Introdução

Os elementos Rb e Sr estão presentes na maioria das rochas ígneas, metamórficas e sedimentares, entretanto a concentração desses elementos raramente passa de 1% (Turekian e Wedepohl, 1961). Tanto o Rb quanto Sr não são elementos constituintes dos minerais silicáticos formadores das rochas com exceção do Sr que participa na formação do carbonato estroncianita e do sulfato celestita, os quais são encontrados em alterações hidrotermais e rochas sedimentares como nos carbonatos.

Apesar do Rb ter sido descoberto no final do século XIX no mineral lepidolita e a sua radioatividade ter sido demonstrada em 1906 por Canpbell & Wood, apenas 30 anos depois que o ⁸⁷Rb foi identificado como um isótopo com radioatividade natural (Hahn et al, 1937; Mattauch, 1937). A importância destes dois elementos para a geocronologia se baseia principalmente em dois aspectos. Primeiramente o isótopo radioativo ⁸⁷Rb decai para o isótopo estável ⁸⁷Sr (Figura 1). Desta forma a quantidade de ⁸⁷Sr em um mineral ou rocha contendo Rb aumenta continuamente em função do tempo, permitindo o uso de ambos para a determinação de idades. Em segundo lugar, o isótopo radiogênico ⁸⁷Sr pode ser utilizado como um traçador em certos processos geológicos, tais como estudos pretrogenéticos, de depósitos minerais e na evolução isotópica dos oceanos.

Figura 1. Os isótopos de interesse para o método Rb-Sr.

O Rb apresenta dois isótopos naturais, o ⁸⁵Rb e o ⁸⁷Rb cujas abundâncias são respectivamente 72,16% e 27,83%. Com estes valores pode-se dizer que a razão ⁸⁵Rb/⁸⁷Rb é igual a 2,593 e constante para materiais da Terra, da Lua e do sistema solar, incluindo meteoritos, formados conjuntamente a partir de uma mesma nuvem solar (Catanzaro et al., 1969). O Sr tem quatro isótopos naturais: ⁸⁸Sr, ⁸⁷Sr, ⁸⁶Sr e ⁸⁴Sr cujas respectivas abundâncias são aproximadamente 82,53%, 7,04%, 9,87% e 0,56%. O método de datação Rb-Sr é baseado no decaimento do ⁸⁷Rb, através da emissão de uma partícula b, para o ⁸⁷Sr de acordo com uma constante de decaimento (l) igual a 1,42 x 10^-11 anos^-1 segundo Davis et al., (1977) e Steiger & Jager (1977) e meia vida de 47,0 ± 1,0 Ba (Flynn e Glendenin, 1959) e 52,1 ± 1,5 Ba segundo Brinkman et al. (1965) e 48,8 ± 0,8 Ba segundo Neumann e Huster (1974).

A possibilidade de datação de minerais ricos em Rb, através do decaimento do ⁸⁷Rb para o ⁸⁷Sr, foi discutido pela primeira vez por Hahn & Walling (1938), e a primeira determinação de idade pelo método Rb-Sr ocorreu poucos anos depois (Hahn et al, 1943). Entretanto este método de datação tornou-se de ampla utilização apenas na década de 1950 quando o espectômetro de massa baseado no modelo desenvolvido por Nier tornou-se disponível. A aplicação desse método também dependeu do desenvolvimento da técnica de diluição isotópica combinada com a cromatografia para separação dos elementos de interesse. Uma importante contribuição na literatura sobre um método de datação Rb-Sr foi apresentado por Faure & Powell (1977) que apresentaram os aspectos históricos as bases teóricas e a aplicabilidade deste método de datação.

Geoquímica do Rb-Sr

O elemento Rb é um metal alcalino do grupo IA da tabela periódica onde são ainda incluídos o H, Li, Na, K, Cs e Fr. Todos esses metais alcalinos são monovalentes positivos com baixa eletronegatividade e fortes ligações iônicas com elementos não-metálicos como o oxigênio. A distribuição de Rb é governada na natureza primeiramente pelo seu pequeno raio atômico (1,48 Å) o que permite a sua substituição no sítio do K (raio = 1,33 Å) na maioria dos minerais formadores de rocha. Entre esses minerais pode se citar as micas (biotita, flogopita, muscovita e lepidolita), os feldspatos potássicos (ortoclásio e microclino) e alguns argilo-minerais e minerais evaporíticos. Minerais em pegmatitos podem conter altas concentrações de Rb quando comparados com os mesmos minerais em rochas ígneas e metamórficas. A concentração de Rb no plagioclásio é baixa como o resultado da dificuldade do Rb substituir o Na (raio atômico = 0,95Å).

O elemento Sr é membro do grupo IIA da tabela periódica que inclui o Be, Mg, Ca, Ba e Ra. Todos estes elementos alcalinos terrosos apresentam duas valências positivas formando ligações iônicas com elementos não metálicos. A distribuição de Sr em rochas é controlada pela substituição do Ca⁺² (raio atômico = 0,99Å) pelo Sr⁺² (raio atômico = 1,13Å) em minerais ricos em Ca, e em menor importância pode ocorrer a substituição do Sr no lugar o K. Desta forma os principais minerais formadores de rocha com Sr são o plagioclásio e a apatita em oposição aos baixos teores desse elemento em piroxênios. Durante a cristalização magmática, o Sr inicialmente substitui o Ca no plagioclásio e o progresso no processo de diferenciação e a cristalização de feldspatos potássicos induz a substituição do Sr pelo K.

Desta forma, observa-se que o Rb apresenta comportamento geoquímico distinto ao Sr. Durante o processo de formação e diferenciação da crosta o Rb tende a se concentrar nas rochas mais diferenciadas enquanto que o Sr permanece com maior concentração nas rochas menos diferenciadas (Tabela 1). Conseqüentemente a razão Rb/Sr no magma residual tende a aumentar gradualmente no curso da cristalização fracionada de forma que esse processo pode fornecer produtos finais com diferentes razões Rb/Sr.

Tabela 1. Variações composicionais de Rb e Sr nas principais rochas terrestres. 

Idades Rb-Sr

O crescimento da quantidade de isótopo ⁸⁷Sr radiogênico em minerais ricos em Rb pode ser descrito por uma equação equivalente (Figura 2) a equação da lei da radioatividade vista no capítulo I. Nesta equação o número total de ⁸⁷Sr em um mineral é função do número de ⁸⁷Sr inicial presente no mineral somado ao número de isótopos de ⁸⁷Rb que sofreram decaimento durante o período de tempo t.

Figura 2. Equação fundamental da geocronologia aplicada ao método Rb-Sr.

É útil dividir esta equação pelo valor de ⁸⁶Sr (Figura 3) uma vez que as razões entre isótopos são mais facilmente determináveis em laboratório de espectrometria de massa do que o número de átomos de ⁸⁷Sr ou ⁸⁷Rb em um mineral ou rocha . Este procedimento é matematicamente correto uma vez que o número total de átomos ⁸⁶Sr permanece constante, enquanto o número de ⁸⁷Sr aumenta pelo decaimento de ⁸⁷Rb.

Figura 3. Equação utilizada para o cálculo de idade Rb-Sr.

Esta equação é a base para a determinação de idades pelo método Rb-Sr. Como condição para que a idade obtida signifique a idade do mineral algumas condições precisam ser atendidas:

1. O mineral se comportou como um sistema fechado desde a sua formação.
2. Não houve um evento térmico que tenha provocado a rehomogeneização isotópica após a cristalização do mineral ou rocha.
3. A constante de decaimento deve ser perfeitamente conhecida.
4. O isótopo radiogênico (⁸⁷Sr) teve sua origem somente através do decaimento do isótopo radioativo (⁸⁷Rb).

O processo de cristalização fracionada dos magmas envolve a separação de minerais do líquido resultando na formação de suítes ígneas comagmáticas cujos produtos apresentam diferentes composições químicas. Se o Sr em um magma foi homogeneizado isotopicamente ao longo do período de resfriamento pode se assumir que todas as rochas geradas a partir deste magma apresentam a mesma razão ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr inicial. Em adição considera-se que o tempo necessário para a cristalização do magma foi relativamente curto e todos os produtos gerados por esse processo têm a mesma idade. Para o cálculo e idades de processos magmáticos foi inicialmente proposto na década de 1960 a utilização de idades modelo Rb-Sr baseadas na suposição de que as razões iniciais ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr tendem a ser cerca de 0,705, o que veio a ser demonstrado como equivocado por Compston e Jeffery (1959).

Figura 4 A idade isocrônica depende da coleta de amostras com diferentes razões Rb/Sr para que haja um espalhamento dos pontos e a reta obtida seja a mais precisa possível.

Para a cristalização de rochas co-magmáticas, as análises das razões isotópicas ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr e ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr deverão formar um alinhamento de pontos cuja reta é representada por uma equação do primeiro grau do tipo y = b + mx. Isto permitiu a Nicolaysen,(1961) desenvolver o cálculo de idade através de uma isócrona uma vez que os pontos representam um sistema tendo a mesma idade t e mesma razão inicial ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr. O valor de m desta equação representa a declinação da reta que está relacionada com a idade das amostras comagmáticas de forma que m = e^{l t} –1. O valor de b representa o intercepto no eixo y e corresponde ao valor da razão inicial ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr. Uma suíte de rochas co-magmáticas de idade t definirá uma isócrona somente quando cada membro da suíte tiver a mesma razão inicial ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (Figura 5) e quando a rocha tiver se mantido como um sistema fechado para o Rb e o Sr desde a sua formação, conforme proposto por Wetheril et al. (1968) e anteriormente sugerido por Schreiner (1958).

Para datar ígneas co-magmáticas pelo método Rb-Sr, uma suíte de rochas deve ser coletada de forma que haja uma distribuição mais ampla possível de razões Rb/Sr de forma a permitir a construção da isócrona a partir de pontos bem espalhados. Após a obtenção dos resultados analíticos, os dados são lançados em um diagrama ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr x ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr (Figura 4). Uma reta é adequada aos pontos do diagrama através de procedimentos estatísticos (desenvolvidos por York, 1966, 1967, 1969; McIntyre et al., 1966; Willianson, 1968, Brooks et al., 1972; Cameron et al., 1981) a fim de fornecer os valores da declividade e do intercepto (b) com maior precisão possível. A idade então é obtida através da equação m = e^{l t} -1 e o resultado indica o tempo decorrente desde a formação das amostras da suíte.

As idades isocrônicas obtidas graficamente passaram a ser utilizadas por um grande número de geocronólogos em vários paises pela aplicação das técnicas de regressão e são muito úteis até os dias atuais no desnvolvimento de novos métodos como Sm-Nd e Re-Os. Entretando Papanastassiou e Wasserburg (1970) descobriram que a escala vertical dos diagramas isocrônicos é demasiado curto para a visualização dos dados isotópicos. Para solucionar esta questão estes autores desenvolveram a notação e definido como o desvio da medida em relação ponto original obtido da análise multiplicado por um fator de 10⁴. Esta notação foi utilizada para estudo de datação pelo método Rb-Sr em rochas lunares. Outras propostas de lançamento de resultados isotópicos Rb-Sr em diagramas foram propostos por Provost (1990) e Ludwig (1990, 1998) e são utilizadas de forma generalizada pelos laboratórios de geocronologia.

Figura 5. Feições básicas da isócrona Rb-Sr.

O aumento de ⁸⁷Sr em rochas e minerais

Durante a cristalização fracionada do magma, o Sr tende a ser concentrado no plagioclásio, enquanto o Rb permanece na fase líquida. Conseqüentemente a razão Rb/Sr do magma residual tende a aumentar gradualmente. A partir deste comportamento geoquímico do Rb e do Sr pode-se deduzir que as composições isotópicas do manto e da crosta apresentam características diferentes (Figura 6). Neste sentido o manto apresenta uma baixa razão Rb/Sr e conseqüentemente o aumento de ⁸⁷Sr a partir do decaimento do ⁸⁷Rb ocorre em uma taxa inferior se comparado ao aumento do ⁸⁷Sr na crosta superior. A razão ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr do manto primordial teve um valor próximo de 0,700 o que é confirmado por valores de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr inicial em meteoritos. O valor atual de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr do manto está próximo de 0,705 obtido em análises de rochas basálticas coletadas em cadeias meso-oceânicas.

Por outro lado a crosta superior apresenta altos valores Rb/Sr o que permitiu durante a evolução geológica desta camada uma maior taxa de crescimento dos valores de ⁸⁷Sr em relação ao ambiente mantélico. Os valores de razão ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr iniciais das primeiras crostas continentais geradas no planeta apresentavam valores equivalentes às razões iniciais ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr do manto, isto é, por volta de 0,700. Nos dias atuais os valores de ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr de rochas crustais tendem a ser maiores que 0,730. Em adição, a razão Rb/Sr na crosta inferior é menor do que na crosta superior, de forma a apresentar uma evolução do isótopo de ⁸⁷Sr equivalente ao do manto.

Figura 6. As razões iniciais ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr apresentam valores que caracterizam um ambiente geológico e determinam as razões inicias ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr das rochas geradas em cada um destes reservatórios.

O comportamento do sistema isotópico Rb-Sr

O desenvolvimento de técnicas analíticas mais precisas para datação como o método U-Pb tem permitido uma melhor avaliação dos significados das idades Rb-Sr. No item anterior foram apresentados os pré-requisitos para datação de rochas e minerais, como a necessidade de que as concentrações de Rb e Sr e suas razões ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr devem ser resultado somente do decaimento do ⁸⁷Rb para ⁸⁶Sr. Quando essa condição não é satisfeita, as idades calculadas não indicam a idade da rocha ou mineral, mas podem indicar a idade do processo de alteração que provocou a abertura do sistema Rb-Sr.

O potencial do método Rb-Sr para aplicações geocronológicas e como parâmetro petrogenético (razão inicial ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, Figura 7) foi reconhecido desde o início do seu desenvolvimento em função de haver uma ampla variação das razões Rb/Sr em minerais formadores de rochas. Porém a exatidão das isócronas Rb-Sr é em grande parte dependente de quanto e se o sistema se manteve fechado desde sua formação. Infelizmente o radionuclídeo ⁸⁷Rb é um elemento alcalino de grande mobilidade geoquímica que permite uma grande facilidade na abertura do sistema de forma a fornecer idades anômalas.

Figura 7. Diagrama mostrando a evolução isotópica de Sr durante o tempo geológico.

A interpretação de idades obtidas em amostras de rochas e minerais que tenham sido alteradas é complexa por diversas razões. Inicialmente pode não haver paragênese mineral ou texturas que evidenciem a alteração. Em segundo lugar o distúrbio do sistema de Rb-Sr pode ter afetado apenas os minerais enquanto a rocha total pode ter permanecido como um sistema fechado. E a alteração apenas em minerais geralmente resulta em idades discordantes sem significado geológico. Por sua vez o método Rb-Sr permite identificar, através de idades discordantes em minerais, processos de alteração que tenham atingido a rocha e que não sejam detectáveis por outras técnicas analíticas.

De especial importância para a petrologia é o processo de redistribuição dos valores de Rb e Sr durante os eventos metamórficos. O Sr radiogênico expelido da biotita usualmente não deixa a rocha e é preferencialmente incorporado em minerais ricos em cálcio, como a apatita e plagioclásio (Figura 8). De todos os minerais formadores de rocha a biotita e a fengita têm a mais alta razão Rb-Sr. Entretanto, durante o rejuvenescimento a biotita perde Sr com alta contribuição de ⁸⁷Sr radiogênico e conseqüentemente fornece idades anômalas diferentes quando comparado com a idade fornecida pela rocha total (Figura 9). Por outro lado, quando completamente rejuvenescida pelo evento metamórfico, a idade Rb-Sr passa a indicar o tempo decorrido desde o período de resfriamento da biotita (marcando a passagem do mineral pela temperatura de 300 ± 50^o C), idade esta equivalente a idade K-Ar no mesmo mineral. Nesse sentido as idades Rb-Sr em biotita podem indicar quando o resfriamento regional atingiu a temperatura de aproximadamente 300ºC porem no caso da mica branca (fengita e muscovita) e estaurolita (Purdy e Jäger, 1976) a temperatura de bloqueio pode estar por volta de 500ºC.

Figura 8. A rehomogeneização isotópica (difusão do ⁸⁷Sr) pode ocorrer entre as fases minerais mas pode se manter constante no sistema representado pela rocha total. A idade isocrônica obtida pela análise dos minerais separadamente pode fornecer a idade do metamorfismo (mais jovem). Uma isócrona RT pode fornecer a idade da cristalização (mais antiga).

Vantagens e desvantagens do método

O método Rb-Sr pode ser aplicado em um grande número de rochas e minerais devido a ampla ocorrência dos elementos Rb e Sr em uma grande quantidade de minerais formadores de rocha. De todos os métodos, o Rb-Sr apresenta a mais forte conexão com a petrologia e geoquímica. Rb e Sr são elementos traços presentes em rochas formadas em diversos ambientes tectônicos o que permite a caracterização desses ambientes através do parâmetro petrogenético ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr nos produtos dos processos geológicos. Desta forma o método Rb-Sr pode ser aplicado no estudo de idades e assinaturas isotópicas em processos magmáticos, metamórficos, sedimentares e metalogenéticos.

A principal desvantagem do método é que o isótopo radioativo e radiogênico apresentam comportamentos geoquímicos distintos como no caso de processos de fracionamento magmático. Em adição a mobilidade geoquímica dos elementos de interesse no interior de grãos de minerais e de rochas permite um fácil abertura do sistema acarretando ganhos e perdas dos isótopos de interesse o que resulta em idades sem significado geológico. Pode-se também afirmar que pelas características do método Rb-Sr como mobilidade geoquímica e a facilidade de abertura do sistema as idades fornecidas merecem uma atenção especial para suas interpretações. Como exemplo, pode-se citar que as idades Rb-Sr em rochas magmáticas são sistematicamente mais jovens do que as idades obtidas pelo método U-Pb (Pidgeon e Johnson, 1974). Esta diferença entre as idades Rb-Sr e U-Pb em rochas magmáticas pode indicar que a primeira fornece idades de resfriamento (quando os isótopos de Sr e Rb apresentam mobilidade apesar do estado sólido, segundo Dodson, 1973) e a segunda fornece idades de cristalização. Poder ocorrer também a presença de isótopo de Sr herdado de protólito o que pode resultar em idade mais antiga do que a idade do evento de retrabalhamento, como reportado por Bofinger e Compston (1967). O método Rb-Sr tem sido largamente utilizado no Brasil para estudos geocronológicos e petrogenéticos, como pode ser encontrado nos seguintes trabalhos: Macedo e Bonhomme, 1984; Moraes-Brito et al., 1993; Pimentel e Fuck, 1994; Ronchi et al., 1993; Tassinari, 1981; Trouw e Pankhurst, 1993.

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