Introdução à Geocronologia

Transcrição

1 Introdução à Geocronologia Aula 1 - Introdução EMENTA Conhecimento dos princípios básicos dos principais métodos de datação geocronológica de rocha e mineral. O significado de idade modelo em rocha total, idade isocrónica em rocha total e minerais, com o uso das sistemáticas isotópicas e idades U-Pb em zircão, monazita e titanita, Sm=Nd, Rb-Sr e Ar-Ar. Determinar idades por cálculos manuais através das equações matemáticas e confecções de diagramas isocrónicos e o cálculo de idades com o uso do software isoplot. 1

2 3. OBJETIVOS 3.1 Geral - Entender como ocorre o acúmulo de isótopos radiogênicos em rocha e minerais. Como se determina suas razões isotópicas e de acordo com a evolução geológicas de uma área e dos tipos de litologias. Qual o melhor método de datação a ser utilizado e qual o significado geológico dos dados obtidos. 3.2 Específico. Conhecer os conceitos químicos sobre os elementos radioativos e seus respectivos radiogênicos. Datação U-Pb nos minerais zircão, monazita e titanita com as técnicas de análises por diluição isotópica, ICP-MS e SHRIMP e o significado geológico de seus dados. Em quais tipos de rochas aplicar a metodologia Ar-Ar e o significado dos dados obtidos. Aplicação de análises isotópicas Rb-Sr e Sm-Nd em rochas sedimentares, ígneas, metamórficas e minerais individuais. Quando utilizá-las como ferramenta geocronológica ou como traçadores petrogenéticos. Entender como foi elaborada a tabela do tempo geológico. Fazer evolução tectônometamórfica (caminho PTt) 2

3 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. 3

4 Rutherford - O átomo não é maciço nem indivisível. O átomo seria formado por um núcleo muito pequeno, com carga positiva, onde estaria concentrada praticamente toda a sua massa. Ao redor do núcleo ficariam os elétrons, neutralizando sua carga. Este é o modelo do átomo nucleado, um modelo que foi comparado ao sistema planetário, onde o Sol seria o núcleo e os planetas seriam os elétrons. em 1911 Marie Curie ganha o Nobel de química por ter conseguido isolar o rádio puro. Morre em 1914 de leucemia. Expressão da razão de desintegração radioativa (Frederick Soddy e Rutherford, 1902): dn/dt = -λn onde λ = constante de desintegração de um determinado radionuclídio, ou seja, a probabilidade que um átomo tem para se desintegrar na unidade de tempo (t) e N = número de átomos radioativos presentes. 4

5 IMPACTO DA DESCOBERTA DA RADIOATIVIDADE NA GEOLOGIA Em 1903 Curie e Laborde demonstraram que o decaimento era um processo exotérmico. Teve início uma nova linha de pesquisa na geologia, com determinações da radioatividade nas rochas e para calcular a razão da produção de calor. Joly (1908), com base na concentração de rádio nas rochas, reconheceu que halos pleocróicos em rochas é causado pela presença de minerais radioativos. Em seu livro (Radioactivity and Geology, 1909), concluiu que a origem desses halos mede indiretamente a radioatividade nas rochas e estima a quantidade de produção de calor. Joly ainda especulou que a radioatividade poderia gerar a energia necessária para a edificação de montanhas. Os trabalhos de Joly, Strutt e outros com relação a distribuição mostra que os elementos radioativos na terra resulta na geração de calor até o presente. 5

6 Radioatividade : É uma emissão espontânea de partículas alfa ou beta. São radiações eletromagnéticas, ou descritas em termos da probabilidade de uma partícula nuclear escapar através de uma barreira de potencial que a vincula ao núcleo. Na natureza, todos os elementos com número atômico (Z) maior que 83 são radioativos. 6

7 DECAIMENTOS RADIOATIVOS Os três tipos de decaimento radioativo. a) Decaimento alfa. b) Decaimento beta. c) Decaimento por captura de elétron. 7

8 Decaimento alfa ( 4 a 2 ): Consiste na perda, pelo núcleo do átomo-pai, de 2 prótons (2 cargas) e dois nêutrons (2 unidades de massa) equivalente a um núcleo de hélio ( 4 He 2 ) Ocorre em átomos com número atômico (Z) > 58. Exceções - 5 He 2, 5 Li 3, 6 Be 4 e 8 Be 4 Átomo N o Atômico N o Nêutrons N o Massa PAI Z N Z+N=A FILHO Z-2 N-2 (Z-2)+(N-2)=A Sm 62 4 a Nd 60 + Decaimento beta negatron ( - ) Um nêutron do elemento-pai emite um elétron de alta energia (partícula ) e se converte em um próton. Átomo N o Atômico Nêutrons N o Massa PAI Z N Z+N=A FILHO Z+1 N-1 (Z+1)+(N-1)=A 87 Rb Sr Q - neutrino Q Energia cinética 8

9 Decaimento pósitron ( +) Um próton no núcleo do elemento-pai absorve um elétron e se transforma em um nêutron (pósitron + um neutrino. Átomo N o Atômico Nêutrons N o Massa PAI Z N Z+N=A FILHO Z-1 N+1 (Z-1)+(N+1)=A 18 F 9 18 O Q Captura de elétrons: Na captura de elétron, um próton do núcleo captura um elétron orbital e se transforma em um nêutron e um neutrino. O número atômico (Z) decresce de 1. A massa (A) não muda = isóbaro. Átomo N o Atômico N o Nêutrons N o Massa PAI Z N Z+N=A FILHO Z-1 N+1 (Z-1)+(N+1)=A 40 K 19 + e - 40 Ar Q 7 Be 4 7 Li energia 9

10 10

11 Isótopos Mesmo nº atômico (Z) e diferente e nº de massa (A) 12 C 13 C 14 C Isótopos estáveis 12 C e 13 C Isótopos radioativos 14 C 11

12 Com relação ao número de prótons (Z) x número de neutrons (N), os isótopos com Z < 20 têm quase que o mesmo número de prótons e neutrons. A partir do 238 U o número de neutrons aumenta até 2,7 vezes o número de prótons. Área do vale de energia (onde se situa os estáveis). Acima e abaixo estão situados os isótopos instáveis. 6,02252 x ) 12

13 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 13

14 Decaimento Alfa Decaimento Beta Meia Vida (T1/2) - é definida como o tempo necessário para que o número de átomos originais seja reduzido a N 0 /2, ou seja, à sua metade. Na equação N(t) = N O - t, N/N O = ½ = - t 1/2 ou T 1/2 = ln2/ T 1/2 = 0,69315/ 14

15 Como alguns elementos possuem meia-vida de milionésimos de segundos, outros, bilhões de anos torna-se possível medir a idade das rochas A Meia-vida do urânio (U) é de 4,5 bilhões de anos. Logo desde a formação do planeta Terra já passou o tempo de cerca de 1 Meia-vida do U a quantidade de U presente na Terra era o dobro da atual Isótopos mais utilizados em datação radiométrica e suas respectivas meias-vidas. Isótopo Radioativo Isótopo Radiogênico Meia-Vida (Ga) Potássio K Argônio Ar 1,3 Rubídio Rb Estrôncio Sr 48,8 Samário Sm Neodímio Nd 106 Tório Th Chumbo Pb 14,01 Urânio U Chumbo Pb 0,704 Urânio U Chumbo Pb 4,47 Rênio Re Ósmio Os 42,3 15

16 Equações do Decaimento Radioativo A taxa de decaimento de um nuclídeo instável PAI é proporcional ao número de átomos P remanescente em um tempo t : -dn/dt N (Eq. 01) A proporcionalidade é eliminada pela utilização de uma constante que é a constante de decaimento radioativo ( ), e a equação pode ser escrita na forma: -dn/dt = N - dn = dt Integrando a equação obtém-se a equação: - ln N = t + C (Eq. 02) Onde ln N é o logaritmo na base е de N, e C é a constante da integração. Numa condição que N = N o quando t = 0. então: C = - ln N o Substituindo em -ln N = t + C Obtém-se - ln N = t - ln N o ln N ln N o = - t ln(n/n o ) = - t N/N o = e - t N = N o e - t (Eq. 03) Essa equação dá o número de átomos radioativos N (pai) que permaneceu em um tempo (t) de número original de átomos (N o ) que estavam presentes quando t = 0. Sendo a equação básica que descreve o processo de decaimento radioativo. 16

17 Assumindo que o número de átomos-filho é zero no tempo t = 0. O número de átomos-filhos (D* = Daughter) produzido pelo decaimento do átomo-pai em um tempo t é dado por: D* = N o N Usando a Eq. 03 N = N e - t e substituindo N o por N e - t D* = N e - t N D* = N(e - t 1) (Eq. 04) No geral, o número total de átomos-filho (D) presente em um sistema que decaiu é: D = D o + D* (Eq. 05) Onde D o é o número de átomos-filho inicial (em t = 0) e D* é o número de átomos-filho produzido no sistema pelo decaimento do átomo-pai. Assim: D* = N(e - t 1), D = D o + N(e - t 1) (Eq. 06) Essa é a equação básica que é usada para determinar a idade de rochas e minerais baseado no decaimento de um átomo radioativo para um átomo-filho estável. D e N são medidos, e D o é uma constante cujo valor é obtido dos dados das amostras cogenéticas = mesma idade. 17

18 A partir da Eq. 03 N = N o e - t implica que ln N o /N = t t = 1/ ln N o /N, Como N o = 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 = n o de átomos do isótopo radioativo medido hoje (átomos-pai); N o é a quantidade inicial do isótopo radioativo no momento do fechamento do sistema; D é o número de isótopos radiogênicos (átomos-filho); t é o tempo decorrido desde o fechamento do sistema isotópico (idade do sistema) e é a constante de desintegração do átomo-pai. A equação fundamental da geocronologia t = 1/ ln (1 + D*/N) também pode ser escrita (em trabalhos escrito em português). Com F* = F o F representando o átomofilho = D* (Daughter atoms) e F Fo = N(e - t 1) resultando em: F = Fo + N(e - t 1). Assim a equação fundamental da geocronologia vem escrita como: t = 1/ ln (1 + F*/N), 18

19 Temperatura de abertura/fechamento do sistema É uma temperatura limite a partir da qual, se o sistema estiver sob condições de temperatura acima desse limite, todo o isótopo formado pelo decaimento radioativo não será retido no sistema. Se estiver ocorrendo o contrário (resfriamento), a partir do momento que o sistema atinge uma temperatura inferior ao valor desse limite, o isótopo radiogênico fica retido no sistema e poderá ser medido. Se uma rocha for submetido a temperaturas mais elevadas do que a do fechamento do sistema isotópico, por um longo período, esse sistema poderá ser ressetado totalmente ( zera o relógio radiométrico ) ou ser só parcialmente ressetado. No primeiro caso, é possível se determinar a idade do evento responsável por zerar o relógio. 19

20 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. 20

21 AS PREMISSAS BÁSICAS DA GEOCRONOLOGIA 1. A constante de decaimento ( ) é realmente constante e deve ser conhecida com o máximo de exatidão. 2. O mineral, ou rocha, se formou em um sistema geoquímico fechado, ou seja O sistema deve ter permanecido fechado em relação a perdas e ganhos de isótopos radioativos (átomos-pai) e radiogênico (átomos-filho) desde o tempo t = 0 (ponto inicial do relógio radiométrico). 3. É necessário conhecer a quantidade inicial de isótopos radiogênicos. Considerações importantes: Cada sistema pai-filho pode responder de forma diferente à distúrbios, a depender da intensidade e duração do evento (em função das diferentes temperaturas de fechamento do sistema). Com isso dados obtidos para uma rocha, ou mineral, através da aplicação de diferentes geocronômetros tem significados distintos. Importante saber entender os resultados obtidos, levando-se em consideração a origem dos diferentes tipos de rochas. Conhecer os princípios de cada método e da geologia da região é imprescindível para a escolha da sistemática isotópica. 21

22 Rochas ígneas Idade de uma rocha ígnea - espaço de tempo desde que o mineral(is), que constitui(em) a rocha, se cristaliza(m) a partir do magma. Rochas ígneas plutônicas - resfriamento lento permite que certos elementos pai-filho escapem até atinguir a temperatura de fechamento do sistema (ex. 40 Ar). Idades K-Ar de micas em rochas ígneas ou metamórficas, em muitos casos, será menor que a Rb-Sr ou Sm-Nd no mesmo mineral. Composição química e mineralógica de uma rocha ígnea plutônica pode ser alterada por fluídos hidrotermais modificações na abundância inicial do isótopo filho (ex. 87 Sr ou outro isótopo radiogênico) introduzindo erros na cálculo da idade Rb-Sr o por outro método. Rochas Sedimentares Clásticas (espaço de tempo desde a diagênese) e químicas (espaço de tempo desde a precipitação de minerais da água do mar). Rochas sedimentares clásticas partículas minerais préexistentes 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. 22

23 Rochas Metamórficas Complexo recristalização de rochas pré-existemtes que podem ter sido recristalizadas repetidas vezes. Episódio de recristalização, seguido de resfriamento alguns minerais resistem a alteração durante o metamorfismo (p. ex. zircão), podendo fornecer idades que excedem as idades dos protólitos e/ou subseqüentes eventos termais. História geológica de rochas metamórficas de alto grau mais de um geocronômetro. TÉCNICAS ANALÍTICAS Várias técnicas analíticas já foram usadas para análises isotópicas. Porém quando o objetivo é datar uma rocha ou mineral é recomendável usar as de melhor precisão e exatidão. Entre as técnicas utilizadas, posemos listar: Colorimetria O urânio apresenta diferentes cores em solução (função da concentração e valência) 0.2 a 10 ppm de U. Fluorimetria O urânio é extraído por solventes orgânicos. Emite radiações fluorescentes quando submetidos à luz ultravioleta. De 0.05 a 50 ppm de U. O erro vai de 4 a 15%, muito elevado para análises isotópicas. 23

24 Fluorescência de Raios-X técnica simples e rápido. Concentrações entre 50 e 2000 ppm de Rb e Sr. Quando o erro é de ± 2% seus dados podem ser usados para determinar as razões 87 Rb/ 86 Sr. Fotometria de chama Determinação de K para o método K-Ar. Absorção atômica Determinação de K, Rb, Sr e Pb. Ativação neutrônica Requer um reator nuclear com alto fluxo de neutrons. Muito sensível. ICP (AES ou MS) Determina a grande maioria dos elementos. O ICP-MS com laser acoplado vem sendo muito utilizado para análises isotópica Ar-Ar e U-Pb. ICP-MS COM LASER ACOPLADO 24

25 ICP-MS COM LASER ACOPLADO ICP-MS COM LASER ACOPLADO 25

26 ICP-MS COM LASER ACOPLADO 26

27 TIMS (Thermal Ionization Mass Spectrometre): O espectrômetro de massa por ionização termal é um dos equipamentos mais precisos de análises de massas por diluíção isotópica. Análises por diluição isotópica é o método que utiliza uma solução conhecida como spike (líquida ou gasosa) com uma concentração conhecida de um elemento particular cuja composição isotópica foi modificada para enriquecer em um de seus isótopos. Uma quantidade de spike é adicionada a amostra para garantir que teremos uma quantidade de isótopo suficiente para ser lida pelo equipamento. Depois esse volume será deduzido do valor analítico da amostra. 27

28 28

29 Análise por microssonda SHRIMP (Sensitive High Resolution Ion Microprobe), que faz análises pontuais em um único cristal. 29