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Introdução à Geocronologia

Aula 1 - Introdução

EMENTA Conhecimento dos princípios básicos dos principais

métodos de datação geocronológica de rocha emineral.

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

Determinar idades por cálculos manuais através dasequações matemáticas e confecções de diagramasisocrónicos e o cálculo de idades com o uso dosoftware isoplot.

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3. OBJETIVOS

3.1 – Geral - Entender como ocorre o acúmulo deisótopos radiogênicos em rocha e minerais.

Como se determina suas razões isotópicas e de acordocom a evolução geológicas de uma área e dos tipos delitologias.

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

3.2 – Específico. Conhecer os conceitos químicos sobre os elementos radioativos e seus

respectivos radiogênicos.

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

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

Quando utilizá-las como ferramenta geocronológica ou como traçadorespetrogenéticos.

Entender como foi elaborada a tabela do tempo geológico.

Fazer evolução tectônometamórfica (caminho PTt)

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II - PRINCIPAIS MÉTODOS USADOS NA DATAÇÃO ABSOLUTA DE MINERAIS E ROCHAS

2.1 – O método U-Pb e Pb-Pb. 2.2 – O método Sm-Nd. 2.3 – O método Rb-Sr. 2.4 – O método Ar-Ar. 2.5 – Exercícios.

III – APLICAÇÃO DOS MÉTODOS GEOCRONOLÓGICOS

3.1 – Datação de eventos termais. 3.2 – Datação de cristalização de rochas

magmáticas. 3.3 – Datação de eventos tectono-metamórficos. 3.4 – Integração dos dados obtidos com o uso

dos diferentes métodos geocronológicos. 3.5 – Exercícios.

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1911 - Rutherford - O átomo não é maciço nemindivisível.

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

Ao redor do núcleo ficariam os elétrons, neutralizandosua carga.

Este é o modelo do átomo nucleado, um modelo que foicomparado ao sistema planetário, onde o Sol seria onúcleo e os planetas seriam os elétrons.

em 1911 Marie Curie ganha o Nobel de química por terconseguido isolar o rádio puro. Morre em 1914 deleucemia.

Expressão da razão de desintegração radioativa(Frederick Soddy e Rutherford, 1902):

dN/dt = -λN

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

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IMPACTO DA DESCOBERTA DA RADIOATIVIDADE NA GEOLOGIA

Em 1903 Curie e Laborde demonstraram que odecaimento era um processo exotérmico.

Teve início uma nova linha de pesquisa na geologia,com determinações da radioatividade nas rochas e paracalcular a razão da produção de calor.

Joly (1908), com base na concentração de rádio nasrochas, reconheceu que halos pleocróicos em rochas écausado pela presença de minerais radioativos.

Em seu livro (Radioactivity and Geology, 1909), concluiuque a origem desses halos mede indiretamente aradioatividade nas rochas e estima a quantidade deprodução de calor.

Joly ainda especulou que a radioatividade poderiagerar a energia necessária para a edificação demontanhas. Os trabalhos de Joly, Strutt e outros comrelação a distribuição mostra que os elementosradioativos na terra resulta na geração de calor até opresente.

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Radioatividade :

É uma emissão espontânea de partículas alfaou beta.

São radiações eletromagnéticas, ou descritasem termos da probabilidade de uma partículanuclear escapar através de uma barreira depotencial que a vincula ao núcleo.

Na natureza, todos os elementos com númeroatômico (Z) maior que 83 são radioativos.

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DECAIMENTOS RADIOATIVOS

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

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Ocorre em átomos com número atômico (Z) > 58. Exceções - 5He2, 5Li3, 6Be4 e 8Be4

Átomo No Atômico No Nêutrons No MassaPAI Z N Z+N=AFILHO Z-2 N-2 (Z-2)+(N-2)=A-4

147Sm62 → 4a2 + 143Nd60 +

Decaimento alfa (4a2): Consiste na perda, pelonúcleo do átomo-pai, de 2 prótons (2 cargas) edois nêutrons (2 unidades de massa)equivalente a um núcleo de hélio (4He2)

Decaimento beta negatron (-)

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

Átomo No Atômico Nêutrons No Massa PAI Z N Z+N=AFILHO Z+1 N-1 (Z+1)+(N-1)=A

87Rb37 → - + 87Sr38 + + Q

- neutrino Q – Energia cinética

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Decaimento pósitron (+)

Átomo No Atômico Nêutrons No MassaPAI Z N Z+N=AFILHO Z-1 N+1 (Z-1)+(N+1)=A

18F9 → 18O8 + + + + Q

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

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

Átomo No Atômico No Nêutrons No MassaPAI Z N Z+N=AFILHO Z-1 N+1 (Z-1)+(N+1)=A

40K19 + e- → 40Ar18 + + + + Q

7Be4 7Li3 + + energia

Captura de elétrons:

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Isótopos

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

•Isótopos estáveis – 12C e 13C

•Isótopos radioativos – 14C

12C 13C 14C

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

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

Área do vale de energia (onde se situa os estáveis).Acima e abaixo estão situados os isótopos instáveis.6,02252 x 1023)

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Isótopos Radioativos

Isótopos instáveis que decaem para outro nuclídeo.

A taxa de decaimento é constante e não é afetada pela P, T e X (composição) ...

Nuclídeo pai = nuclídeo radioativo que sofre decaimento.

Nuclídeo filho = nuclídeo radiogênico produto do decaimento radioativo de um nuclídeo pai.

MEIA VIDA

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Decaimento Alfa Decaimento Beta

Meia Vida (T1/2) - é definida como o tempo necessáriopara que o número de átomos originais seja reduzido aN0/2, ou seja, à sua metade. Na equação N(t) = NO℮- t,N/NO = ½ = ℮-t

1/2 ou

T1/2 = ln2/

T1/2 = 0,69315/

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Como alguns elementos possuem meia-vida de milionésimos desegundos, outros, bilhões de anos torna-se possível medir a idade dasrochas

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

Isótopo Radioativo Isótopo Radiogênico Meia-Vida (Ga)

Potássio 40 40K Argônio 40 40Ar 1,3

Rubídio 87 87Rb Estrôncio 87 87Sr 48,8

Samário 147 147Sm Neodímio 143 143Nd 106

Tório 232 232Th Chumbo 208 208Pb 14,01

Urânio 235 235U Chumbo 207 207Pb 0,704

Urânio 238 238U Chumbo 206 206Pb 4,47

Rênio 187 187Re Ósmio 187 187Os 42,3

Isótopos mais utilizados em datação radiométrica e suas respectivas meias-vidas.

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A taxa de decaimento de um nuclídeo instável PAI éproporcional ao número de átomos “P” remanescente emum tempo “t”:

-dN/dt N (Eq. 01)

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

-dN/dt = N → -∫dN = ∫ dt

Equações do Decaimento Radioativo

Integrando a equação obtém-se a equação:- ln N = t + C (Eq. 02)

Onde ln N é o logaritmo na base е de N, e C é a constanteda integração. Numa condição que N = No quando t = 0.então: C = - ln No → Substituindo em -ln N = t + CObtém-se - ln N = t - ln No → ln N – ln No = - t →ln(N/No) = - t → N/No = e-t →

N = No e-t (Eq. 03)

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

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Assumindo que o número de átomos-filho é zero notempo t = 0. O número de átomos-filhos (D* = Daughter)produzido pelo decaimento do átomo-pai em um tempo té dado por:

D* = No – N

Usando a Eq. 03 N = N e-t e substituindo No por N e-t

→ D* = N e-t – N → D* = N(e-t – 1) (Eq. 04)

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

Onde Do é o número de átomos-filho inicial (em t = 0) eD* é o número de átomos-filho produzido no sistemapelo decaimento do átomo-pai. Assim:

D* = N(e-t – 1), D = Do + N(e-t – 1) (Eq. 06)

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

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A partir da Eq. 03 N = No e-t implica queln No/N = t → t = 1/ ln No/N,Como No = N + D* → t = 1/ ln [(N + D*)/N] logo,

t = 1/ ln (1 + D*/N) (Eq. 07),

sendo essa a equação fundamental da geocronologia.Onde N = no de átomos do isótopo radioativo medidohoje (átomos-pai); No é a quantidade inicial do isótoporadioativo no momento do fechamento do sistema; D é onúmero de isótopos radiogênicos (átomos-filho); t é otempo decorrido desde o fechamento do sistemaisotópico (idade do sistema) e é a constante dedesintegração do átomo-pai.

A equação fundamental da geocronologia t = 1/ ln (1+ D*/N) também pode ser escrita (em trabalhos escritoem português). Com F* = Fo – F representando o átomo-filho = D* (Daughter atoms) e F – Fo = N(e-t – 1)resultando em: F = Fo + N(e-t – 1). Assim a equaçãofundamental da geocronologia vem escrita como:

t = 1/ ln (1 + F*/N),

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Temperatura de abertura/fechamento do sistema É uma temperatura limite a partir da qual, se o sistema estiver

sob condições de temperatura acima desse limite, todo oisótopo formado pelo decaimento radioativo não será retidono sistema.

Se estiver ocorrendo o contrário (resfriamento), a partir domomento que o sistema atinge uma temperatura inferior aovalor desse limite, o isótopo radiogênico fica retido no sistemae poderá ser medido.

Se uma rocha for submetido a temperaturas mais elevadasdo que a do fechamento do sistema isotópico, por um longoperíodo, esse sistema poderá ser ressetado totalmente (“zerao relógio radiométrico”) ou ser só parcialmente ressetado.

No primeiro caso, é possível se determinar a idade do eventoresponsável por “zerar o relógio” .

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De que depende o fechamento de um sistema?

Retentividade dos elementos pai e filho na estrutura do mineral;

Propriedades físicas e químicas dos elementos pai-filho;

Eventos de alteração metamórfica da rocha, ou mineral, em respotas a mudanças episódicas de pressão e temperatura;

Taxa de resfriamento do último evento térmico;

Interações com soluções aquosas.

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

2. O mineral, ou rocha, se formou em um sistemageoquímico fechado, ou seja – O sistema deve terpermanecido fechado em relação a perdas e ganhos deisótopos radioativos (átomos-pai) e radiogênico(átomos-filho) desde o tempo t = 0 (ponto inicial dorelógio radiométrico).

3. É necessário conhecer a quantidade inicial de isótoposradiogênicos.

AS PREMISSAS BÁSICAS DA GEOCRONOLOGIA

Considerações importantes:

Cada sistema pai-filho pode responder de formadiferente à distúrbios, a depender da intensidade eduração do evento (em função das diferentestemperaturas de fechamento do sistema). Com issodados obtidos para uma rocha, ou mineral, atravésda aplicação de diferentes geocronômetros temsignificados distintos.

Importante saber entender os resultados obtidos,levando-se em consideração a origem dosdiferentes tipos de rochas.

Conhecer os princípios de cada método e dageologia da região é imprescindível para a escolhada sistemática isotópica.

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Rochas ígneas

Idade de uma rocha ígnea - espaço de tempo desde que o mineral(is), que constitui(em) a rocha, se cristaliza(m) a partir do magma.

Rochas ígneas plutônicas - resfriamento lento permite que certos elementos pai-filho escapem até atinguir a temperatura de fechamento do sistema (ex. 40Ar).

Idades K-Ar de micas em rochas ígneas ou metamórficas, em muitos casos, será menor que a Rb-Sr ou Sm-Nd no mesmo mineral.

Composição química e mineralógica de uma rocha ígnea plutônica pode ser alterada por fluídos hidrotermais → modificações na abundância inicial do isótopo filho (ex. 87Sr ou outro isótopo radiogênico) introduzindo erros na cálculo da idade Rb-Sr o por outro método.

Rochas Sedimentares

Clásticas (espaço de tempo desde a diagênese) e químicas (espaço de tempo desde a precipitação de minerais da água do mar).

Rochas sedimentares clásticas – partículas minerais pré-existentes – idade da fonte (minerais resistentes ao intemperismo).

Presença de minerais autigênicos (ex. glauconita ou ilita) ou de discretas intercalações de rochas vulcânicas (lavas ou tufos).

Rochas sedimentares químicas (carbonatos e evaporitos) –desfavoráveis aos estudos geocronológicos porque dificilmente retêm o sistema fechado.

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Rochas Metamórficas

Complexo – recristalização de rochas pré-existemtes que podem ter sido recristalizadas repetidas vezes.

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

História geológica de rochas metamórficas de alto grau – mais de um geocronômetro.

TÉCNICAS ANALÍTICAS

Várias técnicas analíticas já foram usadas para análisesisotópicas. Porém quando o objetivo é datar uma rochaou mineral é recomendável usar as de melhor precisão eexatidão. Entre as técnicas utilizadas, posemos listar:

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

Fluorimetria – O urânio é extraído por solventesorgânicos. Emite radiações fluorescentes quandosubmetidos à luz ultravioleta. De 0.05 a 50 ppm de U. Oerro vai de 4 a 15%, muito elevado para análisesisotópicas.

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Fluorescência de Raios-X – técnica simples e rápido.Concentrações entre 50 e 2000 ppm de Rb e Sr.Quando o erro é de ± 2% seus dados podem ser usadospara determinar as razões 87Rb/86Sr.

Fotometria de chama – Determinação de K para ométodo K-Ar.

Absorção atômica – Determinação de K, Rb, Sr e Pb. Ativação neutrônica – Requer um reator nuclear com

alto fluxo de neutrons. Muito sensível. ICP (AES ou MS) – Determina a grande maioria dos

elementos. O ICP-MS com laser acoplado vem sendomuito utilizado para análises isotópica Ar-Ar e U-Pb.

ICP-MS COM LASER ACOPLADO

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ICP-MS COM LASER ACOPLADO

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ICP-MS COM LASER ACOPLADO

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TIMS (Thermal Ionization Mass Spectrometre): Oespectrômetro de massa por ionização termal é um dosequipamentos mais precisos de análises de massas pordiluíção isotópica.

Análises por diluição isotópica é o método que utilizauma solução conhecida como spike (líquida ou gasosa)com uma concentração conhecida de um elementoparticular cuja composição isotópica foi modificada paraenriquecer em um de seus isótopos. Uma quantidade despike é adicionada a amostra para garantir que teremosuma quantidade de isótopo suficiente para ser lida peloequipamento. Depois esse volume será deduzido do valoranalítico da amostra.

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Análise por microssonda SHRIMP (SensitiveHigh Resolution Ion Microprobe), que faz análisespontuais em um único cristal.