RESUMO GEOQUIMICA

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Aula 1 – geoquímica
Nucleossíntese: formação dos elementos químicos
Sequencia principal: fusão H produz He
Fase gigante vermelha e super-gigante vermelha: forma O, Ne, Mg até Fe
Fase supernova: síntese dos elementos mais pesados
Durante a evolução primitiva do universo, com o progressivo decréscimo de temperatura e densidade de energia, criam-se condições para a formação inicial da material e alguns átomos leves.
Nucleossíntese primordial: 
Os elementos leves (H, D, He, Li) são os mais abundantes, formados logo após o big bang.
Espécies sintetizadas: deutério (D ou 2H), trítio (3H) e isótopos 
O núcleo mais simples (D) é produzido em colisões de prótons e nêutrons.
Nucleossintese estelar: formação dos elementos mais pesados, posteriormente, nas estrelas, por fusão nuclear.
Reações com cadeias mais complexas
Queima de hidrogênio com formação de (processo mais simples), que pode ocorrer por meio da cadeia próton-próton ou do ciclo CNO. É o processo padrão nas estrelas de baixa massa e está ocorrendo no sol, é responsável pela luminosidade solar.
Queima de hidrogênio e elementos pesados: quando o H se esgota e então há um novo aquecimento, quando o He se funde em 
Queima de carbono ocorre nas estrelas com massa e temperatura elevadas após o consumo dos elementos mais leves.
Queima de Ne: acumulação de O e Mg no núcleo, enquanto Ne é consumido. Aumento da densidade por atração gravitacional, aumento de temperatura, inicio da queima de oxigênio até o inicio da formação do 
Nucleossíntese explosiva:
produção dos elementos ainda mais pesados, superior ao , somente via explosão do núcleo de supernovas.
Explosão estelar devido a absorção de estrelas vizinhas
Responsável pela existência dos elementos radioativos pesados (U, Th)
Formação do sistema solar:
Nebulosa planetária – nebulosa solar
Processos de fusão nuclear (bomba H)
Fusão de átomos de H → He; parte da massa convertida em energia
Energia → luz
Rotação da nuvem primordial de gas e poeira fina + acresção e diferenciação 
Formação dos planetas
Nebulosa: plasma e gas ionizado, essencial na evolução estelar pois formam e liberam elementos mais pesados (maior numero atômico, C, N, O, Ca)
Abundancia dos elementos químicos no sistema solar:
Efeito par-impar ou efeito oddo-harkins: elementos de numero atômico impar são mais abundantes que os pares. A abundancia diminui com o aumento do numero atômico.
Meteoritos: testemunhos dos processos iniciais de formação do sistema solar e de sua composição.
Condritos (86%): não diferenciados, formados por olivina e piroxênio, fases refratarias e material metálico. 
Ordinários (81%)
Carbonáceos (5%) não possuem condrulos- considerados os mais primitivos e menos diferenciados, correspondem a composição da matéria planetária da terra inicial e abundancia solar.
Acondritos (9%): são diferenciados, de composição heterogênea (formados por olivina, piroxênio e plagioclásio)
Meteoritos mistos (siderólitos 1%): mistura de minerais silicaticos e material metálico (Fe + Ni)
Meteoritos metálicos (sideritos 4%): minerais metálicos (Fe+Ni)
Nebulosa planetária
Estagio de concentração
Planetesimais
Planetas rochosos vs gasosos
Configuração final do sistema solar
Revisão físico-quimica
Z = numero atômico
N = numero de nêutrons
A = numero de massa (Z+N)
M = massa atômica
Isobaro = mesmo A
Isotono = mesmo N ≠ Z
Isótopo = mesmo Z ≠ N
Primeira energia ou potencial de ionização: primeira energia necessária para remover um eletron do átomo.
Eletronegatividade: tendência de atrair eletrons em uma ligação
Valencia: quantidade de elétrons que o átomo pode perder ou ganhar
Raio iônico: cátions tem menores raios iônicos que anions; raios diminuem com o aumento da carga; quanto maior o RI, maior a coordenação com outros ions.
Minerais formadores de rocha – de acordo com a composição química, divididos em:
Elementos nativos
Óxidos e hidróxidos
Haletos
Carbonatos
Sulfatos
Sulfetos
Silicatos
Ligações iônicas: mantidas pela atração eletrostática entre ions de cargas opostas
Ligações covalentes: formadas pelo compartilhamento de elétrons entre os elementos. Este compartilhamento é igual, o que implica muitas vezes em uma componente iônica nas ligações covalentes.
Ligações metálicas: os elétrons de valencia circulam livres pela estrutura, participando temporariamente de vários orbitais incompletos. Esse tipo de ligação promove as seguintes características aos sólidos cristalinos: alta plasticidade, tenacidade, ductilidade, condutividade e baixa dureza.
Ligações van der waals: o dipolo gera um campo elétrico que atrai os elétrons que o cercam. Esta interação que é chamada van der waals, responsável por uma fraca atração entre os átomos ou moléculas. Ex: grafite, talco
Pontes de hidrogênio: ligação eletrostática entre um ion de H+ e um ion negativamente carregado. Como o H tem apenas um eletron, quando este eletron é transferido em uma ligação iônica, o próton que restou no núcleo se torna instável. Este ion positivo tem a habilidade de formar ligações fracas porém mais fortes que as de van der waals. Ex: interlamelas de filossilicatos.
A diferença de eletronegatividade (∆E) é o fator determinante do caráter da ligação entre dois elementos, de tal forma que:
Grande diferença = forte caráter iônico
Pequena diferença, eletronegatividade alta = caráter covalente
Pequena diferença, eletronegatividade baixa a intermediaria = ligação metálica
Propriedades das substancias cristalinas com ligação iônica (eletrostática):
Dureza (H) alta a moderada, dependendo das distancias interatomicas; alta fragilidade
Baixa condutibilidade elétrica no estado solido, alta condutibilidade quando aquoso ou fundido
Estruturas cristalinas com alta simetria e coordenação
Solúveis em solventes polares (ex: agua)
Alto ponto de fusão; baixa condutibilidade térmica, baixo coeficiente de expansão térmica
Ex: halita, fluorita
Propriedades das substancias cristalinas com ligações covalentes:
Alta dureza (H)
Alta fragilidade
Isolantes elétricos no estado solido e quando fundidos
Alto ponto de fusão
Baixo coeficiente de expansão térmica
Solubilidade muito baixa
Baixo numero de coordenação, geralmente baixa simetria.
De modo geral, quanto mais forte a ligação química:
Mais resistente o mineral
Maior o ponto de fusão
Menos o coeficiente de expansão termal
Silicatos:
formados por tetraedros de Si-O
a existência do segundo eletron de ligação no oxigênio, permite que os silicatos:
formem ligações iônicas com metais
formam ligações com outros átomos de oxigênio de outros silicatos.
Formação dos silicatos: O, Mg, Si, Ca, Al.
A distribuição dos elementos ocorre devido:
as ligações do oxigênio com os metais, que geralmente são iônicas
ao arranjo da estrutura do mineral, devido a formação de polímeros
soluções solidas: constituem variações composicionais significativas e sistemáticas em substancias cristalinas, em função da substituição entre ions diversos ou ocupação/não ocupação de determinados sítios no reticulo cristalino.
Depende do:
tamanho dos ions que se substituem ou ocupam sítios estruturais vazios
carga dos ions envolvidos
temperatura
polimorfismo: minerais com a mesma composição química mas estruturas diferentes
isomorfismo: estruturas cristalográficas semelhantes mas diferentes composições
processos de difusão cristalina: dentro da rede cristalográfica, ocorrem em estado solido, seja por meio de mecanismos intersticiais ou substitucionais, também conhecida como difusão de reticulo.
Difusão de reticulo intersticial: o difundente, irá difundir-se entre a estrutura de reticulo de outro elemento cristalino
Difusão de reticulo substitucional: átomo pode somente mover-se pela substituição de local com outro átomo. A difusão de reticulo substitucional é frequentemente contingente sobre a disponibilidade de pontos de vacância em toda a rede cristalina. Difusão de partículas migram de vaga, ponto a ponto.
...são processos importantes no metamorfismo.
Aula2 – geoquímica
No que consiste a termodinâmica aplicada a geoquímica e petrologia? Evolve todo o conjunto de modelagens e conceitos matemáticos que descrevem a maneira como as mudanças nas condições físicas e químicas influenciam no estado de equilíbrio nos sistemas geoquímicos-petrologicos.
Processos termodinâmicos irreversíveis: consistem de um estagio inicial metaestável → mudança espontânea para um estagio final estável = menor energia. Exemplo: processos de desvitrificação em rochas vulcânicas
Processos termodinâmicos reversíveis: todos os estágios em equilíbrio. Consiste em apenas um modelo hipotético.
Equilíbrio: consiste na situação onde não há tendência para a mudança espontânea do estado.
Energia de ativação: barreira energética que impede a mudança para um estado mais estável.
A estabilidade de um mineral ou determinada paragênese pode ser definida através do conceito da energia livre de Gibbs (G), que corresponde a quantidade de energia adquirida ou perdida durante uma reação. (unidades J ou cal)
A energia libre de Gibbs do estagio final é sempre menos do que a do estagio metaestável inicial, sendo a menor possível no estagio estável, em um determinado sistema.
O componente com o menor DG, terá maior estabilidade, levando-se em consideração as condições de pressão e temperatura a que se está trabalhando.
DG reação < 0 produto estável
DG reação > 0 reagente estável
DG reação = 0 condição de equilibrio
Diagrama de fases: consiste de construções gráficas com campos de representação geométrica, nos quais se dispõem os domínios de determinadas fases (mineral/liquido), dominantemente em função dos parâmetros: pressão; temperatura; composição
Podem ser de derivação teórica mas geralmente são obtidos por meios experimentais.
Auxiliam na analise das fases minerais formadas em um determinado processo e na interpretação de aspetos texturais e petrogeneticos.
Sistema: qualquer parte do universo, escolhida para a investigação em separado, com a finalidade de se analisar as mudanças ocorridas em resposta a modificação de alguns parâmetros. Ex: átomo, rocha, planeta.
Fase: uma porção homogênea, fisicamente separável do sistema. Ex: copo de agua (1 fase); copo de agua com gelo (2 fases)
Componente: um constituinte quimico distinto do sistema e/ou uma fase escolhida por conveniência. Ex: copo de agua – sistema unitário (apenas H2O)
Diagramas unitários
Regra de fases : F+P = C+2
F = graus de liberdade (variância)
C = numero de componentes do sistema
P = numero de fases em equilíbrio
2 = numero de parâmetros intensivos necessários para definir um sistema, em geologia, pressão e temperatura
Em alguns diagramas (ex: albita-anortita) somente T é variável, logo, F+P=C+1
Diagramas binarios
Temperatura ou curva liquidus: acima destas, o sistema encontra-se totalmente liquido, e imediatamente abaixo, se inicia a cristalização dos primeiros minerais do sistema.
Temperatura ou curva solidus: abaixo destas, o sistema encontra-se totalmente no estado solido. Em um processo de fusão, as primeiras gotas de melt irão se formar imediatamente acima da solidus.
Intervalo de cristalização: porção intermediaria, onde as duas fases (liquido e cristais) coexistem
Mudanças subsolidus: alterações que afetam o sistema, após este estar completamente solidificado. Ex: exsolução
Regra da alavanca: permite determinar a quantidade relativa de uma fase para uma dada condição.
Quando a cristalização se dá no equilíbrio:
há a reação continua do mineral com o liquido
solidificação total do liquido se dará a aproximadamente 1000°C
Em cristalização fracionada:
não há a reação do mineral com o liquido
formação de cristais zonados
melt solidifica a temperaturas bem menores (750°C)
Peritético: consiste de uma reação isotérmica, na qual a fase liquida reage com a fase solida previamente formada durante o resfriamento, para formar uma segunda fase solida, estável nas novas condições de temperatura e composição.
Eutético ou mistura eutética: representa o local mínimo de temperatura da fusão u da cristalização, no qual as composições ocorrerão em iguais proporções, significando que todos os constituintes do sistema irão cristalizar ou fundir na mesma proporção (%) neste ponto.
Esta cristalização simultânea da mistura eutetica é conhecida como reação eutetica, a temperatura na qual ocorre é a temperatura eutetica, e a composição e a temperatura em que o processo ocorre, definem o ponto eutetico dos diagramas.
Diagramas ternários
isobáricos
temperatura é demarcada pelas linhas de contorno = isotermas (como se fossem curvas de nível
superfície liquidus (áreas internas ao triangulo)
limites/curvas cotéticas (marcadas pela intersecção das superfícies liquidus)
ternário eutetico (marcado pela intersecção das 3 curvas)
cada fase corresponde a um sistema binário
o eutetico binário projeta-se como linhas no diagrama ternário tridimensional – linhas coteticas
a junção das três linhas cotéticas resulta no eutetico ternário
curva liquidus (binaria) torna-se a superfície liquidus (ternaria)
Estudos dos principais diagramas e produtos originados
Diagramas binários: 
eutético sem solução solida: Di-Na
eutetico com solução solida: Ab-Na
eutetico com solução solida + solvus: Ab-Or
com peritetico: Leuc-Afs-Qz
Diagramas ternários:
com solução solida: Di-Ab-Na
com peritetico: Fo-Na-Qz
aula 3 – geoquímica
Os resultados das analises químicas em rocha total são apresentados na forma de óxidos, como peso percentual ou o termo mais correto, porcentagem massa.
Elementos maiores: são aqueles que apresentam concentrações superiores a 1% da concentração total da amostra.
Elementos menores: apresentam concentração entre 1 e 0,1%
Elementos traço: apresentam concentrações inferiores a 0,1%, são apresentados na forma do elemento em p.p.m.
concentração de um elemento de wt% para ppm:
1% de um elemento = p.p.m. 
Ex: em 1.000.000g = 1T
1g = 1mg/kg
Para transformar a concentração de um elemento de wt% para p.p.m. basta multiplicar por 
Exempl: K2O = 5,12% massas atômicas: K = 39,10g O = 16g
2K + O = 94,2g
94,2g de K2O ----------- 78,2g de K (2K)
5,12g de K2O ----------- x = 4,25g de K
Para calcular a wt% de K no K2O:
94,2g de K2O ------------- 78,2g de K
100g de K2O -------------- x = 83,01% de K
16,99% restantes são O.
Em um caso real, se quisermos calcular ainda a concentração de K em p.p.m.
4,25 x = 2500 p.p.m.
Questão do ferro: elemento maior, representado na forma de oxido, porém representa dois estados de oxidação diferentes, reportados isoladamente, como:
Fe2O3 = Fe3+ (ferro trivalente ou ferro férrico)
FeO = Fe2+ (ferro bivalente ou ferro ferroso)
A maioria dos métodos analíticos não faz distinção, então costuma-se converter todo o ferro para FeO ou Fe2O3
Elementos maiores em geoquímica – refletem diretamente a composição mineralógica da rocha em questão.
Usados para calculo de norma
Construção de diagramas bivariantes para avaliação de classificações e interpretação de processos
Diagramas Harker: elemento diferenciador vs oxido
Classificação das amostras dentro das series magmáticas
Calculos normativos: consiste em converter a composição química analisada em uma rocha ígnea em uma mineralogia ideal hipotética, já que existe uma relação intima entre a composição química e mineralógica em termos de elementos maiores. O calculo da composição mineral hipotética prevê a formação de ate 34 minerais normativos, sempre em base anidra.
Evidencia o grau de saturação em SiO2 do sistema e serve para estabelecer algumas classificações petrologicas e aventar possíveis processos petrogeneticos.
São usados para:
Norma CIPW
Pressupostos, limitações e utilidade
Estequiometria como base dos cálculos
Classificação geoquímica dos elementos segundo sua afinidade (Goldschmidt):
Atmofilos: são aqueles elementos dominantemente voláteis, ou seja, aqueles que tenderão a formar gases ou líquidos nas condições da superfície terrestre,logo estão concentrados na atmosfera e hidrosfera. Ex: H, He, N
Litofilos: elementos que possuem afinidade com as fases silicaticas. Na terra, portando, estarão concentrados na crosta e no mando. Entre esses elementos dominam as ligações iônicas. Ex: O, Ca, Na
Calcofilos: consistem nos elementos metálicos e alguns não metais, formando ligações dominantemente covalentes, e apresentando afinidade com a fase liquida sulfetada. Assim, também encontram-se empobrecidos na porção silicatica da terra e concentrados dominantemente no núcleo. A maioria dos elementos siderofilos tambem são calcofilos e vice-versa. Ex: S, Pb, Zn
Siderófilos: constituem os elementos de transição, com alta densidade, possuindo afinidade com o Fe metálico. Desta forma, encontram-se empobrecidos nas porções silicaticas do planeta e enriquecidos no núcleo e em meteoritos do tipo sideriticos. Genericamente, tendem a apresentar ligações metálicas, e a não se combinar com O ou S.
Elementos traço:
Ocorrem em baixas concentrações: <0,1 wt%
Variações de concentração não afetam as relações de estabilidade de fases no sistema considerado
Entram na estrutura dos minerais através de substituições catiônicas em sítios específicos, ou ocupando defeitos na estrutura cristalina
Em alguns casos especiais, podem ser constituintes essenciais (Zr, P)
Coeficiente de partição Kd: esse coeficiente representa a concentração de um elemento traço em um mineral qualquer, dividida pela concentração do elemento no liquido coexistente com este. O Kd reflete o grau de afinidade entre um determinado elemento traço e a estrutura de um mineral. De certo modo o coeficiente de partição é uma quantificação do fenômeno descrito pelas leis de Goldschmidt
Assim, 
C mineral (solido) > C liquido
Kd > 1 ------------ elemento compatível, concentra-se no solido
C mineral < C liquido
Kd < 1 ------------- elemento incompatível, concentra-se no liquido
Parâmetros físico-quimicos que controlam o comportamento dos elementos traço e seus coeficientes de partição:
Composição
Temperatura
Pressão
Atividade do oxigênio (fugacidade)
Composição das fases minerais
Conteúdo em agua
Coeficiente de partição total: corresponde apenas ao coeficiente de partição de um determinado elemento traço, calculado para uma rocha, a partir da abundancia dos minerais que constituem a mesma.
Exemplo: calcule o DEr para uma granada lherzolito, constituído por 60% de olivina, 25% de ortopiroxenio, 10% de clinopiroxenio e 5% de granada.
(valores tabelados)
Der = (0,6 x 0,026) + (0,25 x 0,23) + (0,10 x 0,583) + (0,05 x 4,7) = 0,366
D < 1 elemento incompatível com a assembleia mineral da rocha.
Tipos de elementos traço:
REE: elementos terras raras (ETR)
LREE: light rare earth elements (ETRL)
HREE: high rare Earth elements (ETRP)
HSFE: elementos de alto campo de força
LILE: elementos litofilos de grande raio iônico
PGE: elementos do grupo da platina
ELEMENTOS DE TRANSIÇÃO
ELEMENTOS COMPATIVEIS
ELEMENTOS INCOMPATIVEIS
POTENCIAL IONICO > 2
HFSE
POTENCIAL IONICO < 2
LILE
Elementos terras raras – ETR: formam um grupo de 17 elementos químicos, dos quais 15 pertencem na tabela periódica ao grupo dos lantanídeos, a estes se juntam o Sc e o Y.
Os latanideos são, em ordem: La, Ce, Pr, Nd, Pm, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu.
Os diagramas ETR são sempre normalizados. (correção efeito Oddo-Harkins)
Diagramas multielementares (spidergrams): 
disposição dos elementos para cada amostra, organizados na sequencia de acordo com o potencial iônica, em ordem de aumento de compatibilidade. (mais incompativeis à esquerda).
São normalizados por material de referencia (MORB, condrito, etc)
Indicam processos de diferenciação e mobilidade dos elementos, permitindo:
Analisar o comportamento de vários elementos ao mesmo tempo
Comparar elementos com grandes diferenças em abundancia
Analisar comportamentos anômalos e fazer inferências sobre processos petrogeneticos
De uma forma geral, apresentam variação continua tanto dos raios iônicos quanto dos coeficientes de partição. Exceção mais comum: Pl:Eu2+ substitui Ca2+
ETRs normalmente se encontram com carga 3+
O Eu, no entanto pode ocorrer como Eu3+ ou Eu2+
Coeficientes de partição para REEs de acordo com a composição dos magmas
Elementos traço incompatíveis: são concentrados no liquido magmático (D<1)
Elementos traço compatíveis são concentrados nas fases cristalinas (D>1)
O parâmetro controlador mais importante aqui é a composição do magma, logo, é preciso utilizar coeficientes de partição adequados a composição que se está trabalhando, já que um mesmo elemento traço irá demonstrar comportamento variável em função das fases minerais que estão cristalizando
Como fundem as rochas:
Composição inicial X (A+B+C), com temperatura abaixo do eutético ternário E1
Por mecanismos que causem variações nos parâmetros intensivos, tais como aumento de temperatura/ação de pluma mantelica, descompressão adiabática ou outros, inicia a fusão das fases A, B e C nas mesmas proporções do ponto E1
A fase B é consumida e a fusão avança, agora consumindo A e C até que C seja esgotado na temperatura correspondente Y, restando apenas A, que terminará sua fusão em X
Por descompressão, o liquido adquire capacidade de migrar até níveis superiores da crosta, ou para a superfície da terra.
Composições lherzoliticas devem corresponder provavelmente ao manto fértil inalterado, enquanto os dunitos e harzburgitos ao liquido residual.
Razões K/Rb: geralmente usadas para avaliar a ocorrência de anfibólio na fonte:
K e Rb se comportam de maneira similar, logo K/Rb deveriam ser aproximadamente constantes. Se há anfibólio na fonte: D em torno de 1 para o K e 0,3 para o Rb.
Sr e Ba (elementos dominantemente incompatíveis): ambos ficam excluídos da maioria dos minerais mais comuns, exceto o Sr no plagioclásio e o Ba no feldspato alcalino.
Ni fortemente fracionado: olivina > piroxênio
Cr e Sc: piroxênio > olivina
Ni/Cr ou Ni/Sc podem distinguir os efeitos da olivina e do piroxênio nos processos de fusão parcial, ou de uma suíte de rochas formadas por cristalização fracionada.
De forma geral pode-se interpretar as linhas ascendentes e descendentes em diagramas binários como:
Linha ascendente: representam elementos que não estão sendo fracionados ou consumidos durante o processo de cristalização.
Linhas descendentes: representam elementos que estão sendo consumidos no processo de cristalização.
Comportamento geral dos elementos na fusão parcial e cristalização fracionada, segundo a afinidade geoquímica:
Fusão parcial equilíbrio (modelo batch melting): supõe-se que o liquido gerado esteja constantemente em equilíbrio com os minerais até o momento da migração.
D = 1 fusão parcial em equilíbrio
D > 1 elemento altamente compatível. Baixas concentrações no liquido e dominância em baixos graus de F
D < 1 elemento é altamente incompatível. Grandes concentrações nas primeiras pequenas quantidades de fusão produzida. Subsequentemente diluído com o aumento progressivo de F. Para elementos altamente incompatíveis D → 0, logo, , portanto, se nos conhecermos a concentração deste elemento tanto no magma, quanto na rocha fonte, pode-se determinar facilmente a quantidade de F produzida.
Exemplo: comportamento do Rb e do Sr na fusão de um basalto:
DRb = 0,045
DSr = 0,848
Cristalização fracionada - Equação de Rayleight: modelo de fracionamento ideal onde cada cristal formado é isolado do liquido remancescente. 
Também possibilita a avaliação da concentração de um elemento traço, durante os processos de CF.
Na vida real, sabemos que os processos são, na maioria dos casos, sobrepostos:
Mistura de magmas
Assimilação
Modificação por fluxo de líquidos reativos
Combinação de vários: A + CF; CF + MM...
Diagrama ETR em modelo de fusão parcial para granada lherzolito com diferentes graus de F: A granada concentra os ETRP, logo, se a granada estiver em equilíbrio com a fusão(como na fase residual), é produzida uma forte curva inclinada, destacando o empobrecimento do liquido em HREE
Anomalia negativa de Eu: nos processos de fusão parcial do manto pouco profundo (<40km), o plagioclásio ficará no resíduo. Logo, o magma gerado terá anomalia negativa de Eu.
Fracionamento de fenocristais de Pl
Fase residual solida rica em Pl na fonte (não fundiu)
Comportamento geral de alguns elementos traço e possíveis processos petrogeneticos:
Ni, Co, Cr: altas concentrações geralmente são indicadores de magmas primitivos mantelicos de fonte peridotiticas. A diminuição de Ni pode indicar fracionamento de Ol na fonte, enquanto a diminuição de Cr, fracionamento de Px e ou Sp.
Ba, Rb: atentar para a substituição do K no feldspato alcalino (principalmente em magmas com maior conteúdo de álcalis), e no anfibólio e biotita.
Sr: substituição do Ca no plagioclásio
Eu: substituição no plagioclásio
Zr: consumido na cristalização do zircão; substitui o Ti no esfeno e rutilo. Altas concentrações implicam em fontes enriquecidas, ou extensiva evolução do liquido
Nb-Ta: particionam preferencialmente em fases ricas em Ti. Tipicamente baixas concentrações em líquidos produzidos via subducção
REE, Y: efeito da granada e do anfibólio, acomodando HREE e Y; o Y também pode se concentrar na apatita e no esfeno, o qual também concentra LREE
Elementos traço para determinar ambientes geotectônicos passados: bastante útil para rochas que se encontram atualmente em cinturões orogênicos, e portanto as suas feições iniciais de contexto geológico não são mais reconhecíveis. Foca nos elementos mais imóveis durante processos metamórficos.
Evolução da terra:
Liquidos extraídos do mando ascendem à crosta, carregando consigo o seu enriquecimento em elementos incompatíveis
Logo, a crosta continental torna-se cada vez mais enriquecida em elementos incompatíveis
O manto, por sua vez, tenderá a se tornar empobrecido em elementos incompatíveis.
Aula 4 - geoquímica
Principais finalidades para analises geoquímicas:
Litogeoquimica:
Analises em rocha total
Elementos maiores, traços
Analise dos processos de formação de minerais e rochas e seu significado para classificação ou petrogenese
Exploração geoquímica:
Solos e sedimentos
Extrações parciais – detectar concentrações anômalas de elementos traço
Localizar depósitos minerais
Geoquímica ambiental: 
Analise em solos, sedimentos, aguas, ar;
Composição total ou parcial
Detectar concentrações anômalas de espécies químicas e de elementos traço
Caracterização química das fontes, processos, consequências ambientais e soluções.
Exemplo passos de analise geoquímica em coleta de aguas:
Planejamento da época apropriada, tempo e materiais em função das analises a serem feitas
Preparação previa de materiais necessários
Teste de funcionamento e calibração dos equipamentos
Preparo dos recipientes para coleta: limpeza e condicionamento
Resfriamento e conservação durante o processo
Analise de aguas: medidas dos principais parâmetros físico-quimicos in situ. Exige monitoramento continuo ou sazonal. Analise da variabilidade espacial e temporal.
Composição genérica das aguas: matéria orgânica, colóides e partículas.
Componentes inorgânicos dissolvidos: 
Elementos principais (>5mg/L): Ca, Mg, Na, K, C, S, Cl, N, Si.
Elementos secundários (0,1 – 5mg/L): B, F, Fe, Sr
Elementos traço (<0,1mg/L): Li, Be, Al, P, Cr, Mn, Co, Ni, Ag...
Passos analise geoquímica:
Objetivos da pesquisa: definição dos objetivos e planejamento do trabalho
Amostragem: coleta e conservação adequada das amostras
Analise: preparação das amostras (moagem); decomposição das amostras (pastilhas, soluções); analise de acordo com a metodologia e equipamento escolhido
Interpretação dos resultados: avaliação da amostragem e analise; interpretações e classificações com base nos resultados
Conclusões: considerações finais.
Principais aspectos a serem observados para a coleta e amostragem de rochas: 
Grau de alteração, granulação e aspectos texturais (heterogeneirdades)
Preparação de amostras para analise geoquímica em rocha total:
Objetivos: converter a amostra inicial em uma forma adequada à analise que se deseja. Preservação das amostras até o momento da analise:
Homogeneização do espécime
Separar ou concentrar um constituinte em particular
Remover contaminantes indesejados
Procedimentos:
Limpeza inicial do ambiente de trabalho e de todos os equipamentos
Quebra e trituração da amostra
Homogeneização e quarteamento
Moagem
Identificação e condicionamento em recipiente apropriado
Encaminhamento para analise
Caracteristicas ideias dos acessórios de moagem: alta resistência a abrasão, eficiência na trituração e resistência a faturamento.
Materiais mais comuns: aço endurecido, carbeto de tungstênio, ágata, alumina ou cerâmica.
FRX ou XRF: fluorescência de raio X
ICP-AES/OES: espectrometriade emissão atômica/optica com fonte de plasma indutivamente acoplado
ICP-MS: espectrometria de massas com fonte de plasma indutivamente acoplado
INAA: analise por ativação com neutros instrumental
AAS: espectrometria de emissão atômica
LC: cromatografia liquida (de ions)
Espectrometria de fluorescência de raios X é uma técnica não destrutiva que permite identificar os elementos químicos (Z>10) presentes em uma amostra (analise qualitativa), assim como estabelecer a proporção (concentração) de cada elemento.
Analise quantitativa é dividida em duas categorias:
Elementos maiores: em óxidos (concentrações significativas): SiO2, Al2O3, Fe2O3, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O, TiO2, P2O5, perda ao fogo e fechamento.
Elementos menores ou traço: Cr, Co, Ni, Cu, Zn, Ga, Rb, Sr, U, Zr, Nb, Ba, As, Pb.
Espectrometria de emissão atômica/optica por plasma acoplado indutivamente (ICP-AES/OES): geralmente usado para leituras de elementos maiores/menores. Os elementos são identificados de acordo com os comprimentos de onda emitidos, através de um detector policromador.
Espectrometria de massas com fonte de plasma acoplado indutivamente (ICP-MS): geralmente usado para leitura de elementos traço. Os elementos são identificados em coletores específicos, de acordo com suas massas atômicas, após serem desviados por um campo magnético. Quando equipados com sistema de LA (laser ablation), possibilitam a realização de analises in situ de minerais (elementos traço), e também na geocronologia.
Ambos funcionam através da ionização de um gás, geralmente Ar, a altas temperaturas, que promovem a ionização dos elementos da amostra no plasma. Esses equipamentos também são amplamente usados para leitura de razões isotópicas.
Em ambos os casos, é necessária pulverização total das amostras e digestão acida. Necessidade de se trabalhar em salas ultra-limpas.
Geoquimica esotopica e geocronologia: Rb-Sr; Sm-Nd; U-Pb; Lu/Hf
Geoquimica traços: ETR e elementos traço (Cs, Th, U, Ta, K, Pb, P, Hf e Ti)
Geocronologia em alta resolução (sistema U-Pb em SHRIMP): consiste na aplicação do método geocronológico U-Pb, tal qual pode ser aplicado em um sistema de LA-ICP-MS, por exemplo, porém em um espectrômetro de massa de ions secundários (SIMS) de alta resolução e sensibilidade, com uma microssonda iônica (SHRIMP). 
A redução Spot análise, permite datar pequenas feições dos grãos.
Espectrometria de massas por ionização térmica (TIMS): usados dominantemente para geoquímica isotópica e geocronologia (Rb/Sr; Sm-Nd; U/Ph; Re/Os; Lu/Hf)
Difração de raios X: identificação de fases minerais através da interação de feixes de raios X com a estrutura cristalina. Quando os raios X são espalhados pelos átomos do cristal, há a geração de um feixe difratado, produzido por espalhamento apenas quando algumas condições geométricas, expressas pelas lei de Bragg são satisfeitas.
O resultado desse tipo de analise é apresentado sob a forma de um gráfico, o difratograma, cujas variáveis são o ângulo versus a intensidade dos picos difratados.
Como cada estrutura cristalina produz um padrãode difração característico faz-se a identificação do mineral, por meio da comparação dos padrões produzidos por estruturas conhecidas previamente. Também exige pulverização da amostra e é especialmente usado para identificação de argilominerais e outras fases finas.
MEV (SE-BSE-EDS-CL) – energy dispersive spectrometry (EDS): permite a analise semiquantitativa dos elementos químicos que compõem o material de interesse. Uso bastante amplo para a identificação expedita de fases minerais em geologia.
Aquisição de mapas composicionais para compreensão da distribuição dos elementos químicos nas fases minerais envolvidas.
Além disso, possibilita a realização de imagens por elétrons secundários (SE), elétrons retroespalhados (BSE) e ainda analises de catodoluminescencia (CL).
Microssonda eletrônica (WDS): a microssonda eletrônica (EPMA) destina-se majoritariamente a analise quantitativa da composição química de minerais, através da técnica WDS (wavelength dispersive spectrometry), ou seja, através do comprimento de onda característico emitido pelo elemento, quando da interação com um feixe eletrônico. Pode estar equipada também com detectores SE/BSE/EDS e CL.
Aula 5 – geoquímica
As series magmáticas permitem distinguira a afinidade de diferentes famílias ou grupos de rochas ígneas, as quais possuem características afins entre si, quando dentro da mesma associação. De certo modo, avalia-se uma serie de rochas ígneas produzidas a partir de uma mesma composição de um magma parental, sob diferentes graus de diferenciação durante suas trajetórias evolutivas. Dentro de uma mesma serie magmática, portanto, as rochas tenderão a apresentar características composicionais comuns. Na geoquímica, usa-se a composição química elementar dessas rochas para fazer a individualização desses grupos principais.
A representação clássica das series magmáticas está disposta no diagrama de classificação de rochas ígneas QAP.
Os principais parâmetros usados para classificação são:
Índice de saturação em sílica (SiO2) – índices normativos CIPW
Ultrabásica (<45%)
Básica (45-52%)
Intermediaria (52-65%)
Acida (>65%)
Total de álcalis (Na2O+K2O)
Índice de saturação em alumina (Al2O3)
Rochas metaluminosas: A/CNK < 1 (A/NK>1)
Rochas peraluminosas: A/CNK >1 (CIPW: córindon normativas)
Rochas peralcalinas: A/NK <1(CIPW: acmita normativas)
Na maioria dos casos, com exceção dos produtos gerados exclusivamente por fusão crustal, os processos ígneos envolvem graus variados de participação de material do manto, mesmo em rochas mais evoluídas.
Rochas peridotiticas:
Componentes mantelicos variados, heterogeneidade do manto, com diferentes reservatórios (EMI, EMII, PREMA, HIMU...), caracterizados dominantemente por assinaturas isotópicas.
Fontes: manto fértil x manto empobrecido x manto metassomatizado
Diferentes graus de fusão parcial do manto, diferentes fontes e processos de evolução magmática = diversidade de magmas.
Fontes manto e produção de basaltos: E-MORB X N-MORB
A maior parte das amostras de basalto em áreas de cumes derivam de processos de formação normais ou N-MORB, e aparentemente tem idades relacionadas com a distancia do cume.
Alguns basaltos de origem recente, situados a 20km da crista, são geologicamente similares ao N-MORB, enquanto outros são claramente diferentes.
Essas amostras, que são enriquecidas em elementos incompatíveis são chamadas de E-MORB.
Principais series magmáticas:
Toleitica
Cálcio-alcalina
Komatititca
Alcalica subsaturada em sílica
Alcalina saturada em sílica: shoshonitica
Alcalina saturada em sílica: sódica
Alcalina saturada em sílica: ultrapotassica
Series subalcalinas:
Toleitica
Cálcio-alcalina
Baixo – K
Médio – K
Alto – K
Komatitica
Series alcalinas saturadas em sílica:
Sódicas
Potássicas ou shoshoniticas
Ultrapotassicas
Series alcalinas subsaturadas em sílica:
*associações leucocraticas peraluminosas
Associação leucocratica peraluminosa
Serie ultrapotassica
Serie shoshonitica
Serie alcalina sodica
Serie toleitica e cálcio alcalina médio a alto K
Cálcio alcalina (baixo K)
Toleitica oceânica (Baixo K)
Series subalcalinas – serie toleitica: As principais rochas desta serie, dominante nos ambientes de crosta oceânica são os gabros, quatzos-gabros, tonalitos e trondhjemitos, ou os seus correspondentes extrusivos (QAP e TAS).
Presença de dois piroxênios, pigeonita e augita, é característica dos basaltos toleiticos. Fenocristais mais comuns: olivinas, plagioclásio e óxidos de Fe e Ti.
Norma CIPW: presença de hiperstenio-quartzo, como indicativa afinidade toleitica em basaltos.
São típicas de assoalho e cadeias meso-oceanicas, mas podem ocorrer em ambientes continentais intraplaca.
Tipicamente enriquecidas em Fe no diagrama AFM (trend de Fenner)
Caráter empobrecido em Al2O3 dos basaltos toleiticos com relação aos cálcio alcalinos
As rochas toleiticas oceânicas apresentam, de modo geral, teores baixos de elementos como K, Rb, Ba, Sr, e LREE. Já as continentais, podem mostrar conteúdos elevados desses elementos.
Series subalcalinas – serie cálcio alcalina: as principais rochas desta serie englobam dioritos, quartzo monzodioritos, granodioritos e granitos no diagrama QAP, correspondendo nos termos vulcânicos a andesitos, dacitos e riolitos (TAS).
Mineralogicamente: basaltos cálcio alcalinos baixo K, exibem dominantemente fenocristais de plagioclásio, olivina, augita, oxidos de Fe-Ti, com destaque para a formação de pigeonita em basaltos mais evoluídos. Nas series cálcio alcalinas mais ricas em K, aumenta a abundancia de olivina, augita, ortopiroxenio, hornblenda e óxidos de Fe e Ti. Biotita e sanidina podem ocorrer nos termos intermediários.
Sua composição normativa indica supersaturação em sílica.
Essas series são típicas do magmatismo de arco e a evolução do mesmo é refletida pelo aumento do conteúdo de K. São também descritas, no que se refere aos termos graníticos, em alguns ambientes pós colisicionais.
Caráter fortemente aluminoso dos basaltos cálcio-alcalinos
Elementos como Sr, Ba, Rb, e LREE correlacionam-se positivamente com o K, mostrando enriquecimento da serie baixo para alto K.
Os elementos de alto potencial iônico, como Ti, P, Zr, Nb e HREE, apesar de mostrarem tendência de leve enriquecimento, mantém valores abaixo dos encontrados em rochas de afinidade alcalina.
Series subalcalinas – serie komatiitica (importante para rochas arqueanas): komatiitos são rochas vulcânicas com menos de 53% em peso de SiO2, MgO>18% em peso, TiO2<1%. 
Boninitos são rochas intermediarias com características similares
Esta serie pode evoluir ate rochas ricas em sílica, provavelmente dacitos ou a seus correspondentes intrusivos, tonalitos e trondhjemitos, cujas características devem se aproximar de rochas toleiticas.
Abundantes associações TTG: Tonalito – Trondhjemito – Granodiorito
Consistem em rochas intermediarias a felsicas
Altas razões Na2O/K2O, conteúdo moderado de LILE
Baixo incremento de K com aumento da diferenciação
Comuns anomalias negativas de Nb e Ta
Subdivididos em alto e baixo Al.
Series alcalinas – serie alcalina subsaturada em sílica:
Se situa no campo correspondendo no diagrama QAPF (porção inferior)
Caracterizada pela presença modal e normativa dos feldspatoides, com a consequente ausência de quartzo modal ou normativo.
Podem ser classificadas como potássicas/ultrapotassicas ou sódicas, de acordo com diferentes critérios
Distribuem-se no campo das rochas subsaturadas em SiO2 no diagrama TAS, mostrando forte enriquecimento de álcalis (Na2O+K2O) e baixa variação dos conteidos de sílica.
Tipos peralcalinos são frequentes
Apresentam classicamente forte enriquecimento em elementos litoficlos de elevado potencial iônico, como Ti, P, Zr, Nb e HREE, em relação aos de potencial iônico baixo (Ba, Sr, Rb, Pb...)
Serie alcalina – serie alcalina sódica saturada em sílica: via processos de diferenciação magmática, a serie alcalina saturada pode evoluir para termos supersaturados.
No QAPF,ocupam os campos dos gabros, sienitos, quatzos sienitos, feldspato alcalino granitos e granitos.
Apresenta tipicamente piroxênios e anfibólios sódicos, com titano-augita e ferro-hedenbergita como minerais ferromagnesianos comuns.
No diagrama TAS, se distribui nos campos das rochas saturadas em sílica
Quando satisfaz a relação (Na2O + 2 > K2O) é considerada sódica e seus termos vulcânicos recebem os nomes de hawaiitos, mugearitos, benmoreitos e riolitos.
No geral, classificam-se como rochas metaluminosas ou peralcalinas.
As rochas graníticas desta serie são geralmente metaluminosas e podem ocorrer em ambientes pos colisicionais, anorogenicos ou em arcos continentais maduros.
Serie alcalina – serie shoshonitica ou alcalina potássica:
No QAPF ocupam os campos correspondentes aos dioritos, monzodioritos, monzonitos, quartzo monzonito e granitos, conhecido como trend monzonitico.
Os basaltos deste serie exibem dominantemente fenocristais de olivina, augita-diopsidio e óxidos de Fe e Ti.
No diagrama TAS, formam o trend latitico, ocupando os campos das rochas alcalinas saturadas em sílica
Podem ser alcalinas saturadas a supersaturadas em sílica, desde que cumpram a relação (K2O + 2) > Na2O e K2O\Na2O < 2
Apresentam comumente razões K/Na elevadas, indicativas de afinidade shoshonitica, apenas para termos básicos e intermediários, termos mais evoluídos podem não apresentar enriquecimento relativo em K.
São geralmente metaluminosas, com altas abundancias e Sr, Ba, Rb e outros elementos litofilos de baixo potencial iônico, além de LREE, em relação aos elementos litofilos de elevado potencial iônico.
Quanto a disposição nos ambientes geotectônicos, as rochas das series shoshoniticas ocorrem dominantemente em ambientes de arco magmático continental maduro a pos colisicionais.
Series alcalinas – serie alcalina ultrapotassica saturada em sílica:
Compreendem granitos ultrapotassicos, sienitos e traquitos com K2O/Na2O>2, frequentemente associados a lamprofiros ultrapotassicos
Constituem associações Vulcano plutônicas de caráter dominantemente pos colisicional e anorogenico, com origem vinculada a fusão do manto hidratado e metassomatizado, por subducção previa.
Granitos UP podem ser produzidos também via extensiva cristalização fracionada de magmas intermediários.
Associação leucocratica peraluminosa: não constitui definitivamente uma serie de evolução magmática, já que os magmas produzidos não se vinculam diretamente a evolução de termos básicos a intermediários parentais.
Os granitoides peraluminosos produzidos nesta associação são derivados de fontes essencialmente crustais, e portando são melhor compreendidos a partir da analise dos produtos de anatexia, originados geralmente como resultado de eventos metamórficos em alto grau (migmatização) sobre sequencias metassedimentares ou de ortognaisses.
Os líquidos magmáticos produzidos são tipicamente ricos em aluminossilicatos, como biotita, muscovita, granada, cordierita, andalusita, silimanita.
Ocorrem dominantemente em ambientes colisionais a pos colisionais e são bastante associadas a zonas de cisalhamento regionais.
Aula 6 – Geoquimica isótopos radiogenicos:
Isótopos: de um elemento tem o mesmo numero de prótons mas numero diferente de nêutrons.
Numero de massa: numero total de prótons e neutros no núcleo
Numero de átomo: numero total de prótons no núcleo
Isótopos:
Isótopo nucleossintetico:
Nucleossínteses: origina elementos em astros e é capaz de gerar novos isótopos pesados.
Processos principais: próton – próton (H→ He)
Combustão do He (He → C)
S-processo
P-processo
Aplicações: cosmoquimica, segurança nuclear
Isótopo radiogenico: 
processos principais: queda radioativa
emissão alfa, beta e gama
captura e emissão de elétrons
aplicações: geocronologia (datação das rochas) e traçado dos isótopos de materiais terrestres
Isótopo estável
Equação básica da queda:
N= numero de pais
T= tempo em anos
𝜆= constante de queda (número e quedas/ano)
Conservação de átomos: numero de filhas radiogenicas (D*) e ligado ao ∆ pais assim: 
Meia vida de um isótopo: 
(t1/2): 
Exemplos: Solução:
Forma geral: 
	 ser ignorado se for menor do que R, se não puder ser ignorado, é necessário um segundo sistema:
No caso 
A inclinação da linha depende apenas de t, uma vez que 𝜆 é uma constante para qualquer sistema de decaimento. Uma linha cuja inclinação depende apenas de t é chamada de isochron.
Premissas: 
O sistema de interesse foi no equilíbrio isotópico no tempo t=0. O equilíbrio isotópico nesse caso significa que o sistema possui um valor homogêneo e uniforme de R0.
O sistema como um todo e cada parte analisada foi fechada entre t=0 e tempo t geralmente igual ao atual
Por “fechado” queremos dizer que não houve transferência do elemento pai ou filho para dentro ou fora do sistema
Sistema fechado e inicialmente homogêneo: sugere um significado para a natureza do evento datado pela geoquímica de isótopos radiogenicos e um significado para o tempo.
Em geral: o evento é a ultima vez que o sistema estava aberto para a troca completa dos elementos pai e filha entre os vários subsistemas ou o ultimo ponto em que o sistema tinha um valor homogêneo e uniforme de R.
Taxa em que as reações químicas ocorrem aumenta exponencialmente com a temperatura → evento geralmente é um tipo térmico.
Temperaturas de fechamento: depende da natureza de nossas amostras e do sistema que estamos usando. Em alguns casos uma analise de variedade de sistemas de decaimento em uma variedade de tipos de amostras registrou histórico completo de resfriamento.
Homogeneização isotópica: o processo que realiza homogeneização isotópica de um sistema geralmente envolve a difusão.
Como taxas de reação, difusão aumenta exponencialmente com a temperatura. 
As taxas de difusão variam de acordo com o elemento e as propriedades do material através das quais o elemento se difunde.
Em geral, quanto maior a escala de comprimento, maior será o tempo ou a temperatura necessária para a homogeneização isotópica a ser alcançada
Propriedades que permitem obter uma boa datação:
Proporção pai/filha
Variação das proporções pai/filha
Sistema quase fechado após o evento que estamos tentando datar
Composição isotópica da filha homogênea no momento do evento que desejamos datar
Um grande intervalo na relação pai/filha leva a uma grande variação nas proporções de isótopos na filha.
Variação das proporções pai/filha (para boa datação): 
Sob a melhor das circunstancias, os índices de isótopos podem ser medidos com uma precisão relativa de aproximadamente 10 ppm.
Se a proporção de filha produzida de forma radiogenica D* é de apenas alguns 10 de ppm ou menos da quantidade total de filha D, há pouca esperança de usar o sistema para produzir idades
O erro na inclinação de regressão é uma função da gama de valores usados na computação. Assim, com precisões analíticas semelhantes, obteremos uma data mais precisa com um sistema de decaimento onde as variações na relação pai-filha são maiores do que com um onde essas variações são pequenas.
Sistema quase fechado (para uma boa datação): 
isso deve ser considerado ao escolher o sistema de decaimento e as amostras que planejamos analisar.
Alguns elementos tendem a ser mais moveis que outros. É mais provável que uma amostra grande satisfaça o requisito de sistema fechado do que uma amostra pequena.
As filhas tendem a serem mais moveis. 
Composição homogênea (para uma boa datação):
a composição isotópica da filha deve ter sido homogênea no momento do evento que desejamos datar.
Em pequena escala, a homogeneização ocorre através da difusão, que, como vimos, é altamente dependente da temperatura. Quanto maiores as temperaturas obtidas durante o “evento”, mais homogeneizado será o sistema.
Em escalas maiores que 10 metros, a homogeneização só pode ser alcançada através de um transporte advectivo. Isso efetivamente significa que a homogeneização requer a presençade um liquido.
Tanto a convecção como a difusão serão mais eficientes a temperaturas mais elevadas.
Quanto maior o intervalo nas proporções pai/filha, menor a influencia da variação inicial na composição isotópica no momento em que é medido.
Violação das premissas e fontes de erros: a violação dessas condições é a principal fonte de erro na geocronologia. Outros erros decorrem de erros ou incertezas associadas à analise. 
Se o intervalo em variação nas proporções isotópicas for pequeno, os erros analíticos podem ser o fator limitante na determinação de uma idade.
Note-se que R e Rp/d devem ser conhecidos com precisão. 
Finalmente também devemos conhecer 𝜆 com precisão. Para saber se há violação das premissas:
MSWD – mean square weighted deviation. 
Se a dispersão de pontos de dados for em media exatamente equivalente à prevista pelos erros analíticos então o calculo produzirá MSWD = 1.
Excesso de dispersão de pontos de dados MSWD > 1
Menos dispersão do que o previsto a partir de erros experimentais MSWD < 1
MSWD deve estar perto da unidade para que um tenha um alto grau de confiabilidade que os dados apresentam um verdadeiro isochron. Se não, errocron.
Sistema K-Ca- Ar: data de eventos muito jovens devido a altas proporções de 40K/Ar40 e à semivida raleticamente baixa de 40K
Aspectos do sistema:
Decomposição ramificada: um núcleo de 40K pode decair para um 40Ca por beta ou para um átomo de 40Ar por captura de eletons, ou emissão de pósitro.
É impossível prever como um dado átomo de 40K irá decair. Podemos prever com precisão a proporção de um grande numero de átomos de K pode diminuir para cada um.
A proporção de capturas de elétrons para decadências beta é chamada de razão de ramificação ( R) e é definida como: 
Ar é um gas nobre e não está quimicamente ligado em redes. O relógio K-Ar geralmente será reiniciado mais facilmente do que outros sistemas.
Se suspeitarmos que a composição do Ar inicial difere significativamente da amostra → isochron.
No caso de K-Ar podemos adivinhar que o sustema seria reiniciado sempre que as temperaturas são altas o suficiente para permitir que Ar difunda fora da rocha ou mineral de interesse.
Datação 40Ar-39Ar, é 40K-40Ar mas empregando uma técnica analítica que difere para o K.
39Ar tem uma meia vida de 269 anos e não corre naturalmente.
A chave é a produção de 39Ar por uma reação nuclear, a mais abundante de 3 isotopos , usando bombardeamento com nêutrons.
Combinação com esquentamento em escalas: C/dx maior perto das beiradas, libera temperatura e produz idades mais jovens que os centros dos cristais. A medida que aumentamos a temperatura, as partes mais resistentes do cristal liberaria seu gás e poderíamos esperar que os 40Ar/39Ar e as idades aparentes aumentassem.
Ar excesso: Ar atmosférico 40Ar/36Ar. É considerado radiogenico
Ar herdado: durante a cristalização em condições com pressões de Ar<> 0, Ar mais velho vai difundir para dentro. Neste caso, as idades aparentes em baixas temperaturas seriam mais velhos.
Frequentemente as historias das rochas serão complexas e os minerais exibem padrões mais difíceis de interpretar.
Datação com K-Ca não é comum
As variações na proporção de 40Ca/42Ca resultantes da decomposição radioativa são bastante pequenas e difíceis de medir
Datação com Rb-Sr, Sm-Nd, Re-Os, Lu-Hf:
geralmente não dá diferenças entre esses distemas de datação, em geral a proporção inicial e a idade não são conhecido e devem ser resolvidos com uma isócrona.
O comportamento especifico vai ser em função da geoquímica dos elementos envolvidos, determinando:
aplicações
minerais que podem ser datados
temperaturas de fechamento
...
Cronoestratigrafia com Sr:
Sr tem um longo tempo de residência nos oceanos, uma consequência, em parte, da sua solubilidade relativamente alta.
Consequentemente é uniformemente misturado no oceano aberto
A composição isotópica muda ao longo do tempo geológico
As taxas de isótopos de Sr podem ser usadas até a data dos sedimentos de outra forma.
Não necessariamente apresenta única idade
Composição Sm/Nd na terra:
As concentrações relativas de terras raras em meteoritos condriticos são uniformes
Essas concentrações relativas são idênticas as do sol
As mesmas concentrações relativas estavam presentes na nebulosa a partir da qual o sistema solar, incluindo a terra
As abundancias dentro do reservatório condritico uniforme CHUR constituem um ponto de referencia útil.
Notação 𝜺Nd: notação útil para as proporções de isótopos Nd, é o desvio relativo do valor condritico. Esses desvios são pequenos então nos os escrevemos em devios em partes em 10.000.
Evolução do 𝜺Nd:
Sm é mais compatível no manto do que Nd.
Sm/Nd manto > Sm/Nd na crosta
O manto desenvolve um 𝜺Nd mais alto do que na crosta
É possível calcular a idade de separação da reserva CHUR = interseção entre linha da rocha com linha CHUR, chamado de idade do modelo CHUR.
Três sistemas poderosos para datar:
235U → 207Pb
238U→206Pb
238Th → 208Pb
Perda de chumbo parcial: idade de interceptação superior(idade original); idade de interceptação inferior (idade do evento)
Datação 14C: holocênica – quartenario recente
A atividade do radiocarbono na atmosfera representa um equilíbrio de sua produção, decadência e absorção pela biosfera, intempérie e outros fatores.
À medida que as plantas absorvem C através da fotossíntese, eles assumem a atividade 14C da atmosfera. 
Qualquer coisa que derive deste C também terá atividade 14C atmosférica (incluindo você e eu).
Se algo parar de trocar ativamente C (ele morre, está enterrado, etc.), o 14C começa a decair.
Fontes de variabilidade:
Força do campo magnético
Atividade solar
Mudanças do ciclo do carbono
As datas do radiocarbono são determinadas medindo a porporção de 14C para 12C em uma amostra, em relação a um padrão, geralmente em um MC-ICP-MS
A maioria das coisas vivas fracionam o carbono e 12C é preferencialmente usado → é necessário corrigir esse fracionamento porque afeta a relação 14C/12C
Idade calibrada 14C: usando o conteúdo de radiocarbono atmosférico quando a amostra cresceu
A maioria da variação de 14C é relacionado a mudanças no campo magnético.
As mudanças climáticas perturbam o ciclo do carbono:
Alteram a quantidade de C armazenada em terra. Ex: idade do gelo
Mudam a capacidade do oceano profundo para sequestrar o carbono antigo da atmosfera. Ex: estratificação aumentada
Conveyor belt e radiocarbono: as medidas do radiocarbono estabelecem uma escala do tempo para misturar o oceano completo. 
Para datar uma amostra marinha: corrigir a idade 14C calibrada com uma idade de reservatório que varia de <100 anos nos giroscópios subtropicais estagnados até > 1000 no pacifico médio
Curva de calibração radiocarbono (historia do 14C atmosférico)
Principio: comparação entre as idades 14C e métodos independentes. Ex: contar anéis de arvores.
geoquímica de isótopos estáveis: estuda variações das composições isotópicas de elementos leves provenientes de fracionamentos quimicos em vez de processos nucleares.
Características comuns:
Eles tem baixa massa atômica
A diferença de massa relativa grande entre os isótopos
Eles formam ligações com alto grau de caráter covalente
Os elementos existem em mais de um estado de oxidação (C, N e S), formam uma grande variedade de compostos (O) ou são constituintes importantes de sólidos e fluidos naturais
A abundancia do isótopo raro é suficientemente alta para facilitar a analise.
Aplicações dos isótopos:
Geotermometria: esse uso deriva da extensão do fracionamento isotópico variando inversamente com a temperatura: os fracionamentos são grandes a baixa temperatura e pequenos em alta temperatura.
Identificação do processo/reação: fracionamento e dependente de reações especificas e pode ser usado para identificar este processo.
Traçadores: as vezes os isótopos estáveis são usados como traçadores tanto quando os isótopos radiogenicos.
Fracionamento: uma reação ou processo queseleciona para um dos isótopos estáveis de um elemento particular.
Se o processo selecionar para o isótopo mais pesado, o produto da reação é “pesado” e o restante é “leve”. 
O fracionamento istopico ocorre para a troca isotópica.
Fator de fracionamento: 
Padrões isotópicos:
VSMOW: vienna standard mean ocean water (austria)
PDB: pee dee belemnite (canada)
CDT: canion diablo troilite (USA)
AIR: atmospheric air
A notação delta: δ é a composição isotópica de uma coisa particular (molécula, mineral, gás) em relação a um padrão vezes 1000.
O delta maiúsculo é a diferença entre duas proporções de isótopos diferentes em uma reação:
Medição de isótopos: usa-se uma proporção do isótopo versus um material padrão por mille.
O fracionamento é uma reação na qual as diferenças de energia livre são da ordem de 1000x menores do que outros tipos de reações químicas.
Assim como outras reações químicas, podemos descrever a proporção de reagentes e produtos como um equilíbrio ou como uma função cinética.
K tende a ser 1 diferente de 1, como forma uma ligação covalente mais forte com C do que . A energia vibracional de uma molécula é dada pelas equações:
Assim, a frequência de vibração depende da massa dos átomos, de modo que a energia de uma molécula depende da sua massa.
O isótopo pesado forma um poço de energia mais fundo e não vibra não violentamente. Portanto, forma uma ligação mais forte no composto.
A regra de bigeleisen: o isótopo pesado vai preferencialmente ao composto com os títulos mais fortes.
Fracionamento durante processos físicos:
Além da temperatura, as diferenças de massa também geram fracionamento durante processos físicos.
A fração durante o processo físico é resultado das diferenças nas velocidades das moléculas isotópicas do mesmo composto
Considere moléculas em um gás. Todas as moléculas tem a mesma energia cinética média, que é função da temperatura.
Isótopos → informação sobre processos físicos.
A fração é devido a alguma reação, diferentes isótopos podem ter fracionamento diferente para a mesma reação, e diferentes reações tem fracionamentos diferentes, além de serem diferentes a diferentes pressões e temperaturas.
Rastremento de Cu isótopos: troca de isótopos de Cu entre vários minerais durante a remobilização supergenica e oxidação. Também diferencia entre as temperaturas de mineralização.
Relacionamento empírico entre T e delta O razões nos carbonatos: em temperaturas mais baixas, a estabilização da calcificação tende a incorporar uma proporção relativamente maior de porque o nível de energia (vibração) é ions contendo essas isotope creas mais pesadas é maior que os ions contendo 
A medida que as temperaturas baixam, o nível de energia de declina progressivamente por uma quantidade que é desproporcionalmente maior que a do 
Batch: equilibrium and rayleight destillation
Batch destillation: se os produtos permanecerem em contato
Destilação Rayleigh: se os produtos forem separados. o fracionamento isotópico que ocorre durante a condensação em uma massa de ar úmida pode ser descrito por rayleight distillation. Combinação de efeitos equilíbrio e cinético.
O efeito da destilação rayleight no valor do vapor de agua restante na massa de ar e precipitação meteórica que cai para ele a uma temperatura constante. 
complicações: re-evaporação e dependência de temperatura de alfa.
Fracionamento isotópico na hidrosfera: a evaporação das aguas superficiais nas regiões equatoriais provoca a formação de massas de ar com vapor H2O empobrecido em e D em comparação com a agua do mar. Os valores de e δD se tornam cada vez mais negativos com o aumento da latitude geográfica (e altitude).
Ambos H e O ocorrem juntos na agua, e são muito correlacionados produzindo a linha de agua meteórica, AKA, the meteoric water like MWL. 
Deviação da linha de gua meteórica MWL: qualquer processo de fracionamento adicional que afete O e D de forma diferente, ou um com exclusão do outro irá distorcer uma agua do MWL. 
Esses efeitos incluem: 
Efeitos de elevação
Temperatura
Evapotranspiração e perda de vapor
Interação agua/rocha
Fe isótopos: Os oceanos da Terra 3 Ga não tinham oxigênio e muitos Fe2+ -, cianobactérias evoluíram, produziram O2 que oxidava o ferro para formar BIFs - no tempo o Fe2+ estava mais esgotado e os oceanos eram estratificados, depois tornaram-se oxidado como hoje 
Esta interpretação é amplamente baseada em isótopos de ferro em óxidos de ferro e minerais de sulfetos depositados naqueles tempos.
S isótopos e fracionamento biológico: o fracionamento de H2S formado a partir de redução de sulfato bacteriano (BSR) é afetado por vários processos: 
Reciclagem e diferenciação física →H2S excessivamente empobrecido 
Sistemas abertos - perda de H2S remove 34S 
Sulfato limitado - regido pelo processo de Rayleigh, enriquecendo 34S 
Diferentes organismos e diferentes substratos orgânicos produzem 34S experimentais muito diferentes 
Fracionamento independente de massa :
os efeitos de massa para 3 isotopos estáveis devem ter uma relação dependente da massa entre eles. 
Qualquer processo que desvia disso é independente de massa e pensado para ser indicativo de um processo nuclear em oposição a um processo físico-quimico. 
É encontrado principalmente associado a química atmosférica.
Geotermometria com isótopos estáveis: 10³ln(alfa)varia linearmente com 1/T²