Introdução

Os elementos Samário (Sm) e Neodímio (Nd) têm pouca importância econômica e estão presentes apenas em pequenas quantidades na maioria de rochas e minerais. Em função de suas propriedades químicas e nucleares, eles fornecem acesso a informações sobre a origem e evolução da Terra, da lua e do sistema solar. Eles podem ser considerados, como o microscópio ou a sísmica, como uma ferramenta que pode ser aplicada em problemas geológicos. A interpretação das variações naturais da abundância química e isotópica de Sm e Nd são governadas por princípios e modelos, objetivos deste capítulo.

Sm e Nd são elementos terras raras (ETR) que ocorrem em minerais formadores de rocha como silicatos, fosfatos e carbonatos. A utilidade radiocronológica desses elementos se baseia no fato de que um isótopo de Sm (¹⁴⁷Sm) é radiativo e sofre decaimento a para o isótopo de Nd (¹⁴³Nd). Esse decaimento ocorre numa taxa muito baixa, sendo a meia-vida do ¹⁴⁷Sm próximo a 106 Ga, sendo equivalente a 23 vezes a idade da Terra (Anders e Ebihara, 1082). Durante o tempo geológico, o decaimento do ¹⁴⁷Sm resulta no aumento da abundância de ¹⁴³Nd em relação aos outros isótopos de Nd (Figura 1). Desta forma o par Sm-Nd constitui uma das mais importantes ferramentas geocronológicas com ampla aplicação na determinação de idades de rochas e na determinação temporal dos mais importantes eventos na evolução química do planeta. A aplicação do par Sm-Nd em rochas ígneas pode também ser usado para sondar o interior da Terra, permitindo a identificação de domínios com diferentes composições químicas como também traçar a origem e a evolução destes grandes reservatórios no passado geológico.

Figura 1. Isótopos de interesse no método Sm-Nd.

Comparado com o par Rb-Sr, o desenvolvimento teórico do sistema Sm-Nd teve uma rápida evolução, uma vez que tanto as bases conceituais como a capacidade laboratorial que já estavam estabelecidas, incluindo técnicas de diluição isotópica e espectometria de massa, para o sistema Rb-Sr. A única barreira a ser vencida na década de 1970 foi o estabelecimento de procedimentos de separação dos elementos de interesse e as novas interpretações a partir dos resultados obtidos com o novo método. Como pode ser visto na Figura 1, existe dois sistemas de decaimento entre os isótopos de Sm e de Nd. O primeiro é o ¹⁴⁶Sm que decai para o ¹⁴²Nd. O segundo par é o ¹⁴⁷Nd que decai para o ¹⁴³Nd. Este segundo decaimento não é utilizado para estudos geocronológicos e de geologia isotópica uma vez que o ¹⁴⁶Sm é um isótopo radioativo (decai para o ¹⁴²Nd) e radiogênico (resultado do decaimento do ¹⁵⁰Gd), e sua utilização é dificultada pelas correções necessárias (Lugmair e Mati, 1977). Outros dois decaimentos são observados (¹⁴⁸Sm para ¹⁴⁴Nd e ¹⁴⁹Sm para ¹⁴⁵Nd), porém com meias-vidas tão grandes que não permitem a observação de variações nas suas respectivas abundâncias na escala de tempo geológico (Dickin, 2005). O primeiro par de decaimento (¹⁴⁷Sm para o ¹⁴³Nd) cuja constante de decaimento é 6,54 x 10-12 anos-1 (Lugmair e Marti, 1978a) é o utilizado nos diversos laboratórios de geologia isotópica e explicado a seguir.

Geoquímica do Sm e do Nd

O Nd (Z=60) e o Sm (Z=62) são elementos terras raras (ETR) do Grupo IIIB da tabela periódica juntamente com o Ytrio (Y) e Escândio (Sc). Os ETR são geralmente formados por íons com a carga +3 cujos raios iônicos diminuem com o aumento do número atômico. Desta forma o primeiro ETR é o Lantânio (Z=57) com um raio iônico de 1,15 Å e o último ETR, o Lutécio (Z=71) tem o raio iônico de apenas 0,93 Å.

A compreensão do comportamento geoquímico do Sm-Nd (Figura 2) é diretamente dependente do comportamento dos ETR, que podem ser subdivididos em ETR leves (Lutécio até Neodímio) e ERT pesados (Gadolíneo até Lutécio). A ocorrência dos ETR nos minerais pode ser como elementos constituintes, como na monazita, bastnaezita e na cerita, ou como elementos traços em muitos outros minerais formadores de rocha, nos quais os ETR ocorrem substituindo outros íons como no caso da apatita, zircão e alanita. A maior parte dos minerais formadores de rocha apresenta uma considerável dificuldade em admitir ETR em suas estruturas cristalinas. Feldspato, biotita e apatita tendem a concentrar ETR leves enquanto piroxênios, anfibólios e granadas comumente concentram os ETR pesados. Conseqüentemente a seletividade dos minerais formadores de rocha afeta a concentração de todos os ETR nas rochas em que esses minerais ocorrem.

Sm e Nd pertencem ao subgrupo dos ETR leves, sendo que o Nd apresenta raio iônico de 1,08 Å e o Sm de 1,04 Å. Por essas propriedades químicas e nucleares muito similares, a razão Sm/Nd em minerais e rochas terrestres varia entre 0,1 e 0,5, não ocorrendo valores de Sm/Nd fora desses limites, ou seja, não ocorre extensiva separação entre Sm e Nd em nenhum processo geológico. As concentrações de Sm e de Nd em minerais silicáticos aumentam no decorrer de processos de fracionamento magmático, e como conseqüência estes elementos litófilos são fortemente enriquecidos nas crostas oceânica e continental em relação ao manto superior por um fator de 10 a 100.

Figura 2. Propriedades geoquímicas do Sm e do Nd.

As concentrações de Sm e Nd em rochas ígneas aumentam com o grau de diferenciação porém as razões Sm/Nd diminuem. Em geral ocorre uma concentração maior de Nd em relação ao Sm no curso da cristalização fracionada de um magma, e rochas crustais tipicamente apresentam razão Sm/Nd menor do que em rochas derivadas do manto superior. Uma possível razão para este pequeno fracionamento entre Sm e Nd é que o Nd ⁺³ tem um raio iônico maior do que o Sm⁺³ e conseqüentemente um menor potencial iônico o que permite a formação de ligações iônicas mais fracas e que são mais facilmente rompidas.

As características dos isótopos de Sm e de Nd, além dos comportamentos geoquímicos destes elementos resultam em um potente método geocronológico (fornecendo idades isocrônicas e modelo) além de ampla aplicação em estudos petrogenéticos (com o parâmetro petrogenético e_Nd) (Figura 3).

Figura 3. O método Sm-Nd fornece idades isocrônica e modelo além do parâmetro petrogenético e_Nd. 

A isócrona Sm-Nd

O sistema Sm-Nd é útil na determinação de idades de cristalização e de eventos magmáticos e metamórficos. Esse sistema tem se mostrado eficiente na datação de rochas máficas e ultramáficas que são, em geral, difíceis de serem datadas por outros métodos. Os princípios de datação isocrônica Sm-Nd (Figuras 4 e 5) são idênticos aos usados no método Rb-Sr e como naquele caso algumas premissas são necessárias. Entre estas, pressupõe-se que todos os minerais ou rochas analisados apresentem a razão ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd inicial iguais. Com o progresso do tempo átomos de ¹⁴⁷Sm decaem para átomos de ¹⁴³Nd, de forma que a razão ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd diminui e a razão ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd aumenta. Desta forma, a equação utilizada para o cálculo da idade Sm-Nd isocrônica é a seguinte:

Figura 4. Equação para o cálculo de idade isocrônica do método Sm-Nd.

Figura 5. Exemplo de diagrama isocrônico Sm-Nd. Minerais félsicos (como o pl=plagiocásio) apresentam baixa razão ¹⁴⁷Nd/¹⁴⁴Nd. Em contrapartida os minerais máficos (py=piroxênio) apresentam alta razão ¹⁴⁷Nd/^144Nd (Hamet et al., 1978).

De forma similar ao método Rb-Sr, o procedimento analítico do método Sm-Nd pode envolve amostras de minerais em separado ou de rocha total, com o objetivo de se obter a maior variação possível dos valores de ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd (valores do eixo X). Uma maior variação desses valores permite a distribuição dos pontos analíticos para a construção da reta da isócrona, o que pode ser obtido através do uso de minerais máficos (piroxênio, olivina, anfibólio) que apresentam razões ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd maiores, e minerais félsicos (feldspatos, micas, etc) que apresentam razões ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd menores. O lançamento dos resultados analíticos no diagrama ¹⁴⁴Nd/¹⁴⁴Nd versus ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd deve constituir uma reta definida pelos pontos analíticos cuja precisão diminui os erros da idade calculada. A inclinação desta reta denominada de isócrona é maior quanto mais antigas forem as amostras analisadas, e a razão ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd inicial é definida pelo intercepto da isócrona com o eixo X do diagrama e a idade é definida pelo ângulo da reta com o eixo X, a partir da equação m = e ^{l t} –1. Os erros são calculados a partir da distância dos pontos analíticos em relação à reta da isócrona.

A premissa de que todas as amostras de uma rocha ígnea lançadas no diagrama isocrônico tenham razões iniciais ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd iguais é atendida aceitando-se a hipótese de que a maioria dos magmas são suficientemente misturados na escala da amostra analisada. Desta forma as premissas necessárias para aplicação do método Sm-Nd para datação isocrônica podem ser assim enumeradas:

1. Todas as amostras são co-magmáticas e apresentam a mesma razão inicial ¹⁴³Nd/¹⁴⁴
2. O mineral ou rocha se comportou como um sistema fechado desde a sua formação.
3. A constante de decaimento deve ser perfeitamente conhecida.
4. O isótopo radiogênico (¹⁴³Nd) teve sua origem somente através do decaimento do isótopo radioativo (¹⁴⁴Sm).

A evolução dos isótopos de Nd

A abundância do ¹⁴³Nd e conseqüentemente da razão ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd na Terra tem aumentado no decorrer do tempo em função do decaimento do ¹⁴⁷Sm. Esse aumento da razão ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd pode ser descrito num modelo baseado na idade da Terra (4,6 Ga) com sua respectiva razão primordial ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd obtido através da análise de meteoritos rochosos e de rochas terrestres jovens (Jacobsen e Wasserburg, 1980; DePaolo e Wasserburg 1976).

Muitos meteoritos rochosos têm sido datados pelo método Sm-Nd através da análise de minerais separados. Os resultados dos diagramas isocrônicos são utilizados para determinar tanto a idade quanto a razão primordial ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd desses meteoritos (Wasserburg et al., 1981). Os resultados indicam uma idade de 4,58 ± 0,05 Ga e uma razão primordial ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd igual 0,50684 ± 0,00008 para os meteoritos condríticos. A primeira tentativa de cálclulo de idade Sm-Nd de um meteorito foi realizado por Notsu et al. (1973) no meteorito Juvinas, porém outras tentativas de medições mais precisas foram realizadas por Longmair et al (1975), que obteve a idade de 4.560 ± 80 Ma para este meteorito. Exemplos de meteoritos datados opelo método Sm-Nd pode ser observados na Tabela 1.

Tabela 1. Idades Sm-Nd e razões iniciais ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd calculadas para diversos meteoritos. Referências: (1) Lugmair et al. (1976); (2) Lugmair e Marti (1977); (3) Unrugh et al. (1977); (4) Nakamura et al. (1977); (5) Hamet et al. (1978); (6) Jacobsen e Wasserburg (1980); (7) Jacobsen e Wasserburg (1981); (8) Nakamura et al. (1982); (9) e Shih et al. (1982).

Esta razão primordial ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd é interpretada como a razão alcançada pelo planeta Terra durante sua formação, como sendo homogênea antes do início do processo de diferenciação crosta/manto/núcleo. A partir desse ponto esta razão começa a aumentar como resultado do crescimento da abundância do ¹⁴³Nd. A evolução isotópica de Nd na Terra pode ser representada por um modelo que assume que a razão Sm/Nd da Terra é igual aos encontrados nos meteoritos condríticos (reservatório condrítico). Desta forma os valores atuais para razão ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd estariam por volta de 0,512638 e os valores da razão ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd por volta de 0,1966 para o Planeta Terra como um todo (CHUR = CHondrict Uniform Reservoir ou reservatório condritíco uniforme) (Hamilton et al., 1983). Em adição, os valores da razão ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd (por volta de 0,7219) são interpretadas como estáveis dirante tudo o tempo geológico, uma vez que os dois isótopos de Nd não são radioativos nem radiogênicos (O’Nions et al., 1977).

Por outro lado a evolução isotópica do Nd na Terra pode assumir um modelo onde a diferenciação manto-crosta gerou reservatórios com diferentes razões Sm/Nd. Nesse sentido, a geração de magmas mantélicos para a formação de crostas siálicas foi acompanhado pelo processo de fracionamento entre o Sm e Nd de forma a haver uma concentração de Nd em relação ao Sm nos ambientes crustais (Figura 6).

Segundo este modelo, os reservatórios mantélicos empobrecidos (DM = Depleted Mantle ou manto empobrecido) sofreram um empobrecimento de Nd em relação ao Sm, apresentando durante o tempo geológico valores de ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd maiores do que o reservatório condrítico (CHUR). As razões atuais ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd apresentam uma grande variação resultado de amostragens em diferentes rochas coletadas em diferentes ambientes geológicos como crosta continental e crosta oceânica, com valores inferiores em relação ao reservatório condrítico.

Figura 6. A evolução dos isótopos de Nd durante o tempo geológico sofre mudanças significativas durante o processo de fusão do manto e extração de líquidos (formando o manto depletado-DM) para a formação da crosta terrestre (C) que passam a ter uma evolução isotópica distintas. A continuação do Planeta homogêneo sem diferenciação formaria o BE. Modificado de McCulloch e Wasserburg (1978) e Dickin (2005). 

As idades modelo T_CHUR e T_DM

O método Sm-Nd permite o cálculo de idades modelos baseadas na evolução isotópica do Nd. Estas idades são baseadas na premissa de que a razão Sm/Nd apresentou variações significativas no processo geológico caracterizado pela formação de crosta através da extração de magmas mantélicos (Figura 7). As idades modelos são calculadas para amostras individuais e devem ser interpretadas com cuidado uma vez que são baseadas em premissas sobre a composição isotópica da fonte que originou a amostra.

Figura 7. Premissa para o cálculo e interpretação das idades modelo Sm-Nd.

A primeira destas idades modelo é denominada T_CHUR (CHUR = chondrict uniform reservoir) e é relativo ao reservatório condrítico (DePaolo e Wasserburg 1976a). Em outras palavras a T_CHUR é a idade modelo que mede o tempo em que a amostra foi gerada e separada de um magma com uma composição equivalente ao reservatório condrítico, tendo como parâmetro a Terra como um todo. Como a razão ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd evoluiu desde seu valor primordial até o seu valor atual com valores conhecidos, sabendo-se a razão ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd atual de uma amostra, pode-se estimar quando ela foi gerada a partir do reservatório condrítico (Figura 8).

A segunda idade modelo é denominada de T_DM (DM = depleted mantle) e é relativa ao reservatório mantélico empobrecido na razão Sm/Nd (Figura 9). Esta idade corresponde ao tempo decorrido desde a geração da amostra a partir de um magma com razão ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd equivalente ao manto empobrecido. Como a razão ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd evoluiu desde seu valor primordial até o seu valor atual com valores conhecidos, sabendo-se a razão ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd atual da amostra, pode-se estimar quando ela foi gerada a partir de um reservatório mantélico.

Figura 8. O método Sm-Nd fornece duas idades modelo: T_CHUR e T_DM.

Figura 9. As idades modelo T_CHUR e T_DM levam em consideração a evolução isotópica de Nd em um reservatório condrítico e de manto empobrescido, respectivamente.

As idades modelos calculadas pelo método Sm/Nd tem significado geológico somente quando a razão Sm/Nd da rocha a ser datada não tenha mudado desde a sua extração do reservatório. Outra dificuldade na interpretação das idades modelos é a correta escolha do reservatório uma vez que as idades podem apresentar diferenças de até 300 Ma se escolhido o reservatório condrítico (T_CHUR) ou reservatório mantélico empobrecido (T_DM). Em adição o reservatório mantélico empobrecido pode ter evoluído de forma complexa gerando sub-reservatórios com diferentes valores de razão Sm/Nd e conseqüentemente diferentes valores da razão ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd.

O parâmetro petrogenético e_Nd

A razão inicial ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd é também um importante parâmetro fornecido pelo método Sm-Nd. As razões ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd em rochas terrestres podem ser expressas em termos de uma função (e_Nd) cujo valor é determinado pela comparação entre a amostra estudada e o reservatório condrítico (multiplicado por 10.000) (Figura 10). A evolução da razão ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd em fontes de magmas através do tempo pode ser estudada pela determinação das razões iniciais das rochas de diferentes idades. Assumindo o equilíbrio isotópico entre o magma e o resíduo sólido no período em que o magma é extraído e intrudido na crosta, a razão inicial ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd da rocha ígnea resultante será idêntica a da fonte no período de fusão. Uma forma de ralacionar o valor de e_Nd com o tempo é dada pela equação da Figura 10. Segundo DePaolo (1981) as idades T_DM são mais acuradas do que as idades T_CHUR e são mais significativas geologicamente, conforme as aplicações das idades modelo Sm-Nd em rochas do Paleoproterozoico do oeste americano realzadas por Nelson e DePaolo (1984), Patchett e Arndt (1986) e Goldstein et al. (1984).

Figura 10. O parâmetro petrogenético e_Nd compara a composição isotópica de Nd da amostra com o reservatório condrítico. Como a variação é muito pequena, a equação tem a multiplicação pelo fator 10.000 (DePaolo e Wasserburg, 1976).

A composição isotópica de Nd tem sido utilizada para o estudo de origem de rochas ígneas, metamórficas e sedimentares (Figura 11) em diferentes ambientes geológicos. Como resultado, os dados isotópicos têm contribuído para compreensão da gênese destas rochas e da evolução da crosta e do manto. Uma vez que o fracionamento entre Sm e Nd, como também a evolução isotópica de Nd detectada pelas variações de valores de ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd são numericamente baixos, os valores de e_Nd incluem a multiplicação pelo fator 10.000. Desta forma quando uma amostra apresenta valores de ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd iguais ao do reservatório condrítico seu valor de e_Nd equivale a 0 e rochas com valores de ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd maiores do que o reservatório condrítico resultam em valores de e_Nd positivos. Valores positivos de e_Nd implicam que o Nd se originou de uma fonte empobrecida contendo razão Sm/Nd maiores do que o reservatório condrítico. Valores negativos de e_Nd implicam derivação de uma fonte enriquecida com baixa razão Sm/Nd em relação ao reservatório condrítico. Em contrapartida amostras com razões de ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd menores do que o do reservatório condrítico apresentam valores de e_Nd negativos.

Figura 11. Aplicações do método Sm-Nd. 

O crescimento da Crosta Terrestre

Uma importante aplicação do método Sm-Nd principalmente no que toca a idades modelo (T_DM) é sobre a taxa de crescimento da crosta terrestre. Como nós sabemos no início da evolução do planeta Terra praticamente não havia crosta terrestre. O acúmulo de material siálico na superfície do planeta passou a ocorrer como fruto da extração de magmas a partir do manto provavelmente já no Arqueano. A possibilidade de se medir esta taxa de crescimento da crosta terrestre apenas foi possível com a divulgação nas últimas 3 décadas (1970, 1980 e 1990), de resultados de idades T_DM em diversas unidades geológicas ao redor do Planeta. Com estes relatos alguns autores propuseram taxas de crescimento da crosta no decorrer do tempo geológico, como pode-se observar na Figura 12 (Nelson e DePaolo, 1985; Hurley e Rand, 1969; Tugarinov e Bibikova, 1976, Patchett e Arndt, 1986). Alguns autores interpretam os dados Sm-Nd indicam que importante parte da crosta terrestre já havia sido formada até o final do Srqueano, enquanto outros autores preferem sugerir que as principais acresções crustais ocorreram durante o Proterozóico. A crescente utilização deste método vai permitir o aprimoramento desta taxa de crescimento, incluindo a utilização de outros métodos como o U-Pb e o Re-Os, como veremos nos próximos capítulos.

Figura 12. Curvas de evolução da crosta terrestre.