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UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA
Instituto de Geociências e Ciências Exatas
Campus Rio Claro
Radioelementos Naturais na
Área do Projeto Rio Preto (GO)
Cynthia Romariz Duarte
Orientador: Prof. Dr. Daniel Marcos Bonotto
Tese de Doutorado apresentada ao Curso de Pós-graduação em Geociências – Área de Concentração em Geologia Regional, como parte dos requisitos para obtenção do título de Doutor em Geociências.
UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA
Instituto de Geociências e Ciências Exatas
Campus Rio Claro
Radioelementos Naturais na
Área do Projeto Rio Preto (GO)
Cynthia Romariz Duarte
Orientador: Prof. Dr. Daniel Marcos Bonotto
Tese de Doutorado apresentada ao Curso de Pós-graduação em Geociências – Área de Concentração em Geologia Regional, como parte dos requisitos para obtenção do título de Doutor em Geociências.
551.9 Duarte, Cynthia Romariz
D812ra Radioelementos naturais na área do Projeto Rio Preto (GO) / Cynthia Romariz Duarte.-- Rio Claro : [s.n.], 2002. 169 f.: il.
Tese (Doutorado) – Universidade Estadual Paulista, Instituto de Geociências e Ciências Exatas
Orientador: Daniel Marcos Bonotto
1. Geoquímica. 2. Urânio. 3. Tório. 4. Potássio 5. Gamaespectrometria I. Título
BANCA EXAMINADORA
__________________________________ Prof. Dr. Marcos Aurélio Farias de Oliveira
__________________________________ Prof. Dr. Antenor Zanardo
__________________________________ Prof. Dr. Boaventura Freire dos Reis
__________________________________ Prof. Dr. Francisco Yukio Hiodo
__________________________________ Prof. Dr. Daniel Marcos Bonotto
- Orientador -
__________________________________ M.Sc. Cynthia Romariz Duarte
- Candidata -
Tese de Doutorado aprovada pela banca examinadora em 08/11/2002.
“... no estudo de um sistema natural integrado
como a Terra deveria existir uma ciência que
sintetizaria conhecimento sobre todas as formas
de movimento da matéria que tomam parte da
evolução do sistema. Esta ciência é a Geologia,
compreendida no sentido mais amplo como a
ciência mais geral e abrangente do planeta.”
Potapova
Desafios
“A águia empurrou gentilmente os filhotes para a beira do ninho. Seu
coração trepidava com emoções conflitantes enquanto sentia a resistência
deles. ‘Por que será que a emoção de voar precisa começar com o medo de
cair?’ - pensou. Esta pergunta eterna estava sem resposta para ela.
Como na tradição da espécie, seu ninho localizava-se no alto de uma
saliência, num rochedo escarpado. Abaixo, havia somente o ar para
suportar as asas de cada um de seus filhotes. A despeito de seus medos, a
águia sabia que era tempo. Sua missão materna estava praticamente
terminada. Restava uma última tarefa: o empurrão. A águia reuniu
coragem através de uma sabedoria inata. Enquanto os filhotes não
descobrissem suas asas, não haveria objetivos em suas vidas. Enquanto
não aprendessem a voar, não compreenderiam o privilégio de terem
nascido águias. O empurrão era o maior presente que a águia-mãe tinha
para dar-lhes, era seu supremo amor. E por isso, um a um, ela empurrou,
e todos voaram!”
(autor desconhecido)
Dedico este trabalho àqueles que me
empurraram do ninho e me ensinaram a voar,
meus pais Fernando & Manuella
E também a aquele que continua o trabalho de
empurrar, meu orientador Daniel
Obrigada pelo vôo!!
Agradecimentos
Não há como fazer desta página um amontoado de linhas rápidas e pronto! Tenho trinta
e poucos anos, dos quais quatorze, quase metade de minha vida até então, passados aqui
nesta escola, escola da qual agora me despeço. Fiz minha graduação, mestrado e
doutorado aqui. Aprendi muitas coisas e daqui muitas coisas vou levar, mas vou levar,
principalmente muita saudade. Meu primeiro agradecimento vai pra minha querida escola
de tantos anos, na pessoa de ninguém em especial, mas de todos aqueles que participaram
de minha formação por todos esses anos vividos aqui.
Ao Professor Daniel Marcos Bonotto por sua orientação, amizade e apoio, não só durante
o desenvolvimento desta tese de doutorado, mas durante todos esses anos em que
trabalhamos juntos.
Aos professores Dr. Marcos Aurélio Farias de Oliveira, Dr. Antenor Zanardo, Dr.
Boaventura Freire dos Reis e Dr. Francisco Yukio Hiodo por suas sugestões e valiosas
contribuições na defesa da tese, no intuito de melhorar a versão final da mesma. Aos
professores Dr. Antenor Zanardo e Dr. Nelson Angeli por suas contribuições no meu
exame de qualificação.
À Profa. Dra. Rosemarie Rohn Davies por sua ajuda e paciência na revelação das
autorradiografias contidas neste trabalho.
Ao Departamento de Petrologia e Metalogenia pelo suporte para a realização do
trabalho.
À Laura Narcizo por sua companhia e eficiência, mas, sobretudo por sua amizade,
sempre.
Aos funcionários da Biblioteca do Campus de Rio Claro, sempre solícitos em nos ajudar.
Ao Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico – CNPQ, pela bolsa
de estudos (Processo 14/2798-3) e a Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado de São
Paulo – Fapesp, pelo apoio financeiro ao projeto (Processo 99/12476-0).
Àqueles que me auxiliaram de uma forma ou outra no trabalho de campo em Veadeiros,
seja com informações valiosas, seja como guias ou com apoio logístico, em especial a Ion
Davi, José Nilo, Seu João, Seu Gerulino, Daniel e alguns anônimos que cruzaram meu
caminho mas que terão sempre minha gratidão.
Aos colegas do LABIDRO, pelas discussões, conversas e ajuda durante o
desenvolvimento do trabalho. Ao nosso estagiário Altino Silva por sua ajuda na
preparação das amostras e análises das mesmas.
Aos amigos Priscila A. S. Gali pela ajuda e apoio durante a fase final da realização deste
trabalho, Claudia L. Moura pela ajuda e discussões no desenvolvimento da petrografia,
Jorge L. Feola pelo auxílio com as fotomicrografias, Alessandra C. Corsi pelo auxílio na
geração do modelo 3D, Sergio H. S. Almeida pela valiosa e imprescindível colaboração na
geração das superfícies no OASIS, e a tantos outros que no momento a memória me falha.
Aos demais amigos e colegas da Pós-graduação, pela amizade, companherismo, churrascos,
reuniões, festas... enfim, pela valiosa convivência durante todos esses anos. Aprendi
muito com cada um de vocês. Sentirei saudades.
Aos amigos do Coral Uirapuru e do Madrigal pelas agradáveis “horas de cantar”.
Aos amigos de anos, de hoje e de sempre, Priscila A. S. Gali, Elaine C. Castro, Sergio H. S.
Almeida, Wencesláo M. Oliveira Jr., Núbia S. C. Guerra e Sergio M. S. Guerra, pela
presença e amizade de vocês ontem, hoje e sempre.A vocês, meu amor.
A meus pais pelo suporte emocional e tantos outros suportes. Aos meus irmãos por coisas
que só os irmãos entendem.
A todos aqueles que, de uma forma ou de outra, colaboraram para que este trabalho fosse
concluído.Muito obrigada.
Sumário
Página
Índice... i
Lista de Figuras... iii
Lista de Fotografias... v
Lista de Fotomicrografias... viii
Lista de Tabelas... x
Número de licença dos softwares empregados... xii
Siglas empregradas... xiii
Resumo... xiv
Abstract... xv
I. Introdução... 1
II. Radioelementos naturais... 3
III. Material e Métodos... 20
IV. Área de estudo... 50
V. Resultados e discussão... 94
VI. Conclusões... 161
Índice
Página
I. Introdução...
1II. Radioelementos naturais...
32.1 Equilíbrio radioativo... 3
2.2 Ocorrência nas rochas... 9
2.2.1 Urânio... 9
2.2.2 Tório... 12
2.2.3 Potássio... 14
2.2.4 Ocorrências e prospecção de urânio no Brasil... 16
2.2.4.1 Histórico... 16
2.2.4.2 Principais depósitos de urânio no Brasil... 16
III. Material e métodos...
203.1 Espectrometria gama... 20
3.1.1 Introdução... 20
3.1.2 O espectrômetro... 21
3.1.3. Resolução do sistema utilizado... 23
3.1.4 Fotopicos de interesse... 23
3.1.5 Calibração do sistema em energia... 30
3.1.6 Calibração do sistema em concentração... 34
3.1.7 Nível crítico de detecção... 37
3.2 Espectrometria alfa... 38
3.2.1 Introdução... 38
3.2.2 Sistema espectrométrico utilizado... 38
3.2.3 Metodologia de extração de urânio... 40
3.2.4 Calibração em energia do sistema alfa... 42
3.3 Autorradiografia... 45
IV. Área de estudo...
504.1 Características gerais da área... 50
4.2 Aspectos da geologia regional... 60
4.2.1 Embasamento Granítico-gnáissico... 63
4.2.2 Formação Ticunzal... 65
4.2.3 Grupo Araí... 68
4.3 Geologia da área estudada... 70
4.3.1 Embasamento Granítico-gnáissico... 73
4.3.2 Formação Ticunzal... 77
4.3.3 Intrusivas Ácidas... 89
4.3.4.1 Formação Arraias... 90 4.3.4.2 Formação Traíras... 92 4.3.5 Coberturas detrítico-laterítica... 92 4.4 Mineralização de urânio... 93
V. Resultados e Discussão...
94 5.1 Amostragem... 94 5.2 Petrografia... 104 5.3 Análises químicas... 112 5.4 Espectrometria gama... 124 5.5 Análise de correlação... 134 5.6 Espectrometria alfa... 142 5.7 Síntese radiométrica... 146 5.8 Autorradiografia... 155VI. Conclusões...
161VII. Referências...
163Lista de Figuras
Página
2.1: Esquema de decaimento do 40K... 3
2.2: Cadeias de decaimento radioativo... 7
2.3: Atividade do 222Rn e de seus “filhos” em função do tempo... 8
2.4: Equilíbrio radioativo entre o 226Ra e seu “filho” 222Rn... 8
2.5: Distribuição de urânio em rochas ígneas... 10
2.6: Localização das jazidas e reservas de urânio no Brasil... 17
3.1: Espectros gama típicos para 137Cs e 60Co... 24
3.2: Sistema de espectrometria gama... 25
3.3: Espectro gama de amostras de pechblenda... 26
3.4: Espectro gama de amostra de torita... 27
3.5: Espectro gama de amostra de KCl... 27
3.6: Espectro de raios gama sobre fonte mista de U, Th e K... 29
3.7: Esquema de decaimento do 137Cs e 60Co... 30
3.8: Espectro obtido para fonte de 137Cs... 32
3.9: Espectro do 60Co com a presença do “pico soma”... 32
3.10: Espectro gama obtido para pechblenda contendo 1% de U... 32
3.11: Espectro gama obtido para areia monazítica contendo 1% de Th e 0,004% de U... 33
3.12: Espectro gama obtido para KCl... 33
3.13: Curva de calibração em energia do sistema espectrométrico gama ... 33
3.14: Curva de calibração do urânio em concentração... 36
3.15: Curva de calibração do tório em concentração... 36
3.16: Curva de calibração do potássio em concentração... 37
3.17: Sistema de espectrometria alfa... 39
3.18: Fluxograma da metodologia empregada na preparação de amostras para espectrometria alfa... 40
3.19: Espectro alfa típico obtido através da leitura de padrão contendo isótopos de urânio e seus descendentes... 42
3.20: Curva de calibração em energia do sistema espectrométrico alfa... 44
3.21: Fluxograma de desenvolvimento da técnica autorradiográfica... 49
4.1: Mapa de localização da área de trabalho... 51
4.2: Mapa esquemático da rede de drenagem na área do Projeto Rio Preto... 52
4.4: Modelo digital do terreno para a área de estudo... 56
4.5: Províncias estruturais do Brasil... 61
4.6: Coluna litoestratigráfica e mapa geológico esquemático do Paleo-Meso-Neopro-terozóico das unidades na Faixa Brasília na área de estudo... 62
4.7: Principais unidades do Arqueano e Proterozóico inferior na área de estudo... 64
4.8: Distribuição esquemática da Formação Ticunzal no nordeste de Goiás... 67
4.9: Coluna estratigráfica comparativa do Grupo Araí... 69
4.10: Mapa geológico da área de estudo... 72
5.1: Mapa de drenagem e localização de pontos de amostragem... 102
5.2: Fluxograma de desenvolvimento do trabalho... 103
5.3: Diagrama SiO2 – TiO2 para gnaisses e granitos gnáissicos do Complexo Basal... 121
5.4: Diagrama SiO2 – TiO2 para gnaisses do Membro Inferior da Formação Ticunzal... 122
5.5: Diagrama SiO2 – TiO2 para xistos frescos do Membro Inferior da Formação Ticunzal... 122
5.6: Diagrama SiO2 – TiO2 para xistos alterados do Membro Inferior da Formação Ticunzal... 123 5.7: Diagrama SiO2 – TiO2 para xistos do Membro Superior da Formação Ticunzal... 123
5.8: Superfície de distribuição em área do U obtida por interpoladores matemáticos... 131
5.9: Superfície de distribuição em área do Th obtida por interpoladores matemáticos... 132
5.10: Superfície de distribuição em área do 40K obtida por interpoladores matemáticos... 133
5.11: Correlação entre óxidos para amostras de gnaisses do Membro Inferior da Formação Ticunzal... 137
5.12: Correlação entre óxidos para amostras de xistos frescos do Membro Inferior da Formação Ticunzal... 139
5.13: Correlação entre óxidos para amostras de xistos alterados do Membro Inferior da Formação Ticunzal... 139
5.14: Correlação entre óxidos para amostras de xistos provenientes do Membro Superior da Formação Ticunzal... 140
5.15: Correlação entre K2O e 40 K para amostras de gnaisses do Complexo Basal... 140
5.16: Síntese radiométrica para área, segundo Figueiredo Filho et al. (1982)... 153
5.17: Síntese radiométrica (em contagens por segundo) obtida por interpoladores matemáticos, para a área da pesquisa... 154
Lista de Fotografias
Página 1: Feição geomorfológica comum das serras na região estudada... 55 2: Vista geral da Serra do Rio Preto... 57 3: Vista geral da Lagoa Encantada, na parte N da área, com os quartzitos da Serra do
Funil... 58
4: Vista geral do relevo arrasado na parte central da área de estudo, com poucos morros
testemunho... 58
5: Aspecto da Serra da Raizaminha sustentada por quartzitos do Grupo Araí... 58 6: Afloramento típico do Complexo Basal formado pelo embasamento granito-gnáissico, em forma de grandes blocos de granito nos leitos de córregos (ponto 193)... 75 7: Afloramento de rochas gnássicas do Complexo Basal, em forma de cachoeira no Ribeirão São Bentinho (ponto 137)... 75 8: Ocorrência de rocha granítica do Complexo Basal de dimensões métricas (ponto 131) .. 76 9: Ocorrência de rocha granítica do Complexo Basal (ponto 138)... 76 10: Aspecto da mineralogia de pegmatito que ocorre na área, onde pode ser observada a concentração de turmalinas negras em meio ao quartzo (ponto 159)... 79 11: Aspecto mineralógico, estrutural e textural de paragnaisse da Formação Ticunzal –
Membro Inferior (ponto 5)... 79
12: Aspecto de afloramento de paragnaisse da Formação Ticunzal – Membro Inferior, no leito do Rio Extrema (ponto 4)... 80 13: Gnaisse da Formação Ticunzal – Membro Inferior na margem do Rio Preto (ponto 14). 80 14: Aspecto mineralógico e textural de gnaisse da Formação Ticunzal – Membro Inferior (ponto 34) na margem do Rio Preto... 80 15: Afloramento de gnaisse da Formação Ticunzal – Membro Inferior no leito do Rio Preto
(ponto 34)... 81
16: Afloramento de xisto ferruginoso da Formação Ticunzal – Membro Inferior, com coloração vermelho-escura devido à oxidação de minerais ferrugionosos (ponto 170)... 81 17: Afloramento de xisto ferruginoso da Formação Ticunzal – Membro Superior, onde pode ser observada a presença de grafita em meio aos níveis xistosos (ponto 152)... 81 18: Aspecto de espesso nível de grafita na Formação Ticunzal – Membro Inferior (ponto
106)... 82
19: Leito de quartzo centimétrico concordante com a xistosidade, em meio a xisto ferruginoso da Formação Ticunzal – Membro Inferior (ponto 21)... 82
20: Leito de quartzo centimétrico dobrado concordante com a xistosidade, em meio a
xisto da Formação Ticunzal – Membro Inferior (ponto 58)... 83
21: Afloramento de leito de estrada de xisto ferruginoso da Formação Ticunzal – Membro Superior (ponto 154)... 83
22: Afloramento em corte de estrada de xisto da Formação Ticunzal – Membro Inferior, onde pode ser observado fraturamento (ponto 170)... 84
23: Vista geral de afloramento de xisto da Formação Ticunzal – Membro Inferior... 84
24: Vista geral de afloramento de xisto da Formação Ticunzal – Membro Inferior, onde está localizado o ponto 57... 84
25: Níveis de quartzo que ajudam a sustentar afloramentos de xisto da Formação Ticunzal – Membro Inferior (ponto 57)... 85
26: Afloramento de xisto ferruginoso da Formação Ticunzal – Membro Inferior em trincheira (ponto 132)... 85
27: Aspecto textural de paragnaisse da Formação Ticunzal – Membro Inferior (ponto 1)... 87
28: Crenulação de xisto da Formação Ticunzal – Membro Inferior, com presença de níveis de quartzo acompanhando a xistosidade (ponto 57)... 87
29: Detalhe de crenulação em xisto da Formação Ticunzal – Membro Inferior (ponto 58). 87 30: Ocorrência de dobra em xisto ferruginoso da Formação Ticunzal – Membro Inferior (ponto 171)... 88
31: Fraturas em xistos da Formação Ticunzal – Membro Inferior próximo a Lagoa Encantada (ponto 118)... 88
32: Veios de quartzo discordantes da xistosidade presentes em xistos da Formação Ticunzal – Membro Inferior (ponto 190)... 88
33: Afloramento de arenito verticalizado da Formação Arraias (ponto 140)... 91
34: Afloramento de quartzito fraturado da Formação Arraias (ponto 187)... 91
35: Aspecto de topo de afloramento da Formação Arraias, sustentado por quartzitos... 91
36: Imagem autorradiodráfica com padrão de uraninita, exposta por 4 dias... 158
37: Imagem autorradiográfica com padrão de uraninita, exposta por 6 dias... 158
38: Imagem autorradiográfica com padrão de uraninita, exposta por 7 dias... 158
39: Imagem autorradiográfica com padrão de uraninita, exposta por 50 dias... 158
40: Imagem autorradiográfica amostra de granito rosa salmão proveniente do Complexo Socorro I, exposta por período de 50 dias... 159
41: Imagem autorradiográfica amostra de granito azul fantástico proveniente do Complexo Socorro I, exposta por período de 50 dias... 159
42: Imagem autorradiográfica da amostra 10, exposta por período de 50 dias... 159
43: Imagem autorradiográfica da amostra 37, exposta por período de 50 dias... 160
44: Imagem autorradiográfica da amostra 90, exposta por período de 50 dias... 160
Lista de Fotomicrografias
Página 1: Aspectos mineralógicos e texturais de gnaisse do Complexo Basal (ponto 198). Na fotomicrografia 1A é possível observar a geminação Carlsband dos fenocristais de feldspato potássico...
105 2: Alternância de bandas granoblásticas e lepidoblásticas em paragnaisse do Complexo
Basal (ponto 219)... 105
3: Aspectos mineralógicos de paragnaisse da Formação Ticunzal – Membro Inferior, onde podem ser observados cristais de biotita e quartzo recristalizados (ponto 175)... 106 4: Paragnaisse da Formação Ticunzal – Membro Inferior. Em destaque grande cristal de
granada (ponto 268)... 106
5: Cristais de muscovita e quartzo caracteríticos dos xistos do Membro Inferior da Formação Ticunzal. Notar presença de óxido de ferro em torno dos cristais de muscovita (ponto 29)...
108 6: Alternância de leitos granoblásticos, compostos essencialmente por quartzo, e lepidoblásticos, formados essencialmente por micas, em xisto da Formação Ticunzal – Membro Inferior. Os minerais micáceos possuem duas direções preferenciais (ponto 245).
108 7: Cristais de turmalina presentes em xistos da Formação Ticunzal – Membro Inferior (ponto 111), em meio a bandas lepidoblásticas. Notar a alternância de bandas grano e lepidoblásticas e a ocorrência de biotita...
108 8: Ocorrência de grandes cristais de turmalina recristalizados e veios preenchidos com material microcristalino, formado por muscovita e sericita (ponto 71B)... 109 9: Ocorrência de grafita disseminada em meio a níveis lepidoblásticos compostos por muscovita em xistos da Formação Ticunzal – Membro Inferior (ponto 106)... 109 10: Ocorrência de espesso nível de grafita lamelar em xisto da Formação Ticunzal – Membro Inferior (ponto 116)... 109 11: Aspecto mineralógico de xisto da Formação Ticunzal – Membro Superior (ponto 152), com destaque para cristais de quartzo em meio à massa microcristalina de minerais micáceos...
110 12: Cristais de turmalina e grafita como acessórios em xistos da Formação Ticunzal –
Membro Superior (ponto 101)... 110
13: Granada em cristais recristalizados em meio a matriz micáea, composta essencialmente por muscovita – sericita, presente em xisto da Formação Ticunzal – Membro Superior (ponto 99)...
14: Aspecto mineralógico de um dique de diabasio, composto de piroxênio, quartzo e
opacos (ponto 241)... 111
15: Aspecto mineralógico e textural de quartzo-muscovita xisto da Formação Arraias (ponto 141), com destaque para a alternância de níveis grano e lepidolbásticos... 111 16: Aspecto mineralógico e textural de quartzito micáceo da Formação Arraias (ponto 217), formado essencialmente de quartzo e muscovita... 111
Lista de Tabelas
Página 2.1: Concentrações médias de urânio nos principais tipos de rochas ígneas,
sedimentares e metamórficas, segundo Rogers & Adams (1969b)... 11
2.2: Concentração média de Th e razão Th/U para alguns tipos de rochas ígneas,
sedimentares e metamórficas, segundo Rogers & Adams (1969a)... 13
2.3: Porcentagem de potássio em alguns dos principais tipos de rochas ígneas e sedimentares, segundo Heier & Billings (1969)... 15
3.1: Principais transições gama na série radioativa natural do 238U, segundo Ward
(1981)... 23
3.2: Principais transições gama na série do 232Th, segundo Ward (1981)... 26
3.3: Janelas espectrais comumente utilizadas para medidas gamaespectrométricas na investigação de urânio, tório e potássio... 28
3.4: Calibração em energia para o sistema utilizado... 31
3.5: Dados obtidos para os nuclídeos de interesse, baseados em fontes de urânio, tório
e potássio... 31
3.6: Parâmetros utilizados para a construção das curvas de calibração em concentração
dos nuclídeos de interesse... 35
3.7: Dados utilizados para a elaboração das curvas de calibração para os detectores utilizados nos sistemas espectrométricos alfa... 43 5.1: Relação entre pontos de coleta, unidades litoestratigráficas e litotipos amostrados...
96
5.2: Resultados de análise química por Fluorescência de raios X para amostras provenientes da área de interesse... 113 5.3: Resultados obtidos por espectrometria gama para amostras da Área do Projeto Rio
Preto, separadas unidades litoestratigráficas... 125
5.4: Matriz de correlação entre os óxidos investigados em gnaisses provenientes da Formação Ticunzal – Membro Inferior. ... 136 5.5: Matriz de correlação entre os óxidos investigados em xistos frescos provenientes da Formação Ticunzal – Membro Inferior. ... 136 5.6: Matriz de correlação entre os óxidos investigados em xistos alterados provenientes da Formação Ticunzal – Membro Inferior. ... 138 5.7: Matriz de correlação entre os óxidos investigados em xistos provenientes da Formação Ticunzal – Membro Superior. ... 138
5.8: Correlação entre teores de matéria orgânica, urânio e tório para amostras
selecionadas... 141
5.9: Resultados da razão de atividade 234U/238U e concentração de urânio, obtidos por
espectrometria alfa... 143
5.10: Resultados da concentração de U (ppm), eU(ppm), razão eU/U e respectivos erros para amostras da Formação Ticunzal – Membro Inferior... 145 5.11: Dados de taxa de contagem para os nuclídeos investigados... 147
Números de Licença e/ou de Série dos Softwares empregados neste trabalho
¾AutoCAD 2000 – Licença: 00120-476028-9600 – Serial number: 331.99002676 ¾CorelDRAWTM
9 for Windows – Corel Order Number 3022040045136 ¾ERMapper 6.0 – 2308.7178.0021.0106.0006
¾Maestro – EG&G Ortec – 09835606 – versão 5.0 – modelo A65-B32
¾Microsoft Office Professional 2000 – Win 32 English – 269-03772 – versão 2000 (Excel, Word, Power Point)
¾Oasis montajTM
Data Processing and Analysis (DPA) System – versão 5.0 ¾Surfer 7 – Golden Software, Inc. – Serial number: WS 47883
Siglas empregadas neste trabalho
CEA – Comissariat à l’Energie Atomique
CNEN – Comissão Nacional de Energia Nuclear CNPq – Conselho Nacional de Pesquisas cpm – contagens por minuto
CPRM – Companhia de Pesquisas em Recursos Minerais cps – contagens por segundo
DGA – Departamento de Geologia Aplicada – UNESP – Rio Claro DPM – Departamento de Petrologia e Metalogenia – UNESP – Rio Claro FAPESP – Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado de São Paulo INB – Industrias Nucleares do Brasil S.A.
LABIDRO – Laboratório de Isótopos e Hidroquímica
LABOGEO – Laboratório de Geoquímica – UNESP – Rio Claro NUCLEBRÁS – Empresas Nucleares Brasileiras S.A.
ppm – parte por milhão t – tonelada
UNESP – Universidade Estadual Paulista USGS – United States Geological Survey USP – Universidade de São Paulo
Resumo
Os radioelementos naturais U, Th e K foram caracterizados na área do Projeto Rio Preto (GO), executado pela extinta Nuclebrás, após a realização de etapa de campo para reconhecimento da área e amostragem de corpos litológicos das formações aflorantes na área. Sua determinação foi efetuada por espectrometria gama que possibilitou a mensuração dos nuclídeos 40K, 214Bi e 208Tl. Para o universo total de amostras (n = 288) também foram efetuadas análises químicas dos óxidos SiO2, TiO2, Al2O3, Fe2O3, MgO, MnO, K2O, Na2O, CaO e P2O5 com o intuito de se proceder a caracterização química das rochas da região. Os valores de concentração de óxidos e de nuclídeos permitiram a confecção de mapas de sua distribuição pela área de estudo. Para amostras selecionadas foram realizadas leituras de espectrometria alfa para a determinação dos isótopos de U presentes. As razões 234U/238U e eU/U, relativas às leituras por espectrometria alfa e gama, respectivamente, foram determinadas para avaliar a situação de equilíbrio radioativo na cadeia natural de decaimento do urânio. Foi utilizada também a autorradiografia para identificar a presença de minerais radioativos em lâminas de xistos e gnaisses da Formação Ticunzal.
Palavras chave: Urânio, Tório, Potássio, Espectrometria gama, Espectrometria alfa Autorradiografia.
Abstract
The natural radioelements U, Th and K were characterized in the area of the Rio Preto project held by Nuclebrás, after recognizing the area and sampling the rocks occurring there. The determination was performed by gamma spectrometry that allowed to quantify the nuclides 40K, 214Bi and 208Tl. All rock samples (n = 288) were chemically analyzed in terms of the oxides SiO2, TiO2, Al2O3, Fe2O3, MgO, MnO, K2O, Na2O, CaO and P2O5. The values of concentration of oxides and nuclides were used to generate distribution maps in the studied area. Alpha spectrometry was utilized for selected samples in order to determine the U-isotopes. The 234U/238U and eU/U ratios relative to the alpha and gamma spectrometry readings, respectively, were determined to evaluate the radioactive equilibrium condition in the natural uranium series decay. Autorradiography was also used to identify the presence of radioactive minerals in shales and gneisses from Ticunzal Formation.
Key words: Uranium, Thorium, Potassium, Gamma spectrometry, Alpha spectrometry, Autorradiography.
I. INTRODUÇÃO
Este trabalho teve por objetivo efetuar uma melhor caracterização do contexto radiométrico na área do Projeto Rio Preto, através de um levantamento envolvendo o 40K, 'eU' e 'eTh' em amostras provenientes da área do Projeto Rio Preto, executado pela extinta Nuclebrás, atual INB – Indústrias Nucleares Brasileiras S.A.
A área do projeto está localizada na região nordeste do estado de Goiás, a oeste da área do Parque Nacional da Chapada dos Veadeiros, estando limitada pelos meridianos 470 50’ e 480 05’ W e pelos paralelos 130 47’ e 140 00’ S, perfazendo um total de 650 Km2, que engloba a confluência dos rios Claro e Preto, este último afluente do Rio Tocantins.
O Projeto Rio Preto, executado pela Nuclebrás no final da década de 70 e início dos anos 80, efetuou o mapeamento geológico básico da região e a caracterização radiométrica por aerogamaespectrometria, sem canais discriminados.
Duarte (1997) efetuou uma caracterização radiométrica preliminar da área de interesse por intermédio de espectrometria gama laboratorial com discriminação de canais em amostras provenientes do mapeamento geológico executado pela Nuclebrás, disponibilizadas para o Departamento de Petrologia e Metalogenia da UNESP – Rio Claro após a conclusão do projeto.
Os resultados da concentração de urânio obtidos por Duarte (1997) indicaram a ocorrência de enriquecimento neste radioelemento para alguns litotipos encontrados na área, com valores de até 600 ppm. Os resultados de concentração de tório situaram-se no contexto daqueles registrados em literatura para os tipos litológicos que ocorrem na área, ocorrendo, entretanto, teores mais elevados em alguns locais (valores de até 220 ppm).
A partir de análise de algumas amostras por espectrometria alfa e da comparação com resultados obtidos por espectrometria gama para as mesmas amostras, razões eU/U obtidas por Duarte (1997) indicaram a ocorrência de mobilização dos nuclídeos na cadeia de decaimento do urânio, desde o 226Ra até o 238U, confirmando as informações geradas a partir das razões de atividade 234U/238U menores que 1, indicativas da mobilização de 234
U em relação ao 238U no último milhão de anos.
Os resultados prévios obtidos por Duarte (1997) indicaram a necessidade de uma melhor caracterização radiométrica da área, o que foi conduzido no decorrer deste trabalho, a partir do desenvolvimento das seguintes etapas:
• Reconhecimento da área, com a condução de uma etapa de campo para amostragem, de maneira a adensar a malha de pontos;
• Caracterização petrográfica dos principais tipos litológicos presentes na área, através da análise de lâminas petrográficas;
• Análise geoquímica de todo o universo de amostras, visando a determinação dos principais óxidos constituintes: SiO2, TiO2, Al2O3, Fe2O3, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O e P2O5;
• Construção de diagramas de variação envolvendo os parâmetros químicos determinados, bem como separação dos litotipos similares de acordo com a composição química e mineralógica;
• Implementação e utilização da técnica de autorradiografia, junto ao Departamento de Petrologia e Metalogenia da UNESP - Rio Claro para o estudo da distribuição dos elementos radioativos nos principais minerais nas rochas;
• Análise radiométrica das amostras para avaliar a distribuição dos radionuclídeos investigados e a extensão do desequilíbrio radioativo a partir das razões eU/U e 234
U/238U.
As informações geoquímicas e autorradiográficas contribuirão para o esclarecimento das situações de desequilíbrio radioativo na série de decaimento do urânio. Para tanto, empregou-se o sistema espectrométrico gama instalado no LABIDRO, o qual pode ser utilizado no estudo da radioatividade de rochas, minerais, solos, minérios e sedimentos, pois, a espectrometria gama tem provado ser um método de fácil uso para a caracterização da radioatividade natural devido ao U, Th e K. Na espectrometria gama convencional, os nuclídeos mensurados são o 40K, o 214Bi e o 208Tl, sendo os resultados expressos em termos de taxas de contagem (número de contagens por unidade de tempo). Entretanto, é preferível que os resultados estejam expressos em termos de concentrações equivalentes de urânio e de tório, de maneira que as determinações de U e Th por meio da espectrometria gama são indicadas pelo prefixo ‘e’, ou seja, ‘eU’ e ‘eTh’ (Killeen, 1979). Tais determinações baseiam-se na premissa que existe equilíbrio radioativo entre o 238U e o 232Th e seus descendentes nas respectivas séries de decaimento.
Desta forma, a integração dos dados mineralógicos, geoquímicos, autorradiográficos e radiométricos deverá possibilitar uma melhor compreensão acerca da ocorrência de urânio na área do projeto.
II. RADIOELEMENTOS NATURAIS
2.1 Equilíbrio radioativo
Os principais radioelementos de ocorrência significativa no material crustal da Terra são o potássio, o urânio e o tório.
O 40K é o isótopo radioativo do potássio de ocorrência natural, constitui cerca de 0,012% do total de potássio presente na natureza. Sua meia vida é de 1,15 x 1010 anos. Aproximadamente 89% dos átomos de 40K decaem por emissão de uma partícula β- para formar átomos de 40Ca, enquanto que os 11% restantes desintegram-se por captura eletrônica para formar átomos de 40Ar, com emissão de um fóton gama de energia 1,46 MeV (Figura 2.1). Desde que não ocorra separação de isótopos de potássio no ambiente natural, o fluxo de radiação gerado pelo 40K no volume de rocha está na proporção direta da quantidade de potássio presente (Hiodo, 1989).
Figura 2.1: Esquema de decaimento do 40K, por intermédio dos seguintes modos: (1) captura eletrônica com emissão de raios γ, (2) captura eletrônica sem emissão de raios γ, (3) emissão de pósitron, e (4) emissão beta. Também estão indicadas as energias, E, para cada modo de decaimento e a porcentagem de 40K que decai para cada modo (Dalrymple & Lanphere, 1969).
O urânio natural compreende três isótopos: 238U, 235U e 234U. Quando em equilíbrio radioativo, esses isótopos correspondem, respectivamente a, 99,28%, 0,72% e 0,0054% da abundância do elemento. Os isótopos 238U e 235U dão origem às séries de decaimento do urânio e do actínio, respectivamente, onde seus descendentes apresentam meias-vidas que variam de frações de segundo a milhares de anos. As duas séries de decaimento finalizam no elemento estável chumbo, sendo que o 235U, após 11 desintegrações (7 do tipo α e 4 do tipo β-) origina o 207Pb, e que o 238U, após 14 desintegrações (8 do tipo α e 6 do tipo β-) origina o 206Pb. O 234U, citado como um dos três isótopos naturais de urânio é um nuclídeo radiogênico, pertencente à cadeia do 238U (Bonotto, 1986).
O tório é um elemento instável, sendo o 232Th o precursor da série natural de decaimento que após 12 desintegrações (7 do tipo α e 5 do tipo β-) origina o 208Pb. Na mesma série ocorre outro isótopo natural de tório, o 228Th.
A Figura 2.2 apresenta estas três séries de decaimento (urânio, tório e actínio), onde estão representados os nuclídeos radiogênicos formados e suas respectivas meias-vidas (Ku, 1976).
Numa série natural, a radioatividade pode ser medida através da atividade A dos nuclídeos, definida como o módulo da função:
A= dt dN − (1)
Nesta expressão, dN/dt é a taxa de variação do número de nuclídeos por unidade de tempo:
dt dN
= - λN (2)
onde, λ é a constante de decaimento, que representa a probabilidade de um nuclídeo desintegrar-se espontaneamente por unidade de tempo (dimensão de tempo -1) e N é o número de átomos no sistema num tempo t .
A integração da equação (2) fornece a expressão: N = No e
-λt (3)
onde, No representa o número de átomos inicialmente presentes no sistema. Se T½ é o tempo para a desintegração de metade dos átomos do sistema (meia-vida do nuclídeo), então é possível escrever:
λ = 0 693 1
2 ,
Uma situação interessante ocorre quando se permite que um nuclídeo “filho” seja acumulado num recipiente juntamente com o seu “pai”. No início do processo de acumulação tem-se apenas o nuclídeo “pai” puro, sendo o “filho” gerado na mesma proporção em que o “pai” se desintegra. Entretanto, à medida que se tem o acúmulo do “filho”, sua taxa uniforme de criação entra em equilíbrio com a taxa crescente de decaimento do “pai”. Após um intervalo de tempo, as duas taxas tornam-se praticamente iguais e a atividade do “filho” entra em equilíbrio com a do “pai”. A atividade do nuclídeo “filho” fica condicionada à do nuclídeo “pai”, não a ultrapassando.
O acúmulo dos produtos de decaimento em uma série radioativa, para um número muito grande de átomos, é descrito pelo sistema de equações diferenciais:
dN1 = λ1N1 dt
dN2 = (λ1N1 - λ2N2) dt dN3 = (λ2N2 - λ3N3) dt ... ...
dNi = (λi-1Ni-1 - λiNi) dt (5)
Cada Ni é o número de átomos do i-ésimo elemento da série radioativa presente no instante t e λi é a sua respectiva constante de decaimento.
Se o índice “0” corresponder ao estado inicial no instante t = 0, então, assumindo N2 = 0, a integração da segunda equação fornece o número de nuclídeos produzidos a partir do decaimento radioativo de um determinado “pai”:
N2 =
λ
λ λ
λ λ 1 1 0 2 1 - -N - e e 1 2 ⋅ t − t (6)No caso em que λ2 >> λ1, é possível simplificar a expressão para:
N2 =
λ
λ
λ 1 1 0 2 -N (1- e 2 ) ⋅ t (7)Se o sistema existe há muito tempo (t → ∞), pode-se escrever:
N2 =
λ
λ
1 2 N10 (8)Nessas condições dN2/dt = 0 e o número de átomos do produto permanece inalterado. O conjunto de equações diferenciais (5) indica um estado estacionário, valendo as relações:
dN1/dt = λ1N1 dN2/dt = 0
dN3/dt = 0 (9) ... ... dNi/dt = 0
Tal situação estudada por Bonotto (1982) e Torquato & Kawashita (1990) define a condição de “equilíbrio radioativo” ou “equilíbrio secular” estabelecido quando a derivada em função do tempo é igual a zero. Assim, nota-se que o número de átomos que decai por unidade de tempo é igual ao número de átomos formados no mesmo intervalo de tempo, situação que ocorre em sistema fechado para os membros de uma série radioativa natural. Com exceção da primeira equação, dentre aquelas representadas em (5), em que λ1N1≅ 0, para as demais equações tem-se:
λ1N1 = λ2N2 = ... = λi-1Ni-1 (10)
Assim, as atividades de todos os nuclídeos em filiação são iguais, isto é, o número de núcleos que se desintegram por unidade de tempo é o mesmo qualquer que seja o radioelemento.
Portanto, se um sistema é constituído por uma série de decaimento em equilíbrio radioativo secular, as atividades dos produtos de decaimento são iguais entre si. Como as λ's dos “pais” das séries radioativas naturais são extremamente menores que as de seus “filhos”, a equação (7) é uma boa aproximação que possibilita determinar o tempo para os nuclídeos de cada série, atingirem o equilíbrio radioativo com seus “pais”.
Na série do urânio, iniciada no 238U e encerrada no nuclídeo estável 206Pb, tem-se que o equilíbrio radioativo entre os membros intermediários da cadeia é estabelecido em diferentes intervalos de tempo. Por exemplo, a Figura 2.3 ilustra isto para o 222Rn e seus “filhos”, onde se nota que após cerca de 3 horas é atingido o equilíbrio radioativo.
Uma outra situação importante na determinação espectrométrica gama é a que envolve os nuclídeos 226Ra e 222Rn da série do urânio, notando-se na Figura 2.4 que o tempo para o equilíbrio radioativo ser atingido corresponde a aproximadamente 26 dias, o qual é respeitado para o processamento das análises em laboratório.
2.2 Ocorrência nas rochas
2.2.1 Urânio
O urânio, elemento metálico radioativo pertencente ao grupo III B da tabela periódica, mais especificamente à família dos actinídeos, possui número atômico 92 e massa atômica 238,03. Sua configuração eletrônica é dada por 5f3 6d1 7s2; densidade de 19,05 g.cm-3 (20°C); pontos de fusão a 1132° e de ebulição 3818°C.
Existem vários íons metálicos similares ao urânio, em termos de raio iônico, alta carga positiva e/ou características de coordenação. Entretanto, este elemento resiste à incorporação como um substituto de outros íons metálicos na maioria das rochas comumente formadas e depósitos minerais, tendendo, ao invés disto, formar seus próprios minerais (Nash et al., 1981).
O urânio não ocorre naturalmente como um elemento nativo, pois ao reagir com a água forma um óxido ou hidróxido (Nash et al., 1981). O principal composto primário de urânio é o dióxido, UO2, que ocorre na variedade bem cristalizada uraninita e na forma microcristalina pechblenda. O UO2 contém pequenas quantidades de rádio, tório, polônio, chumbo e hélio. Oxidação incipiente e perda de urânio por decomposição radioativa podem aumentar a relação oxigênio-urânio, de modo que raramente a uraninita e a pechblenda tem precisamente a composição UO2, que se aproxima de U3O8 (Krauskopf, 1972).
Em virtude da solubilidade dos minerais de urânio, esse elemento pode ser transportado por água superficial ou subterrânea até ambientes redutores, onde se precipita na forma de pechblenda ou coffinita (USiO4.nH2O) (Krauskopf, 1972).
O comportamento do urânio e seu estado de oxidação mudam de um ambiente geológico para outro devido suas características químicas. O urânio possui muitos estados de oxidação (2+, 3+, 4+, 5+ e 6+), sendo que os estados de oxidação 2+ e 3+ só podem ser obtidos em condições laboratoriais (Nash et al. 1981). Na natureza o urânio ocorre sob os estados de oxidação 4+, 5+ e 6+. Embora Langmuir (1978) e Calas (1979) tenham enfatizado que o estado de oxidação 5+ possa ser o mais importante, a geoquímica do urânio tem sido descrita em termos dos estados de oxidação 4+ e 6+.
A transição de 4+ para 6+ tem um potencial de óxi-redução compreendido no intervalo normal de variação dos ambientes geológicos:
U4+ + 2H2O↔ UO2 ++
+ 4H+ + 2 e
-de modo que se po-de esperar a presença -de compostos -destes dois estados -de oxidação na natureza (Krauskopf, 1972).
Apesar de que apenas fatores químicos não fornecem explicação da origem dos depósitos de urânio, eles são importantes pois o minério superficial pode ser derivado por
oxidação de depósitos originais de sedimentos ricos em matéria orgânica, ou, então, o minério não-oxidado pode ser derivado pela lixiviação e redução de depósitos originais de material oxidado em arenito. O mecanismo da oxidação, dissolução, precipitação e redução pode ser explicado pelo comportamento químico do urânio, mas, a seqüência dos eventos deve ser estabelecida a partir das relações geológicas.
A Tabela 2.1 apresenta as concentrações médias de urânio para alguns tipos de rochas ígneas, sedimentares e metamórficas e a Figura 2.5 apresenta a distribuição generalizada do urânio em grandes grupos de rochas ígneas.
Figura 2.5: Distribuição de urânio em rochas ígneas, segundo Rogers & Adams (1969b).
Tabela 2.1: Concentrações médias de urânio nos principais tipos de rochas ígneas, sedimentares e metamórficas, segundo Rogers & Adams (1969b).
Rochas U (ppm) Graníticas 4,19 Í Gabróides 0,84 G Ultramáficas 0,022 N Eclogitos 0,20 E Intrusivas alcalinas 9,82 A Extrusivas silicáticas 5,0 S Basálticas 0,43 Arenitos 1,48 S Grauvacas 2,1 E Arcóseos 1,5 D Folhelhos 3,25 I Bauxita 11,4 M Bentonita 5,0 E Calcários 2,19 N Dolomitos 0,03 - 2,0 T Fosfáticas 50 - 300 A Evaporitos <0,1 R E S Sedimentos do Pacífico areias lamas lamas argilosas argilas pelágicas 3,0 2,3 2,7 2,0 M Anfibolito 3,5 E Gnaisse 2,2 T Paragnaisse 4,5 A Granulito 4,9 M Ortognaisse 3,6 Ó Cordierita gnaisse 5,8 F Mármore 0,17 I Filito 1,9 C Xisto 2,5 A S Rochas máficas 3,2
2.2.2 Tório
O tório, elemento metálico radioativo, pertencente ao III B da tabela periódica, mais especificamente à família dos actinídeos, possui número atômico 90, massa atômica 232,04 e número de coordenação 6. Sua configuração eletrônica é dada por 6d2 7s2; densidade de 11,5 – 11,9 g.cm-3 (17°C); pontos de fusão a 1740 - 1760°C e de ebulição 4780 – 4800°C.
O tório ocorre na natureza como cátion tetravalente. Este elemento usualmente ocorre como um constituinte traço em soluções sólidas em minerais fosfatados, óxidos e silicatos, e, ainda, em argilas e colóides do solo. Como elemento maior, ocorre em poucos e raros minerais como a torianita (ThO2) e a torita (ThSiO4); o primeiro é isomórfico com o urânio e o seguinte é isomórfico com o zircão. Por esta razão, uma grande parte das ocorrências naturais de tório são encontradas incorporadas à estrutura do zircão (Langmuir & Herman, 1980).
A principal fonte de tório é a monazita (Ce,La,Y,Th)PO4 a qual contém de 3-9% até 20% de ThO2. Minerais ígneos de UO2 podem formar uma solução sólida completa com ThO2 (Rogers & Adams, 1969a).
Minerais hospedeiros de tório são altamente resistentes ao intemperismo e portanto o tório tem sido considerado como um elemento imóvel e insolúvel em águas naturais, como atestam dados da concentração de tório nestes ambientes, onde é encontrado em baixas concentrações, ou nem ocorre.
A concentração de tório em condritos é da ordem de 0,04 ppm, enquanto que nos acondritos é superior a esta. A Tabela 2.2 apresenta a concentração média de Th e a razão Th/U para alguns tipos de rochas ígneas, sedimentares e metamórficas.
Ocorre na areia monazítica no Brasil, Índia e Estados Unidos da América. Pode ser usado como combustível em reatores nucleares pois 232Th captura nêutrons lentos e alimenta 233U. A tória ou dióxido de tório, ThO2, é usada em refratários especiais.
Tabela 2.2: Concentração média de Th e razão Th/U para alguns tipos de rochas ígneas, sedimentares e metamórficas, segundo Rogers & Adams (1969a).
Rochas Th (ppm) Th/U Í Graníticas 21,5 4,62 G Ultramáficas 0,05 Baixa N Eclogitos 0,37 2,90 E Alcalinas intrusivas 17,1 --- A Basálticas 1,58 3,08 S Gabróicas 3,84 4,30 Arenitos 1,70 3,80 S Areia de praia Atlântica 9,50 2,82 E Grauvaca vulcânica 2,60 ~ 2,00 D Arcóseos 5,00 --- I Folhelhos 11,80 4,70 M Bauxita 48,90 5,10 E Bentonita 24,00 5,80 N Calcários 1,75 0,90 T Fosfáticas 1 - 5 <0,1 A R E S Sedimentos do Pacífico areias lamas lamas argilosas argilas pelágicas 1,20 2,70 4,80 7,78 0,40 1,20 1,80 2,56 M Anfibolito 5,0 1,4 E Gnaisse 6,4 0,9 T Paragnaisse 21,0 4,3 A Granulito 5,5 1,5 M Ortognaisse 21,8 3,8 Ó Cordierita gnaisse 0,03 0,2 F Mármore 5,5 2,8 I Filito 7,5 3,0 C Xisto 10,0 3,1 A S Rochas máficas 13,1 4,75
2.2.3 Potássio
O potássio, elemento metálico prateado e mole pertencente ao grupo I A, dos metais alcalinos, na tabela periódica, possui número atômico 19, massa atômica 39,1, raio iônico 1,33 Ao, potencial iônico de 0,75, número de coordenação variando entre 8 e 12, configuração eletrônica 4s1, densidade de 0,87 g.cm-3, pontos de fusão a 63,7ºC, e de ebulição a 760ºC. O “clarke” do potássio é de 2,59, estando entre os oito elementos mais abundantes da crosta terrestre, que juntos perfazem 99% do total de elementos presentes em rochas (Mason, 1971). Existem três isótopos naturais de potássio, de números de massa 39, 40 e 41, cujas abundâncias são 93,1%, 0,01% e 6,9%, respectivamente.
O elemento ocorre na água do mar e em vários minerais como a silvita (KCl ), carnalita (KCl . MgCl2 . 6 H2O) e carnita (MgSO4 . KCl . 3 H2O).
Como exemplo de minerais que possuem o potássio em sua composição podem-se citar a silvita, a carnalita, o salitre, a polialita, a alunita, a carnotita, a apofilita, a muscovita, a flogopita, a biotita, a lepidolita, o microclínio, o ortoclásio, a leucita, entre outros. Alguns deste são importantes como formadores de rochas.
Os feldspatos potássicos têm simetria monoclínica (sanidina e ortoclásio) e triclínica (microclínio). A sanidina representa a fase de alta temperatura e baixa pressão; já o ortoclásio e o microclínio são modificações de médias e baixas temperaturas, respectivamente. A altas temperaturas, pode ocorrer uma solução sólida completa entre o feldspato potássico monoclínico (sanidina e ortoclásio) e o feldspato sódico triclínico (albita). O feldspato intermediário é chamado anortoclásio. A baixas temperaturas, o anortoclásio se exsolve em lamelas subparalelas, de composição alternadamente sódica e potássica (pertitas e antipertitas). A similaridade dos raios iônicos do potássio e do bário gera um isomorfismo entre o ortoclásio e o celsiana, o feldspato de bário (Cocco et al., 1969).
No grupo das micas o potássio também é um elemento de grande importância na formação mineral, com a composição geral dada pela fórmula W(X,Y)2-3Z4O10(OH,F)2, onde W geralmente é representado pelo potássio, uma vez que as micas mais comumente encontradas nas rochas apresentam o potássio em sua composição química.
A Tabela 2.3 apresenta a porcentagem de potássio para alguns dos principais tipos de rochas ígneas e sedimentares.
Tabela 2.3: Porcentagem de potássio em alguns dos principais tipos de rochas ígneas e sedimentares, segundo Heier & Billings (1969).
Rochas % K
Granitos 3,40
Granitos cálcio alcalinos 4,53
Alcali granitos 4,26 Granitos peralcalinos 3,49 I Granodioritos 2,50 G Tonalitos 1,50 N Sienitos 3,73 E Monzonitos 3,50 A Dioritos 1,40 S Gabros 0,60 Kimberlitos 0,97 Riólitos 3,80 Traquitos 4,76 Fonólitos 4,40 Andesitos 1,80 Basaltos 1,26 SE Areia e arenitos 1,48 DI Sedimentos argilosos 2,81 MEN Folhelhos 2,45 TARES Calcários 0,31
O potássio presente em rochas e sedimentos carbonáticos está exclusivamente contido na fração não-carbonática. Já em folhelhos, o potássio é principalmente dado pelo argilo mineral contido, sendo também afetado pela presença de feldspato potássico. Em areias e arenitos, a presença do potássio é dada por três minerais: o feldspato potássico, a mica potássica (illita) e a glauconita. Entretanto, existe uma relação entre a área fonte, os eventos tectônicos, o relevo e clima associados à formação destas rochas. Areias formadas nas fases inicial e final de ciclos tectônicos contém quantidades expressivas de feldspato potássico. O potássio também tem importância relevante nos evaporitos, onde os minerais potássicos são extremamente solúveis e, portanto, lixiviados dos sedimentos para as águas superficiais e subterrâneas.
O metal tem poucos usos mas os sais de potássio são usados em muitas aplicações. O potássio é um elemento essencial nos organismos vivos. Quimicamente é muito reativo lembrando o sódio no seu comportamento e em seus compostos. Também forma o superóxido KO2 de coloração laranja que contém o íon O2
-.
2.2.4 Ocorrências e prospecção de urânio no Brasil 2.2.4.1 Histórico
A prospecção sistemática de minerais radioativos no Brasil teve início em 1952, sob supervisão do CNPq – Conselho Nacional de Pesquisas, com a participação de pesquisadores brasileiros e geólogos americanos do USGS – United States Geological Survey e da U.S. Atomic Energy Commission, revelando os primeiros indícios de urânio em Poços de Caldas (MG), Jacobina (BA) e Araxá (MG). Em 1956 com a criação da CNEN – Comissão Nacional de Energia Nuclear, estabeleceu-se um programa de prospecção em conjunto com o USGS. Já na década de 60, no período entre 1962 e 1966, um programa de intercâmbio entre técnicos franceses e brasileiros foi possível através de um convênio entre a CNEN e CEA – Comissariat à l’Energie Atomique. Entre 1966 e 1974, a prospecção e pesquisa de urânio estiveram sob responsabilidade da CNEN, com a participação, a partir da década de 70, da CPRM – Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais. Em 1974, com a criação da NUCLEBRÁS – Empresas Nucleares Brasileiras S. A., o Brasil passa a ter um programa nuclear, com atividades de prospecção, pesquisa, mineração e industrialização de minerais de urânio (Javaroni & Maciel, 1985).
Em 1988 a INB sucedeu a Nuclebrás e, em 1994, tornou-se uma única empresa ao incorporar suas controladas – Nuclebrás Enriquecimento Isotópico S.A. (Nuclei); Urânio do Brasil S.A. e Nuclemon Mínero-Química Ltda, absorvendo suas atividades e atribuições.
2.2.4.2 Principais depósitos de urânio no Brasil
Através da prospecção e pesquisa de urânio foram identificados oito principais depósitos no território brasileiro, perfazendo um total de 301490 t de U3O8. Os principais depósitos de urânio no Brasil são: Itataia (CE), Espinharas (PB), Lagoa Real (BA), Campos Belos/Rio Preto e Amorinópolis (GO), Quadrilátero Ferrífero e Poços de Caldas (MG) e Figueira (PR) (Javaroni & Maciel, 1985), e Pitinga (AM) (Majdalani, 1999). A figura 2.6 ilustra a localização das províncias uraníferas no Brasil (Forman, 1978; Javaroni & Maciel, 1985). O quadro 1 apresenta as reservas de U3O8 das principais províncias uraníferas do Brasil.
Quadro 1: Reservas (em tonelagem de U3O8) das principais províncias uraníferas do Brasil, modificado de Javaroni & Maciel (1985).
Classe de reserva
Jazidas Medidas e indicadas Inferidas Total
Planalto de Poços de Caldas (MG) 20.000 6.800 26.800
Figueira (PR) 7.000 1.000 8.000
Quadrilátero Ferrífero (MG) 5.000 10.000 15.000
Amorinópolis (GO) 2.000 3.000 5.000
Província uranífera de Rio Preto (GO) 500 500 1.000
Província uranífera de Itataia (CE) 91.200 51.300 142.500
Província uranífera de Lagoa Real (BA) 61.840 31.350 93.190
Espinharas (PB) 5.000 5.000 10.000
Total 192.540 108.950 301.490
Figura 2.6: Localização das jazidas e reservas de urânio no Brasil, modificado de Forman (1978) e Javaroni & Maciel (1985).
A reserva de urânio de Itataia (CE), localizada a 170 km sudoeste de Fortaleza, foi descoberta por um levantamento radiométrico aerotransportado. A geologia da região do depósito é formada por paragnaisses com grandes lentes carbonáticas, cortados por apófises graníticas e pegmatíticas. Dois tipos de minério foram identificados, sendo o
primeiro uma massa uniforme de colofano, que foi denominada colofanito, e o segundo em forma de vênulas e stockwork de minério de colofano em mármores, gnaisses e em epissienitos. O urânio ainda aparece em hidroxi-apatita criptocristalina, que também apresenta interesse econômico como minério de fosfato (Mendonça et al., 1985).
O depósito de Espinharas (PB), localizado a 25 km de Patos, foi detectado por um levantamento radiométrico autoportado, com posterior cheque de campo, avaliação de anomalias e sondagens geológicas. Trata-se de um depósito de urânio epigenético, de origem metassomática, que ocorre gnaisses e xistos pré-cambrianos com granitos intrusivos associados, que foram alterados por processos metassomáticos, tais como albitização e hematização, com lixiviação da sílica e enriquecimento em fosfato (Santos & Anacleto, 1985).
A província uranífera de Lagoa Real (BA), localiza-se na parte centro-sul do estado da Bahia, próximo à cidade de Caetité, tendo sido descoberta através da execução de levantamentos aerogeofísicos na região. A mineralização ocorre em albititos, caracterizados pela presença de plagioclásio sódico, aegerina-augita e andradita. A geologia regional é produto de um intenso metassomatismo sódico de rochas granito-gnáissicas e migmatíticas. A uraninita é o único mineral econômico, sendo os depósitos monominerálicos. A mineralização ocorre em corpos lenticulares de albitito (Oliveira et al., 1985).
O distrito de Campos Belos está situado na parte NE do Estado de GO, entre os municípios de Cavalcante e Campos Belos, em terreno pré-Cambriano. Juntamente com o depósito de Rio Preto, Campos Belos foi descoberto por levantamento aerogeofísico. A mineralização de urânio em Campos Belos, condicionada a estruturação tectônica, está associada a quartzo-sericita-xistos com grafita e rochas granito-gnáissicas que pertencem ao Complexo Goiano. Os minerais de urânio determinados são secundários, tais como autunita, torbernita e renardita (Andrade et al., 1985).
O distrito uranífero de Amorinópolis, localizado no Estado de Goiás, a 215 km leste de Goiânia, foi descoberto através de levantamento aeroradiométrico. A mineralização de urânio ocorre em arenitos arcoseanos da Formação Ponta Grossa, na borda da Bacia do Paraná. Três formas de mineralização de urânio foram encontradas neste distrito: células geoquímicas, associações com cangas residuais e fraturas, sendo o epigenético o mais importante, na forma de células geoquímicas. Os minerais uraníferos encontrados são a autunita, a sabugalita, a uraninita e a coffinita. O depósito uranífero de Amorinópolis é semelhante aos encontrados no Platô do Colorado e em Wyoming, nos Estados Unidos (Hassano, 1985).
O Quadrilátero Ferrífero localiza-se a sul de Belo Horizonte, no Estado de Minas Gerais. Os metassedimentos da Formação Moeda, base da Série Minas, são formados
principalmente por quartzitos, conglomerados e filitos. Os conglomerados da base da Série Minas são depósitos aluviais e exibem mineralização de urânio e ouro associadas, tais como mineralizações encontradas na África do Sul (Villaça & Moura, 1985).
O distrito uranífero de Poços de Caldas (MG) é único depósito mineralizado em rochas alcalinas no mundo. Existem dois principais depósitos no distrito de Poços de Caldas, o do Cercado e do Agostinho. Em ambos a mineralização de urânio está associada a molibdênio e zircão. As rochas hospedeiras da mineralização são tinguaítos, fonólitos e rochas piroclásticas. No depósito do Cercado há quatro tipos distintos de mineralização: tipo veio primário, tipo oxi-redução secundária, mineralização difusa e bolsas de solo reduzido preservado em rochas oxidadas. As reservas estimadas são da ordem de 26800 t de U3O8, 25000 t de MoO3 e 172400 t de ZrO2 (Fraenkel et al., 1985).
O depósito de urânio de Figueira, localizada no centro-oeste do Estado do Paraná, foi descoberto através do levantamento sistemático de bacias de carvão do sul e sudeste do Brasil. O depósito ocorre sob a forma de uraninita associada a arenitos, sedimentos carbonosos, matéria orgânica em argilas e carvões. Está localizado em sedimentos da Formação Rio Bonito, sendo que o principal corpo tem forma lenticular e segue um paleocanal de direção norte-sul (Morrone & Daemon, 1985).
Em Pitinga (AM), vem sendo explorado um depósito de casseterita presente em granitos estaníferos presentes um complexo intrusivo multifásico formado por álcali-feldspato granitos, com altos teores de SiO2, F e Zr, e baixas concentrações de CaO e MgO (Daoud, 1988). Como subproduto da exploração da casseterita, obtém-se a columbita, que contém mais de 1 bilhão de toneladas de nióbio, tântalo, urânio, zircônio e terras raras. Isolado do nióbio (usado em ligas de aço para conferir dureza e resistência à corrosão) e do tântalo (que entra na fabricação de capacitores elétricos) o urânio é tratado como rejeito pela Paranapanema (Brasil Mining Site, 2002). A parceria com a INB prevê o aproveitamento deste minério que, segundo Majdalani (1999), tem 201 milhões de toneladas de minério das quais, 144 mil são de urânio, em fase inicial de aproveitamento da reserva.
Ocupando hoje a sexta posição em reserva de urânio no mercado mundial, o Brasil deve passar a terceiro ou quarto lugar no ranking mundial, com a descoberta de Pitinga, no município amazonense de Presidente Figueiredo.
Desse total 65 mil serão incorporadas às reservas nacionais, representando um acréscimo imediato de 21%, passando depois a uma elevação de 66200 para 96200 toneladas de urânio, numa elevação total de 45% das reservas atuais (Majdalani, 1999).
III. MATERIAL E MÉTODOS
O estudo da distribuição e da intensidade da radioatividade das rochas é de grande importância para geofísicos e geocronólogos, uma vez que se prestam à seleção de material rochoso para a datação geológica absoluta e para o cálculo da produção de calor no interior da Terra. Também interessam à geofísica exploratória, na busca por depósitos de minerais radioativos. Medidas das propriedades radioativas dos materiais de ocorrência natural indicam que um pequeno nível de radioatividade está presente em todas as rochas e minerais. No princípio atribuía-se esta atividade à presença de traços de urânio e tório e seus produtos de decaimento. Investigações posteriores indicaram que o isótopo de potássio 40K também contribui significativamente com a radioatividade natural (Sharma, 1986).
3.1 Espectrometria gama
3.1.1 Introdução
Em termos gerais, o propósito da espectrometria é de identificação e a quantificação de elementos, e, em se tratando de elementos radioativos, a medida espectrométrica é feita com base na propriedade da radioatividade.
Este método tem provado ser de fácil uso, altamente sensível e rápido, sendo aplicado rotineiramente com sucesso na solução de problemas analíticos em radioquímica. Deste modo, amostras contendo misturas complexas de radionuclídeos, com atividades variando desde nanocurie até picocurie, podem ser mensuradas em períodos de tempo entre poucos segundos até muitas horas.
Segundo Ward (1981) a espectrometria de raios gama apresenta dois objetivos: a detecção direta de depósitos de urânio e tório, e o mapeamento geológico através da detecção e delimitação da distribuição lateral de urânio, tório e potássio na superfície rochosa e solos. Para a detecção direta de depósitos de urânio, a espectrometria de raios gama é de reduzida importância pois isto exige a ocorrência de urânio ou de seus produtos de decaimento radioativo a distâncias de 0,2 a 0,45 m da superfície, e, por isso, o mapeamento geológico tem sido o principal objetivo da espectrometria de raios gama. Este tipo de mapeamento geológico pode ser utilizado indiretamente na busca de depósitos de metais básicos como o cobre, chumbo e zinco, e também na detecção e delimitação das rochas fonte nas quais os depósitos de urânio ocorrem ou de onde eles podem ter sido derivados. Contudo, Killeen (1979) considera que o estudo derivado da espectrometria de raios gama constitui uma pequena parte de uma complexa série de investigações inter-relacionadas empregadas na exploração do urânio.
A espectrometria de raios gama, utilizando a análise da energia dos picos possibilita a identificação direta dos radionuclídeos em amostras que emitem radiação gama. Tais determinações, assim como a espectrometria alfa ou beta, são possíveis porque as transições nucleares relacionadas com a emissão gama são específicas a cada radionuclídeo. Entretanto, a espectrometria gama tem algumas vantagens sobre os outros métodos, principalmente por causa da grande penetração dos raios gama se comparada com a das partículas alfa e beta (Ivanovich & Murray, 1992).
A preparação das amostras para leituras de espectrometria de raios gama é simples, não-destrutiva e não necessita “spike" podendo os diversos radioelementos de interesse serem analisados simultaneamente.
3.1.2 O espectrômetro
O espectrômetro de raios gama é formado de um sensor gama e circuitos eletrônicos que separam a radiação incidente no cristal em dois ou mais componentes de energia. Na prática, as energias utilizadas do espectro eletromagnético de raios gama, utilizadas estão numa faixa de 100 KeV - 3 MeV, porém, somente aquelas emanadas de uma profundidade de 30 cm são detectadas (Hiodo, 1989). Em decorrência da interação entre a radiação gama emitida por uma fonte radioativa e um cristal cintilador de NaI(Tl) são produzidos pulsos de pequena amplitude no ânodo de uma fotomultiplicadora (Bonotto, 1990).
Para que sejam detectados, cada pulso é pré-amplificado e aplicado a um amplificador, onde é conformado para ser analisado no próximo estágio (Bonotto, 1990).
Os pulsos produzidos apresentam alturas variáveis que dependem diretamente da energia das radiações; portanto, depois que são discriminados de acordo com suas alturas, fornecem espectros relacionados com a energia da radiação gama emitida nas transições nucleares. O dispositivo que realiza esta separação é o analisador de altura de pulsos (Bonotto, 1990).
Um feixe de radiação gama pode interagir com um cristal de NaI (Tl) através de vários mecanismos, porém apenas dois serão considerados: o efeito fotoelétrico e o espalhamento Compton. Nesses processos de interação da radiação com o cintilador, apenas uma fração da energia primária do fóton é convertida em energia cinética de elétrons. O restante da energia permanece com os fótons secundários. Exceto quando a interação ocorre próximo à superfície e o elétron escapa do cintilador antes de atingir o estado estacionário, a energia cinética do elétron é utilizada na emissão de luz. Os fótons secundários podem ou não liberar mais elétrons, os quais constituem a “fonte” de energia para a produção de luz. Se luz é produzida, ela se adiciona àquela gerada pelos elétrons liberados no processo primário e a saída total de luz é proporcional à energia primária do
fóton Eγ. Esses estágios separados das interações ocorrem quase simultaneamente, de maneira que as emissões de luz não serão resolvidas no tempo, mas se mostrarão como um único “flash” de luz (Bonotto, 1990).
No efeito fotoelétrico, o fóton secundário é um raio X e devido sua baixa energia é absorvido no cintilador cada vez que é produzido. Por isso, esse processo resulta num pulso de luz de energia proporcional à energia primária do fóton, exceto quando a interação ocorre próximo à superfície e o elétron escapa do cintilador antes de atingir o estado estacionário e a energia cinética do elétron é utilizada na produção de luz (Bonotto, 1990).
No efeito Compton, uma fração relativamente grande da energia primária pode permanecer com o fóton espalhado, o qual depende do ângulo de espalhamento e da energia do fóton primário. Essa energia pode não alcançar o detector, de maneira que a energia do pulso de luz não será proporcional, mas menor que a do fóton incidente (Bonotto, 1990).
Tendo em vista estes mecanismos, um espectro típico de radiação gama apresenta as seguintes características:
• pico de absorção total (fotopico): quando se verifica no cintilador completa absorção da energia do fóton incidente; resulta principalmente do efeito fotoelétrico mas também pode resultar do efeito Compton se ocorrerem suficientes eventos de espalhamento que permitam a completa dissipação da energia.
• contínuo Compton: resulta da absorção no cristal da energia transferida aos elétrons durante os eventos com ângulo de espalhamento diferentes daqueles necessários para “frear” o fóton incidente.
• pico de retroespalhamento: o retroespalhamento ocorre quando o fóton gama sofre interações Compton no material que circunda o detector; os quanta retroespalhados dessas interações sofrem interações fotoelétricas com o cristal de NaI(Tl) (Bonotto, 1990).
A Figura 3.1 ilustra espectros gama típicos para o 137Cs e para o 60Co, indicando a posição das interações referidas anteriormente.
A Figura 3.2 ilustra o sistema instalado no LABIDRO – Laboratório de Isótopos e Hidroquímica, do Departamento de Petrologia e Metalogenia - IGCE e utilizado neste trabalho.
Este sistema é formado por uma blindagem de chumbo onde estão colocados o pré-amplificador e o cristal de NaI(Tl), sendo que estes estão conectados a uma fonte de alta tensão. É nesta blindagem de chumbo que é inserida a amostra acondicionada no recipiente de alumínio. Do pré-amplificador parte um cabo que conduz o sinal ao
