27/03/2011
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
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
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
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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.






3
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



1911 - 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
(Frederick Soddy e Rutherford, 1902):


radioativa
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
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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
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
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
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DECAIMENTOS RADIOATIVOS
Os três tipos de decaimento radioativo. a) Decaimento alfa. b) Decaimento
beta. c) Decaimento por captura de elétron.
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Decaimento alfa (4a2): 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 (4He2)


Ocorre em átomos com número atômico (Z) > 58.
Exceções - 5He2, 5Li3, 6Be4 e 8Be4
No Atômico
Z
Z-2
Átomo
PAI
FILHO
147Sm
62
No Nêutrons No Massa
N
Z+N=A
N-2
(Z-2)+(N-2)=A-4
→ 4a2 + 143Nd60 +
Decaimento beta negatron ( -)
Um nêutron do elemento-pai emite um elétron de alta
energia (partícula ) e se converte em um próton.
Átomo
PAI
FILHO
No Atômico
Z
Z+1
87Rb
37
Nêutrons
N
N-1
No Massa
Z+N=A
(Z+1)+(N-1)=A
→  - + 87Sr38 +  + Q
- neutrino
Q – Energia cinética
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Decaimento pósitron (+)
Um próton no núcleo do elemento-pai absorve um
elétron e se transforma em um nêutron (pósitron + um
neutrino.
No Atômico Nêutrons
Z
N
Z-1
N+1
Átomo
PAI
FILHO
18F
9
No Massa
Z+N=A
(Z-1)+(N+1)=A
→ 18O8 + + +  + 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
PAI
FILHO
No Atômico
Z
Z-1
40 K
19
+ e- →
7Be
4
No Nêutrons
N
N+1
40 Ar
18
No Massa
Z+N=A
(Z-1)+(N+1)=A
+ + +  + Q
 7Li3 +  + energia
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Isótopos
Mesmo nº atômico (Z) e diferent
diferente
e nº de
massa (A
(A )
12C 13C 14C
•Isótopos estáveis –
12C
•Isótopos radioativos –
e
13C
14C
11
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


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 238U 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 1023)
12
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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 necessário
para que o número de átomos originais seja reduzido a
N0/2, ou seja, à sua metade. Na equação N(t) = NO℮- t,
N/NO = ½ = ℮-t1/2 ou
T1/2 = ln2/ 
T1/2 = 0,69315/ 
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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 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
Ósmio 187
187Os
42,3
Rênio 187
187Re
15
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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 = No quando t = 0.
então: C = - ln No → Substituindo em -ln N = t + C
Obtém-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 de
átomos (No) que estavam presentes quando t = 0. Sendo a
equação básica que descreve o processo de decaimento
radioativo.
16
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
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* = 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) presente
em um sistema que decaiu é: D = Do + D* (Eq. 05)

Onde Do 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 = Do + 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 Do é uma constante cujo valor é obtido
dos dados das amostras cogenéticas = mesma idade.
17
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A partir da Eq. 03 N = No e-t implica que

ln 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 medido
hoje (átomos-pai); No 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* = Fo – 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
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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 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
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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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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
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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 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
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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 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
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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 usados
para determinar as razões 87Rb/86Sr.
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
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ICP-MS COM LASER ACOPLADO
ICP-MS COM LASER ACOPLADO
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ICP-MS COM LASER ACOPLADO
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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.
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
Análise por microssonda SHRIMP (Sensitive
High Resolution Ion Microprobe), que faz análises
pontuais em um único cristal.
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