os ETR ocorrem em clinopiroxênio, anfibólios e granadas e em rochas graníticas: feldspato, micas, acessórios



Grande resistência a lixiviação, difícil difusão no estado sólido;



Insensibilidade às influências térmicas

 Nas rochas terrestres e minerais, a razão 0,1< Sm/Nd >

0,37 (grande similaridade química entre Sm e Nd.

 Propriedades químicas muito similares dificulta o fracionamento.

30

São aplicados com sucesso no estudo de terrenos metamórficos, utilizando rocha total e minerais (granada, hornblenda, piroxênio, apatita, ilmenita) = isócrona interna.

São especialmente apropriados para o estudo de rochas básicas e ultrabásicas (pobres em Rb, Sr e zircão).

Table 9-1. Partition Coefficients (CS/CL) for Some Commonly Used Trace Elements in Basaltic and Andesitic Rocks

Olivine Opx Cpx Garnet Plag Amph Magnetite

Rb 0.010 0.022 0.031 0.042 0.071 0.29

Sr 0.014 0.040 0.060 0.012 1.830 0.46

Ba 0.010 0.013 0.026 0.023 0.23 0.42

Ni 14 5 7 0.955 0.01 6.8 29

Cr 0.70 10 34 1.345 0.01 2.00 7.4

La 0.007 0.03 0.056 0.001 0.148 0.544 2

Ce 0.006 0.02 0.092 0.007 0.082 0.843 2

Nd 0.006 0.03 0.230 0.026 0.055 1.340 2

Sm 0.007 0.05 0.445 0.102 0.039 1.804 1

Eu 0.007 0.05 0.474 0.243 0.1/1.5* 1.557 1

Dy 0.013 0.15 0.582 1.940 0.023 2.024 1

Er 0.026 0.23 0.583 4.700 0.020 1.740 1.5

Yb 0.049 0.34 0.542 6.167 0.023 1.642 1.4

Lu 0.045 0.42 0.506 6.950 0.019 1.563

Data from Rollinson (1993). * Eu³⁺/Eu²⁺ Italics are estimated

Rare Earth Elements

Isócronas Sm/Nd



Valem as mesmas premissas do método Rb-Sr.



Amostras co-genéticas (Rocha total).



Isócrona interna (Rt + minerais).



Pontos com bom espalhamento e alinhamento.

Isócrona interna

0,5114 0,5118 0,5122 0,5126 0,5130 0,5134

0,0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5

147Sm/¹⁴⁴Nd

143 Nd/144 Nd

Idade = 634 ± 1 Ma Ri =0.51130010 ± 0.00000094

Amostra LS-541B Rt

Gt Lix

02

Isócrona Sm/Nd de rocha total.

0.5108 0.5110 0.5112 0.5114 0.5116

143 Nd/144 Nd

T = 2239 ± 370 Ma Ri =0.50972 ± 0.00026

MSWD= 1.6 12a

11MS1

11h

11g

32

^t_CHUR

expressa as diferenças entre a razão inicial

143

Nd/

Nd de uma suíte de rochas e o valor correspondente da razão

Nd/

Nd no CHUR (CHondrict Uniform Reservoir) ou DM (Depleted Mantle) na época da cristalização da rocha.

Valores atuais do CHUR:

Nd/

Nd = 0,512638,

147

Sm/

Nd = 0,1967

Valores atuais do DM:

Nd/

Nd = 0,513144, 147Sm/144Nd = 0,222.

> 0 (positivo) – indica que a rocha foi derivada de um sólido residual no reservatório depois de já ter havido a retirada de magma em uma época anterior.

O reservatório está empobrecido em LILE que preferem a fase liquida durante a fusão parcial

< 0 (negativo) – indica que as rochas derivaram de fontes com razões Sm/Nd menores que a do CHUR. Estas rochas foram derivadas de, ou assimilaram rochas crustais antigas cuja razão Sm/Nd foi originalmente diminuída quando houve a separação do CHUR.

~ 0 – A composição isotópica do Nd na rocha é similar a do CHUR e a rocha pode ter sido derivada diretamente deste reservatório.

Idade Modelo Sm/Nd

CHUR pode também ser usado para calcular a idade na qual o Nd em uma rocha da crosta se separou do reservatório condrítico.

As idade modelo determinam o tempo no passado onde a razão ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd da rocha era igual a razão ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd do CHUR ou DM.

(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)^trocha= (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)^hrocha- (¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd)^hrocha(e^t- 1) (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)^t_CHUR= (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)^h_CHUR- (¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd)^h_CHUR(e^t- 1)

(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_x- (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_am

147Sm/¹⁴⁴Nd_x- ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd_am

T = 1/ln

[ +1 ]

Diagrama TDM x épsilon Nd

34

8 7 8 6

Sr/ Sr

1 43 144

Nd/ Nd

0

-10

-20

-30 + 10

0,710

0,700 0,720 0,730 0,740

Nd(0) Orto gna isses Má fic os

Orto gnaisses inte rm ed iários 0 ,5 11 0

0 ,5 12 0 0 ,5 13 0

Manto 7784 46 54

3A 64

37 34

20

59 Água do m ar

Sed imento do Atlântic o

Aplicações

 Idade de rochas magmáticas cogenéticas.

 Diagrama isocrônico similar ao sistema Rb-Sr, porém mais difícil de se obter espalhamento dos pontos (Razões Sm/Nd varia de 0,1 a 0,37 para todo tipo de rocha).

 2) Idades Modelos T_CHURe T_DM

 T(X) = 1 / ln{1 + [(143Nd/144Nd)Am - (143Nd/144Nd)X/

 (147Sm/144Nd)Am - (147Sm/144Nd)X ]}

 Junto com Sr, usado como Indicador petrogenético.

O método U-Pb

U-Pb, Th-Pb e Pb-Pb

36

 Sistemática U-Pb

 Neste método utiliza-se minerais muito resistentes à ação intempérica (zircão, monazita, titanita, rutilo, xenotina, etc.), portanto, mesmo amostras muito alteradas são passíveis de utilização nas datações U-Pb. Ainda assim alguns procedimentos devem ser considerados:

 As amostras devem ser representativas da unidade a ser datada;

 A quantidade de amostra coletada depende da abundância do mineral a ser datado. Uma rocha rica em zircão não é necessário um volume grande para a extração da quantidade suficiente para a análise;

 Quando não se conhece antecipadamente a mineralogia da rocha, sugere-se a coleta de amostras com aproximadamente 10 kg, para não ter que retornar ao campo apenas para uma nova coleta de amostras

 Obs.: se em 10 kg da amostra não encontrarmos o mineral desejado, dificilmente o encontraremos em um volume maior.

Decaimento do U-Th-Pb

238

U = 99,2743%

235

U = 0,7200%

234

U = 0,0055%

Th U

Radioativos

232

Th = 100,00%

primário

5 isótopos produtos do decaimento do ²³⁸U, ²³⁵U e ²³²Thcom meia-vida muito curta

204

Pb

206

Pb

207

Pb

208

Pb

Pb

Único que não é radiogênico 238

U

235

U

232

Th

3 isótopos de meia-vida muito curta produto do decaimento ²³⁸U, ²³⁵U e ²³²Th

238

U →8 + 6

+

Pb + Q

237U → 7 + 4^-+ ²⁰⁷Pb + Q

235= 9,8485 x 10^-10

38

232Th → 6 + 4^-+ ²⁰⁸Pb + Q

235= 4,9475 x 10^-10 a^-1

A vantagem do sistema U-Pb é que dois isótopos do mesmo elemento PAI desintegram-se em dois isótopos do mesmo elemento filho. Dessa forma, podem ser gerados dois sistemas geocronológicos distintos para o calculo da idade, a partir da equação fundamental:

F* = N (e^t- 1)

206Pb*/²⁰⁴Pb = ²³⁸U/²⁰⁴U (e^t- 1)

207Pb*/²⁰⁴Pb = ²³⁵U/ ²⁰⁴Pb (e^t- 1)

 Devem ser utilizados sistemas que não tenham Pb inicial, ou seja que todo o Pb presente seja derivado do decaimento do U. Em função da geoquímica contrastante do U e Pb, diversos sistemas minerais possuem essa característica:

 uraninita e torianita (óxidos)

 *zircão (ZrSiO4), torita. alanita, *titanita (silicatos)

 *monazita, apatita e xenotima (fosfatos)

 O zircão, seguido da monazita e da titanita são os sistemas mais utilizados na datação pelo método U-Pb.

 Técnica anaítica: SHRIMP (Sensitive High Resolution Ion Microprobe), ICP-MS com lase e DI (diluição isotópica).

Minerais datados por U/Pb



Zircão é o mineral mais indicado, no momento de sua cristalização, só aceita U na sua estrutura.



Todo urânio de ocorrência natural contém

238

U e

U na relação 138:1, se

desintegram para

Pb e

Pb

respectivamente.

40

206Pb*/²⁰⁴Pb = ²³⁸U/²⁰⁴U (e^t- 1)

207Pb*/²⁰⁴Pb = ²³⁵U/ ²⁰⁴Pb (e^t- 1)

Diagrama Concórdia

As duas equações são utilizadas para compor um diagrama binário para o cálculo da idade. Esse diagrama é denominado de Diagrama Concórdia porque, nele é representada a linha CONCÓRDIA, na qual as idades calculadas pelos sistemas isotópico ²³⁸U→ ²⁰⁶Pb*, e

235U→ ²⁰⁷Pb* são coincidentes ou concordantes.

Diagrama Concordia= co-evolução da composição isotópica do ²⁰⁶Pb and ²⁰⁷Pb via:

Figure 9

Figure 9--16a.16a.Concordia diagram illustrating the Concordia diagram illustrating the Pb isotopic development of a 3.5 Ga old rock with Pb isotopic development of a 3.5 Ga old rock with a single episode of Pb loss. After Faure (1986).

a single episode of Pb loss. After Faure (1986).

Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John W iley & Sons. New York.

W iley & Sons. New York.

238

U 

Pb

235

U 

Pb

No entanto, os minerais (ou frações de minerais) analisados não plotam exatamente em cima da linha concórdia por uma série de razões, sobretudo pelo fato de que o sistema U-Pb não seria totalmente fechado nos minerais utilizados na datação.

Dificilmente são obtidas idades concordante. Todavia, as diversas frações de minerais se alinham ao longo de uma reta denominada de discórdia, cuja interseção com a concórdia indica a idade dos minerais.

Discórdia = perda de

206

Pb e

Pb

Diagrama concórdia U/Pb

2000

1 600

120 0

800

4 00

0.0 0.1 0.2 0.3 0.4

0 2 4 6 8

207Pb/²³⁵U 206Pb/238U

± Intercepto superior: 2229 200 Ma± Intercepto inferior: 395 760 Ma MSWD = 428

A

20 00

16 00

1200

800

400

0.0 0.1 0.2 0.3 0.4

0 2 4 6 8

207Pb/²³⁵U 206Pb/238U

± Intercepto superior: 2258 4.8 Ma± Intercepto inferior: 579 20 Ma MSWD = 0.23

B

C

42

• A datação de zircão, monazita e titanita indica a idade de formação desses minerais.

• Rochas ígneas – U/Pb em zircão dá a idade de cristalização da rocha (magmatismo), Porém, em alguns casos podemos ter idade herdada de uma fonte mais antiga.

• Rochas metaígneas (ortoderivadas) - Zircão da idade de cristalização (intercepto superior) e metamorfismo (intercepto inferior – perda de episódica de Pb, perda contínua não tem significado geológico), idade da monazita e titanita, geralmente indica a idade de metamorfismo.

• A interpretação das idades U-Pb em zircão, monazita e titanita, pode não ser tão simples. Tem que ser feito um estudo de populações para análise por diluição isotópica. Por SHRIMP ou ICP-MS não precisa.