Revisão dos Métodos Geocronológicos

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Métodos 
Geocronológicos
Aula 3 - Introdução
 MÉTODOS DE DATAÇÃO
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O método 14C, Traço 
de fissão e Re-Os
 O método absoluto utiliza os princípios físicos da
radioatividade e fornece a idade da rocha com precisão.
Esse método está baseado nos princípios da
desintegração (ou decaimento) radioativa.
 Entre os métodos absolutos, existe os que são mais
indicados para se datar materiais mais “recentes” como
a datação pelo métodos do 14C e de traço de fissão em
apatita, epidoto e zircão e os que datam materiais mais
antigos, como Re-Os, Ar-Ar, Rb-Sr, Sm-Nd e U-Pb.
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 Coleta das amostras em campo
O pleno êxito ou certas dificuldades comuns às investigações
isotópicas não dependem apenas do rigor com os
procedimentos nas diversas fases do trabalho em laboratório,
descuido ou negligência com a coleta de amostras em campo
pode, em alguns casos, ser responsável pelo insucesso da
análise e conseqüente desperdício de recursos financeiros e
tempo de pesquisa.
 sugestões para a coleta de amostras em campo.
 as amostras devem ser as mais inalteradas possíveis com
respeito ao intemperismo, atividades hidrotermais, etc, sendo
que alterações superficiais, detritos e/ou solos devem ser
removidos ao máximo. É importante ressaltar que as
amostras precisam ser bem acondicionadas em sacos de
pano ou plástico e identificadas com números/símbolos
relacionados na caderneta de campo.
 Um dos métodos isotópicos usado para datar materiais
formados mais recentemente e para medir intervalos de
tempo menores é o método baseado no decaimento
radioativo do isótopo Carbono-14, cujo meia vida é de
5730 anos. Com um intervalo de tempo tão curto,
passível de ser usado apenas para determinar idades
durante os últimos 50000 anos, este método tornou-se
uma ferramenta fundamental para datar episódios
importantes da pré-História e História humana.
O método do carbono-14
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 Os organismos absorvem 14C pela fotossíntese do CO2
ou pelo consumo de matéria orgânica e tem uma
concentração constante de 14C enquanto vivem.
 Após a morte, o estoque de 14C no tecido não mais é
alimentado pela fotossíntese ou pela dieta alimentar.
Esse estoque de 14C decai para 14N novamente por
decaimento β.
 A idade da amostra de um osso humano, por exemplo,
ou de uma matéria orgânica qualquer morta, pode ser
determinada com base na taxa de produção e na meia
vida do 14C e na quantidade de 14C que ainda não
decaiu e permanece na amostra.
 O método de datação por traços de fissão, consiste na
contagem de densidade (número de traços por micra
quadrada) de defeitos deixados no mineral, pela
passagem de partículas ionizadas originadas pela fissão
do 238U. Estes traços são gravados em minerais, vidros
naturais e artificiais e plásticos especiais.
 Desde a cristalização, os traços são formados nos
cristais, porém em temperaturas superior a do
fechamento do sistema, todos os traços são apagados
(annealing).
Termocronologia por traços de fissão
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 Através de investigações de traços de fissão nos
minerais apatita com temperatura de fechamento de
~120oC, zircão ~230oC e epidoto com temperatura de
fechamento de ~300oC fornece informações sobre a
histórica térmica nos últimos 250 milhões.
 As datações em apatitas são utilizadas
predominantemente para decifrar a história termo-
tectônica das rochas. Esta aplicação como um
geotermo-cronômetro é baseada sobre a relativamente
baixa estabilidade térmica dos traços ao redor de 120º C
e a profundidades de ~ 11 km. É uma técnica que está
sendo aplicada em estudos de datação e taxa de
exumação e denudação de uma unidade rochosa e de
sedimentação.
 Os métodos de datação, utilizados normalmente com a
apatita são divididos em dois métodos principais:
 O método da população onde a densidade dos traos dá
a temperatura e o comprimento dá a história térmica da
região.
 O método do detetor externo (muscovita), este método
tem sido usado se a distribuição do urânio variar muito
na amostra, que pode ser o caso de apatitas detríticas.
 Traços de fissão em zircão e epidoto vem sendo
empregado para datar eventos recente de temperaturas
superiores as de fechamento do sistema da apatita.
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Pastilhas para incrustação de cristais para TF
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 Traços de fissão em epidoto é utilizado para datar
movimentos de falhas com epidotização do Cretacéo e
do Terciário. O comprimento e a distribuição de traços
fósseis são usados para distinguir entre idade de
eventos genuinos e idades mistas, devido ao
mascaramento de um evento tardio. Aplicado em
epidoto das rochas mineralizadas em scheelita, deu
valores iguais ou inferiores aos valores Ar-Ar e Sm-Nd.
 Estudos com cristais de zircão estão em andamento
pelo grupo de pesquisa da UNESP/Rio Claro. Na
literatura, o TF em zircão já foi usado para datar
pseudotaquilitos. Seus dados pode preencher a lacuna
entre 500oC e 120oC da histórias termocronológicas de
unidades litológicas.
O método 40Ar-39Ar
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O princípio do método
 O método 40Ar/39Ar foi originalmente usado em materiais
extraterrestres (meteoritos e rochas lunares) e em
minerais anidros com apenas uma história térmica.
 O método é baseado na produção de 40Ar a partir do 39K
por uma reação (n,p) durante uma irradiação de
neutrons rápidos.
 39K + n = 39Ar + p
 O 39Ar, assim formado, tem uma meia-vida de 269 anos.
Também, os isótopos de Ar são produzidos por outras
reações interferentes a partir do K (40Ark, 39Ark, 38Ark), Ca
(40ArCa, 39ArCa, 38ArCa, 37ArCa, 36ArCa) e do Cl (38ArCl,
36ArCl)
Composição isotópica:
39K = 93,2%
40K = 0,01%
41K = 6,7%
Ar
36Ar = 0,3%
38 Ar= 0,06%
40Ar = 99,6% 
40K
40Ar
40Ca
K
não pode ser não pode ser 
distinguido do distinguido do 4040Ca Ca 
não radiogêniconão radiogênico
Proporções relativas medidas na
atmosfera por Nier (1950)
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 A equação da idade Ar-Ar é dada por:
 t = 1/ ln (1 + 40Ar*/40ArK) . J)
 Onde: J = et –1/ 40Ar*/ 39Ar
 Assumindo que todo 40Ar na amostra irradiada é
radiogênico ou atmosférico, que todo 36Ar seja
atmosférico, e que 39Ar foi produzido apenas pelo
decaimento do 39K (n,p). Nesse caso os valores das
razões medidas de 40Ar/39Ar e 36Ar/ 39Ar pode ser
usadas para calcular a razão desejada do 40Ar
radiogênico para 39Ar:
 40Ar*/39Ar = (40Ar/39Ar)m – 295,5 (40Ar/39Ar)m
 Onde, m são os valores medidos e 295,5 é a razão da
40Ar/36Ar do argônio atmosférico.
Forma de apresentação dos dados Ar-Ar
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Dados de biotita e microclínio de
rochas de 1400 e 1450 Ma. Biotita
deu idade de aprox. 1300 Ma.
Microclínio não definiu um bom
platô, isso sugere uma perda
significante de 40Ar nesse mineral
com relação a biotita.
Esse dique de diabásio é Pós-
Triássico a Pré-Terciário e foi
contaminado com 40Ar do
embasamento granítico com
idades 2700 a 3400 Ma.
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IDADE Ar/Ar EM BIOTITA
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Vantagens do método
 K-Ar são medidos na mesma fração da amostra
 A técnica de aquecimento gradativo permite detectar perdas de Ar e a 
presença de Ar estranho;
 As idades (platôs) são mais exatas (sem a influência da perda de Ar das 
bordas dos minerais). Os platôs definidos devem ter pelo menos 60% 
de Ar cumulativo.
Desvantagens do método
 Procedimento analítico complicado (necessidade de um reator 
atômico)
 Curto tempo entre a irradiação e análise da amostra.
 Perda de Ar (gás volátil) nas bordas do mineral.
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 Idades de resfriamento em rochas ígneas e
metamórficas. Muscovita 300-350oC, Biotita 250-
280oC.
 Idades de eventos geradores de mineralizações de
baixa temperatura (hidrotermalismo pós-
magmático).
 Mapear possível zonamento termal em grãos
minerais,indicativo da perda de Ar durante o seu
desenvolvimento. Núcleo mais antigo do que as
bordas
Aplicabilidade do método
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 Sistemática Rb-Sr
 Na coleta de amostras para a confecção do diagrama
isocrônico Rb-Sr deve-se tomar as seguintes
precauções:
 As amostras devem ser co-genéticas, ou seja, formadas
em um mesmo processo genético, seja ele metamórfico
ou ígneo;
 Para haver um espalhamento dos pontos que definam
uma isócrona confiável, deve-se coletar amostras com
distinta composição mineralógica, portanto, diferentes
razões 87Sr/86Sr e 87Rb/86Sr;
 O tamanho da amostra deve ser aproximadamente 10
(dez) vezes a dimensão do maior grão;
 Deve-se evitar amostras alteradas pela ação
intempérica.
 QUÍMICA DO RUBÍDIO (Rb)
 O Rubídio (Rb) é um metal alcalino do grupo IA da
tabela periódica. No ciclo geroquímico acompanha o
potássio (K).
 O Rb tem Z = 37, A = 85,46776; raio 1,48 Å (K = 1,33
Å) e carga +1.
 Não forma minerais e ocorre principalmente em minerais
contendo K (micas como biotita, muscovita, flogopita e
lepidolita). Também em ortoclásio, microclínio,
evaporitos (siderita, carnalita) em alguns argilominerais.
 Nos minerais piroxênios, olivina, anfibólios e
plagioclásios, ocorre em baixas concentrações.
 Em rochas ultrabásicas, a concentração é relativamente
baixa quando comparada com a concentração nas
rochas graníticas.
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 Composição Isotópica natural
87Rb = 27,8346% (instável)
85Rb = 72,1654% (estável)
 QUÍMICA DO ESTRÔNCIO (Sr)
 O Sr é um elemento alcalino terroso do Grupo IIA na
tabela periódica. No ciclo geoquímico acompanha o Ca.
 Sr tem Z = 38; A = 87,62; raio = 1,13 Å (Ca = 0,99 Å) e
carga +2.
 Ocorre principalmente em minerais portadores de Ca,
tipo plagioclásios, anfibólios, piroxênios, apatita e
carbonatos de cálcio.
 Os minerais do grupo das micas e feldspatos alcalinos
possuem baixas concentrações.
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Composição isotópica:
Sr
84Sr = 0,56%
86Sr= 9,86%
87Sr = 7,00% 
88Sr = 82,58%
87Rb37 → 87Sr38 + - +  + Q
 = 1,42 x 10-11a-1
 Tipos de Sr
 Sr original – é o existente no momento da formação do
sistema solar (~ 0,6989)
 Sr comum – contido na água do mar e nos oceanos,
valor atual 87Sr/86Sr = 0,70991 ± 0,0002.
 Sr do meio ambiente – contido nos meios isolados do
mar e oceanos.
 Sr primário ou inicial – contido no mineral e rocha
nomomento do fechamento do sistema Ro ou Ri
(87Sr/86Sro ou 87Sr/86Sri).
 Sr herdado – os minerais e rochas que se depositaram
na bacia sedimentar trazem Sr herdado.
 Sr radiogênico 87Sr* resulta do decaimento do 87Rb e se
junta ao 87Sr inicial em função da Rb/Sr e do tempo.
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Minerais (M) e Rochas (R) Rb (ppm) Sr (ppm) Rb/Sr
Biotita (M) 550 31.1 17.7
Muscovita 476 46.0 10.3
K-Feldspatos (M) 561 396.0 1.41
Plagioclásios (M) 14.1 566.0 0.01
Anfibólios (M) 77 106.0 0.07
Zircão (M) 21 50.4 0.04
Granada (M) 1.9 19.3 0.098
Apatita (M) 1.6 1329.0 0.001
Turmalina (M) 1.3 601 0.0021
Titanita (M) 2.7 1980.0 0.001
Epidoto (M) 31 8518.0 0.004
Granitos (R) 150.0 300.0 0.60
Sienito (R) 120.0 300.0 0.40
Crosta Terrestre 90.0 375.0 0.24
Meteoritos Condríticos 2.3 10.0 0.23
Fonte: Faure e Powell,1972
Concentrações médias de Rb e Sr em alguns 
minerais e rochas
IDADES Rb-Sr
 F = Fo + P (et-1)
 (87Sr/86Sr)h = (87Sr/86Sr)o + (87Rb/86Sr)h.(e t –1)
 onde h é a razão isotópica medida hoje, o é a razão
isotópica inicial determinada pela interseção da reta
isocrônica com o eixo Y,  é a constante de
desintegração do elemento radioativo (cujo valor
para o Rb é de 1,42 X 10-11 anos-1), t é o tempo
transcorrido desde a formação do sistema até o
momento da análise, e et –1 a inclinação da reta
isocrônica; logo essa equação é do tipo Y = b + mX,
onde :
 b = (87Sr/86Sr)o, X = (87Rb/86Sr)h e m = et - 1
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 (ii) a idade convencional é calculada com uma razão
isotópica inicial (87Sr/86Sr)o estimada.
t = 1/  ln {1 + [(87Sr/86Sr)h – (87Sr/86Sr)o/(87Rb/86Sr)h]}
Ex. Os dados de uma amostra deram razão (87Rb/86Sr)h =
0,5286 e (87Sr/86Sr)h = 0,70779. Para uma razão inicial =
(87Sr/86Sr)o = 0,7040 sua idade convencional será:
 = 1,42 x 10-11 a-1
t = 1/ 1,42 x 10-11 . ln ((1 + 0,70779 – 0,7040)/0,5286]
t = 7,04225321 x 1010 . ln(1 + 0,00379/0,5286)
t = 7,04225321 x 1010 . ln(1,007169882)
t = 7,04225321 x 1010 . 0,0071443 = 503.119.738 anos =
503,12 Ma
 Observe que da equação da reta Y = b + mX,
inclinação da reta m (tgα) = (et –1), a equação da idade
será: t = 1/  . ln(m + 1)
 As idades Rb-Sr convencionais em rocha total e/ou
minerais para rochas intermediárias e básicas com
baixas razões Rb/Sr, apresentam um erro muito
elevado. Porém, com dados de amostras com razões
Rb/Sr elevadas (micas e rochas ígneas ácidas) podem
fornecer idades significativas, desde que a razão inicial
seja a “real”.
 Sob temperaturas elevadas o retículo dos minerais
potássicos permite fácil migração do Sr, e o valor das
datações são similares às obtidas pelo método Ar-Ar.
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 ISÓCRONA
 Para se construir uma isócrona é necessário:
 Termos pelo menos 3 amostras de rochas com variadas
razões Rb/Sr originadas em um mesmo evento (fusão
parcial, cristalização fracionada, etc.)
 Com análises de rocha total e de minerais constituintes,
dessa mesma rocha, é possível se determinar a idade
da formação desses minerais.
 Na coleta de amostras para a confecção do diagrama
isocrônico Rb-Sr deve-se tomar as seguintes
precauções:
 As amostras devem ser co-genéticas, ou seja, formadas
em um mesmo processo genético, seja ele tectônico,
metamórfico, ígneo ou hidrotermal;
 Para haver um espalhamento dos pontos que definam
uma isócrona confiável, deve-se coletar amostras com
distinta composição mineralógica, portanto, diferentes
razões 87Sr/86Sr e 87Rb/86Sr;
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a b c to
86Sr
87Sr
o
( )
86Sr
87Sr
86Sr
87Rb
33 rocrochashas aa bb cc nono tempotempo ttoo a,a, bb ee cc emem ttoo
possuempossuem mesmamesma razãorazão inicialinicial ((8787Sr/Sr/8686Sr)Sr)oo ≠≠
((8787Sr/Sr/8686Sr)Sr)..
Após algum tempo Após algum tempo (t(t00 tt11) ) cada amostra perde cada amostra perde 8787Rb Rb e e 
ganha uma quantidade equivalente de ganha uma quantidade equivalente de 8787SrSr
a b c
a1
b1
c1
t1
to
86Sr
87Sr
86Sr
87Rb
86Sr
87Sr
o
( )
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No tempo No tempo tt22 cada sistema de rocha evolui cada sistema de rocha evolui  nova nova 
linhalinha
mais íngreme aindamais íngreme ainda
a b c
a1
b1
c1
a2
b2
c2
t1
to
t2
86Sr
87Sr
86Sr
87Sr
o
( )
86Sr
87Rb
a b c
to
86Sr
87Sr
86Sr
87Sr
o
( )
tg  = (et - 1) 

86Sr
87Rb
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Isócrona Rb/Sr com rocha total
6.04.0 5.03.02.0
Sr/ Sr
Rb/ Sr
Nível de Corte = 3,07
MSWD = 0,30
Ri = 0.72897 0.00147
T = 1325 47 Ma
MFG-22F
FJ-14C
FJ-14A
FJ-14
(B)
0.83
0.85
0.81
0.79
0.77
0.75
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 Isócrona de referência: é obtida através de um
conjunto de amostras não originadas na mesma fonte,
mas que sofreram algum evento comum. Neste caso, a
razão inicial (87Sr/86Sr)o de cada amostra pode variar
ligeiramente.
 Errócrona: quando a melhor reta calculada por
regressão linear não alinha dentro dos erros
experimentais. A distinção entre isócrona e errócrona se
faz com base no MSWD (Mean Square of Weighted
Deviated), que é um índice estatístico. Um alinhamento
perfeito apresenta MSWD = 0. Os valores variam de
3,92 para 3 amostras até 1,61 para 20 amostras.
O parâmetro Epsilon Sr
(87Sr/86Sr)UR = 0,0816 no 
presente
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 Dados obtidos por isócronas Rb-Sr
 Quando os resultados são coerentes para rochas
magmáticasindica que ocorreu um processo efetivo de
homogeinização isotópica no sistema (O relógio
radiométrico foi zerado).
 Em rochas sedimentares siliciclásticas grossas,
dificilmente vai ocorrer uma homogeinização. Para
sedimentos finos, tipo fração argila dos sedimentos
pelíticos marinhos, pode ocorrer uma homogeinização
isotópica.
 Em rochas metamórficas, tanto pode ocorrer uma
homogeinização total, como uma parcial. No primeiro
caso, a idade isocrônica data o evento e no segundo
caso, a idade é mista (desprovida de significado
geológico).
 Rochas (meta)vulcânicas ácidas, normalmente mostram
idades inferiores a de extrusão. Isso pode se dá em
função de eventos tardios de espilitização ou de
metamorfismo. Também pela interação com fluidos,
granulometria fina e composição pobre em Ca (o 87Sr
radiogênico não encontra sítios estruturais para ser
retido no sistema rocha total.
 Em rochas plutônicas ácidas não deformadas, em
função da granulometria grossa e seu maior isolamento
da encaixante, os resultados Rb-Sr datam a
cristalização ou o resfriamento. Razões iniciais elevadas
(> 0,720) ou dispersão dos pontos analíticos sem definir
uma isócrona, podem indicar reequilíbrio ou
desequilíbrio isotópico.
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 A razão Rb/K é um importante parâmetro petrogenético
para avaliação do grau de diferenciação de uma rocha.
Quanto mais diferenciada, maior a concentração de Rb.
 Rochas básicas derivadas do manto possui razão Rb/K
variando de 1/100 a 1/600 e em rochas graníticas da
crosta de 1/100 a 1/150.
 Em um processo de cristalização fracionada do magma,
o Sr tende a ficar concentrado no plagioclásio enquanto
que o Rb tende a permanecer na fase líquida. Com isso
a razão Rb/Sr do magma residual aumenta nos
processos de cristalização progressiva.
 Rochas fracionadas de um mesmo magma podem ter
valores de Rb/Sr na ordem de 10 ou mais vezes as das
fases iniciais.
 Manto, Rb/Sr em média 0,025
 Crosta oceânica, Rb/Sr em média 0,06
 Granitos da crosta continental (fortemente diferenciadas
e pobres em Ca, Rb/Sr), Rb/Sr em média 1,7
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Figure 9Figure 9--13.13. Estimated Rb and Sr isotopic evolution of the Earth’s upper mantle, Estimated Rb and Sr isotopic evolution of the Earth’s upper mantle, 
assuming a largeassuming a large--scale melting event producing graniticscale melting event producing granitic--type continental rocks at 3.0 Ga type continental rocks at 3.0 Ga 
b.p After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer.b.p After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer.
 Sistemática Sm-Nd
 Deve-se tomar os mesmos cuidados mencionados para
a construção dos diagramas isocrônicos Rb-Sr;
 As amostras devem ser homogêneas e representativas
da unidade a ser datada;
 Os efeitos da alteração intempérica ou hidrotermal,
neste caso, não interferem no resultado das datações;
Elementos terras raras (Lantanídeos)
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 Sm e Nd são elementos terras raras (Grupo 3B) que
ocorrem na maioria dos minerais formadores de
rochas.
 Sm Z = 62, raio iônico = 1,04
 Nd Z = 60, raio iônico = 1,08
147Sm62 ––> 42 + 143Nd60 + Q
= 6,54 x 10-12a-1 T1/2 = 106 Ga
144Sm
147Sm
148Sm
149Sm
150Sm
152Sm
154Sm
142Nd
143Nd
144Nd
145Nd
146Nd
148Nd
150Nd
Sm Nd
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Equação da Idade
F* = P (et - 1)
143Nd* = 147Sm (et - 1)
143Nd = 143Ndo + 
147Sm (et - 1)
143Nd/144Nd = 143Ndo/
144Nd + 147Sm/144Nd (et - 1)
t = 1/  ln{1 + [(143Nd/144Nd)h – (143Nd/144Nd)o/(147Sm/144Nd)h]}
 Rochas basálticas os ETR ocorrem em clinopiroxênio,
anfibólios e granadas e em rochas graníticas: feldspato,
micas, acessórios
 Grande resistência a lixiviação, difícil difusão no estado
sólido;
 Insensibilidade às influências térmicas
 Nas rochas terrestres e minerais, a razão 0,1< Sm/Nd >
0,37 (grande similaridade química entre Sm e Nd.
 Propriedades químicas muito similares dificulta o
fracionamento.
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São aplicados com sucesso no estudo de terrenos metamórficos, utilizando 
rocha total e minerais (granada, hornblenda, piroxênio, apatita, ilmenita) = 
isócrona interna.
São especialmente apropriados para o estudo de rochas básicas e ultrabásicas 
(pobres em Rb, Sr e zircão).
Table 9-1. Partition Coefficients (CS/CL) for Some Commonly Used Trace 
Elements in Basaltic and Andesitic Rocks
Olivine Opx Cpx Garnet Plag Amph Magnetite
Rb 0.010 0.022 0.031 0.042 0.071 0.29 
Sr 0.014 0.040 0.060 0.012 1.830 0.46 
Ba 0.010 0.013 0.026 0.023 0.23 0.42 
Ni 14 5 7 0.955 0.01 6.8 29
Cr 0.70 10 34 1.345 0.01 2.00 7.4
La 0.007 0.03 0.056 0.001 0.148 0.544 2
Ce 0.006 0.02 0.092 0.007 0.082 0.843 2
Nd 0.006 0.03 0.230 0.026 0.055 1.340 2
Sm 0.007 0.05 0.445 0.102 0.039 1.804 1
Eu 0.007 0.05 0.474 0.243 0.1/1.5* 1.557 1
Dy 0.013 0.15 0.582 1.940 0.023 2.024 1
Er 0.026 0.23 0.583 4.700 0.020 1.740 1.5
Yb 0.049 0.34 0.542 6.167 0.023 1.642 1.4
Lu 0.045 0.42 0.506 6.950 0.019 1.563
Data from Rollinson (1993). * Eu3+/Eu2+ Italics are estimated
Ra
re
 E
ar
th
 E
le
m
en
ts
Isócronas Sm/Nd
 Valem as mesmas premissas do método Rb-Sr.
 Amostras co-genéticas (Rocha total).
 Isócrona interna (Rt + minerais).
 Pontos com bom espalhamento e alinhamento.
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31
Isócrona interna
0,5114
0,5118
0,5122
0,5126
0,5130
0,5134
0,0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5
147Sm/144Nd
14
3 N
d/
14
4 N
d
Idade = 634 ± 1 Ma
Ri =0.51130010 ± 0.00000094
Amostra LS-541BRt
Gt Lix
02
Isócrona Sm/Nd de rocha total.
0.5108
0.5110
0.5112
0.5114
0.5116
0.08 0.09 0.10 0.11 0.12
14
3 N
d/
14
4 N
d
T = 2239 ± 370 Ma
Ri =0.50972 ± 0.00026
MSWD = 1.6
12a
11MS1
11h
11g
147Sm/144Nd
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tCHUR expressa as diferenças entre a razão inicial
143Nd/144Nd de uma suíte de rochas e o valor
correspondente da razão 143Nd/144Nd no CHUR (CHondrict
Uniform Reservoir) ou DM (Depleted Mantle) na época da
cristalização da rocha.
Valores atuais do CHUR: 143Nd/144Nd = 0,512638,
147Sm/144Nd = 0,1967
Valores atuais do DM: 143Nd/144Nd = 0,513144,
147Sm/144Nd = 0,222.
> 0 (positivo) – indica que a rocha foi derivada de um sólido residual no 
reservatório depois de já ter havido a retirada de magma em uma época anterior. 
O reservatório está empobrecido em LILE que preferem a fase liquida durante a 
fusão parcial
 < 0 (negativo) – indica que as rochas derivaram de fontes com razões Sm/Nd 
menores que a do CHUR. Estas rochas foram derivadas de, ou assimilaram rochas 
crustais antigas cuja razão Sm/Nd foi originalmente diminuída quando houve a 
separação do CHUR.
 ~ 0 – A composição isotópica do Nd na rocha é similar a do CHUR e a rocha 
pode ter sido derivada diretamente deste reservatório.
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Idade Modelo Sm/Nd
CHUR pode também ser usado para calcular a idade na qual o Nd em uma rocha da 
crosta se separou do reservatório condrítico.
As idade modelo determinam o tempo no passado onde a razão 143Nd/144Nd da 
rocha era igual a razão 143Nd/144Nd do CHUR ou DM.
(143Nd/144Nd)trocha = (143Nd/144Nd)hrocha - (147Sm/144Nd)hrocha (et - 1)
(143Nd/144Nd)tCHUR = (143Nd/144Nd)hCHUR - (147Sm/144Nd)hCHUR (et - 1)
(143Nd/144Nd)x - (
143Nd/144Nd)am
147Sm/144Ndx -
147Sm/144Ndam
T = 1/ ln +1[ ]
Diagrama TDM x épsilon Nd
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87 8 6Sr/ Sr
143 144Nd/ Nd
0
-10
-20
-30
+ 10
0,7100,700 0,7400,720 0,730
Nd(0)
Ortogna isses Máfic os
Ortognaisses
inte rm ed iários
0 ,5110
0,5120
0 ,5130
Manto
77
84
46
54
3A
64
37
34
20
59
Água do m ar
Sed imento do Atlântico
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Aplicações
 Idade de rochas magmáticas cogenéticas. 
 Diagrama isocrônico similar ao sistema Rb-Sr, porém mais difícilde se obter espalhamento dos pontos (Razões Sm/Nd varia de 
0,1 a 0,37 para todo tipo de rocha).
 2) Idades Modelos TCHUR e TDM
 T(X) = 1  / ln{1 + [(143Nd/144Nd)Am - (143Nd/144Nd)X/
 (147Sm/144Nd)Am - (147Sm/144Nd)X ]}
 Junto com Sr, usado como Indicador petrogenético.
O método U-Pb
U-Pb, Th-Pb e Pb-Pb
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 Sistemática U-Pb
 Neste método utiliza-se minerais muito resistentes à ação
intempérica (zircão, monazita, titanita, rutilo, xenotina, etc.),
portanto, mesmo amostras muito alteradas são passíveis de
utilização nas datações U-Pb. Ainda assim alguns
procedimentos devem ser considerados:
 As amostras devem ser representativas da unidade a ser
datada;
 A quantidade de amostra coletada depende da abundância
do mineral a ser datado. Uma rocha rica em zircão não é
necessário um volume grande para a extração da quantidade
suficiente para a análise;
 Quando não se conhece antecipadamente a mineralogia da
rocha, sugere-se a coleta de amostras com aproximadamente
10 kg, para não ter que retornar ao campo apenas para uma
nova coleta de amostras
 Obs.: se em 10 kg da amostra não encontrarmos o mineral
desejado, dificilmente o encontraremos em um volume maior.
Decaimento do U-Th-Pb
238U = 99,2743%
235U = 0,7200%
234U = 0,0055%
Th
U
Radioativos
232Th = 100,00%
primário
5 isótopos produtos do decaimento 
do 238U, 235U e 232Thcom meia-vida 
muito curta
204Pb 
206Pb
207Pb
208Pb
Pb
Único que não 
é radiogênico
238U
235U
232Th
3 isótopos de meia-vida muito curta produto 
do decaimento 238U, 235U e 232Th
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238U →8 + 6- + 206Pb + Q 238 = 1,55 x 10-10 a-
237U → 7 + 4- + 207Pb + Q
235 = 9,8485 x 10-10
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232Th → 6 + 4- + 208Pb + 
Q 
235 = 4,9475 x 10-10 a-1
A vantagem do sistema U-Pb é que dois isótopos do mesmo elemento 
PAI desintegram-se em dois isótopos do mesmo elemento filho. Dessa 
forma, podem ser gerados dois sistemas geocronológicos distintos para o 
calculo da idade, a partir da equação fundamental:
F* = N (et - 1)
206Pb*/204Pb = 238U/204U (et - 1)
207Pb*/204Pb = 235U/ 204Pb (et - 1)
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 Devem ser utilizados sistemas que não tenham Pb inicial, ou seja que 
todo o Pb presente seja derivado do decaimento do U. Em função da 
geoquímica contrastante do U e Pb, diversos sistemas minerais 
possuem essa característica: 
 uraninita e torianita (óxidos)
 *zircão (ZrSiO4), torita. alanita, *titanita (silicatos)
 *monazita, apatita e xenotima (fosfatos)
 O zircão, seguido da monazita e da titanita são os sistemas mais 
utilizados na datação pelo método U-Pb.
 Técnica anaítica: SHRIMP (Sensitive High Resolution Ion 
Microprobe), ICP-MS com lase e DI (diluição isotópica).
Minerais datados por U/Pb
 Zircão é o mineral mais indicado, no
momento de sua cristalização, só aceita U
na sua estrutura.
 Todo urânio de ocorrência natural contém
238U e 235U na relação 138:1, se
desintegram para 206Pb e 207Pb
respectivamente.
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206Pb*/204Pb = 238U/204U (et - 1)
207Pb*/204Pb = 235U/ 204Pb (et - 1)
Diagrama Concórdia
As duas equações são utilizadas para compor um diagrama binário 
para o cálculo da idade. Esse diagrama é denominado de Diagrama 
Concórdia porque, nele é representada a linha CONCÓRDIA, na 
qual as idades calculadas pelos sistemas isotópico 238U→ 206Pb*, e 
235U→ 207Pb* são coincidentes ou concordantes.
Diagrama Concordia = 
co-evolução da 
composição isotópica 
do 206Pb and 207Pb via:
Figure 9Figure 9--16a.16a. Concordia diagram illustrating the Concordia diagram illustrating the 
Pb isotopic development of a 3.5 Ga old rock with Pb isotopic development of a 3.5 Ga old rock with 
a single episode of Pb loss. After Faure (1986). a single episode of Pb loss. After Faure (1986). 
Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John 
Wiley & Sons. New York.Wiley & Sons. New York.
238U  206Pb
235U  207Pb
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41
No entanto, os minerais (ou frações de minerais) analisados não plotam exatamente 
em cima da linha concórdia por uma série de razões, sobretudo pelo fato de que o 
sistema U-Pb não seria totalmente fechado nos minerais utilizados na datação. 
Dificilmente são obtidas idades concordante. Todavia, as diversas frações de 
minerais se alinham ao longo de uma reta denominada de discórdia, cuja interseção 
com a concórdia indica a idade dos minerais.
Discórdia = perda de
206Pb e 207Pb
Diagrama concórdia U/Pb
2000
1600
1200
800
400
0.0
0.1
0.2
0.3
0.4
0 2 4 6 8
207Pb/235U
20
6 P
b/
23
8 U
±
±Intercepto superior: 2229 200 Ma
Intercepto inferior: 395 760 Ma
MSWD = 428
A
2000
1600
1200
800
400
0.0
0.1
0.2
0.3
0.4
0 2 4 6 8
207Pb/235U
20
6 P
b/
23
8 U
±
±Intercepto superior: 2258 4.8 Ma
Intercepto inferior: 579 20 Ma
MSWD = 0.23
B
C
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• A datação de zircão, monazita e titanita indica a idade de formação 
desses minerais. 
• Rochas ígneas – U/Pb em zircão dá a idade de cristalização da rocha 
(magmatismo), Porém, em alguns casos podemos ter idade herdada de 
uma fonte mais antiga. 
• Rochas metaígneas (ortoderivadas) - Zircão da idade de cristalização 
(intercepto superior) e metamorfismo (intercepto inferior – perda de 
episódica de Pb, perda contínua não tem significado geológico), idade 
da monazita e titanita, geralmente indica a idade de metamorfismo. 
• A interpretação das idades U-Pb em zircão, monazita e titanita, pode 
não ser tão simples. Tem que ser feito um estudo de populações para 
análise por diluição isotópica. Por SHRIMP ou ICP-MS não precisa.