Yapılandırmacılık Yaklaşımına Göre Sınıf Ortamı ve Öğretmenin Rolü

Os métodos geocronológicos são de grande importância para revelar a história temporal das rochas, em especial o método U-Pb se torna a ferramenta mais precisa para investigar o registro dos eventos geológicos da Terra. A geocronologia U-Pb em zircão, badaleíta e monazita é usada para determinar a idade de cristalização de rochas ígneas de várias composições. Contudo, rochas de composições félsicas tendem a possuir altas concentrações de U, Zr, Th e Pb na crosta em relação ao manto, daí a facilidade de datar estas rochas através do zircão (e.g., Hanchar e Hoskin, 2003). As idades U-Pb em minerais metamórficos (zircão, titanita e monazita) são usados para determinar eventos termais e histórias termocronológicas. Idades U-Pb em zircão para sedimentos detríticos indicam à proveniência dos sedimentos e possivelmente a crosta que cedeu sedimentos à bacia (e.g., Dickin, 2005).

A morfologia dos zircões pode indicar a composição do magma, temperatura e taxa de cristalização (e.g., Pupin, 1980). As imagens de catodoluminêscencia (CL) ou

Back-scattered electrons (BSE) de seções polidas (Anexo III) registram eventos

geológicos sucessivos através da observação das zonas de sobrecrescimento em zircão. Apresentam uma importância particular no estudo das texturas internas dos grãos. A CL possibilita a visualização e interpretação da estrutura interna do cristal e a seleção de sítios específicos de datação de acordo com a finalidade de estudo (e.g., determinação dos protólitos, idade de cristalização e ciclos de crescimento do cristal), ou seja, auxiliam previamente domínios pretendidos para os estudos geológicos.

Muitos granitoides possuem zircões herdados (e.g., em xenocristais), em geral, esses minerais apresentam idades mais antigas. Isso ocorre devido à assimilação de

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fragmentos da rocha hospedeira onde o zircão fica “preservado” da fusão, podendo ser reconhecido através da forma do grão (i.e. núcleos arredondados, sobrecrescimento euedral; Corfu et al., 2003) (Tabela 3). O zircão pode apresentar bordas de sobrecrescimento a partir da recristalização metamórfica da rocha (Hoskin e Schaltegger, 2003), análises nestas bordas indicam as idades mais jovens do grão de zircão, enquanto as idades do núcleo indicam as mais antigas. Zircões metamórficos são arredondados e irregulares (Tabela 3), possuindo estrutura interna homogênea devido à destruição da estrutura magmática pré-existente (e.g., Corfu et al., 2003).

Tabela 3. Propriedades morfológicas do zircão, suas feições correspondentes e interpretações (Silva,

2006).

FEIÇÕES INTERPRETAÇÕES

Morfologia externa do cristal Idiomorfismo versus recristalização

periférica Preservação magmáticas das ou recristalização características

periférica

Morfologia interna Homogeneidade versus distinção entre

núcleo e sobrecrescimentos

Evolução magmática ou metamórfica Zoneamento oscilatório em setor ou

complexos

Deposição magmática do domínio (núcleo e/ou sobrecrescimento)

Apagamento das texturas magmáticas Alterações pós-magmáticas:

metamorfismo, ou metamitização

Fraturas radiais ou concêntricas Expansão por metamitização

Forma do núcleo Idiomórfico Ígneos (restito ou xenocristal) ou

metamórfico (xenocristal)

Arredondado Corrosão magmática (restitos ou

xenocristal); Corrosão metamórfica (xenocristal) ou abrasão (xenocristal detrítico)

Contorno fraturado Xenocristal detrítico

Contorno irregular Corrosão magmática ou metamórfica

Variações nas taxas de

luminescência (CL e BSE) Tonalidades cinza-médio uniforme, tanto em CL quanto em BSE Origem magmática; Conteúdos de U e Th normais (magmáticos) Tonalidades cinza-claro e branco (alta

luminescência) Baixos conteúdos de U e Th, domínios metamórficos fácies

anfibolito alta a eclogito Tonalidades cinza-escuro a preto em CL

(baixa luminescência)

Altos conteúdos de U (> 1000ppm) domínios magmáticos metamitizados

Nas últimas décadas a tendência de se usar análises in situ (LA-ICPMS e SHRIMP) em monocristais de zircão vem ganhando espaço em relação às técnicas de diluição isotópica (ID-TIMS). Análises in situ em porções do zircão revelam informações sobre a cristalização e eventos superpostos na rocha. De tal modo, crescimentos metamórficos ao redor de um núcleo indicam mais de uma fase de

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cristalização associados a diferentes eventos geológicos. As características metamórficas ou ígneas em um cristal de zircão são possíveis de ser reconhecidas através de imagens de catodoluminescência. Outro parâmetro é o valor da razão Th/U. As razões que variam entre 0,2 e 0,8 indicam cristais ígneos (e.g. Gebauer et al., 1997), enquanto que valores inferiores a 0,1 indicam a abertura do sistema isotópico em evento tectônico.

O advento das análises pontuais tem mostrado grande resolução espacial em escala µm, o que possibilita a posição do spot em porções definidas para a datação de rochas produzindo idades mais precisas que as técnicas anteriores. Assim, a cavidade gerada pelo método SHRIMP (Figura 8) geralmente permite que se alcance uma idade mais precisa devido ao volume de amostra extraída pelo bombardeamento de ânions O2. Por outro lado, algumas análises LA-ICPMS gera uma cavidade maior (Figura 8), extraindo diferentes frações do zircão, o que indica maior erro analítico (Patchett e Samson, 2005).

Figura 8. Ilustração comparativa entre as cavidades geradas pelas técnicas SHRIMP e LA-ICPMS

(modificado de Patchett e Samson, 2005). SHRIMP: Tamanho do spot depois de 15 minutos. LA-ICPMS: Tamanho do spot depois de um único pulso.

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No zircão, além do estudo da idade de cristalização e metamorfismo, é possível obter a proveniência e idade modelo do magma gerador da rocha através dos isótopos de Hf (descrito na próxima seção). A combinação da idade e proveniência faz do zircão o mineral ideal para o estudo da evolução da crosta continental. Portanto para as análises Lu-Hf, previstas nesta pesquisa, serão selecionados zircões datados pelo SHRIMP face à pequena dimensão dos spots gerados por esta técnica.

O método U-Pb ocorre através do decaimento dos isótopos radioativos 235U e 238_{U para os respectivos isótopos radiogênicos} 207_{Pb e} 206_{Pb (}238_{U →} 206_{Pb = 4,47 Ga;} 235_{U →} 207_{Pb = 704 Ma) (Faure, 1986). Em função dos diferentes valores de meia-vida,} o decaimento de 235U e 238U para os isótopos radiogênicos 207Pb e 206Pb ocorre em diferentes taxas. A idade do geocronômetro (i.e., qualquer mineral utilizado para medir o tempo geológico por decaimento radioativo) pode ser descrita com a aplicação da fórmula do decaimento constante através das Equações 1 e 2 (e.g., Faure, 1986; Harley e Kelly, 2007; Dickin, 2005):

(Equação 1)

(Equação 2) Onde: 204

Pb é o isótopo de referência; t é o tempo decorrido; é a constante de

decaimento; 0 designa a razão isotópica atual da amostra.

A vantagem de dois cronômetros independentes se deve à possibilidade de detectar a perda de Pb ou de material herdado. O diagrama da concórdia (206Pb/238U

versus 207Pb/235U) mostra que para um mineral no início da cristalização a curva é

traçada na origem, com o decorrer do tempo o decaimento radioativo aumenta rapidamente a razão 207Pb/235U, enquanto o 206Pb/ 238U aumenta lentamente, gerando a curva concórdia. A interseção superior da linha da discórdia com a curva da concórdia representa a idade do mineral ou rocha (Figura 9). O intercepto inferior pode indicar perda episódica de chumbo, vinculada a um episódio tectônico ou perda contínua por difusão (Harley e Kelly, 2007; Sato et al.,1995).

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Figura 9. Diagrama da concórdia mostrando a evolução das razões 206_Pb/238_{U versus} 207_Pb/235_{U no}

decorrer do tempo (Wetherill, 1956).