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Métodos Geocronológicos

Aula 3 - Introdução

MÉTODOS DE DATAÇÃO

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O método 14C, Traço de fissão e Re-Os

O método absoluto utiliza os princípios físicos daradioatividade e fornece a idade da rocha com precisão.Esse método está baseado nos princípios dadesintegração (ou decaimento) radioativa.

Entre os métodos absolutos, existe os que são maisindicados para se datar materiais mais “recentes” comoa datação pelo métodos do 14C e de traço de fissão emapatita, epidoto e zircão e os que datam materiais maisantigos, como Re-Os, Ar-Ar, Rb-Sr, Sm-Nd e U-Pb.

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Coleta das amostras em campoO pleno êxito ou certas dificuldades comuns às investigaçõesisotópicas não dependem apenas do rigor com osprocedimentos nas diversas fases do trabalho em laboratório,descuido ou negligência com a coleta de amostras em campopode, em alguns casos, ser responsável pelo insucesso daanálise e conseqüente desperdício de recursos financeiros etempo de pesquisa.

sugestões para a coleta de amostras em campo. as amostras devem ser as mais inalteradas possíveis com

respeito ao intemperismo, atividades hidrotermais, etc, sendoque alterações superficiais, detritos e/ou solos devem serremovidos ao máximo. É importante ressaltar que asamostras precisam ser bem acondicionadas em sacos depano ou plástico e identificadas com números/símbolosrelacionados na caderneta de campo.

Um dos métodos isotópicos usado para datar materiaisformados mais recentemente e para medir intervalos detempo menores é o método baseado no decaimentoradioativo do isótopo Carbono-14, cujo meia vida é de5730 anos. Com um intervalo de tempo tão curto,passível de ser usado apenas para determinar idadesdurante os últimos 50000 anos, este método tornou-seuma ferramenta fundamental para datar episódiosimportantes da pré-História e História humana.

O método do carbono-14

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Os organismos absorvem 14C pela fotossíntese do CO2ou pelo consumo de matéria orgânica e tem umaconcentração constante de 14C enquanto vivem.

Após a morte, o estoque de 14C no tecido não mais éalimentado pela fotossíntese ou pela dieta alimentar.Esse estoque de 14C decai para 14N novamente pordecaimento β.

A idade da amostra de um osso humano, por exemplo,ou de uma matéria orgânica qualquer morta, pode serdeterminada com base na taxa de produção e na meiavida do 14C e na quantidade de 14C que ainda nãodecaiu e permanece na amostra.

O método de datação por traços de fissão, consiste nacontagem de densidade (número de traços por micraquadrada) de defeitos deixados no mineral, pelapassagem de partículas ionizadas originadas pela fissãodo 238U. Estes traços são gravados em minerais, vidrosnaturais e artificiais e plásticos especiais.

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

Termocronologia por traços de fissão

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Através de investigações de traços de fissão nosminerais apatita com temperatura de fechamento de~120oC, zircão ~230oC e epidoto com temperatura defechamento de ~300oC fornece informações sobre ahistórica térmica nos últimos 250 milhões.

As datações em apatitas são utilizadaspredominantemente para decifrar a história termo-tectônica das rochas. Esta aplicação como umgeotermo-cronômetro é baseada sobre a relativamentebaixa estabilidade térmica dos traços ao redor de 120º Ce a profundidades de ~ 11 km. É uma técnica que estásendo aplicada em estudos de datação e taxa deexumação e denudação de uma unidade rochosa e desedimentação.

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

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

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

Traços de fissão em zircão e epidoto vem sendoempregado para datar eventos recente de temperaturassuperiores as de fechamento do sistema da apatita.

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Pastilhas para incrustação de cristais para TF

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Traços de fissão em epidoto é utilizado para datarmovimentos de falhas com epidotização do Cretacéo edo Terciário. O comprimento e a distribuição de traçosfósseis são usados para distinguir entre idade deeventos genuinos e idades mistas, devido aomascaramento de um evento tardio. Aplicado emepidoto das rochas mineralizadas em scheelita, deuvalores iguais ou inferiores aos valores Ar-Ar e Sm-Nd.

Estudos com cristais de zircão estão em andamentopelo grupo de pesquisa da UNESP/Rio Claro. Naliteratura, o TF em zircão já foi usado para datarpseudotaquilitos. Seus dados pode preencher a lacunaentre 500oC e 120oC da histórias termocronológicas deunidades litológicas.

O método 40Ar-39Ar

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O princípio do método O método 40Ar/39Ar foi originalmente usado em materiais

extraterrestres (meteoritos e rochas lunares) e emminerais anidros com apenas uma história térmica.

O método é baseado na produção de 40Ar a partir do 39Kpor uma reação (n,p) durante uma irradiação deneutrons rápidos.

39K + n = 39Ar + p

O 39Ar, assim formado, tem uma meia-vida de 269 anos.Também, os isótopos de Ar são produzidos por outrasreações interferentes a partir do K (40Ark, 39Ark, 38Ark), Ca(40ArCa, 39ArCa, 38ArCa, 37ArCa, 36ArCa) e do Cl (38ArCl,36ArCl)

Composição isotópica:

39K = 93,2%40K = 0,01%41K = 6,7%

Ar

36Ar = 0,3%38 Ar= 0,06%40Ar = 99,6%

40K

40Ar

40Ca

K

não pode ser não pode ser distinguido do distinguido do 4040Ca Ca não radiogêniconão radiogênico

Proporções relativas medidas naatmosfera por Nier (1950)

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A equação da idade Ar-Ar é dada por: t = 1/ ln (1 + 40Ar*/40ArK) . J)

Onde: J = et –1/ 40Ar*/ 39Ar Assumindo que todo 40Ar na amostra irradiada é

radiogênico ou atmosférico, que todo 36Ar sejaatmosférico, e que 39Ar foi produzido apenas pelodecaimento do 39K (n,p). Nesse caso os valores dasrazões medidas de 40Ar/39Ar e 36Ar/ 39Ar pode serusadas para calcular a razão desejada do 40Arradiogênico para 39Ar:

40Ar*/39Ar = (40Ar/39Ar)m – 295,5 (40Ar/39Ar)m

Onde, m são os valores medidos e 295,5 é a razão da40Ar/36Ar do argônio atmosférico.

Forma de apresentação dos dados Ar-Ar

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Dados de biotita e microclínio derochas de 1400 e 1450 Ma. Biotitadeu idade de aprox. 1300 Ma.Microclínio não definiu um bomplatô, isso sugere uma perdasignificante de 40Ar nesse mineralcom relação a biotita.

Esse dique de diabásio é Pós-Triássico a Pré-Terciário e foicontaminado com 40Ar doembasamento granítico comidades 2700 a 3400 Ma.

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IDADE Ar/Ar EM BIOTITA

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Vantagens do método

K-Ar são medidos na mesma fração da amostra A técnica de aquecimento gradativo permite detectar perdas de Ar e a

presença de Ar estranho; As idades (platôs) são mais exatas (sem a influência da perda de Ar das

bordas dos minerais). Os platôs definidos devem ter pelo menos 60% de Ar cumulativo.

Desvantagens do método

Procedimento analítico complicado (necessidade de um reator atômico)

Curto tempo entre a irradiação e análise da amostra. Perda de Ar (gás volátil) nas bordas do mineral.

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Idades de resfriamento em rochas ígneas emetamórficas. Muscovita 300-350oC, Biotita 250-280oC.

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

Mapear possível zonamento termal em grãosminerais, indicativo da perda de Ar durante o seudesenvolvimento. Núcleo mais antigo do que asbordas

Aplicabilidade do método

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Sistemática Rb-Sr Na coleta de amostras para a confecção do diagrama

isocrônico Rb-Sr deve-se tomar as seguintesprecauções:

As amostras devem ser co-genéticas, ou seja, formadasem um mesmo processo genético, seja ele metamórficoou ígneo;

Para haver um espalhamento dos pontos que definamuma isócrona confiável, deve-se coletar amostras comdistinta composição mineralógica, portanto, diferentesrazões 87Sr/86Sr e 87Rb/86Sr;

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

Deve-se evitar amostras alteradas pela açãointempérica.

QUÍMICA DO RUBÍDIO (Rb) O Rubídio (Rb) é um metal alcalino do grupo IA da

tabela periódica. No ciclo geroquímico acompanha opotássio (K).

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

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

Nos minerais piroxênios, olivina, anfibólios eplagioclásios, ocorre em baixas concentrações.

Em rochas ultrabásicas, a concentração é relativamentebaixa quando comparada com a concentração nasrochas graníticas.

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Composição Isotópica natural

87Rb = 27,8346% (instável)85Rb = 72,1654% (estável)

QUÍMICA DO ESTRÔNCIO (Sr) O Sr é um elemento alcalino terroso do Grupo IIA na

tabela periódica. No ciclo geoquímico acompanha o Ca.

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

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

Os minerais do grupo das micas e feldspatos alcalinospossuem baixas concentrações.

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Composição isotópica:

Sr

84Sr = 0,56%86Sr= 9,86%87Sr = 7,00% 88Sr = 82,58%

87Rb37 → 87Sr38 + - + + Q

= 1,42 x 10-11a-1

Tipos de Sr Sr original – é o existente no momento da formação do

sistema solar (~ 0,6989) Sr comum – contido na água do mar e nos oceanos,

valor atual 87Sr/86Sr = 0,70991 ± 0,0002. Sr do meio ambiente – contido nos meios isolados do

mar e oceanos. Sr primário ou inicial – contido no mineral e rocha

nomomento do fechamento do sistema Ro ou Ri(87Sr/86Sro ou 87Sr/86Sri).

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

Sr radiogênico 87Sr* resulta do decaimento do 87Rb e sejunta ao 87Sr inicial em função da Rb/Sr e do tempo.

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Minerais (M) e Rochas (R) Rb (ppm) Sr (ppm) Rb/SrBiotita (M) 550 31.1 17.7Muscovita 476 46.0 10.3

K-Feldspatos (M) 561 396.0 1.41Plagioclásios (M) 14.1 566.0 0.01

Anfibólios (M) 77 106.0 0.07Zircão (M) 21 50.4 0.04

Granada (M) 1.9 19.3 0.098Apatita (M) 1.6 1329.0 0.001

Turmalina (M) 1.3 601 0.0021Titanita (M) 2.7 1980.0 0.001Epidoto (M) 31 8518.0 0.004Granitos (R) 150.0 300.0 0.60Sienito (R) 120.0 300.0 0.40

Crosta Terrestre 90.0 375.0 0.24Meteoritos Condríticos 2.3 10.0 0.23

Fonte: Faure e Powell,1972

Concentrações médias de Rb e Sr em alguns minerais e rochas

IDADES Rb-Sr

F = Fo + P (et-1) (87Sr/86Sr)h = (87Sr/86Sr)o + (87Rb/86Sr)h.(e t –1)

onde h é a razão isotópica medida hoje, o é a razãoisotópica inicial determinada pela interseção da retaisocrônica com o eixo Y, é a constante dedesintegração do elemento radioativo (cujo valorpara o Rb é de 1,42 X 10-11 anos-1), t é o tempotranscorrido desde a formação do sistema até omomento da análise, e et –1 a inclinação da retaisocrônica; logo essa equação é do tipo Y = b + mX,onde :

b = (87Sr/86Sr)o, X = (87Rb/86Sr)h e m = et - 1

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(ii) a idade convencional é calculada com uma razãoisotópica inicial (87Sr/86Sr)o estimada.

t = 1/ ln {1 + [(87Sr/86Sr)h – (87Sr/86Sr)o/(87Rb/86Sr)h]}

Ex. Os dados de uma amostra deram razão (87Rb/86Sr)h =0,5286 e (87Sr/86Sr)h = 0,70779. Para uma razão inicial =(87Sr/86Sr)o = 0,7040 sua idade convencional será:

= 1,42 x 10-11 a-1

t = 1/ 1,42 x 10-11 . ln ((1 + 0,70779 – 0,7040)/0,5286]t = 7,04225321 x 1010 . ln(1 + 0,00379/0,5286)t = 7,04225321 x 1010 . ln(1,007169882)t = 7,04225321 x 1010 . 0,0071443 = 503.119.738 anos =

503,12 Ma

Observe que da equação da reta Y = b + mX,inclinação da reta m (tgα) = (et –1), a equação da idadeserá: t = 1/ . ln(m + 1)

As idades Rb-Sr convencionais em rocha total e/ouminerais para rochas intermediárias e básicas combaixas razões Rb/Sr, apresentam um erro muitoelevado. Porém, com dados de amostras com razõesRb/Sr elevadas (micas e rochas ígneas ácidas) podemfornecer idades significativas, desde que a razão inicialseja a “real”.

Sob temperaturas elevadas o retículo dos mineraispotássicos permite fácil migração do Sr, e o valor dasdatações são similares às obtidas pelo método Ar-Ar.

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ISÓCRONA

Para se construir uma isócrona é necessário:

Termos pelo menos 3 amostras de rochas com variadasrazões Rb/Sr originadas em um mesmo evento (fusãoparcial, cristalização fracionada, etc.)

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

Na coleta de amostras para a confecção do diagramaisocrônico Rb-Sr deve-se tomar as seguintesprecauções:

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

Para haver um espalhamento dos pontos que definamuma isócrona confiável, deve-se coletar amostras comdistinta composição mineralógica, portanto, diferentesrazões 87Sr/86Sr e 87Rb/86Sr;

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a b c to86Sr87Sr

o( )

86Sr

87Sr

86Sr

87Rb

33 rocrochashas aa bb cc nono tempotempo ttoo a,a, bb ee cc emem ttoopossuempossuem mesmamesma razãorazão inicialinicial ((8787Sr/Sr/8686Sr)Sr)oo ≠≠((8787Sr/Sr/8686Sr)Sr)..

Após algum tempo Após algum tempo (t(t00 tt11) ) cada amostra perde cada amostra perde 8787Rb Rb e e ganha uma quantidade equivalente de ganha uma quantidade equivalente de 8787SrSr

a b c

a1

b1

c1t1

to

86Sr

87Sr

86Sr

87Rb

86Sr87Sr

o( )

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No tempo No tempo tt22 cada sistema de rocha evolui cada sistema de rocha evolui nova nova linhalinha

mais íngreme aindamais íngreme ainda

a b c

a1

b1

c1a2

b2

c2

t1

to

t2

86Sr

87Sr

86Sr87Sr

o( )

86Sr

87Rb

a b cto

86Sr

87Sr

86Sr87Sr

o( )

tg = (et - 1)

86Sr

87Rb

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Isócrona Rb/Sr com rocha total

6.04.0 5.03.02.0

Sr/ Sr

Rb/ Sr

Nível de Corte = 3,07MSWD = 0,30Ri = 0.72897 0.00147T = 1325 47 Ma

MFG-22F

FJ-14C

FJ-14AFJ-14

(B)

0.83

0.85

0.81

0.79

0.77

0.75

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Isócrona de referência: é obtida através de umconjunto de amostras não originadas na mesma fonte,mas que sofreram algum evento comum. Neste caso, arazão inicial (87Sr/86Sr)o de cada amostra pode variarligeiramente.

Errócrona: quando a melhor reta calculada porregressão linear não alinha dentro dos errosexperimentais. A distinção entre isócrona e errócrona sefaz com base no MSWD (Mean Square of WeightedDeviated), que é um índice estatístico. Um alinhamentoperfeito apresenta MSWD = 0. Os valores variam de3,92 para 3 amostras até 1,61 para 20 amostras.

O parâmetro Epsilon Sr

(87Sr/86Sr)UR = 0,0816 no presente

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Dados obtidos por isócronas Rb-Sr Quando os resultados são coerentes para rochas

magmáticas indica que ocorreu um processo efetivo dehomogeinização isotópica no sistema (O relógioradiométrico foi zerado).

Em rochas sedimentares siliciclásticas grossas,dificilmente vai ocorrer uma homogeinização. Parasedimentos finos, tipo fração argila dos sedimentospelíticos marinhos, pode ocorrer uma homogeinizaçãoisotópica.

Em rochas metamórficas, tanto pode ocorrer umahomogeinização total, como uma parcial. No primeirocaso, a idade isocrônica data o evento e no segundocaso, a idade é mista (desprovida de significadogeológico).

Rochas (meta)vulcânicas ácidas, normalmente mostramidades inferiores a de extrusão. Isso pode se dá emfunção de eventos tardios de espilitização ou demetamorfismo. Também pela interação com fluidos,granulometria fina e composição pobre em Ca (o 87Srradiogênico não encontra sítios estruturais para serretido no sistema rocha total.

Em rochas plutônicas ácidas não deformadas, emfunção da granulometria grossa e seu maior isolamentoda encaixante, os resultados Rb-Sr datam acristalização ou o resfriamento. Razões iniciais elevadas(> 0,720) ou dispersão dos pontos analíticos sem definiruma isócrona, podem indicar reequilíbrio oudesequilíbrio isotópico.

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A razão Rb/K é um importante parâmetro petrogenéticopara avaliação do grau de diferenciação de uma rocha.Quanto mais diferenciada, maior a concentração de Rb.

Rochas básicas derivadas do manto possui razão Rb/Kvariando de 1/100 a 1/600 e em rochas graníticas dacrosta de 1/100 a 1/150.

Em um processo de cristalização fracionada do magma,o Sr tende a ficar concentrado no plagioclásio enquantoque o Rb tende a permanecer na fase líquida. Com issoa razão Rb/Sr do magma residual aumenta nosprocessos de cristalização progressiva.

Rochas fracionadas de um mesmo magma podem tervalores de Rb/Sr na ordem de 10 ou mais vezes as dasfases iniciais.

Manto, Rb/Sr em média 0,025

Crosta oceânica, Rb/Sr em média 0,06

Granitos da crosta continental (fortemente diferenciadase pobres em Ca, Rb/Sr), Rb/Sr em média 1,7

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Figure 9Figure 9--13.13. Estimated Rb and Sr isotopic evolution of the Earth’s upper mantle, Estimated Rb and Sr isotopic evolution of the Earth’s upper mantle, assuming a largeassuming a large--scale melting event producing graniticscale melting event producing granitic--type continental rocks at 3.0 Ga type continental rocks at 3.0 Ga b.p After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer.b.p After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer.

Sistemática Sm-Nd Deve-se tomar os mesmos cuidados mencionados para

a construção dos diagramas isocrônicos Rb-Sr; As amostras devem ser homogêneas e representativas

da unidade a ser datada; Os efeitos da alteração intempérica ou hidrotermal,

neste caso, não interferem no resultado das datações;

Elementos terras raras (Lantanídeos)

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Sm e Nd são elementos terras raras (Grupo 3B) queocorrem na maioria dos minerais formadores derochas.

Sm Z = 62, raio iônico = 1,04

Nd Z = 60, raio iônico = 1,08147Sm62 ––> 42 + 143Nd60 + Q

= 6,54 x 10-12a-1 T1/2 = 106 Ga

144Sm

147Sm

148Sm

149Sm

150Sm

152Sm

154Sm

142Nd

143Nd

144Nd

145Nd

146Nd

148Nd

150Nd

Sm Nd

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Equação da Idade

F* = P (et - 1)

143Nd* = 147Sm (et - 1)

143Nd = 143Ndo + 147Sm (et - 1)

143Nd/144Nd = 143Ndo/144Nd + 147Sm/144Nd (et - 1)

t = 1/ ln{1 + [(143Nd/144Nd)h – (143Nd/144Nd)o/(147Sm/144Nd)h]}

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

Grande resistência a lixiviação, difícil difusão no estadosólido;

Insensibilidade às influências térmicas

Nas rochas terrestres e minerais, a razão 0,1< Sm/Nd >0,37 (grande similaridade química entre Sm e Nd.

Propriedades químicas muito similares dificulta ofracionamento.

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

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

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

Olivine Opx Cpx Garnet Plag Amph MagnetiteRb 0.010 0.022 0.031 0.042 0.071 0.29 Sr 0.014 0.040 0.060 0.012 1.830 0.46 Ba 0.010 0.013 0.026 0.023 0.23 0.42 Ni 14 5 7 0.955 0.01 6.8 29Cr 0.70 10 34 1.345 0.01 2.00 7.4La 0.007 0.03 0.056 0.001 0.148 0.544 2Ce 0.006 0.02 0.092 0.007 0.082 0.843 2Nd 0.006 0.03 0.230 0.026 0.055 1.340 2Sm 0.007 0.05 0.445 0.102 0.039 1.804 1Eu 0.007 0.05 0.474 0.243 0.1/1.5* 1.557 1Dy 0.013 0.15 0.582 1.940 0.023 2.024 1Er 0.026 0.23 0.583 4.700 0.020 1.740 1.5Yb 0.049 0.34 0.542 6.167 0.023 1.642 1.4Lu 0.045 0.42 0.506 6.950 0.019 1.563Data from Rollinson (1993). * Eu3+/Eu2+ Italics are estimated

Rare

Ear

th E

lem

ents

Isócronas Sm/Nd

Valem as mesmas premissas do método Rb-Sr.

Amostras co-genéticas (Rocha total).

Isócrona interna (Rt + minerais).

Pontos com bom espalhamento e alinhamento.

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Isócrona interna

0,5114

0,5118

0,5122

0,5126

0,5130

0,5134

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

147Sm/144Nd

143 N

d/14

4 Nd

Idade = 634 ± 1 MaRi =0.51130010 ± 0.00000094

Amostra LS-541BRt

Gt Lix

02

Isócrona Sm/Nd de rocha total.

0.5108

0.5110

0.5112

0.5114

0.5116

0.08 0.09 0.10 0.11 0.12

143 N

d/14

4 Nd

T = 2239 ± 370 MaRi =0.50972 ± 0.00026

MSWD = 1.6

12a

11MS1

11h11g

147Sm/144Nd

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tCHUR expressa as diferenças entre a razão inicial

143Nd/144Nd de uma suíte de rochas e o valorcorrespondente da razão 143Nd/144Nd no CHUR (CHondrictUniform Reservoir) ou DM (Depleted Mantle) na época dacristalização da rocha.

Valores atuais do CHUR: 143Nd/144Nd = 0,512638,147Sm/144Nd = 0,1967Valores atuais do DM: 143Nd/144Nd = 0,513144,147Sm/144Nd = 0,222.

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

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

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

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

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Idade Modelo Sm/Nd

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

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

(143Nd/144Nd)trocha = (143Nd/144Nd)h

rocha - (147Sm/144Nd)hrocha (et - 1)

(143Nd/144Nd)tCHUR = (143Nd/144Nd)h

CHUR - (147Sm/144Nd)hCHUR (et - 1)

(143Nd/144Nd)x - (143Nd/144Nd)am

147Sm/144Ndx - 147Sm/144Ndam

T = 1/ ln +1[ ]

Diagrama TDM x épsilon Nd

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87 8 6Sr/ Sr

143 144Nd/ Nd

0

-10

-20

-30

+ 10

0,7100,700 0,7400,720 0,730

Nd(0)

Ortogna isses Máfic os

Ortognaissesinte rm ed iários

0 ,5110

0,5120

0 ,5130

Manto

7784

46

543A

64

3734

20

59

Água do m ar

Sed imento do Atlântico

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Aplicações

Idade de rochas magmáticas cogenéticas.

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

2) Idades Modelos TCHUR e TDM

T(X) = 1 / ln{1 + [(143Nd/144Nd)Am - (143Nd/144Nd)X/ (147Sm/144Nd)Am - (147Sm/144Nd)X ]}

Junto com Sr, usado como Indicador petrogenético.

O método U-Pb

U-Pb, Th-Pb e Pb-Pb

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Sistemática U-Pb Neste método utiliza-se minerais muito resistentes à ação

intempérica (zircão, monazita, titanita, rutilo, xenotina, etc.),portanto, mesmo amostras muito alteradas são passíveis deutilização nas datações U-Pb. Ainda assim algunsprocedimentos devem ser considerados:

As amostras devem ser representativas da unidade a serdatada;

A quantidade de amostra coletada depende da abundânciado mineral a ser datado. Uma rocha rica em zircão não énecessário um volume grande para a extração da quantidadesuficiente para a análise;

Quando não se conhece antecipadamente a mineralogia darocha, sugere-se a coleta de amostras com aproximadamente10 kg, para não ter que retornar ao campo apenas para umanova coleta de amostras

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

Decaimento do U-Th-Pb

238U = 99,2743%235U = 0,7200%234U = 0,0055%

Th

U

Radioativos

232Th = 100,00%primário

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

204Pb 206Pb207Pb208Pb

Pb

Único que não é radiogênico

238U235U232Th

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

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238U →8 + 6- + 206Pb + Q 238 = 1,55 x 10-10 a-

237U → 7 + 4- + 207Pb + Q

235 = 9,8485 x 10-10

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232Th → 6 + 4- + 208Pb + Q

235 = 4,9475 x 10-10 a-1

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

F* = N (et - 1)

206Pb*/204Pb = 238U/204U (et - 1)

207Pb*/204Pb = 235U/ 204Pb (et - 1)

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

uraninita e torianita (óxidos)

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

*monazita, apatita e xenotima (fosfatos)

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

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

Minerais datados por U/Pb

Zircão é o mineral mais indicado, nomomento de sua cristalização, só aceita Una sua estrutura.

Todo urânio de ocorrência natural contém238U e 235U na relação 138:1, sedesintegram para 206Pb e 207Pbrespectivamente.

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206Pb*/204Pb = 238U/204U (et - 1)

207Pb*/204Pb = 235U/ 204Pb (et - 1)

Diagrama Concórdia

As duas equações são utilizadas para compor um diagrama binário para o cálculo da idade. Esse diagrama é denominado de Diagrama Concórdia porque, nele é representada a linha CONCÓRDIA, na qual as idades calculadas pelos sistemas isotópico 238U→ 206Pb*, e 235U→ 207Pb* são coincidentes ou concordantes.

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

Figure 9Figure 9--16a.16a. Concordia diagram illustrating the Concordia diagram illustrating the Pb isotopic development of a 3.5 Ga old rock with Pb isotopic development of a 3.5 Ga old rock with a single episode of Pb loss. After Faure (1986). a single episode of Pb loss. After Faure (1986). Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Wiley & Sons. New York.Wiley & Sons. New York.

238U 206Pb

235U 207Pb

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

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

Discórdia = perda de206Pb e 207Pb

Diagrama concórdia U/Pb

2000

1600

1200

800

400

0.0

0.1

0.2

0.3

0.4

0 2 4 6 8

207Pb/235U

206 Pb

/238 U

±±Intercepto superior: 2229 200 Ma

Intercepto inferior: 395 760 MaMSWD = 428

A2000

1600

1200

800

400

0.0

0.1

0.2

0.3

0.4

0 2 4 6 8

207Pb/235U

206 Pb

/238 U

±±Intercepto superior: 2258 4.8 Ma

Intercepto inferior: 579 20 MaMSWD = 0.23

B

C

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

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

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

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