Introdução à Geocronologia

Introdução à

Geocronologia

Aula 1 - Introdução



EMENTA

 Conhecimento dos princípios básicos dos principais

métodos de datação geocronológica de rocha e mineral.

 O significado de idade modelo em rocha total, idade isocrónica em rocha total e minerais, com o uso das sistemáticas isotópicas e idades U-Pb em zircão, monazita e titanita, Sm=Nd, Rb-Sr e Ar-Ar.

 Determinar idades por cálculos manuais através das equações matemáticas e confecções de diagramas isocrónicos e o cálculo de idades com o uso do



3. OBJETIVOS

 3.1 – Geral - Entender como ocorre o acúmulo de

isótopos radiogênicos em rocha e minerais.

 Como se determina suas razões isotópicas e de acordo com a evolução geológicas de uma área e dos tipos de litologias.

 Qual o melhor método de datação a ser utilizado e qual o significado geológico dos dados obtidos.

 3.2 – Específico.

 Conhecer os conceitos químicos sobre os elementos radioativos e seus respectivos radiogênicos.

 Datação U-Pb nos minerais zircão, monazita e titanita com as técnicas de análises por diluição isotópica, ICP-MS e SHRIMP e o significado geológico de seus dados.

 Em quais tipos de rochas aplicar a metodologia Ar-Ar e o significado dos dados obtidos. Aplicação de análises isotópicas Rb-Sr e Sm-Nd em rochas sedimentares, ígneas, metamórficas e minerais individuais.

 Quando utilizá-las como ferramenta geocronológica ou como traçadores petrogenéticos.

 Entender como foi elaborada a tabela do tempo geológico.



II - PRINCIPAIS MÉTODOS USADOS NA

DATAÇÃO ABSOLUTA DE MINERAIS E

ROCHAS

2.1 – O método U-Pb e Pb-Pb.

2.2 – O método Sm-Nd.

2.3 – O método Rb-Sr.

2.4 – O método Ar-Ar.

2.5 – Exercícios.



III – APLICAÇÃO DOS MÉTODOS

GEOCRONOLÓGICOS



3.1 – Datação de eventos termais.



3.2 – Datação de cristalização de rochas

magmáticas.



3.3 – Datação de eventos tectono-metamórficos.

3.4 – Integração dos dados obtidos com o uso

dos diferentes métodos geocronológicos.

3.5 – Exercícios.

 1911 - Rutherford - O átomo não é maciço nem indivisível.

 O átomo seria formado por um núcleo muito pequeno, com carga positiva, onde estaria concentrada praticamente toda a sua massa.

 Ao redor do núcleo ficariam os elétrons, neutralizando sua carga.

 Este é o modelo do átomo nucleado, um modelo que foi

comparado ao sistema planetário, onde o Sol seria o núcleo e os planetas seriam os elétrons.

 em 1911 Marie Curie ganha o Nobel de química por ter

conseguido isolar o rádio puro. Morre em 1914 de leucemia.

 Expressão da razão de desintegração radioativa

(Frederick Soddy e Rutherford, 1902):

 dN/dt = -λN

 onde λ = constante de desintegração de um determinado radionuclídio, ou seja, a probabilidade que um átomo tem para se desintegrar na unidade de tempo (t) e N = número de átomos radioativos presentes.

IMPACTO DA DESCOBERTA DA

RADIOATIVIDADE NA GEOLOGIA

 Em 1903 Curie e Laborde demonstraram que o decaimento era um processo exotérmico.

 Teve início uma nova linha de pesquisa na geologia,

com determinações da radioatividade nas rochas e para calcular a razão da produção de calor.

 Joly (1908), com base na concentração de rádio nas

rochas, reconheceu que halos pleocróicos em rochas é causado pela presença de minerais radioativos.

 Em seu livro (Radioactivity and Geology, 1909), concluiu que a origem desses halos mede indiretamente a radioatividade nas rochas e estima a quantidade de produção de calor.

Joly ainda especulou que a radioatividade poderia gerar a energia necessária para a edificação de montanhas. Os trabalhos de Joly, Strutt e outros com relação a distribuição mostra que os elementos radioativos na terra resulta na geração de calor até o presente.



Radioatividade :



É uma emissão espontânea de partículas alfa

ou beta.



São radiações eletromagnéticas, ou descritas

em termos da probabilidade de uma partícula

nuclear escapar através de uma barreira de

potencial que a vincula ao núcleo.



Na natureza, todos os elementos com número

atômico (Z) maior que 83 são radioativos.

DECAIMENTOS RADIOATIVOS

Os três tipos de decaimento radioativo. a) Decaimento alfa. b) Decaimento beta. c) Decaimento por captura de elétron.

 Ocorre em átomos com número atômico (Z) > 58.

 Exceções - 5_He

2, 5Li3, 6Be4e 8Be4

Átomo No_{Atômico N}o _{Nêutrons N}o_Massa

PAI Z N Z+N=A

FILHO Z-2 N-2 (Z-2)+(N-2)=A-4

147_Sm

62 → 4a2+ 143Nd60 +

Decaimento alfa (

_a

2

): Consiste na perda, pelo

núcleo do átomo-pai, de 2 prótons (2 cargas) e

dois

nêutrons

(2

unidades

de

massa)

equivalente a um

núcleo de hélio (

_He

2

)

Decaimento beta negatron (

-

₎

Um nêutron do elemento-pai emite um elétron de alta energia (partícula ) e se converte em um próton.

Átomo No_{Atômico Nêutrons N}o_Massa

PAI Z N Z+N=A

FILHO Z+1 N-1 (Z+1)+(N-1)=A

87

_Rb

37

→ 

+

Sr

+  + Q

Decaimento pósitron (+)

Átomo No_{Atômico Nêutrons N}o_Massa

PAI Z N Z+N=A

FILHO Z-1 N+1 (Z-1)+(N+1)=A

18_F

9→ 18O8+ + +  + Q

Um próton no núcleo do elemento-pai absorve um elétron e se transforma em um nêutron (pósitron + um neutrino.

Na captura de elétron, um próton do núcleo captura um elétron orbital e se transforma em um nêutron e um neutrino. O número atômico (Z) decresce de 1. A massa (A) não muda = isóbaro.

Átomo No_{Atômico N}o_{Nêutrons N}o_Massa

PAI Z N Z+N=A FILHO Z-1 N+1 (Z-1)+(N+1)=A 40_K 19+ e- → 40Ar18 + + +  + Q 7_Be 47Li3+  + energia

Captura de elétrons:

Isótopos

Mesmo nº atômico (Z) e diferentdiferente nº de e nº de massa (

massa (AA))

•Isótopos estáveis –

_{C e}

_C

•Isótopos radioativos –

_C

 Com relação ao número de prótons (Z) x número de neutrons (N), os isótopos com Z < 20 têm quase que o mesmo número de prótons e neutrons.

 A partir do 238_{U o número de neutrons aumenta até 2,7} vezes o número de prótons.

 Área do vale de energia (onde se situa os estáveis).

Acima e abaixo estão situados os isótopos instáveis. 6,02252 x 1023₎

Isótopos Radioativos

 Isótopos instáveis que decaem para outro nuclídeo.

 A taxa de decaimento é constante e não é afetada

pela P, T e X (composição) ...

 Nuclídeo pai = nuclídeo radioativo que sofre decaimento.

 Nuclídeo filho = nuclídeo radiogênico produto do

decaimento radioativo de um nuclídeo pai.

Decaimento Alfa Decaimento Beta

 Meia Vida (T1/2) - é definida como o tempo necessário

para que o número de átomos originais seja reduzido a N₀/2, ou seja, à sua metade. Na equação N(t) = N_O℮-t_,

N/NO= ½ =℮-t1/2 ou

T_1/2 = ln2/



Como alguns elementos possuem meia-vida de milionésimos de segundos, outros, bilhões de anos torna-se possível medir a idade das rochas

A Meia-vida do urânio (U) é de 4,5 bilhões de anos. Logo desde a formação do planeta Terra já passou o tempo de cerca de 1 Meia-vida do U → a quantidade de U presente na Terra era o dobro da atual

Isótopo Radioativo Isótopo Radiogênico Meia-Vida (Ga) Potássio 40 40_{K Argônio 40 40} Ar 1,3 Rubídio 87 87_Rb Estrôncio 87 87_Sr 48,8 Samário 147 147_{Sm Neodímio 143} 143_Nd 106 Tório 232 232_Th Chumbo 208 208_Pb 14,01 Urânio 235 235_U Chumbo 207 207_{Pb 0,704} Urânio 238 238_U Chumbo 206 206_{Pb 4,47} Rênio 187 187_Re Ósmio 187 187Os 42,3

Isótopos mais utilizados em datação

A taxa de decaimento de um nuclídeo instável PAI é proporcional ao número de átomos “P” remanescente em um tempo “t”:

-dN/dt  N (Eq. 01)

A proporcionalidade é eliminada pela utilização de uma constante que é a constante de decaimento radioativo (), e a equação pode ser escrita na forma:

-dN/dt = N →

-∫dN =  ∫ dt

Equações do Decaimento Radioativo

Integrando a equação obtém-se a equação:

- ln N = t + C (Eq. 02)

Onde ln N é o logaritmo na base е de N, e C é a constante

da integração. Numa condição que N = N_o quando t = 0. então:

C = - ln N

→

-ln N = t + C

Obtém-se -

ln N = t - ln N

ln N – ln N

t

ln(N/N

) = - t

→

N/N

= e

N = N

e

_{(Eq. 03)}

Essa equação dá o número de átomos radioativos N (pai) que permaneceu em um tempo (t) de número original de átomos (No) que estavam presentes quando t = 0. Sendo a equação básica que descreve o processo de decaimento radioativo.

 Assumindo que o número de átomos-filho é zero no tempo t = 0. O número de átomos-filhos (D* = Daughter) produzido pelo decaimento do átomo-pai em um tempo t é dado por:

 D* = N_o– N

 Usando a Eq. 03 N = N e-t e substituindo N_o por N e-t

→

→

 No geral, o número total de átomos-filho (D) presente em um sistema que decaiu é:D = D_o + D* (Eq. 05)

 Onde D_oé o número de átomos-filho inicial (em t = 0) e D* é o número de átomos-filho produzido no sistema pelo decaimento do átomo-pai. Assim:

 D* = N(e-t_{– 1),}

 D = D_o+ N(e-t_{– 1) (Eq. 06)}

 Essa é a equação básica que é usada para determinar a idade de rochas e minerais baseado no decaimento de um átomo radioativo para um átomo-filho estável. D e N são medidos, e Do é uma constante cujo valor é obtido dos dados das amostras cogenéticas = mesma idade.

 A partir da Eq. 03N = N_oe-timplica que ln N_o/N = t → t = 1/  ln N_o/N,

Como No= N + D* → t = 1/  ln [(N + D*)/N] logo,



t = 1/  ln (1 + D*/N) (Eq. 07)

 sendo essa a equação fundamental da geocronologia. Onde N = no _{de átomos do isótopo radioativo medido} hoje (átomos-pai); No é a quantidade inicial do isótopo

radioativo no momento do fechamento do sistema; D é o número de isótopos radiogênicos (átomos-filho); t é o tempo decorrido desde o fechamento do sistema isotópico (idade do sistema) e  é a constante de desintegração do átomo-pai.

 A equação fundamental da geocronologia

t = 1/  ln (1

+ D*/N)

átomo-filho = D* (Daughter atoms) e F – Fo = N(e-t _{– 1)}

resultando em: F = Fo + N(e-t _{– 1). Assim a equação}

fundamental da geocronologia vem escrita como:

 Temperatura de abertura/fechamento do sistema

 É uma temperatura limite a partir da qual, se o sistema estiver sob condições de temperatura acima desse limite, todo o isótopo formado pelo decaimento radioativo não será retido no sistema.

 Se estiver ocorrendo o contrário (resfriamento), a partir do momento que o sistema atinge uma temperatura inferior ao valor desse limite, o isótopo radiogênico fica retido no sistema e poderá ser medido.

 Se uma rocha for submetido a temperaturas mais elevadas do que a do fechamento do sistema isotópico, por um longo período, esse sistema poderá ser ressetado totalmente (“zera o relógio radiométrico”) ou ser só parcialmente ressetado.  No primeiro caso, é possível se determinar a idade do evento

De que depende o fechamento de um sistema?

 Retentividade dos elementos pai e filho na estrutura do

mineral;

 Propriedades físicas e químicas dos elementos pai-filho;  Eventos de alteração metamórfica da rocha, ou mineral, em

respotas a mudanças episódicas de pressão e temperatura;

 Taxa de resfriamento do último evento térmico;  Interações com soluções aquosas.

1. A constante de decaimento () é realmente constante e deve ser conhecida com o máximo de exatidão.

2. O mineral, ou rocha, se formou em um sistema geoquímico fechado, ou seja – O sistema deve ter permanecido fechado em relação a perdas e ganhos de isótopos radioativos (átomos-pai) e radiogênico (átomos-filho) desde o tempo t = 0 (ponto inicial do relógio radiométrico).

3. É necessário conhecer a quantidade inicial de isótopos radiogênicos.

AS PREMISSAS BÁSICAS DA GEOCRONOLOGIA

Considerações importantes:

 Cada sistema pai-filho pode responder de forma

diferente à distúrbios, a depender da intensidade e duração do evento (em função das diferentes temperaturas de fechamento do sistema). Com isso dados obtidos para uma rocha, ou mineral, através da aplicação de diferentes geocronômetros tem significados distintos.

 Importante saber entender os resultados obtidos,

levando-se em consideração a origem dos diferentes tipos de rochas.

 Conhecer os princípios de cada método e da

geologia da região é imprescindível para a escolha da sistemática isotópica.

Rochas ígneas

 Idade de uma rocha ígnea - espaço de tempo desde que o

mineral(is), que constitui(em) a rocha, se cristaliza(m) a partir do magma.

 Rochas ígneas plutônicas - resfriamento lento permite que

certos elementos pai-filho escapem até atinguir a temperatura de fechamento do sistema (ex. 40_Ar).

 Idades K-Ar de micas em rochas ígneas ou metamórficas, em

muitos casos, será menor que a Rb-Sr ou Sm-Nd no mesmo mineral.

 Composição química e mineralógica de uma rocha ígnea

plutônica pode ser alterada por fluídos hidrotermais →

modificações na abundância inicial do isótopo filho (ex. 87_{Sr ou}

outro isótopo radiogênico) introduzindo erros na cálculo da idade Rb-Sr o por outro método.

Rochas Sedimentares

 Clásticas (espaço de tempo desde a diagênese) e químicas

(espaço de tempo desde a precipitação de minerais da água do mar).

 Rochas sedimentares clásticas – partículas minerais

pré-existentes – idade da fonte (minerais resistentes ao intemperismo).

 Presença de minerais autigênicos (ex. glauconita ou ilita) ou de

discretas intercalações de rochas vulcânicas (lavas ou tufos).

 Rochas sedimentares químicas (carbonatos e evaporitos) –

desfavoráveis aos estudos geocronológicos porque dificilmente retêm o sistema fechado.

Rochas Metamórficas

 Complexo – recristalização de rochas pré-existemtes que

podem ter sido recristalizadas repetidas vezes.

 Episódio de recristalização, seguido de resfriamento – alguns

minerais resistem a alteração durante o metamorfismo (p. ex. zircão), podendo fornecer idades que excedem as idades dos protólitos e/ou subseqüentes eventos termais.

 História geológica de rochas metamórficas de alto grau – mais

de um geocronômetro.

TÉCNICAS ANALÍTICAS

 Várias técnicas analíticas já foram usadas para análises isotópicas. Porém quando o objetivo é datar uma rocha ou mineral é recomendável usar as de melhor precisão e exatidão. Entre as técnicas utilizadas, posemos listar:

 Colorimetria – O urânio apresenta diferentes cores em solução (função da concentração e valência) 0.2 a 10 ppm de U.

 Fluorimetria – O urânio é extraído por solventes orgânicos. Emite radiações fluorescentes quando submetidos à luz ultravioleta. De 0.05 a 50 ppm de U. O erro vai de 4 a 15%, muito elevado para análises isotópicas.

 Fluorescência de Raios-X – técnica simples e rápido.

Concentrações entre 50 e 2000 ppm de Rb e Sr. Quando o erro é de ± 2% seus dados podem ser usados para determinar as razões87_Rb/86_Sr.

 Fotometria de chama – Determinação de K para o método K-Ar.

 Absorção atômica – Determinação de K, Rb, Sr e Pb.

 Ativação neutrônica – Requer um reator nuclear com alto fluxo de neutrons. Muito sensível.

 ICP (AES ou MS) – Determina a grande maioria dos elementos. O ICP-MS com laser acoplado vem sendo muito utilizado para análises isotópica Ar-Ar e U-Pb.

ICP-MS COM LASER ACOPLADO

TIMS (Thermal Ionization Mass Spectrometre): O espectrômetro de massa por ionização termal é um dos equipamentos mais precisos de análises de massas por diluíção isotópica.

Análises por diluição isotópica é o método que utiliza uma solução conhecida como spike (líquida ou gasosa) com uma concentração conhecida de um elemento particular cuja composição isotópica foi modificada para enriquecer em um de seus isótopos. Uma quantidade de

spike é adicionada a amostra para garantir que teremos

uma quantidade de isótopo suficiente para ser lida pelo equipamento. Depois esse volume será deduzido do valor analítico da amostra.

 Análise por microssonda SHRIMP (Sensitive High Resolution Ion Microprobe), que faz análises pontuais em um único cristal.