GEOQUÍMICA ISOTÓPICA

A geoquímica utiliza os princípios da química para explicar os mecanismos que regulam o funcionamento – passado e presente – dos principais sistemas geológicos, como o manto da Terra, sua crosta, seus oceanos e sua atmosfera (Francis Albared).

A geoquímica só amadureceu como ciência na década de 1950, quando foi capaz de fornecer aos geólogos os meios para analisar elementos ou para determinar a abundância de isótopos, e mais significativamente ainda quando geólogos, químicos e físicos conseguiram superar os abismos da ignorância mútua que separaram seus vários campos de investigação (Francis Albared).

USAMOS GEOQUÍMICA PARA ENTENDER processos terrestres e planetários, como a convecção do manto, a formação de planetas, a origem do granito e do basalto, sedimentação, mudanças nos oceanos e climas da Terra, e a origem dos depósitos minerais.

GEOQUÍMICA ISOTÓPICA

MODULO 1 – INTRODUÇÃO – A ORIGEM DOS ELMENETOS QUÍMICOS NO UNIVERSO

A geoquímica isotópica é um ramo da geoquímica focado no estudo das variações naturais nas abundâncias relativas dos elementos químicos e seus isótopos.

Mas onde são formados os elementos químicos que existem na Terra hoje?

O processo de formação de elementos químicos ocorre nas estrelas, e se chama nucleossíntese. A nucleossíntese é fundamentada na fusão de átomos sob altas pressões e temperaturas.

The End Of The Sun

Dentro de uma estrela, há uma luta entre o calor que a faz se expandir e a gravidade que a faz colapsar. O calor é produzido por reações nucleares e é perdido como radiação de luz e neutrinos.

O processo de fusão mais comum envolve dois núcleos de hidrogênio que se fundem para formar o núcleo de deutério (He), emitindo um pósitron e um neutrino. Durante o processo, o neutrino (desprovido de carga elétrica e transparente ao campo gravitacional), escapa imediatamente do interior estelar. O pósitron e o elétron mais próximo (partícula/antipartícula) se aniquilam emitindo radiação gama. A seguir o núcleo de deutério se funde com o hidrogênio para formar um isótopo do hélio com dois prótons e um nêutron em seu núcleo. Finalmente, dois desses núcleos se fundem para formar um núcleo de hélio e um núcleo de hidrogênio.

Em interiores estelares, à temperaturas mais altas que o Sol, predomina o ciclo carbono-nitrogênio, apresentado no vídeo abaixo:

O vídeo acima mostra como os elementos químicos são formados no núcleo das estrelas.

As estrelas menores como o nosso Sol, somente têm energia para sintetizar o elemento Hélio. Já em estrelas com mais massa que o Sol a nucleossíntese se expande para outros elementos mais pesados como carbono, oxigênio e silício .

Evolutionary Status of Extremely Li-Enhanced Red Giants | Obsevation  Results | Subaru Telescope

No caso de estrelas supermassivas, as reações nucleares vão até a produção de ferro. Observe que as reações ocorrem no núcleo e, posteriormente, nas cascas ao redor do núcleo. Como a matéria não se mistura completamente, no final da vida de uma estrela, ainda pode haver combustível suficiente nos envelopes superiores, mas o núcleo teria esgotado seu combustível.

O resto dos elementos químicos que estão na tabela periódica se forma em explosões estrelares. A energia liberada na explosão seria suficiente para sintetizar a grande maioria dos elementos químicos que conhecemos hoje.

O que são isótopos?

Os isótopos são classificados como átomos de um elemento químico que possuem a quantidade de prótons iguais. Porém, o número de massa desses átomos se difere, devido à quantidade de nêutrons também ser diferente.

Dessa forma, os átomos podem apresentar características e propriedades físicas diferentes, mas as propriedades químicas são semelhantes. Ou seja, a solubilidade – propriedade química – é a mesma, pois depende apenas do número atômico. Já no caso da densidade as características mudam, pois dependem do número da massa.

O que é geocronologia?

Geocronologia é um campo de investigação científica preocupada em determinar a idade e história das rochas da Terra. Tais determinações são feitas por meio de datação absoluta baseado nas leis da radioatividade e na composição isotópica dos materiais.

A Radioatividade pode ser definida como a mudança nuclear espontânea, caracterizada pela emissão de radiação eletromagnética ou partículas que resulta na transformação de um elemento em outro.

Os Radioisótopos são isótopos radioativos de um elemento. Eles também podem ser definidos como átomos que contêm uma combinação instável de nêutrons e prótons, ou excesso de energia em seus núcleos.

O processo de decaimento

O decaimento radioativo é o nome do processo pelo qual o elemento instável, espontaneamente, transforma-se em um elemento radiogênico (ou filho). Há vários tipos de decaimento radioativo. Os principais são:

  1. Decaimento alfa – Nada menos que o núcleo de Hélio, de massa quatro (dois prótons e dois nêutrons), que é emitido de um núcleo atômico instável.
  2. Decaimento beta menos – Um elétron é emitido a partir de um nêutron dentro do núcleo, transformando o nêutron em um próton e consequentemente aumentando o número atômico em um.
  3. Decaimento beta mais – Um pósitron é emitido a partir de um próton dentro do núcleo, transformando o próton em um nêutron e consequentemente reduzindo o número atômico em um.
Decaimento Radioativo

meiavida de um elemento radioativo consiste no tempo em que uma amostra desse elemento leva para reduzir-se à metade.

Como mostra o gráfico acima, a meia vida de um elemento radioativo é o intervalo de tempo em que uma certa quantidade deste elemento se reduz à metade.

Este intervalo de tempo também é chamado de período de semidesintegração. Confira o vídeo abaixo.

O vídeo acima apresenta de forma bem simples a teoria da meia vida de isótopos radioativos.

MODULO 2 ISÓTOPOS E FRACIONAMENTO ISOTÓPICO NA SUPERFÍCIE

Os isótopos são variantes de um elemento químico específico que diferem no número de nêutrons e, consequentemente, no número de núcleos. Todos os isótopos de um determinado elemento têm o mesmo número de prótons, mas diferentes números de nêutrons em cada átomo.

From the eMail Bag: Carbon Isotopes, Part 1: The Basics

Variações na abundância isotópica são medidas por espectrometria de massa de razão isotópica e podem revelar informações sobre as idades e origens das rochas, corpos de ar ou água, ou processos de mistura entre eles.

Isótopos estáveis são formas não radioativas de átomos. Embora não emitam radiação, suas propriedades exclusivas permitem que sejam usados em uma ampla variedade de aplicações geológicas e não geológicas, incluindo gerenciamento de água e solo, estudos ambientais, estudos de avaliação nutricional e perícia.

Food Webs via Stable Isotopes | Experiment
ISÓTOPOS DE CARBONO

O vídeo acima mostra de forma bem simplificada o que são isótopos e explica a diferença entre número de massa e massa atômica relativa

O Video acima explica e detalhes o que são isótopos e como se fracionam.

O vídeo acima explica como os isótopos de H, O e C se fracionam na natureza. São exemplos simples mas adequados para quem quer entender como os isótopos pondem ser utilizados para investigar os fenòmenos naturais.

O vídeo acima explica de forma bem simples o fracionamento de isótopos de oxigenio na natureza.

MODULO 3 MOBILIDADE DOS ELMENTOS

O Ciclo das Rochas – Revisão

Existem três tipos principais de rochas: sedimentares, ígneas e metamórficas. Cada uma dessas rochas é formada por mudanças físicas – como fusão, resfriamento, erosão, compactação ou deformação – que fazem parte do ciclo da rocha.

O ciclo das rochas é um processo no qual as rochas são continuamente transformadas entre os três tipos de rochas

Rochas de qualquer tipo podem ser convertidas em qualquer outro tipo, ou em outra rocha do mesmo tipo, como este diagrama ilustra

Labelled rock cycle image

A conversão em rochas metamórficas requer condições de aumento de temperatura e / ou aumento de pressão. A conversão em rochas sedimentares ocorre por meio do estágio intermediário de sedimentos, e a conversão em rochas ígneas ocorre por meio do estágio intermediário de magma.

O aumento da temperatura e da pressão ocorre em zonas de subducção e em áreas onde duas placas da litosfera continental colidem para produzir uma cadeia de montanhas, enquanto o aumento da pressão sem aumento da temperatura é produzido quando as rochas sedimentares estão profundamente enterradas sob mais sedimentos. Os sedimentos são produzidos quando as rochas são erguidas, desgastadas e erodidas, e o material detrítico resultante é depositado em bacias marinhas ou terrestres. Se os sedimentos forem enterrados sob outras camadas de sedimentos, eles podem se tornar litificados para produzir uma rocha sedimentar. O magma é produzido quando as rochas são derretidas. Esse derretimento pode ocorrer quando uma placa litosférica desce para a crosta terrestre em uma zona de subducção ou quando uma crista meso-oceânica se abre e produz o derretimento descompressivo na atmosfera sob a crista. Quando o magma se solidifica, ele se torna uma rocha ígnea.

Rochas extraterrestres não podem ser classificadas da mesma forma. Rochas ígneas ocorrem na Lua, provavelmente em Marte, e como meteoritos (acondritos). Outro tipo de meteorito, conhecido como condrito, não tem equivalente terrestre. Os condritos foram formados pela condensação de gases de nebulosa solar e por gotículas de líquidos silicatados chamados côndrulos, dos quais nome é derivado. Transformações metamórficas podem afetar rochas planetárias e meteoritos também.

O ciclo das rochas e os elementos químicos.

O ciclo das rochas tem muitos caminhos alternativos. O diagrama a seguir ilustra um deles e dá uma indicação da configuração das placas tectônicas onde ocorre:

The Rock Cycle. Sedimentary Processes 1 2) & 3) Sediments are transported  and deposited ppt download
O ciclo das rochas

A transformação de um rocha para outra, de acordo com as mudanças nos ambientes geológicos, como mostra a figura acima, gera uma gigantesca mobilidade de elementos químicos. Estes elementos químicos são liberados em fazes fluidas enquanto outros elementos ficam encapsulados em minerais que cristalizam durante a transformação das rochas.

Goldschmidt reconheceu quatro categorias amplas: atmófilo, litófilo, calcófilo e siderófilo (veja a tabela periódica abaixo). Elementos atmófilos são geralmente extremamente voláteis (isto é, eles formam gases ou líquidos na superfície da Terra) e estão concentrados na atmosfera e na hidrosfera. Litófilo, siderófilo e calcófilo referem-se à tendência do elemento de se dividir em um silicato, metal ou sulfureto líquido, respectivamente.

Sabia que o manto não é magma. O manto é bem sólido e se funde para formar magmas. Existem algumas formas de fundir o manto. Cada uma destas gera um tipo suítes magmática, com composição química bem definida. O vídeo acima apresenta uma ótima aula sobre as três formas de fusão do manto

Elementos litófilos são aqueles que apresentam afinidade por fases silicatadas e estão concentrados na porção silicatada (crosta e manto) da Terra. Os elementos siderófilos têm afinidade com uma fase líquida metálica. Eles estão esgotados na porção de silicato da terra e presumivelmente seriam concentrados no núcleo. Os elementos calcófilos têm afinidade com um líquido de sulfeto. Eles também ocorrem e baixas concentrações na terra de silicato e podem estar concentrados no núcleo. Muitos depósitos de minério se formam a partir de fluidos aquosos ao invés de líquido de sulfeto. Um elemento calcófilo não precisa necessariamente estar concentrados em tais depósitos. A maioria dos elementos que são siderófilos geralmente também são um pouco calcófilos e vice-versa.

A tabela periódica dos elementos de Mendeleev e sua classificação geoquímica após
Goldschmidt. Os elementos entre parênteses não ocorrem naturalmente na Terra. O número atômico de cada elemento é dado. Os algarismos romanos sobre as colunas indicam grupos.

Figura acima mostra que os elementos litófilos ocorrem principalmente em ambas as extremidades da tabela periódica, os elementos siderófilos são principalmente elementos do grupo 8, 9 e 10 (e seus vizinhos), os elementos calcófilos são principalmente do grupo 11, 12 e os elementos mais pesados ​​do grupo 13-16, enquanto os elementos atmófilos são principalmente os gases nobres. A distribuição dos elementos eletropositivos (aqueles que cedem um elétron mais prontamente do que aceitam um) entre as fases de metal, sulfeto e silicato é controlada pelas energias livres de formação do sulfetos e silicatos correspondentes.

Os Elementos Terras Raras – ETR

As terras raras são as duas linhas de elementos comumente mostrados na parte inferior da tabela periódica.


A primeira linha são as terras raras de lantanídeos, a segunda são as terras raras de actinídeos. No entanto, o termo “terras raras” é frequentemente usado em geoquímica para se referir apenas às terras raras de lantanídeos.

Apenas dois dos actinídeos, U e Th, têm núcleos estáveis ​​o suficiente para sobreviver ao longo da história da Terra. Portanto são muito importante para a geocronologia

O Y compartilha as mesmas propriedades químicas, incluindo carga e raio iônico, que as terras raras mais pesadas e como resultado, se comporta de maneira muito semelhante a eles. As terras raras de lantanídeos estão no estado de valência +3 em uma ampla faixa de fugacidades de oxigênio. Na fugacidade do oxigênio da superfície da Terra, no entanto, Ce pode estar parcial ou totalmente em o estado +4 e Eu podem estar parcialmente no estado +2 nas fugacidades de baixo oxigênio do interior da Terra.

As terras raras são metais de transição. Nos metais de transição, o orbital s da camada mais externa é preenchido antes que o preenchimento das camadas de elétrons inferiores esteja completo. Por causa de sua alta carga e raios grandes, as terras raras são elementos incompatíveis.

O U e Th são elementos altamente incompatíveis, como são as terras raras mais leves. No entanto, as terras raras pesadas têm raios suficientemente pequenos que podem ser acomodado até certo ponto em muitos minerais comuns. As terras raras mais pesadas substituem prontamente o Al3 + na granada. Eu, quando em seu estado 2+, substitui Ca2 + no plagioclásio. Assim, o plagioclásio é frequentemente anômalo rico em Eu em comparação com as outras terras raras, e outras fases em equilíbrio com o plagioclásio tornam-se como consequência, relativamente empobrecido em Eu.

Reservatório de elementos quimicos e fracionamento químico

Um reservatório é um termo vagamente definido referindo-se a um grande corpo de rocha (manto, crosta), água (oceano) ou gás (atmosfera) cuja composição média contrasta fortemente com a composição de outros reservatórios. Pode conter uma variedade de componentes, mas
sua composição é normalmente muito diferente da composição dos componentes presentes no outros reservatórios: por exemplo, as rochas ricas em Si que compõem o reservatório da crosta continental
são facilmente diferenciadas das rochas ricas em Mg que compõem o manto. Um reservatório pode ser espacialmente contínuo (por exemplo, o oceano) ou espalhados por grandes distâncias na Terra (por exemplo, crosta oceânica reciclada no manto profundo)

A tabela acima resume a composição dos principais reservatórios da Terra (núcleo, mantlo, crosta, oceano e rios) e do meteorito carbonáceo condrito CI, que servem de referência para a composição da Terra primitiva. A composição da terra de silicato, representando a Terra de Silicato (menos o núcleo).

Uma compreensão mais clara da distribuição dos elementos químicos nestes reservatórios requer uma idéia de quais minerais contêm esses elementos. O oxigênio é encontrado em quase todos os lugares, enquanto o silício está confinado aos silicatos, que são de longe os minerais mais abundantes. O teor de silício dos minerais é um parâmetro particularmente significativo porque a concentração de SiO2 (sílica) é uma medida da “acidez” das rochas: este termo obsoleto, que data dos dias em que os silicatos eram vistos como sais de ácido silícico, ainda permeia a literatura.

A concentração de sílica de minerais aumenta de olivina, piroxênio, anfibólio e mica até feldspato e quartzo. O magnésio e o ferro são particularmente abundantes em olivina, em piroxênios de rochas ígneas, no anfibólio, e nos minerais de folha (biotita, clorita e serpentina). Uma rocha félsica (ácida), como um granito ou um riolito, é rica em silício e pobre em
magnésio e ferro; uma rocha máfica, cujo arquétipo é o basalto, possui alto teor de Mg e teor de Fe. O cálcio é encontrado, sobretudo, em piroxênios ígneos e feldspato calcítico (plagioclásio), em carbonatos sedimentares e em anfibólios metamórficos. O alumínio tem muitos portadores: em rochas ígneas localiza-se, por ordem crescente de pressão, em plagioclásio, espinélio (óxidos) e na granada concentra-se nos minerais argilosos das rochas sedimentares e na mica de rochas metamórficas (biotita e moscovita). O potássio e o sódio são raramente encontrados
fora de mica e feldspato.

Quando a rocha se funde, alguns elementos (Na, K, Al, Ca, Si) são móveis, enquanto outros (Mg e em menor grau Fe) são mais imoveis. Ou seja o Na, K, Al, Ca, Si entram nas estruturas de minerais que se fundem mais rapidamente e entram na fase liquida (o magma da fusão) enquanto o Fe e Mg são menos moveis e entra na estrutura dos minerais que são mais resistentes na fusão ou dos minerais que se transformam para outros minerais sem se transformar em magma. A fusão de rochas crustais ou mantélicas contribui para fracionamento geoquímico entre reservatórios.

Da mesma forma, alguns elementos (Na, K, Ca, Mg) são mais solúveis em água do que outros, induzindo mais fracionamento geoquímico durante a erosão e sedimentação.

Quando a composição do manto é comparada com a da Terra como um todo
pode ser visto como tendo um alto teor de elementos refratários, especialmente de Mg e Cr, e um menor teor de elementos fusíveis, especialmente Na, K, Al, Ca e Si, demonstrando sua caráter residual em relação à fusão. Como seria de esperar, a olivina e o piroxênio
são predominantes na mineralogia do manto superior: o peridotito é a rocha onipresente formando o manto superior.

A crosta continental, por outro lado, é enriquecida em elementos (acomodados principalmente em feldspato, quartzo e minerais argilosos) e exibe uma fusão caráter “líquido” em contraste com o manto residual. Os oceanos são obviamente enriquecidos em cátions e ânions solúveis de Na, K e Ca (Cl-, SO2-), enquanto elementos que são ambos sinsolúveis e fusíveis (Si, Fe e Al) acumulam-se em rochas sedimentares clásticas (argilas).

MODULO 3 PRINCÍPIOS BÁSICOS DE GEOCRONOLOGIA

Uma propriedade característica do decaimento radioativo é sua independência absoluta de efeitos físicos e químicos externos. Em outras palavras, ele não é afetado por mudanças na pressão, temperatura ou pelas ligações moleculares que conectam um nuclídeo radioativo aos átomos vizinhos.

Os átomos (pai) radioativos decaem para filhos radiogênicos de forma constante, por unidade de tempo. Este decaimento, ou seja, a taxa de decaimento dP ∕ dt depende apenas do número de átomos pais (P) presente na amostra. A constante de decaimento λ expressa a probabilidade de que uma desintegração radioativa ocorra em um determinado momento (λ é dada em unidades de átomos por ano). Isso pode ser expresso matematicamente com a seguinte equação diferencial:

onde P é o número de átomos pais presentes no tempo t = 0. Como esse número é geralmente desconhecido, a Equação geralmente não pode ser usada nesta forma. Podemos, no entanto, medir o número atual de nuclídeos pai e filho na amostra. Portanto temos que reescrever a equação de outra forma:

Então se:

e tendo em mente que P = P + D, obtemos:

Assim o que precisamos saber desta equação seria D (quantidade de filha – medidas no espetrômetro de massa) P (quantidade de pai medido no espetrômetro de massa), λ (a constante de decaimento _ que é um numero fixo, já determinado pela física) e o numero de Euler. Assista o vídeo abaixo para saber o que é o numero de Euler.

Essa equação constitui a base da maioria dos métodos geocronológicos. Pode ser reescrito explicitamente em função do tempo:

Em espectrometria de massa sempre trabalhamos com razões das massas em vez de medir a quantidade de massa. Sempre optamos por dividir os valores dos isótopos pai e filho por algum isótopo estável. Desta forma a equação de idade fica:

Onde D seria isótopo filho (estável, s , e radioativo, r) e P seria o isótopo Pai ( radioativo, r).

Podemos também calcular as idades em forma gráfica, utilizando os diagramas de concórdia ( para o sistema U-Pb ) e Isócrona ( para outros sistemas).

Vídeo prático sobre meia vida isotópica, e sobre datação de materiais recentes e rochas bem antigas, pelo método U Pb. Note que eles usam minerais como zircão para fazer a datação de rocha. Estes minerais funcionam como cápsulas de tempo.

Vídeo super prático sobre a coleta, preparação de amostras para datação de zircões.

Video acima mostra sobre datação radiométrica de forma bem simples. Note a importancia de sistema fechado e sitema aberto. Só podemos fazer a geocronologia se amostra representar um sistema fechado.

Como calcular as idades e plotar dados Geocronológicos

Em geocronologia sempre trabalhamos com as razões isotópicas e não com valores absolutos.

Veja a tabela de dados isotópicos de U/Pb

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Aqui temos a concentração de U em ppm, depois varias razões que são utilizadas para os cálculos das idades (vamos aprender cada uma delas no decorrer do curso). Mais a direita temos as idades referentes as razões.

Existem várias formas gráficas de apresentar os dados geocronológicos. Como visto na AULA 3, os principais seriam os diagramas de isócronas e de concórdias.

DIAGRAMA DE ISÓCRONA

O gráfico mais simples é o diagrama de isócrona onde os isótopos pai e filho radiogênico são normalizados pelo isótopo filho estável.

A isócrona é utilizada em analises de Sm-Nd, Rb-Sr, Re-Os, etc.

Radiometric Dating

A isócrona é uma reta definida pela a equação abaixo.

No caso de Sm/Nd por exemplo é representada da seguinte forma:

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Portando a inclinação da reta nos dá a idade da amostra.

Este diagrama é raramente usado para qualquer tipo de análise U-Pb em zircão, que geralmente é tratado em diagramas de concórdia. Alem disto, por causa da relativa insensibilidade do idade à composição isotópica do Pb comum.

A isócrona U-Pb e Pb Pb pode ser usada para análises de outros minerais (calcita, granada etc.) que apresentam baixas proporções de radiogênico e mais Pb comum.

DIAGRAMAS CONCORDIA

Em essência, o diagrama de concórdia é um gráfico da razão 206Pb/238U
contra a razão 207Pb/235U, como mostra abaixo.

A curva ‘concórdia’ (a linha vermelha no diagrama) é o locus de pontos onde a idade 238U/206Pb (e não a razão) é igual à idade 235U/207Pb. Em outras palavras seriam o lugar no espaço 2D onde as razoes 206/238 e 207/235 (embora diferentes) geram as mesmas idades. Tais idades são consideradas concordantes.

A melhor maneira de pensar sobre a evolução das razões U-Pb seria entender como o próprio diagrama evolui com o tempo, ao longo
com seus eixos, enquanto o ponto de dados real permanece fixo.

Qualquer zircão que permaneceu como um sistema completamente fechado desde sua cristalização deve plotar na linha concordia.

O que acontece quando um zircão ganha ou perde U ou Pb? ….. Basta analisar o gráfico:

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As composições isotópicas de zircão, se não perturbadas, geralmente devem estar na concórdia, mas se um série de cristais de uma única idade são afetados diferencialmente por um distúrbio envolvendo perda de Pb
ou são misturados com um segundo componente.

Vejamos o caso da perda de Pb, já que esse é o tipo mais comum de comportamento de sistema aberto em zircões. O zircão deve perder 207Pb e 206Pb exatamente nas proporções em que existem no zircão, porque os dois são quimicamente idênticos.

Essas análises que ficam abaixo a curva de Concordia é denominada “normalmente” discordante, enquanto as análises que traçam acima ou para o à esquerda da curva de Concordia são discordantes “reversa”.

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MODULO 4 – AULA 4 — O método Rb-Sr

Mais sobre isócrona

Quandro trabalhamos com os sistemas Rb-Sr e Sm-Nd, nós vamos sempre trabalhar para calcular a razão inicial e a idade. Isto significa que devemos resolver ambos simultaneamente através do método da isócrona.

O que precisamos para construir uma boa isócrona?

  1. A proporção de pai para filha deve ser grande. Quando esse for o caso, as variações na composição isotópica da filha serão grandes em relação à nossa capacidade de medi-las. Na melhor das circunstâncias, as razões de isótopos podem ser medidas com uma precisão de 10 ppm. Se o valor total de filha produzida radioativamente é pequena em relação à quantidade presente inicialmente, por exemplo, se o proporção de filha produzida radiogenicamente é apenas alguns 10’s de ppm ou menos do total quantidade de filha, há pouca esperança de usar o sistema para produzir ‘idades’ precisas.
  2. A razão pai / filha deve ter uma grande variedade; o que implica em um grande espalhamento nos pontos da isócrona. Uma grande variação na proporção pai / filha leva a um grande variação nas razões de isótopos. O erro na inclinação da regressão é uma função do intervalo de valores usados ​​no cálculo. Assim, dadas precisões analíticas semelhantes, obteremos mais uma idade precisa com um sistema de decadência onde as variações na proporção pai-filha são grandes.
  3. Os comportamento do sistema deve ser fechado. Portanto, muito cuidado ao escolher o sistema de decaimento e as amostras que planeja analisar.
  4. Alguns elementos tendem a ser mais móveis do que outros, e alguns minerais são menos reativos do que outros. O tamanho também desempenha algum papel. Uma grande amostra tem mais probabilidade de atender ao requisito de sistema fechado do que um pequeno (os elementos têm mais para difundir).
  5. Muitas vezes, o metamorfismo perturba um sistema na escala de grãos minerais, mas não uma escala de amostras de ‘rocha inteira’ tomadas a centenas de metros de distância (no entanto, rochas inteiras geralmente mostram menos variação em proporções pai / filha do que minerais).
  6. Deve-se também ter em mente que um átomo criado por decaimento radioativo geralmente será um desajuste no local da rede que ocupa (uma vez que o local foi originalmente ocupado pelo pai). Além disso, o sítio cristalográfico pode ser danificado pelo processo de decomposição. Tal dano é mais provável no caso de decaimento alfa do que decaimento beta ou captura de elétrons por causa da alta energia do alfa (normalmente 4 MeV) e da energia cinética de recuo do núcleo filho. Estes todos os fatores levam a uma maior mobilidade isótopo filho como o Pb (vj o grafico acima).

Os Elementos Rb e Sr

Ambos Rb e Sr são elementos traços na crosta: suas concentrações são geralmente medidas em ppm.

Rb é um elemento alcalino (Grupo 1) com valência +1. Como outros álcalis, geralmente é bastante solúvel em água e fluidos hidratados. Como resultado, está entre os elementos mais móveis.

Rb tem um raio iônico de 148 pm. Este grande raio iônico significa que ele está excluído de muitos minerais: é simplesmente muito grande para caber
os sites disponíveis. Portanto, está entre os elementos mais incompatíveis. No entanto, seu raio é suficientemente semelhante ao do potássio (133 pm) que substitui prontamente o K em minerais portadores de K, como a mica
e K-feldspato. Como resultado, nenhum mineral Rb ocorre na natureza: ou seja, não é um componente estequiométrico de qualquer mineral.

Devido à sua natureza incompatível, o Rb está fortemente concentrado na crosta terrestre e empobrecido em seu manto.

Sr é um elemento alcalino-terroso (Grupo IIA) com valência +2. Os alcalino-terrosos também são razoavelmente solúveis em água e fluidos hidratados, mas não tão solúveis quanto os álcalis. Sr é, portanto, um elemento moderadamente móvel. Seu raio iônico é de 113 pm, que ainda é grande o suficiente para ser excluído de muitos minerais, e também é um elemento incompatível, mas não altamente incompatível.

O Sr substitui o Ca (raio iônico 99 pm) em vários graus. É bastante confortável no local de Ca em plagioclásio, a partição sólido / líquido1
coeficiente sendo cerca de 2. Parece ser consideravelmente menos confortável no sítio Ca em clinopiroxênio; o coeficiente de partição Sr sendo apenas cerca de 0,1. Assim, na maioria ígnea e rochas metamórficas de alto grau, a maioria Sr estará em plagioclásio (que normalmente constitui cerca de 50% de rochas ígneas máficas).

Sr também pode substituir o Ca em outros minerais como calcita, apatita, gesso, esfeno, etc. Sr também está concentrado no crosta em relação ao manto, mas não no grau que o Rb é.

A razão Rb / Sr na Terra como um todo é baixa 0,029, embora não saibamos essa proporção exatamente. A proporção é menor no manto, e muito maior
na crosta (Vj figura abaixo). Rochas derivadas do manto, como basaltos também têm baixas relações Rb / Sr. Razões baixas, como estes violam a condição 1 acima; como resultado, é muitas vezes difícil de obter boas idades Rb / Sr em rochas e rochas ultramáficas. No entanto, a diferenciação ígnea tende a aumentar a razão Rb / Sr porque o Sr é removido por cristalização fracionada de plagioclásio enquanto o Rb permanece no fundido. Em material félsico ou
rochas ígneas acidas, a razão Rb / Sr frequentemente excede
3 sendo adequada para a geocronologia.

Emergence of modern continental crust about 3 billion years ago | Nature  Geoscience

Portanto a datação Rb / Sr pode muitas vezes ser aplicada
com sucesso às rochas ígneas félsicas. Uma grande variação na razão Rb / Sr também é razoavelmente comum. Pode ocorrem em amostras de rocha total quando as rochas inteiras representam vários membros de uma suíte de diferenciação comagmática, ou em amostras de minerais quando minerais portadores de K e Ca estão presentes.

A geocronologia Rb-Sr também pode ser aplicada a rochas metamórficas, desde que minerais ricos em Rb e portadores de K estejam presentes, como normalmente estão.


Uma séria desvantagem do sistema Rb-Sr é a mobilidade desses elementos, principalmente Rb. Por causa de suas solubilidades, eles são facilmente transportados por fluidos e podem ser movidos para dentro ou para fora do
sistema. Além disso, alguns minerais portadores de K, como micas, são comparativamente reativos, no sentido que algum ou muito do Rb pode estar presente em locais trocáveis. Esses minerais também estão sujeitos a
reconfiguração metamórfica ou reconfiguração parcial em temperaturas relativamente baixas. Assim, Rb-Sr é um bom sistema para datar rochas ígneas ácidas onde nenhum metamorfismo ou alteração intermediária ocorreu, e para rochas metamórficas. A datação Rb-Sr pode, em casos especiais, ser aplicada a rochas sedimentares. Rochas sedimentares são geralmente difíceis de datar por qualquer método devido à falta de altas temperaturas necessárias para a homogeneização das razões isotópicas de Sr iniciais. Mas os minerais cristalizam a partir de uma solução homogênea, como água do mar, todos terão proporções iniciais idênticas.


A vantagem é que a evolução do 87Sr / 86Sr na água do mar é conhecida. Portanto, uma suposição razoável sobre a proporção inicial 87Sr / 86Sr pode ser feita se a idade aproximada for conhecido. No entanto, datas de sedimentos com sucesso são certamente raras.

O Sr nos Mares

As razões de isótopos de Sr podem ser usadas para datar sedimentos de outra maneira. Sr tem um longo tempo de residência nos oceanos, consequência, em parte, de sua alta solubilidade.

Conseqüentemente, é uniformemente misturado no oceano aberto. Como resultado disso, sua concentração e composição isotópica no oceano moderno é uniforme.

Sua composição isotópica, no entanto, mudou ao longo do tempo geológico.
A mudança em relação ao Fanerozóico é ilustrada na Figura 5.2.
Podemos ver na Figura abaixo que a mudança na água do mar 87Sr / 86Sr
não tem sido muito linear.

87Sr / 86Sr na água do mar
através do tempo fanerozóico determinado a partir da análise de
fósseis de fosfato e carbonato. A linha tracejada mostra o
composição da água do mar moderna, as áreas acinzentadas representam
incertezas.

Na verdade, houve momentos, como no Permiano e o Jurássico, quando 87Sr / 86 Sr diminuiu na água do mar. Isso talvez seja inicialmente surpreendente, uma vez que o decaimento de 87R para 87Sr ocorre a uma taxa constante. Isso reflete a natureza do sistema aberto dos oceanos. Elementos químicos são continuamente adicionados e removidos da água do mar; consequentemente, o inventário dos oceanos de Sr é constantemente, embora lentamente, renovado. Assim, a composição isotópica da água do mar Sr reflete a composição isotópica de Sr adicionado à água do mar, ou seja, o composição isotópica das fontes de Sr na água do mar.

Podemos dividir amplamente essas fontes em “continental” e “manto”. o
A fonte “continental” é predominantemente a entrada ribeirinha e, secundariamente, partículas derivadas do vento e glaciais que se dissolvem quando chegam ao mar. A composição isotópica de a fonte continental irá variar com a natureza do material continental sofrendo erosão em qualquer momento. A fonte do “manto” consiste principalmente de fluidos hidrotérmicos da dorsal meso-oceânica hidrotérmica sistemas. Fontes secundárias incluem erosão e intemperismo (ambos subareal e submarino) de basaltos derivados do manto.

Acredita-se que a causa da variação de 87Sr / 86Sr na água do mar seja a razão entre as entradas de material continental e mandélico nos oceanos. Como o vigor dos sistemas hidrotérmicos da dorsal meso-oceânica está relacionado às taxas de expansão do fundo do mar, este será um dos principais determinantes de 86Sr que entram no mar a partir de extrusão de magmas do manto nas dorsais oceânicas.

Image result for Sr marine sediments curve
87Sr / 86Sr na água do mar
através os tempos Cambrianos e Terciario determinado a partir da análise de
fósseis de fosfato e carbonato. A curva definida pelos pontos mostra a variação da
composição Sr da água do mar com o tempo.

Já a entrada de 87Sr nos mares se dá a partir da erosão de rochas do continente. Rochas continentais são ricas em 87Rb e, por decaimento radiotivo serão ricas em 87Sr, principalmente se forem antigas. Quanto mais atingo uma rocha continental, maior será o seu teor de 87Sr. Por exemplo, o aumento da razão 87Sr / 86Sr no Terciário está associado a entrada de 87Sr a partir da erosão dos continents e diminuição de input de 86Sr com a diminuição das taxas de propagação do fundo do mar ao longo desse período.

Uma vez que a razão 87Sr / 86Sr da água do mar é geograficamente uniforme em qualquer momento, mas varia ao longo do tempo,
a composição do material precipitado da água do mar será uma função do tempo.

Sr está concentrado na calcita, que muitos organismos, principalmente moluscos e foraminíferos, precipitam para formar conchas. Assim,
comparando o 87Sr / 86Sr de uma concha em particular com a curva da água do mar na Figura 5.2, podemos determinar sua idade. Essa técnica de datação é chamada de cronoestratigrafia isotópica Sr. Existem, no entanto, várias advertências.

1 – Primeiro, 87Sr / 86Sr é uniforme apenas em mar aberto; pode variar nas áreas costeiras devido aos insumos continentais.
Assim, por exemplo, as conchas de ostra não seriam úteis porque ostras crescem em água salobra.

2 – Segundo, embora a proporção em uma concha primitiva deva refletir a composição da água da qual precipita, essa proporção pode mudar como resultado da interação com a água dos poros.

3 – Finalmente, um determinado valor de 87Sr / 86Sr não necessariamente correspondem a uma idade única. Por exemplo, o valor de 0,7080 ocorreu durante o Ordoviciano, Época Devoniana, Mississipiana, Permiana e Terciária. Assim, a idade do fóssil sendo datado precisa ser aproximadamente conhecido antes da cronoestratigrafia do isótopo Sr pode ser aplicada com utilidade. Finalmente, a precisão desta técnica depende de quão precisamente o valor 87Sr / 86Sr da água do mar é conhecido para qualquer Tempo. Para grande parte do Terciário, particularmente o final do Terciário, esses valores são bastante conhecidos. Conseqüentemente, a cronoestratigrafia isotópica Sr fornece idades úteis e precisas para esses tempos.

MODULO 5 – Aula 5 – O método Sm-Nd e o Sm Nd vs. Rb Sr

O 147Sm decai para 143Nd por decaimento alfa com meia-vida de 106 Ga (l = 6,54 x 10-12y-1).

A meia-vida deste par é tão longa que as variações resultantes na composição isotópica de Nd são pequenas e precisam ser medidas com instrumentos mais sensíveis como espectrômetros de massa modernos.

Sm e Nd são ambos elementos intermediários de terras raras (Figura 1).

Uma característica distintiva dos elementos terras raras é que as camadas internas de elétrons (especificamente as camadas 4f e 5d) estão sendo preenchidas conforme o número atômico aumenta. São as camadas externas de elétrons que ditam o comportamento químico dos elementos. Como as camadas externas de elétrons das terras raras têm configurações idênticas, esperaríamos que se comportassem de maneira bastante semelhante. Este é realmente o caso para Sm e Nd.

As terras raras geralmente têm valência +3; as exceções mais importantes sendo Eu, que é +2 sob algumas condições, e Ce, que é
+4 sob algumas condições. A principal diferença química entre os elementos de terras raras é o raio iônico, que diminui sistematicamente de 1,15 Å para La (A = 57) a 0,93Å para Lu (A = 71).

As terras raras formam ligações predominantemente covalentes com o oxigênio na terra sólida. Seu raio iônico é um fator chave em seu comportamento geoquímico. Portanto, há uma variação sistemática em suas abundâncias de rochas, minerais e soluções (ver caixa em plotagens de terras raras). Os raios iônicos de Sm e Nd, que são separados por Pm (um elemento que não tem isótopo estável ou de vida longa), diferem por apenas 0,04Å (Nd = 1,08, Sm = 1,04). Os raios iônicos e a carga relativamente alta das terras raras os tornam bastante indesejáveis ​​em muitas redes minerais: eles podem ser considerados moderadamente incompatíveis, com Nd sendo
ligeiramente mais incompatível do que Sm.

Veja no diagrama acima que a crosta continental tem mais Nd do que o manto. Isso mostra que o Nd fica na parte fundida do manto e o Sm tende a ficar com material residual do manto.

A brief explain why the Nd and Sr isotope composition of the Earth's  continental crust and upper depleted mantle are so different © J.A.  Pfänder, Freiberg To understand this, we need to know that the element Sm  consists of several stable and unstable ...

O diagrama acima mostra como o manto fraciona durante fusão. No caso do manto primitivo, uma fusão parcial geraria uma crosta empobrecida em Sm com a razão de 0.801 e um manto enriquecido em Sm com a razao 1.428

De forma bem geral seria exatamente o oposto do que acontece com os sistema Rb-Sr.

Rb pai e Nd filho gostam da crosta.

Sr filho e Sm pai gostam mais do manto. Sr seria bem mais móvel do que o Sm, sendo mais concentrado em rochas intermediarias ricas em plagioclásio.

Os terras raras são elementos refratários (o que significa que têm baixas pressões de vapor ou baixos pontos de ebulição); o que é mais relevante é que eles formam compostos refratários. Como é o caso com outros
elementos refratários, pode-se supor que suas abundâncias relativas na Terra são as mesmas que em meteoritos condríticos. Esta suposição é reforçada no caso das terras raras por causa do semelhança geral de seu comportamento químico: ou seja, não acreditamos que os processos no início do sistema solar fracionou as terras raras. O ponto importante é que temos boas razões para acreditar que a razão 147Sm / 144Nd da Terra é igual ao valor condrítico, 0,1967, que corresponde a um Sm/Nd de cerca de 0,32.

Uma suposição geral é que o sistema solar era isotopicamente homogêneo
quando a Terra se formou. Isso significa que a razão 143Nd / 144Nd inicial da Terra deve ser idêntica à razão 143Nd / 144Nd inicial de outros corpos formados há 4,55 Ga atrás, incluindo os meteoritos

The CHondritic Uniform Reservoir or CHUR is a scientific model in astrophysics and geochemistry for the mean chemical composition of the part of the Solar Nebula from which, during the formation of the Solar System, chondrites formed. This hypothetical chemical reservoir is thought to have been similar in composition to the current photosphere of the Sun.

O par Sm Nd é aplamente aplicado em estudos de evolução crustal na terra e evolução do nosso sistema solar, diferenciação dos planetas e evolução de outros corpos celestes. O vídeo abaixo retrata a evolução do sistema solar em super detalhe.

Como nós conhecemos a variação 143Nd / 144Nd com o tempo, é útil considerar os desvios relativos de 143Nd / 144Nd do valor do bulk-earth. Esses desvios são pequenos, então os escrevemos em desvios em partes em 10.000. Esta é a notação e (épsilon).

O valor eNd é definido da seguinte forma:

onde CHUR significa ‘reservatório condrítico uniforme’; ou seja, (143Nd / 144Nd) CHUR tem o valor da proporção em meteoritos condritos.

A equação acima pode ser reescrita da seguinte forma:

Podemos calcular um eNd para qualquer momento. Atualmente o valor assumido de 143Nd / 144Nd CHUR é 0,512638 enquando 146Nd / 144Nd é igual a 0,72191. O intervalo em eNd em virtualmente todas as rochas variam de +14 a -20. As características grosseiras da evolução de razões de isótopos Nd são ilustrados na Figura abaixo:

(a) Nd isotope evolution in mantle and
crust. Bold line shows the evolution of the bulk earth or
CHUR (chondritic uniform reservoir); also shown is the
evolution of crust created at 3.5 Ga, the corresponding
residual mantle, and the evolution of a continuously depleted mantle.

(b) Evolution of bulk earth, crust, and
mantle when 143Nd/144Nd is transformed to eNd.

De forma geral podemos entender que:

  1. O manto concentra mais Sm (devido ao comportamento mais imóvel) do que a crosta. Com a diferenciação entre crosta e manto leva a um enriquecimento de Sm no manto, e portanto, obrigatoriamente, o manto vai ter mais 143Nd do que CHur. Portanto o manto sempre vai ter valores de eNd maior do que 1. Rochas derivadas diretamente do manto terão eNd > 0.
  2. A crosta tem menos Sm que o manto, e portanto menos 143Nd do que o CHur. Isto significa que as rochas crustais terão eNd negativo. Quanto maior a residência crustal das rochas (quanto mais tempo na crosta sendo retrabalhada) mais negativo vai ser o eNd. Rochas com eNd negativo são comumente chamadas de rochas crustais retrabalhadas.
  3. Por outro lado, rochas que saem do manto e se resfriam diretamente na crosta sem qualquer contaminação, estas rochas terão assinaturas mantélicas, incluindo um eNd positivo. Esta rochas são chamadas rochas juvenis.

A variação limitada em Sm / Nd é certamente a principal desvantagem deste sistema para geologia isotópica. No entanto, Sm-Nd complementa Rb-Sr. As variações de Sm / Nd tendem a ser maiores em rochas máficas e ultramáficas e menor em rochas ácidas, exatamente o oposto de Rb / Sr.

Uma disseminação relativamente ampla em Sm / Nd pode ser alcançado se for granada, ou um granada está incluída nas amostras analisadas.

Talvez a maior vantagem de Sm / Nd é a falta de mobilidade desses
elementos. O cronômetro Sm-Nd é portanto, relativamente robusto com respeito a alteração e metamorfismo de baixo grau. Assim, o sistema Sm-Nd é o sistema mais usado para rochas máficas e para rochas que sofreram metamorfismo de baixo teor ou alteração.

Uma suposição geral sobre a Terra é que a crosta foi criada a partir do manto por magmatismo.

Quando um pedaço de crosta é criado, ele terá a proporção 143Nd / 144Nd do manto, embora sua relação Sm / Nd será menor do que a do manto (uma consequência de Nd ser mais incompatível e particionando mais no fundido do que Sm). Vamos fazer a suposição simplista de que o manto tem a mesma história isotópica de Nd que o reservatório condrito – CHUR. Isso significa que um pedaço de crosta terá o mesmo 143Nd / 144Nd que o manto e como CHUR quando for criado, ou seja, eNd = 0.

Se conhecermos o Sm / Nd nos dias atuais e relação 143Nd / 144Nd desse pedaço de crosta, podemos estimar sua idade. A Figura abaixo ilustra como isso é feito graficamente.

Vamos ver como isso é feito matematicamente. O que queremos encontrar é a intersecção da linha que descreve a evolução da amostra e aquela que descreve a evolução do manto.

A evolução isotópica do sistema fechado de qualquer amostra e a do CHur pode ser expressa como:

A evolução isotópica do sistema do CHUR se expressa como:

O resultado fica:

Uma idade TCHur é chamada de idade do modelo Nd (o modelo é o da evolução condrítica de o manto), ou uma idade de residência crustal, porque fornece uma estimativa de quanto tempo esta amostra de Nd esteve na crosta. Observe que assumimos explicitamente que a amostra permaneceu um sistema fechado, sem migração para dentro ou fora de Sm ou Nd. Por causa da imobilidade desses elementos, a suposição geralmente é válida, pelo menos aproximadamente.

UNIDADE 6 – Aula 6 – Os métodos U-Pb e Pb-Pb

A datação de urânio-chumbo, abreviada como datação U-Pb, é uma das mais antigas e mais refinadas dos esquemas de datação radiométrica. Ela pode ser usado para datar rochas que se formaram e cristalizaram de cerca de 0.5 milhão de anos até 4,5 bilhões de anos, com precisões de rotina na faixa de 0,1–1 por cento.

O método geralmente é aplicado ao zircão. Este mineral incorpora átomos de urânio e tório em sua estrutura cristalina, mas rejeita fortemente o chumbo durante a formação. Como resultado, os depósitos de zircão recém-formados não conterão chumbo, o que significa que qualquer chumbo encontrado no mineral é radiogênico. Como a taxa exata na qual o urânio se decompõe em chumbo é conhecida, a proporção atual de chumbo para urânio em uma amostra do mineral pode ser usada para determinar com segurança sua idade.

O método se baseia em duas cadeias de decaimento separadas, a série de urânio de 238U a 206Pb, com meia-vida de 4,47 bilhões de anos e a série de actínio de 235U a 207Pb, com meia-vida de 710 milhões de anos.

O urânio decai para liderar por meio de uma série de decaimentos alfa (e beta), nos quais 238U com nuclídeos filhos sofrem oito decaimentos alfa e seis beta, enquanto 235U com filhas experimentam apenas sete decaimentos alfa e quatro beta.

A existência de duas rotas de decaimento de urânio-chumbo “paralelas” (238U a 206Pb e 235U a 207Pb) leva a várias técnicas de datação dentro do sistema geral de U-Pb. O termo datação U – Pb normalmente implica o uso acoplado de ambos os esquemas de decaimento no ‘diagrama de concordia’

5 The U-Pb system

No entanto, o uso de um único esquema de decaimento (geralmente 238U a 206Pb) leva ao método de datação por isocrono U – Pb, análogo ao método de datação de rubídio-estrôncio.

Finalmente, as idades também podem ser determinadas a partir do sistema U – Pb, apenas pela análise das razões de isótopos de Pb. Isso é denominado método de datação chumbo-chumbo. Clair Cameron Patterson, um geoquímico americano que foi pioneiro nos estudos de métodos de datação radiométrica de chumbo-urânio, usou-o para obter uma das primeiras estimativas da idade da Terra.

Video sobre geocronologia

AULA – 7 APLICAÇÕES U-Pb

Aula 10 Espectrometria de Massa

REFERENCIAS

Radiogenic Isotope Geology

Alan P. Dickin

Isotopes: Principles and Applications 

Gunter Faure , Teresa M. Mensing

Principles of Isotope Geology

Gunter Faure

EMENTA E CONTEÚDO PRAGMÁTICO: