O método Sm-Nd é importante na averiguação de fontes e processos, os quais são determinados mediante o cálculo das razões 147Sm/144Nd e 143Nd/144Nd, da obtenção das idades modelo (TDM) e do parâmetro épsilon Nd (εNd). O princípio básico é que o principal evento modificador da razão Sm-Nd é o processo de diferenciação manto- crosta (Figura 12; DePaolo, 1988). Uma vez que, os raios atômicos dos elementos Sm e Nd são 1,04Ä e 1,08Ä, respectivamente. Não obstante, esta pequena diferença nas propriedades químicas possibilita a identificação de processos formadores de magmas. O 147Sm decai para o 144Nd em uma rocha ou mineral segundo a fórmula:
(Equação 6)
Onde: 144
Nd é o isótopo de referência; t é o tempo decorrido; é a constante de
decaimento (6,54·10-12 a-1); m e i designam a razão isotópica atual da amostra e a razão inicial, respectivamente.
A idade modelo (TDM) corresponde ao tempo decorrido desde que a rocha foi extraída de sua fonte. Essa difere das idades radiométricas absolutas (idade de cristalização da rocha), ou seja, representa o tempo T no qual a amostra tinha a mesma composição isotópica 143Nd/144Nd do magma de origem (e.g., Faure, 1986; Figura 12). A idade TDM requer a premissa que o Sm e Nd não estejam substancialmente fracionados na crosta, em conformidade com suas afinidades geoquímicas (e.g., Dickin, 2005).
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A figura 12 ilustra a evolução da razão 147Sm/144Nd e 143Nd/144Nd através do Tempo, em relação ao CHUR, manto empobrecido e a crosta continental, considerando que o principal evento de diferenciação crosta/manto ocorreu a partir de 2,7 Ga.
Figura 12. Evolução isotópica do CHUR em função do tempo geológico CHUR (a partir de 4,55 Ga).
Maior evento de diferenciação em 2,7 Ga (empobrecimento a crosta na razão Sm/Nd e enriquecendo o manto) (Faure, 1986).
O valor εNd indica se a razão inicial da rocha 143Nd/144Nd é maior ou menor que o CHUR (i.e., 0,512638) (Albarède, 1995). Como resultado, maiores valores de 143Nd/144Nd que o CHUR (
Nd positivo) representam rochas derivadas do manto. Em geral, quanto maior esse parâmetro mais empobrecido geoquimicamente é o manto. Já os valores negativos de εNd representam rochas derivadas de uma fonte com razão 147Sm/144Nd inferior ao CHUR, o que significa que essas rochas foram derivadas da assimilação de material crustal, ou a partir de um manto enriquecido ou da fusão de rochas pré-existentes (Sato et al., 1995). Nas situações onde ocorre a participação das duas fontes (e.g., manto e crosta), os valores de Nd variam em torno de zero, podendo ser ligeiramente negativo ou positivo, dependendo do grau de participação do material fonte.
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A concentração de Sm e Nd nos minerais silicáticos aumenta segundo sua ordem de cristalização. Nesta sequência, durante fusão ocorre uma tendência do Sm se concentrar nas fases residuais e o Nd nas fases líquidas (e.g. magma), resultando, neste último, em baixos valores 143Nd/144Nd (Albarède, 1995). O mesmo processo ocorre durante a cristalização fracionada. Comparativamente, as rochas máficas possuem altos valores Sm/Nd enquanto que as rochas félsicas têm baixos valores (Figura 12).
Em rochas que sofreram um fracionamento isotópico significativo (i.e. grandes quantidades de minerais acessórios como allanita e epidoto, metamorfismo de médio a alto grau) pode ocorrer o fracionamento do sistema Sm/Nd (Pimentel e Charney, 1991; Sato, 1998). Por exemplo, allanita incorpora grande parte dos ETRL (e.g., La, Ce, Pr e Nd), excluindo o Sm (Pimentel e Charney, 1991). Em seguida, as razões Sm/Nd e 143Nd/144Nd diminuem na rocha e os valores de ε
Nd são negativos. Portanto, a idade modelo e o parâmetro εNd são fundamentais do ponto de vista petrogenético, pois possibilitam a identificação de protólitos mantélicos (εNd positivo), crustais (εNd negativo), a discriminação de ambientes tectônicos, além de avaliar o tempo de diferenciação crosta-manto.
O grau de fracionamento pode ser obtido através do parâmetro fSm/Nd com valores de até 0,55 para as rochas crustais e da razão 147Sm/144Nd da ordem de 0,085 a 0,125 (Bennet e DePaolo, 1987; Sato, 1998). Valores acima de -0,55 sugerem que um evento posterior ou a composição química dos minerais acessórios produziu um fracionamento no sistema Sm-Nd. Nessa situação, serão obtidos valores anômalos para a idade TDM calculada para um único estágio (Liew e Hofmann, 1988). O modelo de evolução de dois estágios compensa o possível efeito do segundo fracionamento em processos intra-crustais (Figura 13). Em casos de mistura de fontes, o sistema irá fornecer uma idade TDM média do tempo de residência do material na crosta. Neste caso, a idade TDM não representa a idade correta da segregação do magma, mas possibilita interpretações sobre as possíveis fontes envolvidas (Arndt e Goldstein, 1987).
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Figura 13. (A) Evolução Nd versus tempo; (B) εNdt versus 87Sr/86Sr inicial mostrando a composição
complementar do manto empobrecido e da crosta continental relativa ao manto primitivo (Rollinson, 2007).
Os diagramas εNd versus Tempo e εNd versus εSr são úteis para indicar ambientes tectônicos e parâmetros petrogenéticos. A Figura 13A foi construída através da comparação da composição isotópica de uma amostra em relação ao DM, CHUR e possíveis fontes. Nela, os valores de εNdT mostram um trend evolutivo do manto em relação a crosta continental e apresentam os processos de mistura de fontes (Rollinson, 2007).
Os dados isotópicos de Sr-Nd são dependentes da idade de cristalização e da composição isotópica inicial da fonte. A interação entre reservatórios (e.g. crosta continental e manto) pode ser modelado pelo diagrama εNdT versus 87Sr/86Sinicial. Na Figura 13, a correlação entre o Nd e Sr ilustra o domínio do manto (i.e., εNdt>0; 87Sr/86Sr
i <0,704) e da crosta continental (i.e., εNdt<0; 87Sr/86Sri >0,704) (Rollinson, 2007).
Muitas rochas continentais possuem composições que dificultam a identificação do magma fonte. Nestes casos, a modelagem isotópica permite desvendar estes processos que afetam a maioria das rochas durante sua geração. Um procedimento utilizado é descrito por DePaolo (1981), no qual utiliza a mistura entre dois componentes e, assim, demonstra o papel da contaminação de reservatórios mantélicos distintos ou da crosta em magmas juvenis. Essa técnica facilita a identificação de diferenças sutis entre o manto enriquecido, a contaminação crustal e o input de diferentes reservatórios. O cálculo da interação entre as fontes, resultam em hipérboles que dependem da concentração da razão Nd/Sr (q = (Sr/Nd)1/(Sr/Nd)2); q = (C1/C2)
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β/(C1/C2) α (β, α = fontes; 1,2 = concentração da mistura isotópica) (DePaolo, 1981; Albarède, 1995).
Identicamente ao Nd, isótopos de Sr fornecem informações sobre a origem e processos geológicos que afetam as rochas (Geraldes, 2010). Devido à alta mobilidade química, o Sr (1,13 Ä) tende a se concentrar no manto em relação ao Rb, enquanto que o Rb (1,48 Ä) na crosta. No processo de fusão parcial, o Rb é fracionado do magma em maiores proporções que o Sr. Dessa maneira, com o decorrer do tempo, a crosta é enriquecida em 87Sr radiogênico quando cotejado com o Sr do manto superior. Logo, as rochas da crosta continental possuirão maiores razões 87Sr/86Sr (i.e., >0,705) do que às relacionadas ao manto superior (i.e., <0,705) (Dickin, 2005). Em geral, a razão Rb/Sr aumenta gradualmente no magma durante a cristalização (Faure, 1986). Deste modo, o parâmetro petrogenético 87Sr/86Sr inicial registra informações sobre o magma a partir do qual as rochas se cristalizaram, ou seja, indica se um magma foi originado no manto superior ou na crosta continental.
Durante a cristalização de um magma, os minerais apresentam a mesma razão 87Sr/86Sr inicial do magma parental. Contudo, o Rb e o Sr, em função de similaridades de raio iônico, possuem afinidades geoquímicas com o K e Ca, respectivamente (Faure, 1986). Dessa forma, diferentes razões K/Ca nos minerais refletem distintas razões Rb/Sr. Comumente, esta razão aumenta em ordem do plagioclásio, hornblenda, K- feldspato, biotita, moscovita. Assim, a relação entre as razões 87Rb/86Sr e 87Sr/86Sr nos minerais será diretamente proporcional, após um significativo tempo de decaimento do 87Sr radiogênio (Albarède, 1995).