1- DESENVOLVIMENTO DA GEOLOGIA ISOTÓPICA 1.1- Idade da Terra “Talvez seja um pouco indelicado perguntar a nossa Mãe Terra a sua idade, mas a Ciência a confessa sem vergonha e de tempos em tempos tem atrevidamente tentado arrancar-lhe um segredo que é proverbialmente bem guardado” Arthur Holmes, 1913 - primeiras noções de história da Terra → padres e filósofos de civilizações antigas ex.: Erodoto (A História II, Euterpe, 11) - até metade do século XVIII → matéria de teologia - 1650/ Bishop Ussher → criação do mundo ocorreu no ano de 4004 A.C. - até 1750 → visão oficial que as rochas sedimentares foram depositadas durante o Grande Dilúvio Dilúvio e todas as outras feições da superfície da tera resultaram de eventos catastróficos → Princípio do Catastrofismo - 1785/ James Hutton (Teoria da Terra) → nascimento da Geologia → os fenômenos que teriam determinado a evolução da Terra seriam os mesmos que podemos observar atualmente → Princípio do Uniformitarismo - 1862/ Lord Kelvin → primeiras estimativas da idade da Terra pelo modelo de esfriamento → idade entre 20 e 40 Ma * oposição de Huxley (1869), Geikie (1892) e Chamberlin (1899) baseados em evidências geológicas * o Princípio do Uniformitarismo, tal como é concebido em nossos dias, continua sendo um dos fundamentos de toda interpretação geológica -1893/ H.S.William → propôs o termo “gocronologia” para descrever a forma adequada a história da Terra mediante unidades de tempos apropriadas, os “geocrons”
1.2- Descoberta da Radioatividade - 1897/ Henri Becquerel → descoberta da radioatividade, em ocasião de sua pesquisa sobre fosforescência experimentando sais de urânio - 1900/ Soddy e Rutherford → equação fundamental do decaimento radioativo dN / dt = -λ N, N, onde DN/dt é o número de desintegrações por unidade de tempo e λ é a constante de desintegração * a equação é exponencial e independente de condições físicas e químicas → o sinal (-) se deve ao fato que dN/dt diminui quando t aumenta - 1903/ Curie e Laborde → radioatividade é um processo exotérmico → começou assim o estudo moderno da história térmica da Terra * o termo “radioatividade” foi proposto por Marie Curie para caracterizar a radiação emitida pelo Rádio - 1900 a 1903/ Soddy e Rutherford, Ramsay e Soddy → desintegração do Urânio produzia Hélio - 1904/ Rutherford → acúmulo de Hélio nos minerais de U poderia ser usado para datar estesminerais * primeiras tentativas foram decepcionantes (Rutherford e Lord Rayleigh) → He não era retido nos minerais → idades mínimas de 500 Ma
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- 1907/ Joly → radioatividade poderia fornecer a energia necessária para o surgimento de montanhas - 1907/ Bertrand Boltwood → publica os primeiros cálculos de idade da Terra baseados na relação U/Pb - 1929 / Aston → invenção do espectrômetro de massa - 1940/ Nier → invenção do espectrômetro de massa de alta alt a resolução - 1950/ segunda guerra mundial → método de diuluição isotópica para medição em espectrometria de massa → métodos U-Th-Pb, Rb-Sr e K-Ar - 1970/ computador → Sm-Nd, Re-Os, Lu-Hf
1.3- Impacto na geologia - limitação na construção de uma coluna estratigráfica → seqüências afossilíferas - 1913/ Athur Holmes (A Idade da Terra) → propôs a primeira escala numérica dos tempos geológicos - descoberta da radioatividade → métodos capazes de datar seqüências afossilíferas → ampliação da coluna estratigráfica 1.4- Fracionamento dos isótopos estáves - 1931/ Urey → descoberta do Deuterium - 1950/ Urey → desenvolveu métodos de separação do
235
U por difusão gasosa
2- CONCEITO FÍSICO 2.1- Estrutura interna do átomo - composição → núcleo composto de nucleons e rodeado por uma nuvem eletrônica (n) - nucleons → prótons (p) e neutrons (n) - Z é o número de prótons e N de neutrons, sendo A o número de massa A = Z + N - isótopos → átomos de mesmo número de prótons → conseqüentemente possuem o mesmo número de elétrons → apresentam as mesmas propriedades químicas - unidade de massa atômica (u.m.a.) → parâmetro criado pelos físicos para expressar a massa atômica (muito pequena) → por definição a u.m.a. é a massa do Carbono 12 (por convenção o átomo-grama 126C = 12 g) então 1 u.m.a. = 12000/N x 1/12 = 1/N g onde N é o número de Avogadro 1 u.m.a = 1,66 x 10 -24 g - estabilidade do átomo → “força Coulombiana” gera instabilidade interna, anulada por uma força de ligação (defeito de massa), revelada pelo cálculo da massa atômica: onde defeito de massa = m (n) -m (p+e) = 1,008665 - 1,007825 * a maioria dos isótopos naturais têm energia de ligação entre 7 e 8,8 MeV/núcleos
2.2- Decaimento radioativo
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Ariadne do Carmo Fonseca
- estabilidade e abundância dos isótopos naturais → 280 isótopos naturais, dos quais 260 são estáveis e mais de 1440 são instáveis produzidos em laboratório - representação gráfica → gráfico número de prótons versus número de neutrons * os isótopos com Z < 20 têm núcleo contendo quase que o mesmo número de prótons e neutrons * a partir daí e até o 238U o número de neutrons aumenta até 2,7 ao de prótons *vale de energia → isótopos instáveis estão situados acima e abaixo - todos os átomos mais pesados que o Hélio e mesmo a maior parte do He existente foram produzidos pela nucleossíntese galática, no interior das estrelas relativamente grandes * os poucos radioisótopos de longa vida, utilizados em radiometria, são portanto os únicos sobreviventes sobreviventes instáveis desse períoodo; os demais decaíram rapidamente em isótopos que ocupam a região estável (vale de energia) Radioatividade Beta ( β) resulta de processos que se manifestam pela ejeção ou absorção, pelo núcleo do átomo, de um elétron ou de sua anti-partícula (posítron) Radioatividade Alfa ( α) é quando um núcleo de He é ejetado do núcleo de um átomo. Esse tipo de desintegração só se produz para isótopos com Z > 58 (Cério) Fissão Espontânea só existe para uma vintena de isótopos naturais, entre aqueles de um número atômico mais elevado. elevado. É o principal modo de decaimento dos elementos transurânicos sintetizados em laboratório. O 238U é o único isótopo natural que se desintegra suficientemente rápido para permitir a sua utiliazação na geocronologia (método dos traços de fissão).
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MÉTODO POTÁSSIO-ARGÔNIO POTÁSSIO-ARGÔNIO 1. HISTÓRICO -1905/ Thompson: sugeriu a radioatividade radioatividade dos sais de potássio (K) -1906/ Campbell & Wood e 1908/ Campbell: demonstraram a radioatividade radioatividade dos sais de potássio -1921/ Aston: estudou a composição composição isotópica do potássio e descobriu os isótopos 39 e 41 -1935/ Nier: identificou o 40K -1937/ Von Weizsäcker: modos de de decaimento do 40K, concluindo nas séries para cálcio (Ca) e argônio (Ar), baseado parcialmente no fato que a abundância de Ar na atmosfera é cerca de 1000X maior que a esperada, quando comparada às abundâncias cósmicas de outros gases nobres → excesso de 40 Ar deveria estar nos minerais de K -1948/ Aldrich & Nier: provaram a hipótese hipótese de Von Weizsäcker -1950: base teórica do método foi estabelecida TABELA DE CARACTERÍSTICAS Potássio (Z=19) Isótopo % 39 93,2581 ± 0,0029 40 0,01167 ± 0,00004 41 6,7302 ± 0,0029 P.A.= 39,098304 ± 0,00058 (Garner et al., 1975) Nier (1950): composição isotópica do Ar Argônio (Z=18) Isótopo % 40 99,6 38 0,063 36 0,337
2. PRINCÍPIOS 40
K
captura β 10,95% estado excitado emissão γ λγ = 0,581 x 10-10 anos -1 40 Ar 9 T1/2 = 1,25 x10 anos
89,05% 40 Ca
emissão β λ β = 4,962 x 10 -10 anos -1
40
Ar* + 40Ca* = 40K (eλ t -1)
(*) radiogênico 5
λ = λγ + λ β
1 λγ + λ β 40 Ar* t = ------------ + ln ( 1 + -------------------- x ---------) 40 λγ + λ β λγ K onde substituindo-se os valores das constantes de decaimento, temos: 40 Ar* 9 t = 1,804 x 10 ln ( 1 + 9,54 ------------) 40 K O valor de t assim calculado é a idade do mineral só quando as seguintes premissas são satisfeitas: 1. nenhum 40 Ar* radiogênico escapou 2. o mineral tornou-se fechado para o 40K logo depois de sua formação 3. nenhum 40 Ar foi incorporado ao mineral, seja no tempo de sua formação ou durente evento metamórfico 4. uma correção aproapriada foi feita para a presença de 40 Ar atmosférico 5. a composição isotópica do K é normal no mineral e não mudou por fracionamento ou outros processos, exceto pelo decaimento 6. as concentrações de 40K e 40 Ar foram determinadas acuradamente *minerais para serem datados por K-Ar devem reter todo 40 Ar radiogênico e não devem conter excesso de 40 Ar - perda de Ar → gás nobre que não forma corpos com outros átomos na rede cristalina *inabilidade de reter Ar mesmo à baixa temperatura e pressão atmosférica *fusão parcial ou total seguida pela cristalização de novos minerais *metamorfismo a elevadas T e P *aumento da T devido ao metamorfismo burial ou de contato, sem produzir mudanças químicas e físicas *intemperismo químico e alteração *solução e redeposição de K-minerais solúveis em água (silvita) *quebra mecânica dos minerais - excesso de 40 Ar radiogênico → mais notável nos minerais de baixo teor de K ou minerais jovens (ex.: berilo, cordierita, piroxênio e turmalina) t urmalina) *geralmente observado em minerais que foram expostos à pressão parcial de Ar alta durante metamorfismo regional, em pegmatitos, ou chaminés de kimberlitos *presença de inclusões fluidas, xenólitos e xenocristais → idades mais antigas *origem → degasificação de K-minerais da crosta ou do manto
3. ISÓCRONAS K-Ar 40
40
λγ
Ar total total = Ar i + (--------) x
40
K (eλ t -1)
λ
6
40
Ar i →não radiogênico: a) dissolvido no magma, originado pela degasificação de minerais mais velhaos velhaos da crosta ou manto; b) proveniente proveniente de evento evento de metamorfismo regional; e c) atmosférico (bordas e fraturas) *na datação K-Ar convencional, todo excesso de 40 Ar é atmosférico e que pode ser 40 36 subtraído do 40 Ar total total na amostra, com base na razão Ar/ Ar = 295,5 - método isocrônico (isócrona 40 Ar/ 36 Ar versus 40K/ 36 Ar) pode evitar este problema sob certas circunstâncias: *minerais cogenéticos e rocha total formam isócrona só quando todas amostras são fechadas para K e Ar *todas devem ter a mesma razão inicial de Ar *problema: diferentes K-minerais podem ter diferentes razões iniciais de Ar → dificuldade pode ser reduzida pela remoção do argônio atmosférico adsorvido, antes do Ar ser extraído → pré-aquecimento em bomba de vácuo e/ou lixiviação com HF *isócronas errôneas → rochas de minerais com diferentes temperaturas de fechamento → retas de misturas sem siginificado geológico *premissas: (1) todos minerais ou rochas incorporam Ar inicial de mesma composição isotópica; e (2) os minerais ou rochas são tão ricos em 40 Ar radiogênico que algumas diferenças na razão inicial sejam insiginificantes
4. MINERAIS USADOS E APLICAÇÃO APLICAÇÃO (tabela 6.1 do Faure, 1986) Rochas plutôni plutônicas cas e metamó metamórfic rficas as de de alto alto grau grau
Minerais biotita biotita,, muscov muscovita, ita, hornbl hornblend enda a
vulcânicas sedimentares nã não me metamorfisadas camadas de bentonita
feldspato, rocha total glauconita minerais primários vulcânicos
*K-minerais foleados (metamorfismo burial): perdem Ar, mas retêm K *RT e fração final de folhelhos: não dão nem nem a idade das das regiões fonte nem o tempo de deposição -idades K-Ar de rochas vulcânicas jovens têm sido usadas para construir a escala de tempo das reversões do campo magnético da Terra → datação de basaltos do fundo oceânico e a interpretação dos padrões de anomalia magnética nas bacias oceânicas → evidência direta do espalhamento do fundo oceânico e da deriva continental -excesso de Ar em rochas basálticas, formadas no fundo oceânico à alta pressão ou por congelamento → razões iniciais muito mais alta que Ar atmosférico → enriquecimento de 40 Ar radiogênico tem sido atribuído à degasificação da Terra *razão 40 Ar/ 36 Ar de algumas partes do manto superior depletado tem aumentado no tempo a valores tão altos quanto 25000 pelo decaimento de 40K -datação de minerais minerais com diferentes temperaturas de fechamento: determinação das taxas de resfriamento de blocos cratônicos soerguidos -dados K-Ar têm sido usados para delinear províncias estruturais e para construir uma escala de tempo baseada em intervalos de tempo entre episódios gerais de 7
formação de montanhas, metamorfismo regional, soerguimento, resfriamento e subseqüente estabilização de blocos cratônicos
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MÉTODO ARGÔNIO - ARGÔNIO 1. HISTÓRICO -1966/ Merrihue & Turner: descrição do método *vantagens: só as medidas das razões isotópicas isotópicas de Ar são requeridas e o problema de não homogeneidade de amostra e necessidade de medir acuradamente as concentrações absolutas de Ar e K são eliminadas O método 40 Ar/39 Ar foi originalmente usado em materiais extraterrestres (meteoritos e rochas lunares desde 1969) e em minerais anidros cuja história metamórfica compreendeu somente um evento térmico. O método é baseado na produção de 39 Ar a partir do 39K por uma reação (n,p) durante uma irradiação de neutrons rápidos. A reação usada para a datação é: 39K + n
= 39 Ar + p
O 39 Ar, assim formado, tem uma meia-vida de 269 anos. Em adição a reação acima, os isótopos de Ar são produzidos por outras reações interferentes a partir do K, Ca e Cl: K → 40 Ar K 39 Ar K 38 Ar K Ca → 40 Ar Ca 39 Ar Ca 38 Ar Ca 37 Ar Ca 36 Ar Ca 38 Ar Cl 36 Ar Cl Cl → Em muitas amostras as correções no 40 Ar e 36 Ar Cl são pequenas, de modo que só correções correções atmosféricas e derivadas do Ca são críticas. Os dados espectrométricos são corrigidos pelas interferências isotópicas produzidas pelas várias reações nucleares durante a irradiação Considerando o fato de que somente o 40Ca produz o 37 Ar, são utilizados sais artificiais irradiados irradiados de K e Ca para serem serem obtidos os fatores de correção. correção. A idade das amostras é medida em relação a um padrão de referência de idde conhecida. Recorre-se também a um parâmetro parâmetro empírico J, que é função do tempo de irradiação, do fluxo neutrônico de uma certa energia e da seção de choque δ para a reação ( n, p ) do 39K. A idade da amostra é obtida a partir da equação: 40 Ar rad ln ( 1 + --------------- . J ) 39 Ar λ K λ = constante de decaimento total do 40K = 5,305x10 -10 anos-1 l t = -----
Os dados obtidos podem ser visualizados de dois modos complementares: o espectro de idade e diagrama de correlação. A principal vantagem do método Ar Ar é que o Ar pode ser perdido parcialmente por etapas de aquecimento das amostras irradiadas. Deste modo, um espectro de dados pode ser calculado a partir partir da razão 40 Ar rad/39 Ar de cada fração (Fig.7.6 do faure, 1986). Rochas e minerais 9
que têm experimentado perda parcial de Ar depois da cristalização podem produzir espectros de idade tendo um platô formado pela perda de Ar de lugares retentivos a elevadas temperaturas. Tais dados do platô podem ser iguais ou sensivelmente menores que o tempo de cristalização. Rochas ou minerais contendo excesso excesso de 40 Ar usualmente produzem idades anomalamente velhas em baixas temperaturas, mas podem não não atingir platôs reais em temperaturas mais elevadas. No entanto, o método Ar-Ar não detecta a presença de excesso de 40 Ar em todos os casos. Quando o excesso de 40 Ar está uniformemente distribuído através dos grãos do mineral, um platô pode ser observado no espectro dos dados, mas o resultado assim obtido excede a idade do mineral. Diagramas de correlação com os razões 40 Ar/36 Ar e 39 Ar/36 Ar medidas das frações de gás perdidas das amostras não perturbadas formam isócronas (Fig.7.5). A interseção da isócrona com o eixo 39 Ar/36 Ar dá a composição isotópica do Ar aprisionado no momento da formação do mineral. A idade é calculada pela inclinação obtida da reta isocrônica, correspondendo à razão 40 Ar*/39 Ar. No cálculo do erro (1 ###) das idades são considerados os erros analíticos sobre o gradiente, o fluxo e a incerteza incerteza da idade do padrão. As idades totais integradas Ar/Ar correspondem às idades K/Ar convencionais. convencionais. A versatilidade do método Ar-Ar tem sido intensificada pelo uso de lasers para extrair Ar de grãos individuais de mineral e para demonstrações de que rochas metamórficas de baixo baixo grau podem ser datadas datadas em circunstâncias circunstâncias favoráveis. Em adição, os dados coletados rotineiramente por degaseificação em etapas do mineral permite inferir coeficientes aparentes de difusão e energias de ativação a partir das quais a temperatura de fechamento pode ser calculada em função da idade do "platô". Esta extensão do método permite construir curvas de resfriamento para rochas que tem diferentes minerais portadores de K com diferentes temperaturas de fechamento.
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MÉTODO U, TH e Pb 1. GEOQUÍMICA -Urânio(Z=92) e Tório (Z=90) *série dos actinídios → configurações de elétrons semelhantes → propriedades químicas similares *ocorrem na natureza no estado de oxidação tetravalente e seus íons tem raios similares (U+4 = 1,05 Å, Th+4 = 1,10 Å → os elementos podem se substituir, o que explica sua corerência geoquímica * sob condições oxidantes U forma o íon uranila (UO 2+2) no qual U tem uma valência de +6. O íon uranila forma compostos que são solúveis em água. *U é um elemento móvel sob condições oxidantes e é separado do Th que existe só no estado tetravalente e seus compostos são geralmente insolúveis em água. *abundâncias de U e Th em meteoritos condríticos são 1x10 -2 e 4x10-2 ppm → indicação da abundância muito baixa desses elementos no mant o e crosta da Terra *no curso da fusão parcial e cristalização fracionada de magma, U e Th são concentrados na fase líquida e tornam-se incorporados nos produtos mais ricos em sílica → rochas ígneas de composição ácida são fortemente enriquecidas em Th e U comparadas às rochas de composição basálitica e ultramáfica *concentrações dos três elementos aumentam das rochas basálticas para os granitos de baixo Ca, ainda que as razões Th/U e U/Pb permaneçam virtualmente constantes *granitos de baixo Ca são enriquecidos em Th em relação ao U, talvez devido parte do U ser removida em soluções aquosas como uranila durante os estágios finais de cristalização de magmas graníticos *as razões Th/U de rochas sedimentares são similares àquelas de rochas ígneas, com exceção das rochas carbonáticas que são enriquecidas em U e têm uma razão Th/U de 0,77 → O enriquecimento de U das rochas carbonáticas resulta do fato que U ocorre nos oceanos como uranila, que precipita com carbonato de cálcio, enquanto Th é associado primariamnte com sedimentos insolúveis em água. *as concentrações de U e Th nos minerais silicáticos comuns formadores de rocha são uniformemente baixas, da ordem de poucos ppm ou menos (Tab. 18.1 do faure, 1986) *estes dois elementos ocorrem primariamente em certos minerais acessórios, nos quais são ou constituintes maiores ou substitutem outros elementos (tais como uraninita, torianita, zircão, apatita, allanita, monazita, xenotime e titanita).
2. MÉTODOS DE DATAÇÃO - cinco métodos de datação pelo sistema U, Th-Pb *U-He *U, Th-Pb químico *Pb-alfa *U,Th-Pb isotópico *Pb comum
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U-He: foi o primeiro método usado, descoberto por Rutherford (1904). Entretando, os primeiros resultados obtidos foram decepcionantes, pois as idades obtidas eram mais jovens em decorrência da perda de He. U, Th-Pb químico e Pb-alfa: estes métodos são baseados na premissa de que todo Pb num mineral de U é radiogênico. No primeiro método mede-se os teores de U, U, Th e Pb quimicamente, ao passo que no segundo as medidas são de natureza física, já que a concentração de Pb é determinada por espctroscopia ótica. U,Th-Pb isotópico e Pb comum: estes dois métodos apareceram com oa construção do espectrômetro de massa de alta resolução. Utilizam razões isotópicas de U, Th e Pb para a datação.
3. SÉRIES DE DECAIMENTO -Urânio tem três isótopos ocorrendo naturalmente: 238U, 235U e 234U (Tab.18.2) -Tório existe primariamente como um isótopo radioativo 232Th *cinco isótopos radioativos de Th ocorrem na antureza como produtos intermediários de curta vida do 238 U, 235U e 232Th. 238U, 235U e 232Th são os "pais" de uma cadeia de "filhos" radioativos terminando com os isótopos estáveis de Pb (Fig.18.1, 18.2 e 18.3 do Faure, 1986) -o decaimento do U e Th dá origem à série de urânio que inclue 234U como um "filho"intermediário e termina no Pb estável. O decaimento do U e Th para Pb pode ser sumarizado como: 238U 235U 232Th
206Pb + 8 4He + 6β- + Q 207b + 7 4He + 4β- + Q 208Pb + 6 4He + 4β- + Q
-o Pb tem quatro isótopos naturais: 208Pb, 207Pb, 206Pb e 204Pb. Os três primeiros são formados pelo decaimento do U e Th, somente o 204Pb não é radiogênico e é tratado como um isótopos estável de referência -a composição isotópica de Pb em minerais contendo U e Th podem ser expressas na forma das equações: (206Pb/204Pb)f = (206Pb/204Pb)i + (238U/204Pb) . (eλ 1t - 1) (207Pb/204Pb)f = (207Pb/204Pb)i + (235U/204Pb) . (eλ 2t - 1) (208Pb/204Pb)f = (208Pb/204Pb)i + (232Th/204Pb) . (eλ 3t - 1) onde (206Pb/204Pb), (207Pb/204Pb) e (208Pb/204Pb) = razões isotópicas de Pb no mineral, com "f" medida atual e "i" inicial (238U/204Pb), (235U/204Pb) e (232Th/204Pb) = razões isotópicas atuais λ 1, λ 2 e λ 3 = constantes de decaimento do 238U, 235U e 232Th, respectivamente (Tab. 2) 12
*as concentrações de U, Th e Pb são geralmente medidas por diluição isotópica e a composição isotópica de Pb por um espectrômetro de massa -as equações acima podem ser resolvidas para "t" usando valores razoáveis assumidos para as razões iniciais de Pb. 1 (206Pb/204Pb)f - (206Pb/204Pb)i t = ------- ln { ------------------------------------------ +1 } (238U/204Pb) λ 1 -as outras equações são resolvidas igualmente, resultando em três séries separadas de decaimento. Estes dados serão concordantes e então representem representem a idade do mineral, desde que as seguintes premissas sejam satisfeitas: a) o mineral permaneceu fechado para U, Th e Pb através de sua história; b) valores corretos de decaimento do U e Th usados para as razões isotópicas iniciais de Pb; c) as constantes de decaimento do U e Th sejam conhecidas acuradamente; d) a composição do U é normal e não tem sido modificada por fracionamento isotópico ou pela ocorrência de uma reação em cadeia baseada na fissão do 235U; e) todos os resultados analíticos sejam acurados e livres de erros sistemáticos. Avaliação do Pb comum -as razões iniciais de Pb nas três séries de decaimento refere-se à parte do Pb analisada que não é de origem radiogênica → Pb comum *pode provir do mineral →Pb comum inicial *introduzido no laboratório durante a preparação da amostra → Pb comum de contaminação -não se possui nenhum meio de distingüir fisicamente esses dois tipos → na prática existem dois casos: a) amostra com razão inicial muito alta, onde Pb de roigem radiogênica é muito alto (zircões e monazitas) → considera-se que o pb comum provém da contaminação b) amostra com RI baixa (apatita e titanita) → Pbtotal = Pbinicial +Pbcontaminação *neste caso deve-se determinar o Pb contaminação pela determinação da razão isotópica de Pb no feldspato da rocha: como tem pouco urânio, urânio, a composição isotópica de Pb dá uma boa idéia do Pb inicial → problemas, pois isso só é válido se os minerais forem cogenéticos e feldspato tem tendência a se comportar como “receptor de Pb” -datação é melhor em minerais tão ricos em U e Th e tão pobre em Pb, pois assim o erro introduzido pela correção do pb comum do laboratório é minimizado
4. CÁLCULO DAS IDADES -efetuadas as correções para Pb comum, os três cronômetros deveriam dar para uma amostra idades concordantes *isso se dá freqüentemente para apatitas e titanitas 13
*raramente observada em zircões -sempre que aparece divergência, constata-se que t(207) > t(206) > t(208) *a razão parece ser que muitos minerais não são sistemas fechados, mas podem perder ou ganhar U, Th e Pb depois da cristalização O cronômetro 206Pb - 207Pb . -o efeito da perda de Pb nos dados U-Pb pode ser minimizado pelo cálculo de um dado baseado na razão 207Pb/206Pb. Esta razão não é afetada pela perda recente de Pb, quando o Pb que foi perdido tem a mesma composição isotópica do Pb que permaneceu permaneceu no mineral sendo analisado. A relação entre a razão 207Pb/206Pb e tempo resulta na diferença das meia-vidas de seus respectivos "pais". -a partir das equações de decaimento, chegamos às seguintes equações 207Pb* = 235U( eλ 235t - 1) e 206Pb* = 238U( eλ 238t - 1), que combinadas dão 207Pb* 235U( eλ 235t - 1) --------- = -----------------------------206Pb* 238U( eλ 238t - 1) *esta equação não pode ser resolvida para t por métodos algébricos, pois é transcendental. No entanto para cada valor de t, torna-se possível calcular o membro da direita da equação (Tab. 18.3 do Faure, 1986) → na prática, basta-se determinar as razões isotópicas do Pb e plotá-las no gráfico (Fig. 18.4 do Faure, 1986) Diagrama Concórdia -o decaimento do U produz dois geocronômetros independentes. Quando o mineral datado permaneceu fechado para o U e quando as correções apropriadas são feitas para o Pb incorporado no mineral de sua formação, os dois geocronômetros dão dados concordantes. *o decaimento do 238U para 206Pb como um função do tempo pode ser reescrita como: 206Pb/238U* = eλ 238t - 1 (eq. 1) (206Pb/204Pb)f - (206Pb/204Pb)i onde 206Pb/238U* = -----------------------------------------(238U/204Pb) *o decaimento do 235U para 207Pb é expresso similarmente:
14
207Pb/235U* = eλ 235t - 1
(eq. 2)
-um mineral portador de U que satisfaça todas as condições de datação produz dados concordantes pela solução dessas equações *sendo assim, é possível reverter o procedimento e usar as duas equações para calcular conjuntos de razões 206Pb/238U* e 207Pb/235U* para valores específicos de "t" *estas são as coordenadas de pontos representando o sistema U-Pb que tem dados concordantes nas coordenadas 206Pb/238U* (ordenada) e 207Pb/235U* (abscissa). As equações 1 e 2 entretanto são equações paramétricas de uma curva que é o "locus"de todos sistemas U-Pd concordantes, denominada "concórdia" (Wetherill, 1956, in Faure, 1986) → box 6.1 do Rollinson e figura 6.7 -entretanto, muitos dados mostram-se discordantes, decorrentes do fato de que o mineral não se manteve como um sistema fechado *sistemas U-Pb discordantes podem ser interpretados através do diagrama concórdia → perda episódica, difusão contínua de Pb, perda de água capilar e intemperismo químico, e de mistura a) perda episódica (Wetherill, 1955/1956) → as razões radiogênicas 206Pb/238U e 207Pb/235U de amostras cujas concentrações de U e Pb tem sido alteradas formam uma reta "discórdia", que intersecta a concórdia no ponto representando a idade da amostra → a alteração dos sistemas U-Pb pode involver perda de Pb como também ganho de U e pode resultar de um episódio de metamorfismo b) difusão contínua (Tilton,1960) → plotou todos os resultados tendo uma idade > 2300 Ma, onde o intercepto superior passava por 2800 Ma e o inferior por 600 Ma → Tllton concluiu que o intercepto inferior era artificial e que o Pb radiogênico era perdido por difusão volumétrica contínua c) perda de água capilar e intempersimo químico → quando o intercepto inferior passa pela origem, admite-se que a perda de Pb radiogênico é recente (lixiviação supérgena recente) d) mistura (Allégre, 1967) → observou que a ocorrência de duas gerações de um mesmo mineral, cristalizados em épocas diferentes, o alinhamento dos pontos sobra o diagrama Concórdia representaria uma reta de mistura → modelo elaborado a partir de rochas granulosas. Dois outros outros exemplos: exemplos: crescimento secundário e nãohomogeneidade da distribuição de urânio observada em zircões -o conceito concórdia tem sido estendido para incluir combinações dos esquemas de decaimento Th-Pb com com U-Pb. U-Pb. A concórdia concórdia 208Pb/232Th vesus 207Pb/235U é especialmente útil. Entretanto a concórdia 208Pb/232Th vesus 206Pb/238U mostra que os interceptos da discórdia tem erros elevados, o que a torna não muito muit o útil. Diagramas isocrônicos
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-os sistemas U-Pb e Th-Pb podem também ser interpretados através de diagramas isocrônicos semelhantes semelhantes aos usados usados pelo método Rb-Sr. Em geral, isócronas isócronas U-Pb de amostras de rocha total não são possíveis por causa da extensiva perda de U. No entanto, isócronas Th-Pb são úteis porque o Th não é tão móvel sob condições próximas à superfície como o U. Isócronas Pb-Pb em coordenadas de 206Pb/204Pb e 207Pb/204Pb são usadas com freqüência por não serem afetadas por perdas recentes de U ou Pb e porque somente as razões isotópicas de Pb são requeridas para datação → bons resultados obtidos por Rosholt and Bartel (1969) em granitos Análise de zircões -o diagrama concórdia é menos utilizado com sucesso para a interpretação de idades discordantes de pequenas amostras compostas de misturas de grãos de zircão com diferentes histórias geológicas. geológicas. No entanto, técnicas como purificação e análise de grãos simples ou mesmo fragmentos podem revelar cronologias de eventos que não podem ser resolvidas por grandes amostras, tipicamente compostas de milhares de grãos → método de abrasão, dissolução, método do grão individual por análise em microssonda iônica -diversos modelos “simples” são elaborados para explicar as discordânicas de idades isotópicas U,Th-Pb em zircões e de outras fase minerais. A realidade é contudo mais complexa. Zircão é extremamente resistente a todas as formas de alteração e pode sobreviver sobreviver a vários vários ciclos tectono-metamórficos. Seu cronômetro fácil de perturbar, parece no entanto muito difícil de “zerar” (perda total de Pb radiogênico)
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MÉTODO RUBÍDIO-ESTRÔNCIO INTRODUÇÃO -1906/Campbell & Wood → demonstraram a radioatividade do Rb -1937/Hahn et al.; Mattauch → identificaram o 87Rb como isótopo radioativo ocorrendo naturalmente -1943/Hahn et al. → primeira determinação de idade -1950/Nier → análise isotópica
1- GEOQUÍMICA -Rb (Z=37: 1,48 Å) e K(1,33 Å) → raios idênticos similares →substituição em Kminerais *2 isótopos: 85Rb = 72,1654% 87 Rb = 27,8346% 87
Rb → 87Sr + β- + ν- + Q (emissão de β-) com ν- é anti-neutrino e Q energia de decaimento -Sr (Z=38: 1,13 Å: coordenação 8) e Ca (0,99Å: coordenação 6 e 8) → substituição em Ca-minerais *minerais de Sr → estroncianita (SrCO 3) e celestita (SrSO4) em depósitos hidrotermais *4 isótopos: 88Sr = 82,53% 87 Sr = 7,04% 86 Sr = 9,87% 84 Sr = 0,56% as abundâncias dos isótopos de Sr são variáveis devido à formação de 87Sr radiogênico Razão isotópica Massa Abundância 87/88 = 0,08465 87 0,06991 86/88 = 0,11940 86 0,09861 84/88 = 0,00675 84 0,00557 88/88 = 1,00000 88 0,82540 -durante a cristalização fracionada de magma Sr se concentra no plagioclásio e Rb na fase líquida → Rb/Sr aumenta gradualmente no curso da cristalização progressiva
2- EQUAÇÃO DA IDADE 1 (87Sr/86Sr)f - (87Sr/86Sr)i t = ----------- ln ( 1 + --------------------------------------------------------------------------) -) λ (87Rb/86Sr)f
eq. 1
com λ Rb = 1,42 x 10-11 anos-1 (Steiger and Jäger, 1978) 17
e (87Rb/86Sr)f e (87Sr/86Sr)f as razões atuais obtidas por espectrometria de massa -o cálculo das idades convencionais é feito a partir da equação 1, para um valor apropriado escolhido para a razão inicial 87Sr/86Sr → entretanto, as idades assim obtidas, ditas convencionais, dependem grandemente do valor acima referido e devem ser encaradas com muito cuidado
4- DIAGRAMAS ISOCRÔNICOS -suítes de rochas ígneas comagmáticas podem ter razões Rb/Sr suficientemente variadas para produzir isócronas cujas inclinações em muitos casos registram o tempo de cristalização inicial -a partir dos diagramas isocrônicos, além de se obter uma idade representativa do evento geológico atuante, é possível determinar a razão inicial 87Sr/86Sr dos agrupamentos de amostras cogenéticas → pâmetro genético importante na caracterização da evolução geológica regional → As razões iniciais 87Sr/86Sr são usadas para caracterizar o tipo de material que deu origem às rochas *ademais, a construção de diagramas isocrônicos permite verificar a colinearidade ou dispersão dos pontos analíticos com relação à isócrona traçada -níveis de corte (Snelling, 1976) para distinção entre isócronas e errócronas N° 3 4 5 6 7 8 9 10 12 MSW D 3,92 3,07 2,68 2,45 2,29 2,18 2,09 2,02 1,91
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a) Datação de rochas ígneas e metamórficas -as idades obtidas no diagrama isocrônico tem sido interpretadas como indicativas dos episódios formadores de rocha, por cristalização magmática ou recristalização metamórfica, durante os quais ocorreu a homogeneização isotópica do Sr. Tal fenômeno ocorre sempre que a temperatura ultrapassa 250 ° a 300°C, durante certo tempo, por causa da mobilidade facilitada do Sr nas fases potássicas, cujo retículo cristalino não lhe é propício. Assim os átomos de Sr intercambiam-se nas fases minerais de uma rocha, embora não haja necessariamente perda de Sr pelo sistema como um todo. As fases minerais mantêm seu nível nível global de Sr, condicionado condicionado pelas suas propriedades termodinâmicas e pela disponibilidade global do elemento na rocha, entretanto o intercâmbio generalizado dos átomos de Sr faz com que ocorra homogeneização isotópica ao nível da rocha total, processo que termina com o resfriamento regional. -o significado das idades isocrônicas é portanto função da história térmica das rochas datadas. As idades Rb-Sr em rocha total tem sido associadas ao processo petrogenético que originou as principais paragêneses minerais observadas nas rochas durante um evento geológico (por exemplo: exemplo: cristalização mag-mática, anatexia, metassomatismo, metamorfismo, diagênese, etc.)
b) Datação de rochas sedimentares não metamorfisadas -minerais autigênicos → glauconita 18
-folhelhos com baixo teor em micas e feldspatos datação de 4 frações: *rocha total *fração fina (<2 µm) *resíduo *lixiviado com HCl -minerais detríticos → provenança → rocha fonte *problemas → várias rochas fontes → idade mista sem significação
5- SISTEMÁTICA ISOTÓPICA DAS MISTURAS DE DOIS COMPONENTES -processos: mistura de dois sedimentos numa bacia; contaminação de magma mantélico por rochas crustais; migmatitos de injeção *composições químicas e isotópicas das misturas podem ser relacionadas pelos modelos de mistura simples -tratamento de dados → modelo de dois componentes assume que as composições das misturas resultantes não são modificadas por reações ou processos posteriores à mistura -o plote das razões isotópicas versus Sr forma uma hipérbole e versus 1/Sr uma reta → existe uma equação que permite o cálculo das concentrações dos membros finais -mistura de dois componentes tendo diferentes razões Rb/Sr e 87Sr/86Sr produzem isócronas fictícias, sem significação geológica
6- GEOLOGIA ISOTÓPICA DO Sr EM METEORITOS E ROCHAS ÍGNEAS TERRESTRES -composição isotópica do Sr tem mudado continuamente desde a nucleossíntese devido ao decaimento do 87Rb 87Sr/86Sr ~ (87Rb/86Sr) λ → é proporcional à razão Rb/Sr *atualmente → grande heterogeneidade *primordialmente → grande homogeneidade diversificação da composicão isotópica do Sr → diferenciação geoquímica da Terra -evolução do Sr na Terra através do tempo → problema de processos geológicos destruírem continuamente rochas antigas e recombinar o material para formar novas rochas -importânica do estudo → registro de idades pretéritas e informação da história geoquímica CURVA DE EVOLUÇÃO DO Sr (fig. 10.4)
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BABI (melhor RI de acondrito basáltico) t = 4,50 ± 0,07 x 109 anos -ocorreu em diferentes taxas na crosta continental e manto -formação da crosta continental → diferenciação interna do manto → gnaisses graníticos de 3,7 Ga, com RI=0,700 a 0,702 → essas rochas foram derivadas do manto um pouco antes de sua cristalização -Sr no manto é isotopicamente heterogêneo → partes do manto foram depletadas em rB em relação ao Sr -datação de rochas vulcânicas → determinação das variações sistemáticas das razões 87Sr/86Sr e composições químicas → explicação pela teoria da tectônica de placas *vulcanismo continental → razões mais variáveis → interações dos magmas com rochas graníticas velhas ou podem resultar da geração de magmas pela fusão de rochas crustais
7- GEOLOGIA ISOTÓPICA DO Sr EM ROCHAS SEDIMENTARES -intemperismo químico de rochas ígneas e metamórficas → lançou Sr em solução, tendo a razão isotópica do Sr menor que das rochas → resitência maior das muscovitas e K-feldspatos em comparação ao plagioclásio e calcita → formação de novos minerais tendem a abaixar os dados isocrônicos das rochas alteradas (RT) -em geral, a concentração e composição isotópica de Sr em ambientes continentais refletem as rochas fontes → estudo de provenança, movimento e misturas de águas -carbonatos não marinhos e evaporitos preservam as razões 87Sr/86Sr dos lagos onde foram precipitados -variações estratigráficasd no valor dessa razão registram mudanças na geologia da bacia de drenagem, tais como atividade vulcânica, erosão do embasamento cristalino ou formação de bacias subsidiárias pelo abaixamento dos níveis de água -87Sr/86Sr de oceanos modernos é de 0,70906 ± 0,00033 e parece ser constante mundialmente -carbonatos marinhos indicam que a razão 87Sr/86Sr dos oceanos variam sitematicamente através do Fanerozóico, mas tem sido aparentemente constante em oceano aberto num dado tempo - variações → podem ser explicadas na mudança de proporções de sr de diferentes fontes -87Sr/86Sr de sedimentos não carbonáticos depositados em oceanos variam sistematicamente em escala regional e refletem idades e razões Rb/Sr das rochas fontes. Sob condições favoráveis, as frações não carbonáticas carbonáticas podem ser tratadas 20
como misturas de dois componentes componentes (ex: produtos de intemperismo de rochas siálicas velhas e de rochas vulcânicas jovens de composição basáltica)
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MÉTODO SAMÁRIO-NEODÍMIO SAMÁRIO-NEODÍMIO 1- GEOQUÍMICA -Nd (Z=60; 1,08 Å) e Sm (Z=62; 1,04 Å) → elementos terras raras leves do Grupo IIIB → raio diminui com o aumento do número atômico *abundância no sitema solar Nd= 8,36x10-1 átomos de silício Sm= 2,61x10 -1 átomos de silício Sm/Nd= 0,31 no sistema solar, enquanto que em rochas e minerais terrestres varia de 0,1 a 0,5 *alto teor em bastnaesita (CeFCO 3), monazita (CePO 4) e cerita ((Ca,Mg)2(Ce)8(SiO4)7.3H2O) *elementos traços em minerais formadores de rocha e em acessórios (apatita, zircão, monazita, etc) -concentrações de ambos Sm e Nd em silicatos formadores de rocha aumentam na seqüência na qual eles cristalizam no magma de acordo com a série de reações de Bowen → aumentam nas séries consistindo de olivina, piroxênio, anfibólio, biotita e em feldspatos variando de plagioclásio a K-feldspato *apatita e monazita tem altas concentrações de Sm e Nd, mas suas razões Sm/Nd não diferem apreciavelmente dos outros minerais formadores de rocha *alguns minerais têm considerável grau de seletividade: feldspato, biotita e apatita concentram TR leves piroxênio, anfibólio e granada concentram TR pesadas -em geral o Nd é concentrado relativamente ao Sm no curso da cristalização fracionada do magma e rochas crustais típicas tem razões Sm/Nd menores que as rochas derivadas do manto superior *similarmente como líquidos silicáticos formados pela fusão parcial das rochas no manto ou crosta da Terra, a fase líquida é enriquecida em Nd em relação ao Sm → causa é que Nd tem raio iônico maior, o que lhe dá um potencial iônico menor (carga/raio), e conseqüentemente Nd forma ligações iônicas mais fracas, que são mais facilmente quebradas quebradas que aquelas do Sm
2- METODOLOGIA -os primeiros resultados de datação isotópica através do método Sm-Nd foram obtidos em meteoritos (Lugmair et al., 1975). Dos sete isótopos do Sm, somente o 147Sm tem meia-vida cerca de 10 11 anos) suficientemente curta para produzir pequenas diferenças, mas mensuráveis, na abundância do 143Nd sob intervalos de tempo de 10 8 anos ou mais. mais. Tal fato provê a base da técnica Sm-Nd de determinação de idade -o método Sm-Nd tem sido aplicado na datação de rochas e minerais terrestres. O principal contraste entre os mêtodos Sm-Nd e os métodos Rb-Sr e U-Pb jaz na
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coerência geoquímica do Sm e Nd → sendo ambos elementos terras raras leves, não são fracionados em grande escala pelos processos crustais *entretanto a meia-vida longa do 147Sm (1,06 x 10 11 anos) e o intervalo comparativamente restrito observado nas razões Sm/Nd na maioria das rochas crustais impõem limitações ao uso do método → porém o método tem grande aplicação na datação de rochas muito antigas e de rochas básicas e ultrabásicas -apesar das idades precisas de rochas Arqueanas serem importantes para o estudo dos processos geológicos precoces na história da Terra, a contribuição mais significativa dos estudos em rocha total é a razão isotópica inicial de Nd *Nd é enriquecido em relação ao Sm durante os processos magmáticos que conduzem à formação de crosta siálica a partir do manto superior → a crosta continental é um reservatório enriquecido em terras raras leves comparada ao manto superior *tendo o manto superior e a crosta continental evoluído com razões Sm/Nd relativamente alta e baixa, respectivamente, segue que as razões iniciais de Nd podem prover um critério útil para a caracterização da região fonte das rochas, em analogia com os outros métodos -o método Sm-Nd é melhor aplicado na datação de rochas ígneas básicas e ultrabásicas, enquanto que o método Rb-Sr nas rochas ácidas e intermediárias *os elementos terras raras são menos móveis que os alcalinos e alcalinos terrosos durante o metamorfismo regional, alteração hidrotermal e intemperismo químico → conseqüentemente, algumas rochas podem ser eventualmente datadas pelo método Sm-Nd, mesmo que elas tenham ganho ou perdido Rb e Sr de forma f orma considerável *o método Sm-Nd pode ser usado para datar rochas que não são adequadas ao método Rb-Sr, por causa das baixas razões Rb/Sr ou o sistema não tenha permanecido fechado para Rb ou Sr -considerando que os processos crustais não modificam sensivelmente as razões isotópicas iniciais do Nd das rochas, é possível datar e caracterizar os precursores de rochas metamórficas, em rocha total -em virtude da discrepância entre os resultados Sm-Nd, Rb-Sr e U-Pb em algumas rochas metamórficas, tem-se datado diferentes fases minerais pelo método Sm-Nd *existem dois motivos principais para datar fases minerais individuais: obter uma idade mais precisa para estender o intervalo da razão Sm/Nd, e para detalhar histórias polimetamórficas e de resfriamento em amostras cujos minerais são mais jovens que as rochas hospedeiras hospedeiras *o requisito para datar minerais pelo método Sm-Nd é que estes minerais sejam enriquecidos em terras raras pesadas pesadas ou ou tenham razões Sm/Nd maiores. maiores. A princípio os minerais passíveis de serem datados pelo método são olivina, hornblenda, granada, zircão, apatita e titanita
3- DETERMINAÇÃO DAS IDADES -as determinações são feitas pela análise de minerais separados ou suítes cogenéticas de rochas cujas razões razões Sm/Nd variem suficientemente para definir uma inclinação de uma isócrona nas coordenadas 143Nd/144Nd e 147Sm/144Nd. Os 23
procedimentos interpretativos inerentes aos diagramas isocrónicos do sistema Rb-Sr são igualmente aplicáveis ao método Sm-Nd -à semelhança dos outros métodos isotópicos, a idade convencional é descrita pela equação: 1 t = ----- ln
(143Nd/144Nd )f - (143Nd/144Nd )i 1 + ---------------------------------------------------(147Sm/144Nd)f
com (147Sm) = 6,54 x 10-12 anos-1 (143Nd/144Nd)f e (147Sm/144Nd)f são as razões isotópicas obtidas por espectrometria de massa -a razão 143Nd/144Nd da Terra como um todo tem aumentado com o tempo por causa do decaimento do 147Sm para 143Nd → seu aumento em função do tempo pode ser descrito por um modelo baseado na razão Sm/Nd e sua razão 143Nd/144Nd primordial -a evolução isotópica do Nd na Terra é representada por um modelo que assume que a razão Sm/Nd da Terra é igual a dos meteoritos condríticos *Jacobsen and Wasserburg (1980) analisaram 5 condritos e o acondrito Juvinas e determinaram que estes meteoritos tem uma razão Sm/Nd média de 0,1967 e usaram este resultado para calcular a razão 143Nd/144Nd de um reservatório condrítico no tempo assumindo a idade da Terra como 4,6 Ga. *tal evolução isotópica é descrita em termos de um modelo chamado CHUR (DePaolo and and Wasserburg, 1976), 1976), sigla de reservatório condrítico uniforme. Este modelo assume que o Nd terrestre tem evoluído num reservatório uniforme cuja razão Sm/Nd é igual a dos meteoritos condríticos *o valor atual da razão 143Nd/144Nd do CHUR é 0,512638, normalizado para a razão 146Nd/144Nd de 0,7219. Esta informação nos permite calcular calcular a razão 143Nd/144Nd do CHUR em qualquer tempo t pela equação: ItCHUR
= IoCHUR - (147Sm/144Nd )CHUR x ( e t - 1 )
ICHUR = razão 143Nd/144Nd do CHUR atualmente = 0,512638 -fusão parcial do CHUR produz magmas com razões Sm/Nd inf eriores ao CHUR *o resíduo sólido que permanece tem razões Sm/Nd maiores que o CHUR. CHUR. Por conseguinte, estas regiões empobrecidas nas TR leves ou razões Sm/Nd maiores têm razões 143Nd/144Nd maiores que o CHUR atualmente *as partes do reservatório condrítico que permanecem não perturbadas pelos eventos formadores de magmas contêm Nd cuja composição isotópica evoluiria sem interrupção até o presente
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-conforme sua origem, é possível então calcular as idades modelo T CHUR pela interseção da linha de crescimento isotópico de uma rocha crustal coma linha representando o CHUR *a inclinação é proporcional à razão 147Sm /144Nd. A equação equação para o cálculo da idade modelo é: 1 (143Nd/144Nd )f - (143Nd/144Nd)CHUR TCHUR = ------ ln [ ---------------------------------------------------- + 1 ] (147Sm/144Nd)f - (147Sm/144Nd)CHUR λ sendo (147Sm/144Nd)CHUR = 0,1967 -idades modelo podem ser calculadas relativas a um reservatório empobrecido cuja razão Sm/Nd foi aumentada pela formação de uma fusão parcial num episódio anterior *para este propósito o reservatório empobrecido de acordo com Michard etal. (1985) é assumido de ter uma razão 147Sm/144Nd de 0,222 *idades modelo T DM são simplesmente uma expressão de como suas respectivas regiões fontes podem ter razões de terras raras diferentes dif erentes daquelas do CHUR → neste caso as idades modelo T DM são calculadas pela equação 1 (143Nd/144Nd)f - (143Nd/144Nd)CHUR TDM = ----- ln [ --------------------------------------------------- + 1 ] (147Sm/144Nd)f - 0,222 λ -tal como muitas idades modelos, elas são facilmente calculadas, mas demandam cuidados na interpretação *é possível comparar as razões iniciais de rochas ígneas e metamórficas na crosta da Terra com as correspondentes razões 143Nd/144Nd do CHUR no tempo de cristalização "t" das rochas e também no tempo atual (t = 0) *como as diferenças nas razões isotópicas são muito pequenas, DePaolo and Wasserburg (1976) introduziram os parâmetros epsilon ε conforme definidos abaixo: ( 143Nd/144Nd )inicial λ tCHUR = [ ------------------------------- - 1 ] x 104 ItCHUR
εtCHUR
( 143Nd/144Nd)medido = [ --------------------------------- - 1 ] x 104 εCHUR
*um valor positivo de ε indica que as rochas foram derivadas de um sólido residual no reservatório (manto empobrecido) → tais partes do reservatório são ditas
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empobrecidas em elementos litófilos de íon grande (LIL), que são preferencialmente fracionados na fase liquída da fusão parcial *um valor negativo de epsilon indica que as rochas foram derivadas de fontes que tinham razões Sm/Nd menores que o reservatório condrítico (manto enriquecido) *quando o valor de epsilon é zero, a composição composição isotópica do Nd na rocha é indistinta daquela do reservatório condrítico → o que indica que estas rochas poderiam ter sido derivadas diretamente do mesmo. -idades modelo tem sido aplicadas para rochas sedimentares, onde uma vez mais sua utilidade depende se as razões Sm/Nd de um sedimento é similar aquela da rocha fonte *as idades modelos de sedimentos provêm uma estimativa do seu terreno fonte *McCulloch and Wasserburg (1978) introduziram este enfoque e mostraram evidência que os processos de erosão, sedimentação e metamorfismo não fracionam as terras raras significativamente
GEOLOGIA ISOTÓPICA DE Sm E Nd EM ROCHAS ÍGNEAS -composições isotópicas de Nd e Sm têm dado uma nova visão aos problemas complexos da origem de magmas e a formação f ormação de rochas ígneas *”Mantle Array” → plote das razões isotópicas de Nd versus Sr → correlação negativa nos basaltos das meso-oceânicas (MORBs) → rochas derivadas do manto superior provavelmente não afetadas por contaminação recente com material crustal (Wilkison, 1982) *rochas vulcânicas de ilhas oceânicas, zonas de subducção e continentes diferem da “Mantle Array” → função da petrogênese de cada província -correlação negativa das razões isotópicas de Sr e Nd em rochas ígneas indica claramente que o magma é gerado de rochas fontes com diferentes razões Rb/Sr e Sm/Nd cusada por eventos prévios de formação de magma -correlação das razões em ígneas continentais → contaminação dos magmas por crosta siálica mais velha
GEOLOGIA ISOTÓPICA DO Nd EM ROCHAS SEDIMENTARES SEDIMENTARES - Sm/Nd de rochas sedimentares detríticas de grão fino são similares às razões de suas rochas fontes → intemperismo químico, transporte, deposição e diagênese não alteram as razões Sm/Nd de sedimentos → enquanto Rb/Sr tende a aumentar por causa da adsorção preferencial de Rb nos argilo-minerais -idades modelo CHUR de folhelhos são similares as das rochas fontes → Rb-Sr modelos se aproximam da idade de deposicão -resistência das razões Sm/Nd permite-nos tratar idades modelo de rochas sedimentares detríticas como idades de residência crustal
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-a diferença entre idades de residência crsutal e idade deposicional é aumentada quando detritos vulcanogênicos jovens são misturados com sedimentos terrígenos velhos durante deposição (daí ser T CHUR ou TDM idades médias) -a composição isotópica do nd na água do mar varia regionalmente ao longo dos oceanos maiores, por causa da idade e das razões sm/Nd nas áreas fontes (ex: razão isotópica de Nd no oceano Atlântico é menor que no Pacífico → diferenças na geologia dos continentes) -o tempo de residência de Sm e Nd nos oceanos é cerca de 300 anos → que explica porque Nd não é isotopicamente homogeneizado pela mistura nso oceanos (isto requer 1000 anos ou mais) -carbonatos e fosfatos marinhos contêm Nd derivado da água de onde foram depositados → podem ser usados para medir as razões isotópicas de Nd através do tempo → também conodontes (180 ppm Nd) -oceanos Atlântico e Pacífico evoluíram independentemente depois da quebra do Pangea no Mesozóico -interação da água do mar com rochas vulcânicas altera a razão efetivamente que 87Sr/86Sr.
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Nd/144Nd menos
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