Prof: Geól. Dr. Leonardo Cardoso Renner
Disciplina de Geoquímica Geoquímica isotópica – isótopos radiogênicos
Disciplina: GEOQUÍMICA Código: 0800020 Professor: Geól. Dr. Leonardo Cardoso Renner ESTUDO
COMPLEMENTAR:
GEOQUÍMICA
ISOTÓPICA
–
ISÓTOPOS
RADIOGÊNICOS SUMÁRIO: 1 - INTRODUÇÃO 2 – ISÓTOPOS RADIOGÊNICOS 2.1 – Isócronas 2.2 - Rb-Sr 2.3 - K-Ar e Ar-Ar 2.4 - U-Th-Pb 2.5 - Re-Os 2.6 – Sm-Nd 2.7 – Isótopos radiogênicos aplicados a prospecção de depósitos minerais 2.8 - Isótopos radiogênicos e ambiente 3 - REFERÊNCIAS
1 2 6 8 10 12 16 17 18 19 20
1 - INTRODUÇÃO Isótopos radiogênicos são usados na geoquímica em dois principais caminhos. Historicamente podem ser usados para determinar a idade de rochas e minerais. Mais recentemente são usados em estudos petrogenéticos para a identificação de processos geológicos e entendimento de fontes magmáticas. Outras aplicações podem ser citadas, como no estudo de gênese de magmas e metalogênese. O fundamento da geocronologia moderna foi elaborado no início do século XX por Rutherford e Soddy (1903) em elementos naturais radioativos. Eles mostraram que o processo de decaimento radioativo é exponencial e independente das condições físicas e químicas do ambiente. As taxas de decaimento podem ser assim, usadas para medidas do tempo geológico. Os isótopos podem ser divididos em estáveis e instáveis (radiogênicos). O número de isótopos estáveis é de 300, e os isótopos radiogênicos de 1200. Duas hipóteses fundamentais são aceitas por geólogos no uso dos isótopos radiogênicos: 1. Taxa do decaimento radioativo é independente de todas influencias externas, como a temperatura, pressão e etc.; 1
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2. Dois isótopos do mesmo elemento são quimicamente idênticos e, portanto os processos químicos não podem mudar ou fracionados.
Átomos consistem em três partículas fundamentais: prótons (carga positiva) e nêutrons (neutro) e os elétrons (cargas negativas) que orbitam os núcleos. O número de prótons define o número atômico (Z), onde o número total de prótons e nêutrons determina o peso atômico. Em um átomo eletrostáticamente neutro, o número de prótons e elétrons tem que ser o mesmo. Ambos, prótons e nêutrons contribuem com o peso atômico (M), mas os elétrons possuem apenas uma pequena fração na massa do átomo. Isótopo é definido como uma variedade do mesmo elemento químico (átomos como o mesmo número atômico Z) que possuem uma variedade no número de nêutrons e variando o peso atômico (M). Alguns elementos leves possuem apenas poucos isótopos enquanto que os elementos pesados possuem vários.
2 – ISÓTOPOS RADIOGÊNICOS Os fundamentos físicos que servem de base para a geologia de isótopos radiogênicos estão associados ao princípio do decaimento radioativo (Fig. 1). A radioatividade pode ser definida como um ajustamento espontâneo de um
Radioativos/Radiogênicos
núcleo de átomos instáveis para um estado mais estável. A radiação é o resultado de mudanças no núcleo pelos átomos. Partículas
147Sm
Sm
143Nd
Nd
87Rb
87Sr
correspondendo ao núcleo do hélio e seus
187Re
187Os
elétrons, respectivamente. O terceiro tipo de
176 Lu
Lu
176 Hf
235
U
207
α e β são partículas de alta velocidade,
radiação é a γ (raios gamma) consiste de ondas
eletromagnéticas
similares
as
características do raios-X, sendo de maior energia e menor comprimento de onda quando
comparadas
as
do
raios-X.
Rb Re
208Pb
Th
138La
radioativo.
decaimento
Pb
232Th
nuclear podemos acrescentar os raios-X, pelo
Hf
206Pb
U
40K
produzidos
Os
238U
Adicionado a estes três tipos de radiação
também
Sr
K
Pb Pb
40Ar
Ar
138 Ba
Figura 1 – sistemas isotópicos. 2
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Alguns átomos, que possuem um estado de grande energia, tendem a se transformar em átomos com estado de menor energia, liberando partículas α e β e emitindo radiação γ, decaindo para um estado mais estável. Partículas alfa (α) possuem dois prótons, o efeito da remoção de uma partícula alfa de um núcleo é a mudança do átomo para dois lugares abaixo da tabela periódica. O número de massa é diminuído por 4 unidades, porque a partícula alfa possui 2 nêutrons em adição a 2 prótons. Exemplo: Tomamos como exemplo a série de decaimento do 238U. 238
92U
decai para o 23490Th emitindo partícula α
234
92U
decai para o 23090Th emitindo partícula α
230
90Th
decai para o 22688Ra emitindo partícula α
226
88Ra
decai para o 22286Rn emitindo partícula α
... ... ...
... chegando por fim para 210
84Po
decai para o 20682Pb (estável) emitindo partícula α
O decaimento beta (β) pode ser definido como um processo radioativo em que o número de massa permanece o mesmo, somente o número atômico é mudado. O número atômico do átomo é acrescido de uma unidade β- (55Cs→56Ba + e- + β-) ou diminuído de uma unidade β+ (11Na→10Ne + e+ + β+) . Dois tipos são importantes na determinação de idades geológicas.
Decaimento β ordinário – envolve uma mudança do nêutron para um próton com emissão de um elétron;
Captura de elétron – um próton é mudado para um nêutron resultando o movimento de um elétron da camada K desse átomo. O número atômico é decrescido em uma unidade. Radiação β não é resultada deste processo, mas raios-X e raios-γ são produzidos como resultado do preenchimento da vacância criada pela camada K.
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Raios gamma (γ) são produzidos como parte de mudanças resultantes de núcleos que são deixados em um estado de excitação. Quando um núcleo retorna para seu estado primário, a energia na forma de radiação γ é liberada. Quando o decaimento radioativo causa uma mudança no número atômico, o isótopo original (instável) é conhecido como pai, e o isótopo novo formado é chamado de filho.
Medidas experimentais de taxas de decaimento radioativo indicam que se o decaimento possui reação de primeira ordem, significa que átomos são decompostos em uma unidade de tempo proporcional ao número presente:
dN/dt = -λN Onde: N = é o número de átomos pai num dado tempo t. λ = é a constante característica do decaimento para um dado isótopo radioativo. A constante λ pode ser expressa como um número de átomo decaído por unidade de tempo. Por exemplo: se a taxa constante é 0,01 segundos-1, a equação diz que durante cada segundo, 1/100 de um átomo presente será decomposta. O sinal de menos (-) indica que N está diminuindo.
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Integrando a equação acima é gerada a equação:
N = N0e-λt Podemos substituir N para o número de átomos pai presentes no mineral (P) e para N0 o número de átomos pai presentes originalmente quando o mineral foi formado (P0). O número de átomos filho agora presente (D) é igual para P0 menos P, onde a quebra de um átomo para P produz um átomo de D. Portanto P0 = P + D, e a equação torna-se:
P = (P + D)e-λt D = P(e λt -1) Rearranjando t:
P/P + D = e-λt
λt = ln (1 + D/P)
eλt = P + D / P
t = 1/λ ln (1 + D/P)
Onde: D = n° atual de átomos do elemento radiogênico; P = n° de átomos do elemento radioativo.
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Esta é a equação fundamental da geocronologia, a qual é utilizada para o cálculo de idades pelos diferentes métodos. Os métodos geocronológicos baseiam-se na acumulação de elementos radiogênicos em um sistema fechado, onde a quantidade inicial do elemento radiogênico seja zero ou conhecida, e que λ do elemento radioativo do sistema seja conhecida com precisão. A aplicação de métodos de datação radiométrica às rochas pressupõe que: 1. A rocha ou mineral tenha se comportado como um sistema fechado após a sua formação; 2. Que na sua origem a rocha ou mineral não tenha contido elementos-filho, ou que o número de elementos-filhos existentes inicialmente seja conhecido; 3. Que a meia-vida do elemento-pai seja compatível com a idade a ser datada; 4. Que a rocha/mineral contenha os elementos-pai e filho em quantidades analisáveis, o que depende, além da questão comentada no item 3, da afinidade geoquímica desses elementos.
2.1 – Isócronas Um diagrama de isócrona é bivariante aonde são mostradas taxas isotópicas de pais-filhos para amostras de uma suíte cogenética. Onde as amostras da suíte definem uma linha no qual é chamada de isócrona e a declinação desta linha é proporcional a idade da suíte. Consideramos o sistema Rb-Sr. O número total de átomos de 87Sr na rocha que foi fechada no sistema para t anos é expressa pela equação:
87
Srm = 87Sr0 + 87Rbm (eλt – 1)
Onde: 87
Srm = o total do número de átomos para 87Sr presentes hoje.
87
Sr0 = o nº de átomos de 87Sr presentes quando a amostra foi formada primeiramente.
87
Rbm = o nº de átomos de 87Rb presentes hoje.
λ = é a constante de decaimento (Tab. 1).
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Tabela 1 – Sistema isotópico usado no cálculo de idades e isócronas. Constante de Taxas plotadas no diagrama de Técnica Esquema de decaimento decaimento λ(anos-1) isócrona Eixo x 87
Rb-Sr Sm-Nd
147
Lu-Hf
176
1.96 x 10-12
176
176
Re-Os
187
1.61 x 10-10
187
187
K-Ar
40
0.581 x 10-10
40
40
K-Ca
40
4.962 x 10-10
40
40
La-Ce
138
2.30 x 10-12
138
138
La-Ba
138
4.44 x 10-12
138
138
Sr→ Sr + β 143
Sm→ Nd + He Lu→176Hf + β Re→187Os + β
K→40Ar - β K→40Ca + β La→138Ce+ β La→138Ba - β
1.42 x 10
-11
87
86
6.54 x 10
-12
147
Eixo y
87
Rb/ Sr 144
Sm/ Nd Lu/177Hf Re/186Os
K/36Ar K/42Ca La/136Ce La/137Ba
87
86
Sr/ Sr
143
Nd/144Nd Hf/177Hf Os/186Os
Ar/36Ar Ca/42Ca Ce/136Ce Ba/137Ba
Fonte: ROLLINSON, (1993). No caso do sistema isotópico do Rb-Sr a razão isotópica é 86Sr, portanto pode ser escrita da seguinte forma:
[87Sr/86Sr]m = [87Sr/86Sr]0 + [87Rb/86Sr]m (eλt – 1) A razão (87Sr/86Sr)m e (87Rb/87Sr)m podem ser medidas por espectrômetro de massa, já (87Sr/86Sr)0 e t (idade da rocha) é o que queremos determinar. A partir desta equação que forma uma linha reta, a idade e interceptação podem ser calculadas a partir da plotação das medidas das razões (87Sr/86Sr)m e (87Rb/87Sr)m para uma suíte rochas cogenéticas. Esta metodologia é ilustrada na figura 2. A idade pode ser calculada a partir da inclinação da linha na equação:
t = 1/λ ln (inclinação + 1) Onde: t = idade λ = constante de decaimento O tempo é medido a partir do presente e é expresso em Ma (106 anos) ou Ga (109 anos). A interceptação, a razão inicial, é considerada de grande importância petrogenética.
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Figura 2 – Diagrama de isócrona mostrando a evolução de uma suíte de rochas ígneas (a, b e c) em 500 Ma e 1000 Ma. As amostras formadas no tempo t = 0 são do mesmo magma parental, mas diferenciadas. No tempo t = 0 cada amostra possui a mesma razão de (87Sr/86Sr)0 mas por causa da suíte magmática ser quimicamente fracionada cada amostra possui diferentes concentrações de Rb e Sr e portanto diferentes razões de 87Rb/86Sr. Para t = 0, t = 500 Ma e t = 1000 Ma amostras ocorrem ao longo de uma linha reta com inclinação de -1 (por exemplo a-a´-a´´), refletindo o decaimento para um simples átomo de 87Rb para um simples átomo de 87Sr. Fonte: ROLLINSON, (1993).
Este cálculo de isócrona requer uma suíte de amostras cogenéticas, formadas de um mesmo magma parental.
2.2 - Rb-Sr O sistema isotópico Rb-Sr (meia vida t1/2 = 48,8 Ga) baseia-se na desintegração de (abundância de 27.83%) em
87
Sr, sendo utilizado o isótopo estável
87
Rb
86
Sr para a normalização das
razões isotópicas. Rb possui o mesmo ciclo geoquímico do K, ao passo que Sr possui compatibilidade geoquímica com Ca. Essa diferenciação geoquímica faz com que as rochas da crosta continental superior possuam razões Rb/Sr mais elevadas do que as rochas da crosta inferior e do manto (Faure, 1986). A figura 3 mostra a o Sr isotópico na evolução da terra, evoluindo para altas razões de Rb/Sr na crosta até 3.8 Ga, evolução resultando em um manto residual e uma posterior depleção contínua. BABI é o padrão para basaltos e assume como a razão
87
Sr/86Sr do
sistema solar.
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Figura 3 – Razão isotópica 87Sr/86Sr versus idade mostrando as variações das razões dos isótopos de Sr e o fracionamento químico da Terra. Fonte: White (1999).
Portanto: 87
Rochas com alta Rb/Sr → ricas em 87Sr; Rochas com baixa Rb/Sr → pobres em 87Sr.
meteoritos
Sr 86 Sr 0,6999
manto
0,702-0,706
água do mar
0,709
média da crosta continental
0,730
Rochas e minerais com conteúdo de Rb.
Granitóides (mais básicos):
40-120 ppm
Granitóides (mais ácidos):
120-250 ppm
Carbonatos:
2-10 ppm
Biotita:
600-1200 ppm
Muscovita:
400-1000 ppm
Ortoclásio:
~ 500 ppm
Plagioclásio:
~ 300 ppm 9
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Rochas e minerais com conteúdo de Sr.
Basaltos:
400-500 ppm
Granitóides (mais básicos):
120-500 ppm
Granitóides (mais ácidos):
80-150 ppm
Carbonatos:
> 600 ppm
Biotita:
1-10 ppm
Muscovita:
2-15 ppm
Ortoclásio:
~ 100 ppm
Plagioclásio:
300-500 ppm
Dois tipos de alteração são conhecidos para efeitos de conteúdo Rb e Sr em minerais: 1. Temperatura afetada pelo metamorfismo (causa difusão do Sr); 2. Extração química por circulação de água.
O metamorfismo pode causar redistribuição de Sr de minerais para as rochas ou entre diferentes tipos de rochas. O sistema Rb-Sr é mais aplicado em mineralizações que não tenham sofrido eventos geológicos pós-mineralização, que podem causar desequilíbrio do sistema Rb-Sr, uma vez que tais elementos além de serem móveis possuem comportamentos geoquímicos distintos. Portanto, está técnica é mais aplicada em mineralizações jovens, com idades no máximo fanerozóicas (Tassinari et al., 2000; Nakai et al., 1990). Aplicado para eventos de magmatismo e metamorfismo com idades entre 4.6 Ga a 10 Ma.
2.3 - K-Ar e Ar-Ar A sistemática K-Ar (meia vida t1/2 = 1,3 Ga), e sua derivação Ar-Ar, é baseada no decaimento do 40K em 40Ar (captura de e-). O 40K se desintegra em 40Ca (emissão de e-) e 40Ar, na proporção de 8:1. O Ar possui três isótopos, sendo 36Ar o atmosférico (0,34% do Ar total), 38Ar, que não existe livre na natureza (0,06% do Ar total) e é utilizado como spike (mistura monoisotópica enriquecida artificialmente), e 40Ar (99,6% do Ar total), que é radiogênico. Como o Ar é um gás nobre, não forma ligação química com nenhum outro elemento e, por possuir um raio iônico de 1,8 Å, maior do que o raio iônico de K (1,3 Å), Ar fica retido no interior dos minerais mecanicamente. Enquanto o magma não se solidifica, o Ar gerado pelo decaimento radioativo de K não é retido e se perde. Apenas após a solidificação, e ter atingido uma determinada temperatura, 10
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conhecida como temperatura de bloqueio, é que o mineral passa a reter Ar radiogênico. Portanto, somente após este instante é que o cronômetro K-Ar começará a funcionar efetivamente. Cada mineral possui uma temperatura de bloqueio característica, conforme a tabela 2. Tabela 2 – Temperaturas de bloqueios.
Os métodos K-Ar e Ar-Ar têm sido usados na datação de minerais com potássio, formados através de processos de alteração hidrotermal, tais como, sericita, albita, feldspato potássico, biotita etc., cujas idades normalmente correspondem à época da mineralização. No caso de mineralizações remobilizadas e/ou recristalizadas, as idades obtidas poderão refletir a época do último evento que atuou na área (Reynolds et al., 1998).
40Ar/36 Ar
4
(40Ar/36 Ar) i
∆y
3 2
α ∆x
1 λ T
λ λ t a = ε × e T −1 295,5
(
)
= tgα =
∆y ∆x
40 K/36Ar
Figura 4 – Isócrona do sistema K-Ar
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Pressupostos: Todas amostras são cogenéticas; Mantiveram-se como sistema fechado.
2.4 - U-Th-Pb A sistemática isotópica U-Th-Pb baseia-se no decaimento radioativo em cadeia de U e Th, tendo como produto final radiogênico o Pb. Urânio, com número atômico 92 e de massa 238, possui três isótopos
238
U (série de decaimento isotópico, figura 5),
235
U,
234
U; todos radioativos e com
abundância de 99,2743%, 0,72% e 0,0057%, respectivamente.
Figura 5 – Série de decaimento isotópico do 238U para o 206Pb.
Tório, com número atômico 90 e de massa 232, é constituído por um só isótopo radioativo, o 232
Th; mais tem cinco isótopo de vida intermediária derivados do decaimento de 238U, 235U, e 232Th.
234
U é um filho intermediário no decaimento de
207, possuindo três isótopo radiogênicos,
206
238
Pb,
U. Pb tem número atômico 82 e massa atômica 207
Pb e
208
Pb, produtos finais das séries de
decaimento de 238U, 235U, 232Th, respectivamente. A normalização das razões isotópicas é feita com 204
Pb, que é estável. A equação de datação pode ser expressa como:
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Nos processos de fusão parcial e cristalização fracionada U e Th são concentrados na fase líquida e incorporados nos produtos silicáticos sendo as rochas graníticas enriquecidas em U e Th, quando comparadas às rochas basálticas e ultramáficas. Nos processos de diferenciação geoquímica 13
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do manto superior, U e Th são concentrados nas rochas da crosta continental superior, fazendo com que o manto apresente baixa razão U/Pb. A crosta inferior apresenta-se fortemente empobrecida em U e Th, possuindo razões U/Pb e Th/Pb mais baixas que aquelas do manto, que são intermediárias entre as da crosta inferior e superior (Doe, 1970). Os dados isotópicos obtidos pelo método U-Pb são normalmente interpretados no diagrama Concórdia, onde os sistemas
238
U-206Pb e
235
U-207Pb são usados simultaneamente. A curva
concórdia representa o lugar geométrico onde as idades obtidas pelos dois geocronômetros são concordantes (Fig. 6). A curva concórdia mostra a situação ideal, sem perda de Pb.
Figura 6 – Diagrama concórdia e discórdia para determinação de idades U-Pb em minerais. (a) Zircões do gnaisse Morton, EUA. 14
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Os pontos analíticos relativos às amostras que sofreram perdas de Pb, que podem ser contínuas ou episódicas, situar-se-ão abaixo da concórdia, com os geocronômetros indicando idades discordantes. A linha que une os pontos analíticos com idades discordantes, denominada (discórdia) interceptará a concórdia em dois pontos. O intercepto superior geralmente indica a idade de cristalização dos minerais analisados. O intercepto inferior normalmente é desprovido de significado geológico a não ser quando os pontos analíticos situam-se próximos do intercepto, podendo significar a época de um metamorfismo por uma idade obtida por outro método radiométrico. O método U-Pb pode ser aplicado para datação de mineralizações através de análises de zircão hidrotermal associado à mineralizações auríferas mesotermal, monazita hidrotermal, perovskita de kimberlitos, cassiterita e columbita de pegmatitos (Gulson & Jones, 1992; Kerrich & Kyser, 1994). As análises podem ser feitas por dissolução total (Thermal ionization mass spectrometry – TIMS; Dickin, 1995) ou em locais selecionados de um único cristal, através das análises em microssondas iônicas do tipo SHRIMP ou LA-ICP-MS de alta resolução com multicoletor. Amostras para datação: Rochas magmáticas félsicas/intermediárias (metamorfizadas ou não), rochas sedimentares e metassedimentares clásticas como metarenitos, metagrauvacas etc. Coletar cerca de 10 kg de amostra preferencialmente na forma de 15 fragmentos do tamanho de um punho (cerca de 600 g cada). Duas amostras adicionais do tamanho de um punho, uma para confecção de lâmina e do tablete e a outra para análise química. Para rochas magmáticas máficas (metamorfizadas ou não) é aconselhável coletar cerca de 50 kg ou mais.
O método Pb-Pb é amplamente aplicado no estudo de mineralizações, principalmente para a obtenção de informações sobre a gênese dos depósitos minerais. Entretanto, em alguns casos pode também fornecer idades dos minerais de minério. A vantagem do sistema Pb-Pb em relação ao Rb-Sr é que esta sistemática, por não necessitar das concentrações de U e Pb para determinação de idades, pode ser aplicada em mineralizações que sofreram eventos metamórficos posteriores, uma vez que em qualquer evento que produza a perda de Pb do mineral, os isótopo
206
Pb,
207
Pb e
208
Pb sairão na mesma proporção, e a idade a ser
calculada não sofrerá alteração. Os isótopos do sistema Pb-Pb auxiliam também no entendimento de gênese magmática (Fig. 7), podendo ser amplamente utilizada na distinção de magmas parentais mantélicos e magmas com contaminação crustal.
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Figura 7 – Diagrama do sistema Pb-Pb mostrando os diferentes tipos químicos de basaltos OIBs. Fonte: Allegre, (2008).
2.5 - Re-Os É uma importante técnica que pode ser aplicada com sucesso na determinação de idades de formação de mineralizações sulfetadas. Tanto Re como Os são elementos siderófilos e calcófilos, ou seja, possuem compatibilidade com Fe e com S, o que os torna constituintes da estrutura cristalina dos sulfetos, ao contrário de Rb e Sr. Além disto, o comportamento diferencial de Re em relação a Os, durante os processos de diferenciação mantélica, onde o Re tende a acompanha o material diferenciado enquanto que o Os é retido nas olivinas e nos sulfetos tendendo a ficar no manto residual, faz com que os reservatórios geoquímicos terrestres tenham grandes diferenças nas razões Re/Os e, com o tempo, nas composições isotópicas de Os (Morgam et al., 1981). A figura ao lado mostra uma
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evolução esquemática dos isótopos de Os no manto e na crosta.
A equação de datação pode ser expressa como:
O manto astenosférico é mais depletado em elementos incompatíveis que as plumas do manto, produzidos ilhas oceânicas basálticas. O manto litosférico possui uma depleção destes basaltos no componente Re por extração da fusão. O ósmio possui sete isótopos com massas 184, 185, 186, 187, 188, 189, 190 e 192, sendo o 187
Os produzidos pelo decaimento de
187
Re e
186
Os, produto do decaimento de
190
Pt. A partir de
1996 a normalização das razões isotópicas é feita pelo isótopo estável 188Os (Smoliar et al., 1996). De forma análoga aos métodos Rb-Sr e Pb-Pb, as idades de Re-Os (meia vida t1/2 = 43 Ga) podem ser calculadas de duas formas, a idade isocrônica, mais confiável, quando obtida numa suíte de amostras cogenéticas de rochas ou minerais, e a idade-modelo, quando se tem uma única amostra e neste caso assume-se um valor para a composição isotópica inicial de Os. Neste caso, a idade é calculada em relação à composição isotópica dos condritos, chamada de TCHUR, que indica a idade mínima de residência crustal da rocha. Os minerais mais comumente datados são pirita, calcopirita, pentlandita, magnetita e pirrotita associados a depósitos de sulfetos maciços, sendo obtida sua idade de cristalização magmática.
2.6 – Sm-Nd Os elementos Sm e Nd pertencem ao grupo dos elementos terras-raras, portanto são isoquímicos, possuem raios iônicos similares, alto número atômico e uma forte densidade de carga, que os tornam relativamente imóveis, quando comparados aos sistemas Rb-Sr e Re-Os, por exemplo. Essas características fazem com que os minerais apresentem poucas variações nas razões Sm/Nd. Sm apresenta 11 isótopos, variando de 144Sm até 154Sm e Nd possui 9 isótopos com variação entre
142
Nd e
150
isótopo estável
Nd. O método baseia-se na desintegração do
147
Sm em
143
Nd, sendo utilizado o
144
Nd para compor as razões isotópicas. A equação de datação pode ser expressa
como: 17
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Para obter idades-modelo (rochas máficas, metamorfizadas ou não), idade de metamorfismo e de áreas-fonte de rochas (meta)sedimentares é necessário 2 a 3 amostras do tamanho de um punho e para idades isocrônicas 6 amostras do tamanho de um punho, em domínios de distintas fácies, textura, granulação etc, que melhor possam resultar em dispersão das razões isotópicas e, assim, permitir a obtenção de idades isocrônicas. O método Sm-Nd (meia vida t1/2 = 108 Ga) quando aplicado às mineralizações, permite a obtenção de idades isocrônicas, que são especialmente eficientes em minerais que durante a sua cristalização sofrem fracionamento dos elementos terras-raras e, conseqüentemente, da razão Sm/Nd podem indicar a idade de cristalização destes minerais (Anglin et al., 1996).
Diagrama de Evolução Isotópica de Nd 0.514
0.513
Nd-143/Nd-144
0.512
0.511
0.510
0.509
0.508
0.507
0.506 0
0.5
1
1.5
2
2.5
3
3.5
4
4.5
5
Time (Ga) CHUR
mafic
DM
2.7 – Isótopos radiogênicos aplicados a prospecção de depósitos minerais Os isótopos radiogênicos podem ser aplicados em quase todos os tipos de depósitos minerais, mesmo aqueles associados a processos sedimentares ou de intemperismo, mas sem dúvida alguma das mineralizações relacionadas a sistemas hidrotermais são as que apresentam as melhores 18
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chances de sucesso. Portanto, em mineralizações vulcanogênicas de sulfetos maciços, em depósitos epi- e mesotermais de Au, mineralizações de Pb e Zn do tipo Mississipi Valley ou SEDEX, depósitos do tipo Skarn, Cu pórfiros ou do tipo manto e magmáticos, são os tipos de mineralizações onde os isótopos radiogênicos são mais aplicados. A datação de mineralizações pode ser feita através de idades indiretas, através da datação de minerais de alteração hidrotermal, inferindo-se que o evento de mineralização tenha sido contemporâneo ao evento hidrotermal datado, ou datando-se diretamente os minerais de minério.
2.8 - Isótopos radiogênicos e ambiente Erel et al. (1997) utilizaram isótopos de chumbo para traçar os percursos do elemento em solos e distinguir entre padrões de migração de chumbo natural, derivado das rochas, e de chumbo antropogênico, originário de várias fontes, inclusive da combustão de gasolina, provavelmente a principal fonte de chumbo antropogênica em Israel. Este exemplo demonstra que o uso de razões isotópicas de Pb constitui um método sensível mesmo para materiais de baixos teores de chumbo, podendo ser aplicado em regiões onde persistam dúvidas sobre as fontes de poluição para metais pesados em solos, sedimentos outros meios (Figueiredo, 2000).
O trítrio 3H é radioativo (meia-vida de 12,43 anos) e, como parte da molécula da água, constitui a base do único método direto de datação de águas. Durante o decaimento do trítio, são 19
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emitidas partículas β-, as quais são detectadas por um contador de partículas, e os resultados comparados a padrões internacionais. Para os aqüíferos antigos, podem ser usados ainda os radioisótopos
14
C, que possui meia-vida de 5.730 anos, e o
36
Cl, com meia-vida de 301 mil anos
(Figueiredo, 2000).
Nuclídeo Radioativo
Abundância Natural (%)
Nuclídeo Radiogênico Argônio 40 Cálcio 40
Tipo de Decaimento
Constante de Desintegração
Meia Vida (anos) – T½
Captura K β
0,581 × 10-10 anos-1 4,962 × 10-10 anos-1
1,25 × 109
Potássio 40
0,01167
Rubídio 87 Samário 147
27,85 14,97
Estrôncio 87 Neodímio 143
β β
1,42 × 10-11 anos-1 0,654 × 10-11 anos-1
48,8 × 109 106,0 × 109
Lutécio 176 Rênio 187
2,59 62,93
Háfnio 176 Ósmio 187
β β
1,98 × 10-11 anos-1 1,61 × 10-11 anos-1
35,0 × 109 43,0 × 109
Tório 232 Urânio 235
100,0 0,72
Chumbo 208 Chumbo 207
6α + 4 β 7α + 4 β
4,947 × 10-11 anos-1 9,848 × 10-10 anos-1
14,0 × 109 0,704 × 109
Urânio 238
99,27
Chumbo 206
8α + 6 β
1,551 × 10-10 anos-1
4,47 × 109
3 – REFERÊNCIAS ALLEGRE, C, J. 2008. Isotope Geology. Cambridge University Press. 512pp. ANGLIN, C.D., JONASSON, I.R.; FRANKLIN, J.M. (1996). Sm/Nd dating of scheelite and tourmaline. Implications for the genesis of Archean gold deposits, Val d´Or, Canada. Economic Geology, v. 91, p. 1372-1382. BROWNLOW, A. Geochemistry. Prentice-Hall, Englewood Cliffs. 498pp. DICKIN, A. P.; (1995) Radiogenic Isotope Geology, Cambridge University Press, 490 p. DOE, B. R. (1970) Lead Isotopes. Springer-Verlag, Berlin, 137 p. EREL, Y.; VERON, A.; HALICZ, L. ¨Tracing the transport of anthropogenic lead in the atmosphere and in soil using isotopic ratios¨, Geoch. Et Cosmoch. Acta, vol. 61, n° 21, 1997, pp. 4.495-505. FAURE, G. (1986) Principles of isotope geology. J. Wiley & Sons, NY, 2nd edition, 589 p. FIGUEIREDO, B.R. (2000). Minérios e Ambiente, PADCT/GTM-CNPq, Editora da Unicamp, Campinas, 401 p. GHENT, E. H.; STOUT, M.Z.; PARRISH, R.R (1988) Determination of metamorphic pressuretemperature-time (P-T-t) paths. In: NISBET, E.G; FOWLER, C.M.R (Eds) Heat Metamorphism and Tectonics. Mineralogical Association of Canada. Short course,, v.14, p. 155-188. GULSON, B.L.; JONES, M.T. (1992) Cassiterite: Potentical for direct dating of mineral deposits and a precise age for the Bushveld Complex Granites. Geology, v. 20, p. 355-358. HENDERSON, P. 1982. Inorganic geochemistry. Pergamon Press, Oxford. 353pp. 20
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