Geoquímica isotópica

O Carbono possui dois isótopos estáveis, ¹²C e ¹³C, e um isótopo radioativo, ¹⁴C.

A proporção de isótopos estáveis de carbono, δ¹³C, é medida em relação à Vienna Pee Dee Belemnite (VPDB).^[6] Os isótopos estáveis de carbono são fracionados principalmente pela fotossíntese (Faure, 2004). A proporção ¹³C/¹²C é também um indicador do paleoclima: uma alteração na proporção nos restos de plantas indica uma mudança na quantidade de atividade fotossintética e, portanto, no quão favorável o ambiente era para as plantas. Durante a fotossíntese, os organismos que utilizam a via C₃ apresentam enriquecimentos diferentes em comparação com os que utilizam a via C₄, permitindo aos cientistas não só distinguir a matéria orgânica do carbono abiótico, mas também identificar que tipo de via fotossintética a matéria orgânica estava a utilizar.^[5] Picos ocasionais na proporção global de ¹³C/¹²C têm sido também úteis como marcadores estratigráficos para a quimioestratigrafia, especialmente durante o Paleozoico.^[7]

A proporção de ¹⁴C tem sido utilizada para rastrear a circulação oceânica, entre outras aplicações.

O Azoto (ou nitrogénio) possui dois isótopos estáveis, ¹⁴N e ¹⁵N. A proporção entre estes é medida em relação ao azoto no ar ambiente.^[6] As proporções de azoto estão frequentemente ligadas a atividades agrícolas. Os dados de isótopos de azoto têm sido também utilizados para medir a quantidade de troca de ar entre a estratosfera e a troposfera utilizando dados do gás de efeito estufa N₂O.^[8]

O Oxigénio possui três isótopos estáveis, ¹⁶O, ¹⁷O e ¹⁸O. As proporções de oxigénio são medidas em relação à Vienna Standard Mean Ocean Water (VSMOW) ou Vienna Pee Dee Belemnite (VPDB).^[6] Variações nas proporções de isótopos de oxigénio são usadas para rastrear tanto o movimento da água, como o paleoclima,^[5] e gases atmosféricos como o ozono e o dióxido de carbono.^[9] Normalmente, a referência de oxigénio VPDB é utilizada para o paleoclima, enquanto a VSMOW é utilizada para a maioria das outras aplicações.^[5] Os isótopos de oxigénio aparecem em proporções anómalas no ozono atmosférico, resultantes do fracionamento independente da massa.^[10] As proporções isotópicas em foraminíferos fossilizados têm sido utilizadas para deduzir a temperatura de mares antigos.^[11]

O Enxofre possui quatro isótopos estáveis, com as seguintes abundâncias: ³²S (0,9502), ³³S (0,0075), ³⁴S (0,0421) e ³⁶S (0,0002). Estas abundâncias são comparadas com as encontradas na troilite do meteorito Canyon Diablo.^[9] As variações nas proporções de isótopos de enxofre são utilizadas para estudar a origem do enxofre num corpo de minério e a temperatura de formação de minerais que contêm enxofre, bem como uma bioassinatura que pode revelar a presença de micróbios redutores de sulfato.^[12][13]

O Chumbo possui quatro isótopos estáveis: ²⁰⁴Pb, ²⁰⁶Pb, ²⁰⁷Pb e ²⁰⁸Pb.

O chumbo é criado na Terra através do decaimento de elementos actinídeos, principalmente urânio e tório.

A geoquímica de isótopos de chumbo é útil para fornecer datas isotópicas numa variedade de materiais. Como os isótopos de chumbo são criados pelo decaimento de diferentes elementos transurânicos, as proporções dos quatro isótopos de chumbo entre si podem ser muito úteis no rastreio da fonte de magmas em rochas ígneas, a fonte de sedimentos e até a origem de pessoas através da Impressão digital isotópica dos seus dentes, pele e ossos.

Tem sido utilizada para datar testemunhos de gelo da plataforma ártica e fornece informações sobre a fonte de poluição atmosférica por chumbo.

Os isótopos chumbo-chumbo têm sido utilizados com sucesso na ciência forense para identificar munições, porque cada lote de munição tem a sua própria proporção peculiar de ²⁰⁴Pb/²⁰⁶Pb vs ²⁰⁷Pb/²⁰⁸Pb.

Samário–Neodímio é um sistema isotópico que pode ser utilizado para fornecer uma data, bem como impressões digitais isotópicas de materiais geológicos e vários outros materiais, incluindo achados arqueológicos (vasos, cerâmicas).

O ¹⁴⁷Sm decai para produzir ¹⁴³Nd com uma meia-vida de 1,06×10¹¹ anos.

A datação é geralmente alcançada tentando produzir uma isócrona de vários minerais dentro de uma amostra de rocha. A proporção inicial de ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd é determinada.

Esta proporção inicial é modelada em relação ao CHUR (Chondritic Uniform Reservoir), que é uma aproximação do material condrítico que formou o Sistema Solar. O CHUR foi determinado através da análise de meteoritos condritos e acondritos.

A diferença na proporção da amostra em relação ao CHUR pode fornecer informações sobre uma idade modelo de extração do manto (para a qual foi calculada uma evolução assumida em relação ao CHUR) e se esta foi extraída de uma fonte granítica (empobrecida em Nd radiogénico), do manto ou de uma fonte enriquecida.

O Rénio e o Ósmio são elementos siderófilos que estão presentes em abundâncias muito baixas na crosta. O rénio sofre decaimento radioativo para produzir ósmio. A proporção de ósmio não radiogénico para ósmio radiogénico varia ao longo do tempo.

O rénio prefere entrar em sulfuretos mais facilmente do que o ósmio. Assim, durante a fusão do manto, o rénio é removido, o que impede que a proporção ósmio-ósmio se altere significativamente. Isto "bloqueia" uma proporção inicial de ósmio da amostra no momento do evento de fusão. As proporções iniciais ósmio-ósmio são usadas para determinar a característica da fonte e a idade dos eventos de fusão do manto.

O Hélio-3 ficou retido no planeta aquando da sua formação. Algum ³He está a ser adicionado por poeira meteórica, acumulando-se principalmente no fundo dos oceanos (embora, devido à subducção, todas as placas tectónicas oceânicas sejam mais jovens do que as placas continentais). No entanto, o ³He será libertado do sedimento oceânico durante a subducção, pelo que o ³He cosmogénico não está a afetar a concentração ou as proporções de gás nobre do manto.

O hélio-3 é criado pelo bombardeamento de raios cósmicos e por reações de espalação de lítio que geralmente ocorrem na crosta. A espalação de lítio é o processo pelo qual um neutrão de alta energia bombardeia um átomo de lítio, criando um ião ³He e um ião ⁴He. Isto requer uma quantidade significativa de lítio para afetar adversamente a proporção ³He/⁴He.

Todo o hélio libertado acaba por ser perdido para o espaço, uma vez que é menos denso do que a atmosfera e, portanto, sobe constantemente até estar sujeito à fuga por troca de carga. Assim, assume-se que o conteúdo e as proporções de hélio da Atmosfera da Terra permaneceram essencialmente estáveis.

Observou-se que o ³He está presente em emissões de vulcões e em amostras de dorsais oceânicas. A forma como o ³He é armazenado no planeta está sob investigação, mas está associado ao manto e é utilizado como um marcador de material de origem profunda.

Devido às semelhanças entre o hélio e o carbono na química do magma, a libertação de hélio requer a perda de componentes voláteis (água, dióxido de carbono) do manto, o que acontece a profundidades inferiores a 60 km. No entanto, o ³He é transportado para a superfície principalmente retido na estrutura cristalina de minerais dentro de inclusões fluidas.

O hélio-4 é criado por produção radiogénica (pelo decaimento de elementos das séries do urânio/tório). A crosta continental tornou-se enriquecida nestes elementos em relação ao manto e, portanto, produz-se mais ⁴He na crosta do que no manto.

A proporção (R) de ³He para ⁴He é frequentemente utilizada para representar o conteúdo de ³He. R é geralmente dado como um múltiplo da proporção atmosférica atual (Ra).

Valores comuns para R/Ra:

• Crosta continental antiga: menos de 1
• Basalto de dorsal oceânica (MORB): 7 a 9
• Rochas de dorsais de expansão: 9,1 mais ou menos 3,6
• Rochas de pontos quentes (hotspots): 5 a 42
• Água oceânica e terrestre: 1
• Água de formação sedimentar: menos de 1
• Água de fontes termais: 3 a 11

A química dos isótopos ³He/⁴He está a ser utilizada para datar águas subterrâneas, estimar as taxas de fluxo das mesmas, rastrear a poluição da água e fornecer informações sobre processos hidrotermais, geologia ígnea e génese de minérios.

• (U-Th)/He dating of apatite as a thermal history tool
• USGS: Helium Discharge at Mammoth Mountain Fumarole (MMF)

O Urânio está bem misturado no oceano e o seu decaimento produz ²³¹Pa e ²³⁰Th numa proporção de atividade constante (0,093). Os produtos de decaimento são rapidamente removidos por adsorção em partículas que se depositam, mas não a taxas iguais. O ²³¹Pa tem uma permanência equivalente ao tempo de residência da água profunda na bacia do Atlântico (cerca de 1000 anos), mas o ²³⁰Th é removido mais rapidamente (séculos). A Circulação termoalina exporta eficazmente o ²³¹Pa do Atlântico para o Oceano Antártico, enquanto a maior parte do ²³⁰Th permanece nos sedimentos do Atlântico. Como resultado, existe uma relação entre ²³¹Pa/²³⁰Th nos sedimentos do Atlântico e a taxa de capotamento (overturning): um capotamento mais rápido produz uma proporção de ²³¹Pa/²³⁰Th no sedimento mais baixa, enquanto um capotamento mais lento aumenta esta proporção. A combinação de δ¹³C e ²³¹Pa/²³⁰Th pode, portanto, fornecer uma visão mais completa das alterações passadas na circulação.

O Trítio foi libertado para a atmosfera durante os testes atmosféricos de bombas nucleares. O decaimento radioativo do trítio produz o gás nobre hélio-3. A comparação da proporção de trítio para hélio-3 (³H/³He) permite a estimativa da idade de águas subterrâneas recentes. Uma pequena quantidade de trítio é também produzida naturalmente por espalação de raios cósmicos e fissão ternária espontânea em urânio e tório naturais, mas devido à meia-vida relativamente curta do trítio e às quantidades relativamente pequenas (comparadas com as de fontes antropogénicas), essas fontes de trítio desempenham geralmente apenas um papel secundário na análise de águas subterrâneas.

• USGS Tritium/Helium-3 Dating
• Hydrologic Isotope Tracers - Helium

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• Dickin A.P., 2005. Radiogenic Isotope Geology (Cambridge University Press).
• Faure G., Mensing T. M. (2004), Isotopes: Principles and Applications (John Wiley & Sons).
• Hoefs J., 2004. Stable Isotope Geochemistry (Springer Verlag).
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• Fundamentals of Isotope Geochemistry (C. Kendall & E.A. Caldwell, cap.2 em Isotope Tracers in Catchment Hydrology [editado por C. Kendall & J.J. McDonnell], 1998)
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