Conceitos Físicos
A crosta terrestre é constituída de rochas, que por sua vez são compostas por um ou mais minerais, e estes por sua vez são constituídos por um ou mais elementos químicos. Entre estes, alguns possuem o mesmo número atômico (quantidade de prótons no núcleo), mas possuem diferentes números de massa (soma de prótons, nêutrons e elétrons) e neste caso são chamados de isótopos.
Alguns elementos químicos são naturalmente instáveis (elementos-pai) e se transformam em elementos mais estáveis (elementos-filho) por um processo chamado de decaimento radioativo, e este se dá por decaimentos alfa, beta e captura de elétrons. A quantidade de decaimentos para um elemento instável se tornar um elemento estável varia muito e pode acontecer com uma única captura de elétron como no caso do 40K que se transforma no 40Ar.
A passagem do elemento-pai para o elemento-filho leva um tempo específico e estudos laboratoriais mostraram que as taxas de decaimento não são afetadas por variações físicas ou químicas. Portanto, as taxas (chamadas de constantes de desintegração) não são afetadas pelos processos geológicos, e são iguais na crosta ou no manto; na rocha sólida ou no magma. A quantidade de massa total dos elementos-pai também não influencia as taxas de decaimento.
Outro conceito utilizado é o de meia-vida, ou seja, o tempo que decorre para que a metade dos elementos-pai se torne elementos-filho. Se uma dada amostra possui 100 átomos do elemento-pai, após um período de meia-vida, existirão 50 átomos do elemento-pai e 50 do elemento-filho. Passado mais um período de meia-vida, agora existirão 25 átomos do elemento-pai e 75 do elemento-filho. E assim sucessivamente até não mais restarem átomos do elemento-pai.
Eis alguns isótopos e respectivos valores de meias-vida em bilhões de anos, entre parêntesis: Urânio 235 (0,70); Potássio 40 (1,3); Urânio 238 (4,47); Rubídio 87 (48,8) e Samário 147 (106).
Ao se conhecer a meia-vida de cada isótopo e a razão entre os elementos-pai e filho de uma dada amostra se consegue obter a idade dela, seja um mineral seja uma rocha.
Conceitos de Geocronologia, Métodos, Usos e Limitações
Geocronologia é a parte da Geologia que trata da classificação temporal (datações) das feições geológicas, em particular as rochas. As datações podem ser relativas (utilizando fósseis, por exemplo) ou absolutas (datações radiométricas).
Para as datações absolutas de minerais (material não orgânico) são utilizados os seguintes métodos: 40K-40Ar; 87Rb-87Sr; 235U-207Pb; 238U-206Pb; 187Re-187Os; 232Th-208Pb; 207Pb-206Pb e 147Sm-143Nd. Para materiais orgânicos se usa o método do 14C.
O método a ser utilizado depende essencialmente da natureza da amostra, pois são levados em consideração a composição química dela (geoquímica isotópica) e o seu ambiente geológico de formação e inserção (tectônica, magmatismo e metamorfismo). Todas as amostras, quando preparadas de forma adequada, apresentam condições de evitar qualquer tipo de contaminação.
Se observa do supra exposto que os isótopos mais usados são os de urânio, tório, rubídio, samário e potássio. Apenas o potássio ocorre como elemento químico abundante na composição de minerais, ao passo que os demais raramente formam espécies minerais, mas antes ocorrem como elementos acessórios (“impurezas”) nos principais minerais formadores de rocha.
Em condições favoráveis, quando um mineral se forma ele retém uma dada quantidade de elementos-pai em seu retículo cristalino, e que, via de regra, também conterá os elementos-filho, enquanto o sistema se mantiver fechado. A temperatura de fechamento do sistema isotópico é conhecida como temperatura de bloqueio (TB) e varia de mineral para mineral. Assim, em uma dada rocha com diferentes minerais, existem temperaturas de bloqueio diferentes. Segue um exemplo.
Suponha uma rocha que contenha os minerais hornblenda ((Ca,Na)2-3(Mg,Fe,Al)5(Al,Si)8O22(OH,F)2) e biotita (K(Mg,Fe)3(OH)2(AlSi3O10)), nos quais foram identificados o elemento argônio. Para a hornblenda, a TB é de 500 graus Celsius e para a biotita a TB é de 300 graus Celsius.
Se, por exemplo, sobre a rocha acima houver um novo aporte de calor (seja uma intrusão granítica ou efeito do metamorfismo regional) que eleve a temperatura acima de 300 graus Celsius, o sistema isotópico da biotita será aberto e poderá haver a saída ou a entrada de argônio por difusão. Esta mudança pode ser identificada porque geralmente há algum tipo de mudança mineralógica associada ao aporte de calor.
Em suma, quando se aplica um método radiométrico (no caso o K-Ar), está se determinando o tempo em que cada mineral esteve na TB pela última vez, ou seja, a 500 graus Celsius para a hornblenda e a 300 graus Celsius para a biotita.
Além do uso de minerais individualizados também se usa a técnica conhecida como rocha-total, comum para datações de cristalização de rochas ígneas e de idade de metamorfismo. Neste caso são coletadas amostras da rocha, nos quais se determinam os teores e as composições isotópicas, de Rb-Sr por exemplo, e os seus resultados são lançados no diagrama 87Sr/86Sr versus 87Rb/86Sr.
Se as amostras foram todas de mesma idade, isto é, sem eventos termais para abrir o sistema, os dados estarão dispostos numa reta, denominada isócrona. Com a taxa de decaimento conhecida, aplica-se a equação da reta e se obtém a idade daquele conjunto de amostras.
O método mais difundido é o U-Pb, que usa os isótopos 235U e 238U que geram os elementos-filho 207Pb e 206Pb, respectivamente. Os minerais mais utilizados são o zircão, a titanita e a monazita. O zircão é o marcador geocronológico por excelência pois possui um retículo cristalino resistente e apresenta uma TB na faixa de 800 graus Celsius.
Após o tratamento das amostras, são obtidas datas independentes para cada par e que são lançadas no gráfico 238U-206Pb versus 235U-207Pb. Se os pontos concordarem, eles definem a curva concórdia. As idades discordantes geralmente ocorrem por saída de Pb do sistema, e o alinhamento destas idades geram uma reta chamada discórdia. A intersecção desta reta com a curva concórdia define a idade de cristalização do mineral.
Em resumo, para se ter um elevado grau de confiança em uma datação radiométrica se faz necessário observar o seguinte: a) escolha e tratamento cuidadoso das amostras; b) conhecimento geológico das rochas amostradas e de seu entorno e c) escolha do melhor método considerando a mineralogia, a sua paragênese e o item b. É importante ressaltar que todos os métodos radiométricos apresentam uma margem de erro.
Referências
Decifrando a Terra (2003). Teixeira, W.; Toledo, M. C. M.; Fairchild, T. R. e Taioli, F. (Org.), pgs. 320 a 326.
Para Entender a Terra (2006). Press, F.; Siever, R.; Grotzinger, J. e Jordan, T. H., pgs. 259 a 265.
The Dynamic Earth (1992). SKINNER, B. J. e PORTER, S. C., pgs. 171 a 179.
Principles of Geochemistry (1982). MASON, B. e MOORE, C. B., pgs. 187 a 209.
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