A_DETERMINACAO_DA_IDADE_DAS_ROCHAS_-_TCC

Prévia do material em texto

INSTITUTO FEDERAL DE MINAS GERAIS – CAMPUS CONGONHAS 
Curso Técnico em Mineração 
 
 
 
 
ÁTILA AUGUSTO SOARES VITAL 
 
 
DETERMINAÇÃO DA IDADE DAS ROCHAS 
UMA SÍNTESE DOS MÉTODOS RELATIVOS E ABSOLUTOS 
 
 
 
 
 
 
 
 
Congonhas 
2018 
INSTITUTO FEDERAL DE MINAS GERAIS – CAMPUS CONGONHAS 
Curso Técnico em Mineração 
 
 
 
 
ÁTILA AUGUSTO SOARES VITAL 
 
 
DETERMINAÇÃO DA IDADE DAS ROCHAS 
UMA SÍNTESE DOS MÉTODOS RELATIVOS E ABSOLUTOS 
 
 
 
 
Trabalho de Conclusão de Curso, apresentado ao Curso 
de Mineração, do Instituto Federal de Minas Gerais – 
Campus Congonhas, como pré-requisito para obtenção 
do título de Técnico em Mineração. 
Orientador(a): Simone Ferreira da Silva. 
 
 
Congonhas 
2018 
ÁTILA AUGUSTO SOARES VITAL 
 
 
 
A DETERMINAÇÃO DA IDADE DAS ROCHAS 
UMA SÍNTESE DOS MÉTODOS RELATIVOS E ABSOLUTOS 
 
 
 
Trabalho de Conclusão de Curso submetido à banca examinadora designada pela 
Coordenação do Curso de Mineração, do Instituto Federal de Minas Gerais – Campus 
Congonhas, como requisito parcial para obtenção do diploma de Técnico em Mineração. 
 
 
 
 
Aprovado em ___ de __________ de 2018. 
Por: 
 
_____________________________________________ 
Simone Ferreira da Silva 
Docente Orientador 
 Engenheira geóloga- Mestre em Mineralogia e Petrologia 
 
 
 
_____________________________________________ 
Bruno César Ribeiro da Silva 
Coordenador do Curso 
 Engenheiro de Minas – Mestre em Geotecnia 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
AGRADECIMENTOS 
 
Agradecer nada mais é que o reconhecimento que damos a certas pessoas que foram 
importantes para nós ao longo de algum período da vida. Com este trabalho, um ciclo se 
encerra. Agradeço, pois, não só pelos conhecimentos adquiridos. Cada momento deve ser 
valorizado. Cada gesto de afeto, carinho e compreensão. Aqui é impossível citar o nome de 
todas aquelas pessoas que me fizeram como sou hoje. Entretanto, estão, sem dúvidas, 
presentes em meus devaneios por onde vou. Aqui, agradeço àqueles que por algum motivo me 
fizeram crescer pessoalmente e academicamente: 
Aos meus pais, pelo amor, caráter e honra. 
Ao meu irmão, por me ensinar a dividir. 
À turma MINERA THREE MOL por ter me proporcionado experiências as quais a linguagem 
humana é incapaz de descrever. 
Ao grupo dos parças, por quase sempre lesionarem meu diafragma por conta dos risos 
excessivos. 
À professora Simone, pela atenção e orientação. 
À professora Maristella, por me ajudar com o tema e bibliografia. 
Ao Instituto Federal de Minas Gerais – Campus Congonhas, por me fornecer conhecimentos 
inestimáveis, muito além da sala de aula. 
 
 
 
 
 
 
 
 
A sedução do maravilhoso embota 
nossas faculdades críticas. 
C. SAGAN. 
RESUMO 
Este trabalho tem como objetivo a realização de uma revisão de literatura sobre os principais 
métodos para determinação da idade das rochas, em linguagem acessível e focando, 
principalmente, em profissionais de nível técnico. Aqui foram condensados métodos relativos 
e absolutos de datação, suas relações e especificidades. O trabalho aborda desde princípios da 
datação relativa, até a determinação da idade da terra com a datação absoluta. 
PALAVRAS-CHAVE: datação relativa; datação absoluta; geocronologia. 
LISTA DE ILUSTRAÇÕES 
Figura 1:Camadas sedimentares depositadas em posição horizontal. (Fonte: V. Malmon, et. 
al, 2011) ...................................................................................................................................... 3 
Figura 2:Aplicação prática do princípio da superposição. Fonte: (K. Lutgens & J. Tarbuck, 
2012).Adaptado. ......................................................................................................................... 4 
Figura 3: 3.A: estratos de calcário horizontalmente posicionados. 3.B:dobra no itabirito em 
Serra do Pires – Congonhas MG. A dobra ocorreu posteriormente à deposição dos 
bandamentos. Fonte de A: Marshak (2013)................................................................................ 5 
Figura 4:A figura ilustra o princípio da continuidade lateral. As camadas inicialmente 
depositadas paralelamente entre si sofrem erosão. Com o vale formado ainda se pode perceber 
que as zonas de deposição eram, no passado, unidas. Fonte: Marshak (2013). ......................... 6 
Figura 5:Dique na Praia do Amado (Parque Nacional SW do Alentejano e Costa Vicentina). 
Fonte: Ramalho (2007). .............................................................................................................. 6 
Figura 7: Exemplo de biozona e cronozona (ou biocronozona). Fonte: Pomerol, Lagabrielle, 
Renard, & Guillot, (2013)........................................................................................................... 7 
Figura 6: Principais grupos de fósseis estratigráficos, relacionados aos períodos geológicos. 
Fonte: Pomerol, Lagabrielle, Renard, & Guillot, (2013)............................................................ 7 
Figura 8:Representação do princípio da sucessão faunística. Fonte: Wicander e Monroe ( 
2016). .......................................................................................................................................... 8 
Figura 9: Representação esquemática do processo de formação de uma descontinuidade. ...... 9 
Figura 10: Representação do processo de formação de uma discordância angular. Fonte: 
Wicander e Monroe (Atkins & Jones, 2006) (2016). ............................................................... 10 
Figura 11: Representação esquemática de uma não conformidade. ........................................ 11 
Figura 12: Modelo básico do átomo. Núcleo formado por prótons e nêutrons no centro e 
circundado por elétrons. Fonte: Reis, M. (2014). ..................................................................... 13 
file:///C:/Users/Cliente/Downloads/TCC%20Átila%2017.11.2018.docx%23_Toc531363940
file:///C:/Users/Cliente/Downloads/TCC%20Átila%2017.11.2018.docx%23_Toc531363940
Figura 13:Representação esquemática dos isótopos do Hidrogênio. Fonte: Geraldes (2010).
 .................................................................................................................................................. 13 
Figura 15: Exemplo de reação nuclear por decaimento alfa. Fonte: Atkins, et. al. (2006). .... 14 
Figura 14:Formas de decaimento radioativo. Fonte: Geraldes (2010). ................................... 14 
Figura 16: Reação nuclear com decaimento beta. Fonte: Brown et al. (2005). ...................... 15 
Figura 17: Reação nuclear por meio da captura de elétron. Fonte: Brown et al. (2005). ....... 15 
Figura 18: Principais pares de isótopos utilizados na datação absoluta. Fonte: Carneiro, 
Mizusaki, & Almeida (2005). ................................................................................................... 17 
Figura 19:À esquerda, a representação de um espectrômetro de massa. À direita, o gráfico 
gerado pelos dados fornecidos no experimento de detecção da abundância dos isótopos de 
Neônio. Fonte: Ebbing&Gammon (2007). ............................................................................... 18 
Figura 20: Processos para determinação da idade de amostras. Fonte: Carneiro, Mizusaki, & 
Almeida (2005). ........................................................................................................................ 18 
Figura 22: Gráfico próton - nêutron das séries radioativas para datação U - Th - Pb. Em cada 
círculo há o símbolo do elemento e seu período de meia vida. Fonte: Allègre (2008). ........... 22 
 
 
 
file:///C:/Users/Cliente/Downloads/TCC%20Átila%2017.11.2018.docx%23_Toc531363948
file:///C:/Users/Cliente/Downloads/TCC%20Átila%2017.11.2018.docx%23_Toc531363953
file:///C:/Users/Cliente/Downloads/TCC%20Átila%2017.11.2018.docx%23_Toc531363953LISTA DE TABELAS 
Tabela 1: Tabela de interesse na datação U – Th – Pb e suas respectivas abundâncias, meias 
vidas e constante de desintegração. Fonte: Geraldes (2010). ................................................... 20 
 
 
 
SUMÁRIO 
1 INTRODUÇÃO ........................................................................................................ 1 
1.1 Objetivos ................................................................................................................. 1 
2 ESCALA RELATIVA VERSUS ESCALA ABSOLUTA ...................................... 2 
2.1 O métodorelativo ..................................................................................................... 2 
2.1.1 Lei da superposição .............................................................................................. 3 
2.1.2 Princípio da horizontalidade original ................................................................... 4 
2.1.3 Princípio da continuidade lateral original ............................................................ 5 
2.1.4 Princípio das relações de intersecção ................................................................... 6 
2.1.5 Registro do tempo geológico por meio de fósseis ................................................ 6 
2.1.5.1 Princípio da sucessão faunística ......................................................................... 8 
2.1.6 Discordâncias ....................................................................................................... 8 
2.1.6.1 Desconformidade................................................................................................ 9 
2.1.6.2 Discordância angular .......................................................................................... 9 
2.1.6.3 Não conformidade ............................................................................................ 11 
2.2 O método absoluto ................................................................................................ 11 
2.2.1 O modelo básico do átomo ................................................................................. 12 
2.2.1.1 Isótopos ............................................................................................................ 13 
2.2.2 Radioatividade .................................................................................................... 14 
2.2.2.1 Decaimento alfa ................................................................................................ 14 
2.2.2.2 Decaimento beta ............................................................................................... 15 
2.2.2.3 Captura de elétron ............................................................................................ 15 
2.2.2.4 A velocidade de decaimento............................................................................. 15 
2.2.3 Materiais e métodos de datação absoluta ........................................................... 17 
2.2.3.1 O método K – Ar .............................................................................................. 19 
2.2.3.2 O método Rb – Sr ............................................................................................. 19 
2.2.3.3 O método U – Th – Pb...................................................................................... 20 
3 CONCLUSÕES ...................................................................................................... 23 
4 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ................................................................... 24 
 
1 
1 INTRODUÇÃO 
Nos últimos 200 anos, chegou-se à conclusão de que o planeta Terra tem cerca de 4,54 
bilhões de anos (U. S. Geological Survey, 2007; Carneiro, Mizusaki e Almeida, 2005). 
Para se chegar nesta tese, foram necessários muitos anos de estudos e pesquisas. Até 
então, o senso comum datava o planeta como tendo apenas alguns milhares de anos. De 
uma vez por todas, a concepção humana de tempo sofreu drásticas mudanças. Quanto 
mais “pistas” os geólogos interpretavam em suas amostras de rochas, mais longa se 
tornava a história do chão sobre o qual pisavam. 
Concomitante ao crescente desejo por conhecimento do planeta, desenvolveram-se os 
métodos de datação que serão tratados a seguir. São eles: datação relativa e absoluta. O 
primeiro diz respeito à organização e sequenciamento dos fenômenos. Com a datação 
relativa pode-se desvendar a ordem cronológica dos eventos geológicos. Por outro lado, 
por meio do método de datação absoluta, estimam-se idades, com certa precisão, para os 
materiais. Esse último lança mão de avanços tecnológicos do último século,entre eles, a 
radioatividade, que também será retomada adiante no trabalho. 
1.1 Objetivos 
O presente trabalho busca condensar, em linguagem acessível, conceitos-chave do 
tempo geológico. Aqui serão abordados os dois métodos indispensáveis no estudo da 
Geocronologia: método de datação relativa e absoluta. Juntos, estes conhecimentos 
adquiridos ao longo do desenvolvimento da Ciência possuem a finalidade de reconstruir 
a história do planeta. Dessa forma, abrem-se portas para o entendimento da dinâmica 
dos processos naturais e, até mesmo, para realizações de previsões geológicas. 
2 
2 ESCALA RELATIVA VERSUS ESCALA ABSOLUTA 
Como dito anteriormente, há duas maneiras diferentes de se situar no tempo a idade de 
um material. A primeira a ser tratada, leva em consideração a ordem dos 
acontecimentos. A escala relativa se preocupa em sequenciar os eventos. Como 
exemplo prático, no momento em que afirmamos que um dique se formou depois que a 
rocha em seu entorno, automaticamente define-se a ordem dos acontecimentos: primeiro 
se forma a rocha encaixante, e posteriormente o dique. Ao se utilizar a escala relativa, 
não se tem em mente a data exata do fenômeno, mas sim a ordem de sua disposição. 
Por outro lado, quando se fala em escala absoluta, tem-se em mente um momento mais 
ou menos preciso no tempo. Ao se enunciar que um determinado material possui 150 
M.a. (lê-se “milhões de anos”), faz-se transparecer o momento preciso de sua formação. 
2.1 O método relativo 
Ao reconhecer uma determinada região, o geólogo se depara com inúmeras formações 
reconhecíveis, ou seja, é apresentado a várias unidades estratigráficas. Por conta disso, 
devem-se aplicar princípios de Estratigrafia, isto é, a ciência que estuda os corpos 
rochosos, suas unidades distintas e mapeáveis em relação às suas propriedades e 
atributos, conforme conceituaa Comissão Internacional de Estratigrafia (ICS). Com 
isso, pode-se ordenar as camadas no espaço e no tempo, interpretando-se o passado 
geológico da região. A figura 1 representa um dos ambientes comuns aos estudos 
geológicos e que conserva camadas sedimentares que respeitam aos princípios 
supracitados. 
3 
 
Figura 1:Camadas sedimentares depositadas em posição horizontal. (Fonte: V. Malmon, et. al, 2011) 
Como definido por Carneiro, Mizusaki e Almeida (2005): 
“Três desses princípios foram estabelecidos ainda em 1669 por Nicolas 
Steno, no estudo da geologia do oeste da Itália: o princípio da horizontalidade 
original, a lei da superposição e o princípio da continuidade lateral original. 
O quarto princípio foi definido em 1795 por James Hutton. [...]. Trata-se do 
princípio de intersecção.” (Carneiro, Mizusaki e Almeida, 2005, p.10). 
2.1.1 Lei da superposição 
A lei da superposição ou sobreposição, embora simples, é considerada o conceito mais 
importante da estratigrafia. Pode ser assim enunciada: em uma sequência de estratos 
indeformados, cada camada é mais jovem que aquelas abaixo dela e mais antiga do que 
aquelas situadas acima (Carneiro, Mizusaki e Almeida, 2005). Para se determinar a 
ordem deposicional, considera-se que a camada basal tenha sido depositada primeiro e, 
precedida pelas demais. Na figura 2, expõe-se um exemplo prático: aplicando-se a lei da 
superposição às camadas do GrandCanyon, conclui-se que o Grupo Supai é o mais 
antigo, enquanto que o calcário Kaibabé o mais jovem. 
4 
Na maioria das vezes, é possível distinguir, à vista desarmada, cada uma das camadas, 
já que as mesmas são separadas por descontinuidades. Dessa forma, uma 
descontinuidade se forma a partir de possíveis alternâncias nos períodos de deposição e 
não-deposição, ou até mesmo, mudança da composição do material da área-fonte. 
Quando se observam camadas dobradas, invertidas, ou alvo da ação de uma falha 
inversa, a lei da superposição não é suficiente para compreender os acontecimentos 
geológicos que levaram a essas ocorrências (Ramalho, 2017). 
 
Figura 2:Aplicação prática do princípio da superposição. Fonte: (K. Lutgens & J. Tarbuck, 
2012).Adaptado. 
2.1.2 Princípio da horizontalidade original 
Também desenvolvido por Steno, o princípio da horizontalidade original propõe que as 
partículas sedimentadas se assentam sob a influência da gravidade. Assim, o sedimento 
é depositado, essencialmente, em camadas horizontais (Wicander e Monroe, 2016). 
Como exemplo, tem-se a figura 3. 
O princípio da horizontalidade original automaticamente conclui que se forem 
encontrados estratos dobrados ou inclinados, como é o caso da figura 3.B, os mesmos 
sofreram processos de deformaçãoapós serem depositados e consolidados. 
5 
 
Figura 3: 3.A: estratos de calcário horizontalmente posicionados. 3.B:dobra no itabirito em Serra do 
Pires – Congonhas MG. A dobra ocorreu posteriormente à deposição dos bandamentos. Fonte de A: 
Marshak (2013). 
2.1.3 Princípio da continuidade lateral original 
Steno percebeu que camadas depositadas horizontalmente estendem-se lateralmente. Ou 
seja, estratos sedimentares cortados por um vale, por exemplo, possuem suas 
continuidades do outro lado do vale(Carneiro, Mizusaki, & Almeida, 2005). 
Este princípio traz subentendida uma das dinâmicas da natureza geológica: ao mesmo 
tempo em que há o soerguimento de grandes afloramentos, há o intemperismo e erosão 
dos mesmos, seguidos de novas deposições. A figura 4 representa um esquema do 
princípio da continuidade lateral original em uma região na qual houve, inicialmente, a 
deposição dos estratos, seguidos pela erosão que forma o vale. Pode-se perceber que as 
camadas de um dos lados do vale complementam aquelas que estão do outro lado. 
 
6 
Figura 4:A figura ilustra o princípio da continuidade lateral. As camadas inicialmente depositadas 
paralelamente entre si sofrem erosão. Com o vale formado ainda se pode perceber que as zonas de 
deposição eram, no passado, unidas. Fonte: Marshak (2013). 
2.1.4 Princípio das relações de intersecção 
Como investigado pelo geólogo James Hutton, o princípio das relações de intersecção 
garante que qualquer rocha que foi cortada por um corpo intrusivo ígneo ou por uma 
falha é mais antiga que o corpo ígneo ou falha (Carneiro, Mizusaki e Almeida, 2005). A 
figura 5 representa um dique cortando uma formação rochosa na Praia do Amado. De 
acordo com o pricípio das relações de intersecção, o dique é mais jovem do que a rocha 
que o circunda. 
 
Figura 5:Dique na Praia do Amado (Parque Nacional SW do Alentejano e Costa Vicentina). Fonte: 
Ramalho (2007). 
2.1.5 Registro do tempo geológico por meio de fósseis 
Fósseis são traços de organismos preservados em estratos geológicos. Servem como 
ferramentas extremamente importantes no registro do passado do planeta e suas 
condições ambientais naquela época. 
Para que se possam ser utilizados na datação relativa, os fósseis que devem ser levados 
em conta são aqueles que possuem grande extensão horizontal e uma pequena extensão 
vertical (fósseis estratigráficos). Na figura 6 há uma tabela que relaciona uma série de 
fósseis estratigráficos e seus respectivos períodos geológicos. De modo frequente, a 
7 
unidade fundamental em bioestratigrafia é a biozona. A biozona de uma espécie 
corresponde, em um referencial de espaço-tempo, ao volume formado pelas camadas 
sedimentares que a contém (Pomerol, et al. 2013). Por outro lado, tem-se também a 
cronozona, que é definida a partir da camada em que há a primeira aparição da espécie, 
até sua última. Desse modo, é possível saber, de forma relativa, o momento do início da 
espécie, e sua extinção (figura 7). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 7: Exemplo de biozona e cronozona (ou biocronozona). Fonte: Pomerol, Lagabrielle, Renard, & 
Guillot, (2013). 
Figura 6: Principais grupos de fósseis estratigráficos, relacionados aos períodos geológicos. Fonte: 
Pomerol, Lagabrielle, Renard, & Guillot, (2013). 
8 
2.1.5.1 Princípio da sucessão faunística 
Tomando por base os fósseis estratigráficos, no século XVIII, William Smith, um 
agrimensor inglês, desenvolveu o princípio da sucessão biológica (ou faunística). Smith 
afirmava que os estratos sedimentares em um afloramento contêm fósseis em uma 
sequência definida e, esta pode ser encontrada em afloramentos de outras localidades 
(Grotzinger e Jordan, 2013). 
Com base neste princípio, conjuntos de fósseis se sucedem no tempo. À medida em que 
os seres vivos aparecem na escala evolutiva, estarão presentes em estratos sedimentares 
até sua extinção. Na figura 8 há representações de vários estratos sedimentares e seus 
respectivos fósseis. O encontro dos mesmos fósseis em outras localidades indicam uma 
relação cronológica entre os estratos. Como mostrado na figura 8, por Wicander e 
Monroe (2016), as linhas tracejadas delimitam estratos nos quais são encontrados 
grande número de fósseis em comum. Sobre estes estratos, podem-se dizer que possuem 
a mesma idade. 
 
Figura 8:Representação do princípio da sucessão faunística. Fonte: Wicander e Monroe ( 2016). 
2.1.6 Discordâncias 
Ao se observarem rochas sedimentares as quais suas camadas foram depositadas sem 
interrupção, dão-se a elas o nome de concordantes. Nestas rochas, a lacuna deposicional 
9 
pode ser desprezada, em relação ao tempo geológico. Entretanto, quando as superfícies 
de descontinuidade abrangem valores significativos de tempo geológico, têm-se as 
discordâncias (Wicander e Monroe, 2016). 
Pode-se distinguir três tipos de discordâncias. São elas: desconformidade, discordância 
angular, e não conformidade. Tomam-se cada uma separadamente. 
2.1.6.1 Desconformidade 
Como definido por Grotzinger e Jordan (2013), uma desconformidade se forma quando 
um conjunto superior de camadas assenta-se em uma superfície erosiva desenvolvida 
sobre um pacote de camadas não deformado, e ainda disposto na posição horizontal. 
Tomando como base o esquema da figura 9, tem-se em mente a seguinte ordem dos 
acontecimentos: inicialmente as camadas A – B – C – D – E se depositaram. Em 
seguida, processos erosivos acabaram por remover as camadas D – E. Sobre o pacote 
remanescente A – B – C depositaram-se as novas camadas D1 – E1. Entre as camadas C 
– D1, destaca-se a desconformidade. 
 
Figura 9: Representação esquemática do processo de formação de uma descontinuidade. 
2.1.6.2 Discordância angular 
Uma discordância em que o pacote de rochas mais antigo é inclinado por eventos 
tectônicos, seguidos de processos erosivos e, posterior deposição das camadas mais 
jovens, é o que se chama discordância angular. Neste caso, os planos deposicionais não 
são paralelos. Seguindo as setas da figura 10, relatam-se os seguintes acontecimentos: 
primeiramente há a deposição dos estratos, abaixo do nível do mar. Em seguida, por 
conta de processos geodinâmicos, os mesmos estratos soerguem e se mantém com 
10 
significativa inclinação em relação ao seu eixo original. Dessa forma, as rochas agora na 
superfície (foram soerguidas), ficam à mercê dos agentes exógenos, que acabam 
causando erosão nas mesmas. Com o tempo, a superfície erodida acaba sendo 
preenchida por deposições mais jovens, formando a discordância angular (Wicander e 
Monroe, 2016). 
 
Figura 10: Representação do processode formação de uma discordância angular. Fonte: Wicander e 
Monroe (Atkins & Jones, 2006) (2016). 
11 
2.1.6.3 Não conformidade 
O último tipo de discordância tratada aqui é a não conformidade. Seu princípio 
estabelece que ao serem depositados estratos sedimentares sobre intrusões ígneas ou 
rochas metamórficas, será gerada uma não conformidade. O esquema da figura 11 
ilustra uma situação em que há deposição de estratos sedimentares (mais jovens) sobre 
rochas de origem metamórfica ou ígneas (mais antigas).Além disso, para classificação 
da não conformidade, deve-se constatar que não há metamorfismo de contato entre as 
intrusões e as camadas sobre elas depositadas. 
 
Figura 11: Representação esquemática de uma não conformidade. 
2.2 O método absoluto 
Como foi dito no início do trabalho, a datação absoluta não se preocupa em sequenciar 
os acontecimentos geológicos. Em vez disso atribui um valor numérico, ou seja, uma 
idade para o material estudado. 
Durante a maior parte do desenvolvimento da geologia como ciência, buscaram-se 
meios através dos quais seria possível determinar, com certa exatidão, a idade das 
rochas e do planeta Terra. Para tal façanha, mostrava-se necessário o conhecimento de 
processos naturais, governados pelo tempo e, que seguiam taxas constantes. Tendo 
todos estes fatores aliados a artifícios matemáticos, fórmulas poderiam ser 
desenvolvidas para os cálculos das idades, que dessa vez seriam apresentadas em sua 
forma absoluta. 
Como enunciado por Carneiro, Mizusaki e Almeida (2005), na geologia, o único 
processo que ocorre a uma taxa estatisticamente previsível e estável é a desintegração 
12 
radioativa. Para que se possa adentrar com segurança no mundo da datação absoluta, 
alguns conceitos de química básica e radioatividade devem ser relembrados. 
2.2.1 O modelo básico do átomo 
Ao longo da história das ciências naturais, vários foram os modelos propostos que 
tentavam explicar o comportamento e a forma da matéria em seu âmbito mais íntimo. 
Para o estudo do tempo geológico, é suficiente que se tenha emmente o modelo básico 
do átomo. 
Atualmente, com o desenvolvimento da mecânica quântica, atrelada às conquistas 
tecnológicas, sabem-se da existência de inúmeras partículas constituintes da matéria. As 
de maior relevância para este trabalho são aquelas que interagem diretamente com os 
métodos de datação absoluta. 
De posse de tais informações, o modelo básico divide o átomo em duas regiões 
distintas, denominadas núcleo e eletrosfera. O núcleo, que é a região central do átomo, 
contém dois tipos de partículas, os prótons e os nêutrons; e a eletrosfera, que é a região 
periférica ao redor do núcleo, contém apenas elétrons, como é representado pela figura 
12 (Reis, 2010). 
O próton (p) e o nêutron (n) juntos são responsáveis por praticamente toda a massa e 
carga presente no núcleo. Brevemente falando, um próton é uma partícula tendo uma 
carga positiva de igual magnitude, porém de diferente polaridade em relação à carga do 
elétron. Esse último, possui massa desprezível e, em alguns momentos apresenta 
comportamento dual (particular e ondulatório). Os nêutrons, por sua vez, apresentam 
uma massa levemente maior do que os prótons e não apresentam carga elétrica. Cabe 
ainda destacar que,em um átomo neutro, o número de prótons é igual ao número de 
elétrons (Geraldes, 2010). 
Denomina-se número de atômico, o número de prótons de um elemento, que por sua 
vez, ajuda na correlação de características do mesmo, posicionando-o na tabela 
periódica. 
13 
 
Figura 12: Modelo básico do átomo. Núcleo formado por prótons e nêutrons no centro e circundado por 
elétrons. Fonte: Reis, M. (2014). 
2.2.1.1 Isótopos 
Átomos de um mesmo elemento químico que possuem o mesmo número de prótons e 
diferentes números de nêutrons são chamados de isótopos. Praticamente todos os 
elementos químicos possuem isótopos, sejam eles naturais e/ou artificiais. A maioria 
dos isótopos é estável, no entanto, aquele que não atinge sua estabilidade é um isótopo 
radioativo. 
Como exemplo mais comum deste fenômeno,pode-se citar os isótopos do Hidrogênio 
(prótio, deutério e trítio), representados na figura 13. 
 
Figura 13:Representação esquemática dos isótopos do Hidrogênio. Fonte: Geraldes (2010). 
14 
2.2.2 Radioatividade 
Como enunciado por Reis (2010), 
denomina-se radioatividade a 
atividade que certos átomos têm de 
emitir partículas e radiações 
eletromagnéticas de seus núcleos 
instáveis para adquirir estabilidade. 
Esta última, por sua vez, pode ser 
adquirida através de vários caminhos, 
sendo que em todos há mudanças no 
número atômico (Z) e no número de nêutrons (N) e, consequentemente, um átomo de 
um elemento se transforma em outro elemento. Este novo átomo gerado é denominado 
radiogênico ou isótopo filho que pode, por sua vez, tornar a decair, gerando um terceiro 
isótopo. O isótopo que gerou o isótopo filho é chamado de isótopo pai. Esse processo 
(figura 14) pode se repetir até que a estabilidade seja alcançada. 
Os possíveis caminhos de decaimento radioativo serão descritos a seguir. São eles o 
decaimento alfa, beta, e captura de elétron. 
2.2.2.1 Decaimento alfa 
No decaimento alfa, o átomo pai emite uma partícula formada por dois prótons e dois 
nêutrons (núcleo de He). A essa partícula dá-se o nome de alfa e possui velocidade de 
aproximadamente 10% da velocidade da luz. Possui baixo poder de penetração e alto 
poder de ionização. Como exemplo de decaimento alfa, cita-se o átomoRádio-226 e 
Z=88, formando Radônio-222 de Z=86, elemento com quatro unidades a menos de 
massa (226 – 4 = 222) e de número atômico decrescido de dois (88 – 2 = 86), como 
mostra a figura 15. 
 
Figura 15: Exemplo de reação nuclear por decaimento alfa. Fonte: Atkins, et. al. (2006). 
Figura 14:Formas de decaimento radioativo. Fonte: 
Geraldes (2010). 
 
 
15 
2.2.2.2 Decaimento beta 
No decaimento beta, o núcleo instável acaba emitindo as denominadas partículas beta, 
que são elétrons em alta velocidade, ou seja, possuem massa desprezível. Na equação da 
figura 16, mostra-se o decaimento beta do Iodo-131 e Z=53, formando o Xenônio-131 e 
Z=54. Nota-se que houve um acréscimo de uma unidade no número atômico de 53 para 
54. Como explicado por Brown, LeMay e Bursten (2005), o aumento no número 
atômico se dá pelo fato de que o decaimento beta é gerado a partir da desintegração de 
um nêutron instável, que por sua vez se converte em um próton e um elétron. Esse 
primeiro (próton) é o responsável pelo aumento no número atômico, e o segundo 
(elétron) é emitido na forma de radiação beta. 
 
Figura 16: Reação nuclear com decaimento beta. Fonte: Brown et al. (2005). 
2.2.2.3 Captura de elétron 
No fenômeno da captura de elétrons, um próton do núcleo acaba capturando um dos 
elétrons presentes na eletrosfera. Esse elétron combinado com o próton forma um 
nêutron. Dessa forma, o número atômico decresce de um e a massa se mantém 
constante. Na figura 17,se observa o núcleo do átomo de Rubídio-81 e Z=37 capturando 
um elétron. O produto formado é um átomo de Criptônio-81 e Z=36. 
 
Figura 17: Reação nuclear por meio da captura de elétron. Fonte: Brown et al. (2005). 
2.2.2.4 A velocidade de decaimento 
Como exposto por Mahan e Myers (1995), o decaimento espontâneo pode ser entendido 
como um processo de primeira ordem: o número de desintegrações num certo período 
16 
de tempo, é proporcional ao número de nuclídeos radioativos presentes na amostra. 
Dessa forma, tem-se: 
−
𝑑𝑁
𝑑𝑡
= 𝜆𝑁 [I] 
Na equação I, N é o número de nuclídeos radioativos na amostra, t é o tempo que se 
passou após o fechamento do sistema, e 𝜆 é a constante de decaimento. Partindo de I e 
rearranjando, tem-se: 
𝑙𝑛
𝑁
𝑁0
= −𝜆𝑡 [II] 
Na equação II, N é o numero de nuclídeos radioativos remanescentes no tempo t, e 𝑁0, o 
número de nuclídeos radioativos no tempoinicial 𝑡0. 
Uma outra maneira de expressar a velocidade de decaimento de uma amostra radioativa 
é por meio da meia-vida (𝑡1/2). A meia-vida pode ser entendida como o intervalo de 
tempo necessário para que o número de nuclídeos radioativos iniciais seja reduzido pela 
metade (𝑁0 2⁄ ) (Geraldes, 2010). Pode-se expressá-la da seguinte forma: 
𝑡1
2⁄
= 
ln 2
𝜆
 [III] 
Além das equações supracitadas, há ainda uma equação geral, capaz de descrever o 
decaimento, com base nas razões dos números de isótopos presentes nas amostras, as 
suas idades absolutas. Esta equação (IV) é conhecida como Equação Fundamental da 
Geocronologia (Geraldes, 2010): 
𝑁𝑑
𝑁𝑠𝑑
= (
𝑁𝑑
𝑁𝑠𝑑
)
0
+ (
𝑁𝑝
𝑁𝑠𝑑
) . (𝑒𝜆𝑡 − 1) [IV] 
na qual o símbolo 𝑁𝑝 representa o número de átomos do isótopo-pai no tempo 𝑡. Por 
outro lado, 𝑁𝑑 representa o número de átomos do isótopo-filho no tempo 𝑡. O termo 𝑁𝑠𝑑 
por sua vez, refere-se ao número de átomos do isótopo estável do elemento-pai. Como 
descrito por Santos (2015), há o acréscimo do termo 𝑁𝑠𝑑 com as finalidades de 
normalização e melhora na precisão dos resultados. O índice 0 ilustra a composição 
17 
isotópica do elemento-filho quando o sistema fechou (como por exemplo, a cristalização 
de um mineral) (Santos, 2015). A constante 𝜆 simboliza a constante de desintegração, 
isso é, a velocidade com que um determinado radionuclídio decairá em um intervalo de 
tempo (Geraldes, 2010). A figura 18 mostra os principais nuclídeos utilizados na 
geocronologia, bem como seus períodos de meia-vida. Mais adiante, serão detalhados 
os seguintes métodos: K – Ar, Rb – Sr, U – Pb. 
 
Figura 18: Principais pares de isótopos utilizados na datação absoluta. Fonte: Carneiro, Mizusaki, & 
Almeida (2005). 
2.2.3 Materiais e métodos de datação absoluta 
De acordo com Carneiro, Mizusaki, & Almeida (2005), o desenvolvimento da 
geocronologia se deu por meio do desenvolvimento do espectrômetro de massa (figura 
19), além das técnicas analíticas laboratoriais. Nas palavras de Russel (2008): 
“O espectrômetro de massa é um descendente do dispositivo empregado por 
J.J. Thomson para determinar a relação carga/massa do elétron. [...] os 
átomos são primeiramente transformados em íons positivos, ionizados por 
meio de um bombardeio por elétrons de alta energia. Estes elétrons removem 
alguns dos elétrons na região extranuclear dos átomos, e os íons positivos 
resultantes são acelerados por um campo elétrico. Um campo magnético 
então desvia o caminho de um feixe luminoso de íons com um ângulo que 
depende da relação carga/massa dos íons no feixe luminoso. Se a amostra 
original consiste em uma mistura de isótopos, então o feixe é separado em 
uma série de feixes, cada um contendo íons com uma relação carga-massa 
específica.” (Russel, 2008, p.231). 
18 
 
Figura 19:À esquerda, a representação de um espectrômetro de massa. À direita, o gráfico gerado pelos 
dados fornecidos no experimento de detecção da abundância dos isótopos de Neônio. Fonte: 
Ebbing&Gammon (2007). 
Os procedimentos realizados para a determinação da idade de uma amostra devem ser 
padronizados. As amostras a serem datadas devem ser precisamente selecionadas, 
levando em consideração o método que 
será utilizado e como os resultados serão 
avalizados. Na figura 20, há o fluxograma 
das principais etapas para determinação da 
idade de uma amostra. Primeiramente,a 
amostra é selecionada e pulverizada. Em 
seguida, há a possibilidade de se utilizar a 
amostra de rocha total ou minerais 
selecionados (a depender do método de 
datação escolhido). Para análises mais 
completas, podem ser realizadas 
preparações químicas, visando 
complementação dos resultados. Após isso, 
as amostras passam pela espectrometria de 
massas para determinação das razões 
isotópicas e posterior cálculo do tempo de 
fechamento do sistema (Carneiro, 
Mizusaki, & Almeida, 2005). 
Figura 20: Processos para determinação da 
idade de amostras. Fonte: Carneiro, Mizusaki, 
& Almeida (2005). 
19 
2.2.3.1 O método K – Ar 
O potássio ( 𝐾 40 ) é um elemento de numero atômico Z = 19, pertencente a família 1 da 
tabela periódica.Constitui muitos minerais da crosta terrestre e possui abundância 
natural de 0,01167%(Geraldes, 2010). O argônio (Ar) foi o primeiro dos gases nobres a 
ser descoberto e possui número atômico Z = 18 e massa 40u (Peixoto, 2003). 
O 𝐾 40 decai naturalmente para o 𝐴𝑟 40 por meio de captura de elétron. Após a 
cristalização de uma rocha ígnea que contenha potássio entre os seus constituintes, 
iniciarão os processos de decaimento 𝐾 40 - 𝐴𝑟 40 . O argônio radiogênico, em 
temperaturas ambientes, tende a permanecer no interior da estrutura cristalina do 
mineral, em função de seu grande raio atômico, de aproximadamente 1,9Å. Caso a rocha 
seja exposta a altas temperaturas ou eventos metamórficos, o 𝐴𝑟 40 ganha mobilidade e 
pode se desprender da estrutura cristalina para o meio externo. Dessa forma, Geraldes 
(2010) explica que: 
“a idade K-Ar pode registrar (1) o tempo decorrido desde o resfriamento após 
a cristalização, (2) o tempo desde o resfriamento após um evento 
metamórfico ou (3) uma idade intermediária que reflete a difusão parcial de 
𝐴𝑟 40 durante o metamorfismo.”(Geraldes, 2010, p.31). 
Pelo fato de o raio atômico do 𝐴𝑟 40 ser grande, ele fica preso à estrutura cristalina. Para 
se poder calcular as proporções de K-Ar, deve-se fundir uma quantidade conhecida 
(normalmente 1 grama) da amostra em ultra alto vácuo, recolhendo os gases 
provenientes. Após alguns processos físicos de separação, as amostras de gases 
restantes serão encaminhadas ao espectrômetro de massas de fonte gasosa. Com os 
resutados do espectrômetro, seguido de algumas correções, pode-se calcular a idade da 
rocha por meio da equação fundamental da geocronologia. 
2.2.3.2 O método Rb – Sr 
O elemento Rubídio (Rb) se apresenta na forma de dois isótopos naturais: 𝑅𝑏 85 e 
𝑅𝑏 87 . O primeiro possui abundância de 72,16%, enquanto que o segundo, 27,83%. 
Dessa forma, a razão 𝑅𝑏 85 𝑅𝑏 87⁄ é igual a 2,5933 (ALLÈGRE, 2008).O Estrôncio por 
20 
sua vez, possui quatro isótopos encontrados naturalmente: 𝑆𝑟 88 , 𝑆𝑟 87 , 𝑆𝑟 86 e 𝑆𝑟 84 . 
Suas respectivas abundâncias são: 82,53%, 7,04%, 9,87% e 0,56% (Geraldes, 2010). 
Como destacado por Geraldes (2010), o Rb possui pequeno raio atômico (1,48 Å), 
facilitando sua substituição no sítio do K, de raio atômico próximo. Dentre os minerais 
com consideráveis concentrações de Rb, citam-se: micas (biotita, flogopita, muscovita e 
lepidolita) e feldspatos potássicos (ortoclásio e microclino). O método Rb – Sr se baseia 
no decaimento do 𝑅𝑏 87 para o 𝑆𝑟 87 . O decaimento se dá por meio da emissão de uma 
partícula beta. 
Rb e Sr são elementos traços presentes em diferentes tipos de rochas. Por esse motivo, 
dentre outros, pode-se utilizar o método Rb – Sr no estudo de rochas sedimentares, 
magmáticas e metamórficas. Entretanto, a principal desvantagem do método pode ser 
explicada pela mobilidade geoquímica desses elementos, facilitando a abertura do 
sistema e gerando perdas do material. Por esses motivos, as idades medidas pelo método 
Rb – Sr são, em geral, mais jovens que aquelas medidas pelo método U – Pb (explicado 
adiante), merecendo atenção especial para interpretações (Geraldes, 2010). 
2.2.3.3 O método U – Th – Pb 
O sistema U – Th – Pb é baseado no decaimento dos isótopos radioativos dos elementos 
U e Th para os isótopos radiogênicos estáveis de Pb. O urânio se apresenta na forma de 
três isótopos naturais e radioativos. São eles: 𝑈238 , 𝑈235 e 𝑈234 . O tório, por sua vez, 
existe em forma primária, isto é, a partir de um único isótopo radioativo: 𝑇ℎ232 . Na 
figura 20, há a relação entre os isótopos supracitados, suas abundâncias, meias vidas e 
constante de desintegração. 
Tabela 1: Tabela de interesse na datação U– Th – Pb e suas respectivas abundâncias, meias vidas e 
constante de desintegração. Fonte: Geraldes (2010). 
Isótopos Abundância Meia vida 𝝀 
𝑼𝟐𝟑𝟖 99,2743 4,468 𝑥 109 1,55125 𝑥 10−10 
21 
𝑼𝟐𝟑𝟓 0,720 0,703 𝑥 109 9,8485 𝑥 10−10 
𝑼𝟐𝟑𝟒 0,0057 2047 𝑥 109 2,806 𝑥 10−6 
𝑻𝒉𝟐𝟑𝟐 100,00 14,01 𝑥 109 4,9475 𝑥 10−11 
Podem-se conceituar três séries de decaimentos nas quais se baseiam o método U – Th – 
Pb. Como definido por Santos (2015), “nenhum dos isótopos-pai decai diretamente para 
Pb, mas, ao contrário, segue uma sequência de decaimentos alfa e beta”. Assim, a partir 
do elemento-pai radioativo, originam-se uma série de isótopos-filhos instáveis que, ao 
sofrerem decaimentos sucessivos, no final da série de decaimento, gera um dos isótopos 
do Pb (Geraldes, 2010). A figura 22 mostra as três sequências radioativas consideradas 
pelo método U – Th – Pb. 
O método passa por constante aprimoramento, tanto no que se refere aos procedimentos 
analíticos, como também no desenvolvimento de materiais e tecnologias que facilitem e 
aumentem a precisão dos resultados. É um dos principais métodos para determinação 
isotópica da idade das rochas (Geraldes, 2010). Em relação ao sistema U – Pb, de 
acordo com Santos (2015): 
“A abundância de minerais com alta concentração de U na maioria dos tipos 
de rocha, bem como a resistência de alguns destes minerais ao intemperismo 
físico e químico, contribui para a propagação do uso do sistema U – Pb para 
geocronolgia.” (Santos, 2015, p. 27). 
Os elementos U e Th tendem a ser concentrados durante os processos de cristalização 
magmática, incorporando-se em produtos mais diferenciados (ricos em sílica). 
22 
 
Figura 21: Gráfico próton - nêutron das séries radioativas para datação U - Th - Pb. Em cada círculo há o 
símbolo do elemento e seu período de meia vida. Fonte: Allègre (2008). 
Além do método clássico, outras técnicas analíticas foram desenvolvidas ao longo dos 
últimos trinta anos, tais como a ionização térmica, ionização por plasma e microssonda 
iônica (Geraldes, 2010). 
 
 
 
23 
3 CONCLUSÕES 
Com avanço da ciência, a idade de nosso planeta saltou de alguns poucos milhares de 
anos para cerca de 4,65 bilhões. Esse salto, além de representar um grande avanço das 
ciências geocronológicas, serviu como porta de entrada para o entendimento de 
processos geológicos, bem como ampliou nossa visão sobre a grandiosidade da 
realidade. 
Com a pesquisa bibliográfica realizada neste trabalho pode-se compreender, de forma 
geral, o mecanismo de funcionamento dos métodos de datação relativa e absoluta, bem 
como a importância da geocronologia para expansão da noção de tempo geológico. O 
trabalho foi estruturado visando fornecer um apanhado de informações a respeito da 
determinação da idade das rochas para alunos de ensino médio e técnicos em mineração, 
geologia e áreas afins. Por conta disso, retoma uma linguagem acessível e não se apega, 
em grande medida, a formulações matemáticas e físicas de nível superior. Espera-se, no 
entanto, que os objetivos tenham sido alcançados, ajudando a ampliar a literatura a 
respeito dos métodos de datação. 
 
 
 
 
 
 
 
24 
4 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS 
ALLÈGRE, C. J. (2008). Isotope Geology. Cambridge: Cambridge University Press. 
Atkins, P. W., & Jones, L. (2006). Princípios de Química. Porto Alegre: Bookman. 
Brown, T. L., LeMay, H. E., Bursten, B. E., & Burdge, J. R. (2005). Química: a ciência 
central. São Paulo: Pearson. 
Carneiro, C. D., Mizusaki, A. M., & Almeida, F. F. (2005). A determinação da idade 
das rochas . Terra e Didática . 
Ebbing, D. D., & Gammon, S. D. (2007). General Chemistry. Boston: Houghton 
Mufflin Company . 
Geraldes, M. C. (2010). Introdução à Geocronologia. São Paulo : Sociedade Brasileira 
de Geologia. 
Groetzinger, J., Jordan, T. H., & Siever, R. (2006). Para entender a Terra. Porto 
Alegre: Bookman. 
K. Lutgens, F., & J. Tarbuck, E. (2012). Essentials of Geology. Upper Saddle River, 
New Jersey: Pearson Education,. 
Mahan, B. M., & Myers, R. J. (1995). Química: um curso universitário . São Paulo : 
Edgard Bluncher. 
Marshak, S. (2013). Essentials of Geology. New York, NY: W. W. Norton & Company. 
Peixoto, E. M. (2003). Elemento Químico: Argônio . São Paulo : Química Nova Escola. 
Pomerol, C., Lagabrielle, T., Renard, M., & Guillot, S. (2013). Princípios de Geologia: 
técnicas, modelos e teorias. Porto Alegre: Bookman. 
Ramalho, M. L. (2007). A Geologia no Ensino Secundário: a utilização dos princípios 
fundamentais de Estratigrafia. Faculdade de Ciências e Tecnologia - Lisboa , 76. 
25 
Reis, M. (2014). Química 3. São Paulo: Ática. 
Russel, J. B. (2008). Química Geral . São Paulo : Pearson. 
Santos, M. M. (2015). DESENVOLVIMENTO DE PADRÕES DE ZIRCÃO PARA 
GEOCRONOLOGIA U-Pb E ANÁLISES ISOTÓPICAS DE Hf POR LASER ABLATION 
ICP-MS. Ouro Preto : Universidade Federal de Ouro Preto. 
U.S. Geological Survey. (s.d.). Acesso em 30 de Novembro de 2018, disponível em 
https://pubs.usgs.gov/gip/geotime/age.html 
V. Malmon, D., A. Howard, K., House, P. K., C. Lundstrom, S., A. Pearthree, P., M. 
Sarna-Wojcicki, A., et al. (2011). Stratigraphy and Depositional Environments of The 
Upper Pleistocene Chemehuevi Formation Along The Lower Colorado River. USGS . 
Wicander, R., & Monroe, J. S. (2009). Fundamentos de Geologia . São Paulo : Cengage 
Learning.