Introdução

Os três isótopos radiogênicos de Pb estudados neste capítulo são o ²⁰⁶Pb, o ²⁰⁷Pb e o ²⁰⁸Pb, resultantes do decaimento, respectivamente do ²³⁸U, do ²³⁵U e do ²³²Th. Em adição, existe o ²⁰⁴Pb que é estável (Figura 1). Os estudos destes isótopos de Pb demonstram que a idade das rochas e a evolução da crosta terrestre condicionaram a formação de reservatórios com razões isotópicas particulares (Doe, 1968; Doe e Zartman, 1979; Zartman e Haines, 1988).

A possibilidade de medidas isotópicas de Pb ocorreu a partir da definição dos valores das taxas de decaimento dos isótopos radiogênicos de interesse (Kovaric e Adans, 1938; Fleming et al., 1952;) e do desenvolvimento de procedimentos laboratoriais principalmente a partir da década de 1950 e 1960 (Cameron et al., 1969; Cooper e Richards, 1966; Shield, 1966; Stacey et al., 1969; Cummings, 1973), e a preparação de padrões interlaboratoriais (Friendlander e Kennedy, 1955; Delevaux, 1963; Caranzaro et al., 1968). O modelamento de dados isotópicos de Pb comum é estudado há várias décadas, porém sofreu um grande impulso no início dos anos 60 e 70, quando surgiram os primeiros modelos matemáticos (Farquhar, 1960; Hamilton, 1965; Tugarinov e Voytkevich, 1966; Darnley, 1964). Desde o início destes estudos foi reconhecido que as razões isotópicas de Pb em muitos minerais e rochas são dependentes da idade e de tipos de reservatórios. Com esta premissa foram efetuadas várias tentativas matemáticas de se amoldar equações às curvas (ou tendências) definidas pelas razões isotópicas de Pb.

O “Pb comum” é aquele presente em um mineral desde a sua formação e, em contrapartida, o Pb radiogênico é aquele resultante do decaimento de U e Th a partir da época de formação deste mineral (Holes e Cahen, 1957; Farquhar e Russel, 1955). A composição isotópica de Pb varia desde alta concentração de Pb radiogênico em minerais ricos em U e Th, até composições onde prevalece o Pb comum como em minerais com baixas razões U/Pb e Th/Pb. Desta forma se um mineral não apresenta Th e U na sua formação, todo o Pb existente é Pb “comum”. (Hart et al., 1968; Kanasewich, 1968; Gast, 1967; Zartman, 1969; Wassemburg, 1966; Doe, 1970). Nesses minerais virtualmente não existiu geração in situ de Pb radiogênico como em galena e feldspato potássico, o que nos permite estudar, nestes minerais, a composição isotópica do Pb das rochas e de suas fontes na época de sua formação. Esse estudo pode ser voltado para a determinação de idades como também, e mais importante, na compreenção de processos petrogenéticos e metalogenéticos (Collins et al. 1951; Allegre e Lancelot, 1968; Stacey et al., 1968; Burget et al. 1962; Gast, 1967)

Figura 1. Diagrama mostrando as variações das abundâncias dos isótopos de interesse do método Pb-Pb.

O Pb é também um elemento traço em todos os tipos de rocha e a sua composição isotópica é um registro do ambiente químico no qual o Pb residiu, como em ambientes mantélico, rochas crustais e minérios de Pb (Russel e Farquhar, 1960; Hamilton, 1965; Tugarinov e Voytkevich, 1966; Doe, 1970). Cada um desses ambientes apresenta diferentes razões U/Pb e Th/Pb que afetam a evolução isotópica do Pb. As razões U/Pb e Th/Pb são modificadas por processos como a geração de magma e seu fracionamento, por processos hidrotermais e metamórficos, além de intemperismo e outros processos de baixa temperatura na superfície da Terra (Nicolaysen, 1967; Darnley, 1964; Hutermans, 1964; Hart et al., 1968) . Desta forma, a composição isotópica do Pb pode ser modificada tanto pelo decaimento do U e do Th como também pela mistura de Pb de dois ambientes diferentes. Como resultado a composição isotópica de Pb nas rochas e depósitos minerais apresentam padrões complexos cujas variações refletem suas histórias geológicas particulares (Stanton e Russel., 1959; Zartman, 1965 e 1969; Wassemburg, 1966; Rabinovitz e Wetheril, 1972).

A evolução isotópica de Pb

Como foi visto no capítulo anterior, 3 idades isocrônicas independentes podem ser obtidas pelo sistema U-Th-Pb. Estas 3 idades (pouco usadas) são determinadas a partir dos decaimentos ²³⁸U-²⁰⁶Pb, ²³⁵U-²⁰⁷Pb e ²³²Th-²⁰⁸Pb. Uma grande ênfase tem sido dada a datação U-Pb, uma vez que a razão ²³⁸U/²³⁵U é uma constante física (Doe e Newell, 1966) e permite um tratamento interno dos dados analíticos não encontrados em outro método de datação. Este tratamento ajuda a quantificar as perdas dos isótopos pai e filho através do uso do diagrama da concórdia e a interpretação da composição isotópica de Pb em minerais e rochas ricos em U e Th (Wassemburg, 1963).

No caso de minerais de rochas com baixas razões U/Pb e Th/Pb (Tabela 1), as composições isotópicas de Pb não se modificam de forma apreciável no decorrer do tempo. O principal mineral utilizado para a determinação da composição isotópica de Pb comum é a galena (PbS), mas sulfetos de outros metais básicos e o feldspato potássico (no qual o Pb substitui K) também contém Pb comum. Outros minerais como a cerusita (PbCO₃) e a anglesita (PbSO₄) também podem ser utilizados para determinação da composição isotópica de Pb comum, mas são raramente estudados em função da restrita ocorrência desses minerais (Murthy e Petterson, 1962; Doe, 1970).

	bulk earth	manto depletado	crosta continental
U (ppb)	21	3,5	1.200
Th (ppb)	88	8,5	5.800
Pb (ppb)	170	50	8.600
238U/204Pb	9,1	4,7 – 5,9	10,6 – 10,8
232Th/238U	4,2	2,3- 2,5	4,6 – 4,7
206Pb/204Pb	18,40	17,2 – 17,7	18,6 – 18,9
207Pb/204Pb	15,58	15,42 – 15,46	15,58 – 15,65
208Pb/204Pb	38,91	37,1 – 37,5	39,6 – 39,8

Tabela 1. Dados isotópicos de U, Th e Pb dos principais reservatórios terrestres.

Muitos estudos de Pb comum visando a determinação de sua composição isotópica têm sido realizados desde os primeiros trabalhos realizados por Aston (1927 e 1929) quando foi definido que o peso atômico de um elemento reflete a abundância dos seus isótopos naturais. Nesse sentido identificou-se que o peso atômico do Pb associado com o U apresenta valores menores do que do Pb comum, e essa diferença foi atribuída a presença de Pb radiogênico. Estudos sobre a composição isotópica de Pb em galenas obtidas em diferentes depósitos minerais foi reportado inicialmente por Nier (1939) e Nier et al (1941). Nestes trabalhos foi demonstrado que as amostras analisadas apresentavam composição isotópica variável e os autores propuseram que esta variação resultava da mistura de Pb radiogênico com Pb primordial. Esta mistura teria ocorrido anteriormente da formação da galena, o que resultou em uma oportunidade da utilização do tratamento quantitativo da composição isotópica do Pb comum para o cálculo da idade da Terra (Rutheford, 1929; Chow, 1961; Patterson, 1956; Patterson et al. 1955; Tasumoto et al., 1973) e da Lua (Tasumoto e Rosholt, 1970).

O modelo de estágio único (Holmes-Hutermans, 1946)

A divulgação de trabalhos reportando a composição isotópica do Pb comum em galenas de diversos depósitos minerais permitiu a Holmes-Hutermans (1946) a formulação de um modelo da evolução isotópica do Pb. Trabalhando com esses dados visando o cálculo da idade da Terra, esses autores identificaram que a composição isotópica de Pb dos diversos minérios estudados definia padrões interpretados como curvas de crescimento isotópico do Pb. Utilizando diagramas de ²⁰⁷Pb versus ²⁰⁶Pb e ²⁰⁸Pb versus ²⁰⁶Pb (normalizados pelo isótopo ²⁰⁴Pb que é estável) os dados analíticos resultavam em alinhamentos definidos como curvas de crescimento de estágio único.

O modelo de evolução isotópica do Pb por estágio único (ou modelo Homes-Hutermans) foi complementado posteriormente por Stanton e Russel, (1959) e Kanasewich (1968) sendo que estes estudos concluíram ser possível a determinação de idades modelo baseado em pressupostos que incluem:

• A Terra na sua origem se apresentava na forma fluída e homogênea.
• Neste período os elementos U, Th e Pb se apresentavam uniformemente distribuídos.
• A composição isotópica do Pb primordial era o mesmo em toda Terra.
• Durante a solidificação da Terra não houve modificação na razão U/Pb.
• A razão U/Pb modificou somente como resultado do decaimento radioativo do U para o Pb e do Th para o Pb.
• Durante a formação dos minerais com Pb comum, como a galena, o Pb foi separado do U e do Th e sua composição isotópica permaneceu constante desde então.

O modelo Homes-Hutermans leva em conta a composição isotópica de Pb comum de uma dada amostra em termos de uma história evolutiva baseada em um único estágio. Este modelo assume que o Pb radiogênico é produzido pelo decaimento do U e do Th na região fonte e que o Pb resultante (primordial + radiogênico) é então separado dos seus isótopos pais e incorporado no mineral estudado. A composição isotópica do Pb não se modifica uma vez que esse mineral não contém U ou Th, no caso a galena.

O crescimento do ²⁰⁷Pb e ²⁰⁶Pb em um reservatório segue a equação básica do decaimento radioativo. As variações temporais desses isótopos podem ser ilustradas em um diagrama ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb versus ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb. A curva de crescimento inicia em t₀ (Figura 2), a idade da Terra, onde as razões isotópicas do Pb primordial para a razão ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 9,307 e para a razão ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 10,294 (Tabela 2; Murthy e Patterson, 1962; Kanasewich, 1968). A curva de evolução isotópica de Pb nesse diagrama retrata a diferença entre a meia-vida do ²³⁸U e ²³⁵U, uma vez que se l₂₃₅ e l₂₃₈ fossem iguais teríamos uma reta. A linha unindo o ponto t₀ (composição isotópica primordial) e a composição isotópica atual de Pb define uma uma reta definida como geocron cuja inclinação (m) é proporcional à idade do reservatório.

Definição	Valor	Referência
Primordial 206Pb/204Pb	9,307	[1]
Primordial 207Pb/204Pb	10,294	[1]
Primordial 208Pb/204Pb	29,476	[1]

Tabela 1. Parâmetros utilizados para a definição do modelo de evolução isotópica de Pb estágio único. [1] Tatsumoto et al. (1973)

Figura 2. A curva de evolução isotópica de Pb segundo o estágio único (Russel e Farquhar, 1960).

Para se determinar a idade modelo Pb comum em estágio único de uma amostra a partir de sua composição isotópica de Pb determina-se o valor da inclinação (m) entre o ponto t₀ (composição isotópica primordial) e o ponto definido pela composição isotópica da amostra estudada. Esse valor de m é obtido pela seguinte equação:

           (²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb) - 10,294                   1                       e^l2T’ -   e^l2tm

m =     ---------------------------     =       -----------       x       -----------------

           (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb) - 9,307               137,88                 e^l1T’ -   e^l1tm

A partir do valor de m, a idade é obtida pela interpolação deste valor na Tabela 2. É importante ressaltar que a determinação desta idade só pode ser aplicada em amostras que preencham os requisitos definidos pelos pressupostos acima definidos.

Idade (t) Ga	Inclinação (m)	Idade (t) Ga	Inclinação (m)
0	0.34840	1.8	0.51781
0.2	0.36103	2.0	0.54764
0.4	0.37482	2.2	0.58079
0.6	0.38991	2.4	0.61769
0.8	0.40645	2.6	0.65884
1.0	0.42460	2.8	0.70482
1.2	0.44457	3.0	0.75630
1.4	0.46659	3.2	0.81404
1.6	0.49090	3.4	0.87892

Tabela 2. Valores de m para o cálculo de idade modelo de evolução isotópica de Pb em estágio único.

Os parâmetros petrogenéticos m₁, w e k

As variações das composições isotópicas de Pb fornecem informações úteis a respeito da evolução isotópica de um reservatório. A composição isotópica do Pb comum depende das razões U/Pb e Th/U dos ambientes geológicos onde residiram, como nos reservatórios representados pelo manto, pela crosta continental (Figura 3), por um depósito mineral, por uma unidade litoestratigráfica ou pelo sistema atmosfera-hidrosfera. Estes reservatórios têm assinaturas isotópicas particulares definidas por parâmetros como a composição média, a facilidade de difusão e a variação entre as razões isotópicas. Entretanto, por causa da freqüente ocorrência de mistura entre reservatórios atenção deve ser dada para composição dos membros finais. Baseados nos conceitos de tectônica de placas, 4 principais reservatórios de Pb têm sido individualizados em larga escala: (1) O manto, que pode ser caracterizado pelo estudo de lavas oceânicas, (2) a crosta continental superior, (3) a crosta continental inferior e (4) o núcleo que é inascessível.

Figura 3. Evolução dos valores de m₁ no tempo geológico para os principais reservatórios terrestres.

A Crosta Continental pode ainda ser dividida em 3 outros reservatórios curustais importantes na evolução do nosso planeta. O primeiro é a atmosfera-hidrosfera-biosfera, que é a principal causa da formação e transporte de sedimentos. O segundo reservatório é a litosfera oceânica e sua cobertura sedimentar que é a fonte de matéria para crosta continental, além de levar material crustal de volta para o manto. O terceiro reservatório importante é a litosfera subcontinental, cujo volume não é acessado diretamente e não tem a sua composição isotópica definida adequadamente.

Estudos sobre a composição isotópica de Pb em rochas ígneas e minérios demonstra a existência de limites para os valores de razões ²³⁸U/²⁰⁴Pb (m), ²³⁵U/²⁰⁴Pb (w) e ²³²Th/²⁰⁴Pb (k). Estas razões têm sido utilizadas como traçadores e aplicados como parâmetros petrogenéticos no estudo de processos magmáticos. O parâmetro mais utilizado para a análise das fontes dos isótopos de Pb é o m₁, que pode ser calculado segundo a equação (Figura 4):

Figura 4. Equação do parâmetro petrogenético m₁.

A validade geológica para o valor de m₁ depende da segurança de que o Pb teve, obrigatoriamente, uma evolução em estágio único. Assumindo-se esta premissa, a idade modelo e o valor de m₁ podem ser utilizados para se obter parâmetros sobre a evolução geológica de um reservatório. Os critérios utilizados para este propósito, isto é, a caracterização de um reservatório são (1) as idades modelo de uma suíte representativa de amostras de um dado ambiente devem ser concordantes, (2) as razões isotópicas de Pb de um dado ambiente devem ser constantes dentro de um limite de erro experimental, (3) As idades modelo devem ser números positivos e (4) as idades modelo devem apresentar concordância com outros métodos de datações radiométricas.

Os avanços no conhecimento sobre isótopos de Pb tem permitido o nascimento de uma área da geologia isotópica denominada plumbotectônica. A importância desta nova área tem sido relevada pela sua capacidade de desvendar uma grande variedade de processos geológicos como petrogênese de rochas sedimentares, ígneas e metamórficas; metalogênese através da identificação de novos parâmetros para a definição a de tipologia de depósitos minerais; e ambientais, com a   caracterização de fontes geogênicas (oriundas de matérias geológicos) e antropogênicas (oriundas de atividades humanas) de concentrações de metais.

A principal vantagem da aplicação dos isótopos de Pb é a possibilidade de caracterizar processos geológicos em diferentes escala de tempo, o que deve incrementar a sua utilização no futuro em outras áreas da geologia, principalmente no estudo do Quartenário (Stakas e Wong, 1981; Nriagu, 1989) com implicações pára a saúde humana (Needlema, 1991).

Modelo de Dois Estágios (Stacey e Kramers, 1975)

A discrepância entre as idades modelo de Pb comum estágio único de alguns depósitos minerais e as suas idades determinadas por outros métodos geocronológicos (Nicolaysen et al., 1958 e 1962; Burget et al., 1962); exigiu um refinamento no modelo de evolução isotópica de Pb. A presença de Pb radiogênico em excesso em muitos depósitos minerais permitiu a dedução de que a razão U/Pb da fonte dos minérios estudados tinha sido aumentada. A primeira solução proposta para reduzir a discrepância entre as idades foi a redução da idade da Terra para 4,43 Ga. Entretanto, esta revisão do modelo de um estágio violava a idade da Terra obtida em meoritos, cuja aplicação de vários métodos geocronológicos indicava o valor de 4,55 Ga.

Subseqüentemente, Stacey e Kramers (1975) e Cumming e Richards (1975) desenvolveram o modelo de 2 estágios para a evolução isotópica de Pb (Figura 5). Neste modelo os isótopos de chumbo evoluíram em um reservatório uniforme de 4,57 Ga até 3,7 Ga (Figura 3). Neste período de tempo este reservatório uniforme apresentou a razão ²³⁵U/²⁰⁷Pb = 7,192 com os valores da composição isotópica de Pb primordial (²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 9.307 e ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 10.294). Este período se encerra a 3,7 Ga onde a composição isotópica de Pb havia se modificado fruto do decaimento dos ²³⁵U e ²³⁸U (deixando de ter a composição primordial) e apresentando os valores de ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 11.152 e ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 12,998. A partir de 3,7 Ga a razão ²³⁵U/²⁰⁷Pb passa a ser de 9,735 e este segundo período vai se encerrar nos dias atuais, cuja composição é ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 18,70, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 15,628 e ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 18,63.

Figura 5. Curva de evolução isotópica de Pb em dois estágios.

No modelo de evolução isotópica de Pb em dois estágios, o primeiro estágio inicia com os valores da composição isotópica de Pb primordial obtidos em meteoritos. O segundo estágio, iniciado a 3,7 Ga, finaliza com a composição isotópica de Pb caracterizada pelos valores medidos em sedimentos e rochas vulcânicas atuais depositadas em oceanos. Segundo este modelo as rochas e minérios formados no decorrer do tempo registram a composição isotópica do reservatório do qual teve origem. A composição isotópica de Pb comum de uma amostra pode ser utilizada para o cálculo da idade modelo de Pb evoluídos em um reservatório de duplo estágio. Neste sentido, as inclinações (m) iniciam-se no ponto correspondente a 3,7 Ga e podem ser escritas segundo a equação:

           (²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb) - 12,998                 1                     e^l2T’ -   e^l2tm

m =   ---------------------------     =       -----------     x   -----------------

           (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb) - 11,152             137,88               e^l1T’ -   e^l1tm

Para o cálculo desta idade determina-se a inclinação (m) da reta entre o ponto representado pela composição isotópica do Pb na idade 3,7 Ga e a composição isotópica da amostra. Da mesma forma como no cálculo de idade modelo de estágio único, o valor de m deve ser interpolado na Tabela 3 apresentada abaixo. Novamente, a idade obtida terá significado geológico se as seguintes premissas tiverem sido seguidas:

• O Pb comum evoluiu a partir de um Pb primordial entre 4,57 e 3,70 Ga em um reservatório uniforme com a razão ²³⁵U/²⁰⁷Pb = 7,192.
• A 3,70 Ga o valor de ²³⁵U/²⁰⁷Pb mudou e manteve-se constante até o presente, exceto pelo decaimento de U e Th para Pb.
• O Pb foi removido pelo reservatório a algum tempo t e foi incorporado em um mineral.
• Após a separação do reservatório, a composição isotópica de Pb não se modificou pela mistura de outro Pb ou pela adição de Pb radiogênico originado pelo decaimento de U e Th.

	Idade	206Pb/204Pb	207Pb/204Pb	208Pb/204Pb	235U/207Pb	232Th/207Pb
Início estágio 1	4,57 Ga	9,307	10,294	29,476	7,192	32,208
Início estágio 2	3,70 Ga	11,152	12,998	31,230	9,735	36,837
Atual	0	18,700	15,628	38,630	9,735	36,837

Tabela V.3. Parâmetros utilizados na definição do modelo de evolução isotópica de Pb em dois estágios. 

Idade (t) Ga	Inclinação (m)	Idade (t) Ga	Inclinação (m)
0	0.61761	2.4	0.98101
0.2	0.63705	2.6	1.03410
0.4	0.65509	2.8	1.09295
0.6	0.67624	3.0	1.15830
0.8	0.69923	3.2	1.23100
1.0	0.72426	3.4	1.31205
1.2	0.75158	3.6	1.40257
1.4	0.78144	3.8	1.50387
1.6	0.81415	4.0	1.61743
1.8	0.85005	4.2	1.74498
2.0	0.88952	4.4	1.88849
2.2	0.93300	4.6	2.05025

Tabela 4. Valores de m para o cálculo de idade modelo de evolução isotópica de Pb em dois estágios.

A Plumbotectônica

O modelo de Duplo Estágio (Stacey e Kramers, 1975) não se aplica a chumbo cuja composição isotópica tenha sofrido mudança em virtude de mistura com quantidades variáveis de Pb radiogênico ou que tenha residido sucessivamente em sistemas de rochas com razões U/Pb e Th/Pb diferentes. Devido a esta limitação foi desenvolvido um modelo de evolução isotópica de Pb baseado em depósitos minerais que fornecem informações a respeito da idade da mineralização e da fonte de Pb incorporado em minerais. Este estudo baseia-se nas seguintes premissas (Kerrich, 1991):

(1) As razões medidas correspondem à composição isotópica do sistema hidrotermal gerador do minério.

(2) As assinaturas isotópicas dos fluídos refletem fielmente a composição isotópica dos reservatórios rochosos amostrados pelo sistema hidrotermal.

(3) As razões isotópicas contemporâneas de todos os reservatórios são conhecidas.

Um reservatório pode ser definido como qualquer unidade geoquímica da Terra que troca matéria e energia com seu ambiente. Neste sentido, a formação dos reservatórios Manto, crosta Sperior e Crosta Inferior apresentam assinaturas isotópicas de Pb diferentes (Figura 6) decorrente dos comportamento geoquímicos específicos para o U e para o Th nestes ambientes. No modelo da Plumbotectônica os autores incluiram ainda o reservatório definido como Orógeno que corresponde a ambientes de mistura em ambientes colisionais. Assim, segundo os isótopos de Pb pode-se identificar o Manto, a Crosta Superior, Crosta Inferior e Orógeno como reservatórios distintos (Figura 7 e Figura 8).

A Crosta Continental Inferior apresenta baixas concentrações de U (0,1 a 1 ppm) e baixas razões ²³⁸U/²⁰⁴Pb (0,5 a 5). Os conteúdos de Th e Pb (1 a 10 e 2 a 20, respectivamente) não são exageradamente mais baixos em relação à Crosta Continental Superior, enquanto que a razão ²³²Th/²⁰⁴Pb é levemente menor. Segundo Zartman e Doe (1981), o empobrecimento seletivo do U está relacionado a grandes episódios orogênicos associados à formação de novos segmentos da Crosta Continental. Estes autores consideram a Crosta Superior e Crosta Inferior como segmentos crustais distintos entre os diversos reservatórios de Pb como apresentado na Figura 4.

Este modelo de vários estágios de evolução isotópica de Pb apresentado por Doe e Zartman (1979), Zartman e Doe (1981) e Zartman e Haines (1988), postula, a princípio, um estágio acrescional de crescimento continental há 4,2 Ga, seguido de uma evolução da Crosta Continental através de orogêneses a intervalos de tempo relativamente iguais que misturam frações do Manto e porções da Crosta Continental pré-existente e da litosfera subcrustal para a formação de novos orógenos. Tais unidades geotectônicas compreendem, segundo estes autores, os componentes proximal, distal e cunha do Manto.

O modelo de multi-estágio aplica-se no caso do Pb ter se associado a vários ambientes com razões U/Pb e Th/Pb diferentes e ter residido neles por tempos variáveis. A mudança de ambiente pode se dar (i) por transporte físico do Pb de um reservatório a outro ou (ii) por mudança na razão U/Pb através de ganho ou perda de U ou ainda por perda ou ganho de Pb com assinatura isotópica diferente.

Figura 6. Curvas de evolução isotópica de Pb segundo reservatórios de diferentes razões U/Pb.

Figura 7. Curvas de evolução isotópica de Pb segundo a Plumbotect|ônica de Zartman e Doe (1979). Diagrama de Pb uranogênico.

Figura 8. Curvas de evolução isotópica de Pb segundo a Plumbotectônica de Zartman e Doe (1979). Diagrama de Pb toriogênico. CI= Crosta Inferior; CS = Crosta Superior; OB= Orógeno; e MA= Manto.

O método isocrônico Pb-Pb

O método isocrônico ²⁰⁶Pb-²⁰⁷Pb é baseado nos decaimentos de ²³⁵U e ²³⁸U, porém utiliza somente dados de Pb. Esta possibilidade de datação decorre de variações na equação utilizada para a construção das isócronas dos métodos ²³⁵U-²⁰⁷Pb e ²³⁸U-²⁰⁶Pb ao se substituir os valores de ²³⁵U/²³⁸U pelo valor 1/137,88. Este método apresenta uma outra grande vantagem sobre os outros 3 métodos isocrônicos U-Th-Pb, uma vez que a perda de U é de menor importância uma vez que seus valores não são necessários para o cálculo da idade e as razões entre os isótopos de Pb não tendem a variar durante os processos intempéricos. A possibilidade de uso deste método foi sugerido pela primeira vez por Nier et al. (1941) e a solução matemática proposta por estes autores tem a vantagem ainda de não necessitar dos valores de ²⁰⁴Pb para o cáculo das idades (Figura 9), porém são necessárias amostras com variações da composição isotópica de Pb (conforme reportado por Roshot e Bartel, 1969) suficientemente ampla para que se possa obter uma distribuição dos pontos analíticos no diagrama isocrônico.

Figura 9. Equações para o cálculo de idade isocrônica Pb-Pb.

Neste método isocrônico (Houtermans, 1947), a melhor adequação dos pontos representados pelos resultados analíticos na reta da isócrona (Figura 10) não reflete as recentes perdas de U ou Pb, mas depende somente da possibilidade de que todas as amostras tem a mesma idade, razões de Pb iniciais idênticas (Figura 11) e que tenham se mantido fechadas até estarem expostas na superfície. Este cálculo tambem é realizado através da utilixação do ângulo entre a reta da isócrona e uma reta horizontal. Este método foi utilizado por Patterson (1956) para calcular a idade do meteorito Canyon Diablo, cujo resultado de 4,55 ± 0,07 Ga foi interpretada como idade da Terra. A precisão desta datação é conseqüência da abundância de ²³⁵U no início do sistema solar era maior do que hoje, uma vez que a sua meia vida é de 704 Ma. Esta idade foi confirmada para outro meteorito (Allende) por Chen e Wasserburg (1981), que reportaram a idade de 4568 ± 05 Ma. Atualmente o método isocrônico Pb-Pb é utilizado principalmente para datações de rochas carbonáticas (Figura 12).

Figura 10. A idade isocrônica Pb-Pb é calculada a partir de uma reta (isócrona) construída pelos resultados de análises de amostras que tenham sido homogeneizadas isotopicamente em uma mesma época. A idade obtida é calculada em relação ao ângulo da isócrona com o eixo horizontal.

Figura 11. Premissas para o cálculo da idade isocrônica Pb-Pb.

Figura 12. Exemplo de isócrona Pb-Pb construída a partir da lixiviação de rocha carbonática.

Referências

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