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VII ISÓTOPOS DO CARBONO CICLOS E DATAÇÃO

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VII – ISÓTOPOS DO CARBONO: 
CICLOS E DATAÇÃO
GEOFÍSICA NUCLEAR APLICADA A 
ESTUDOS AMBIENTAIS
Prof. Fernando Lamego
Ciclo do carbono e o Homem
Datação c/ Radiocarbono: Premissas e limitações
Idades convencionais e dendro-calibração
Efeitos de Suess e DeVries e influência do paleoclima
Estudos da Assinatura da Matéria Orgânica
Datação e Recarga de Águas Subterrâneas
CICLO DO CARBONO E O HOMEM: 
ONDE O FÓSSIL É O MODERNO
Trocas de 
Carbono no 
Sistema 
Biosfera-
Geosfera e 
balanço global 
entre emissões 
e reservatórios
(notar efeito da 
fertilização em 
oposição a 
emissão fóssil)
0
20
40
60
80
100
120
0 5,730 11,460 17,190 22,920 28,650
Time in years
a
t1
4 C
 p
m
C
Radiocarbon decay
at = ao · e–
λt
t = –8267 · ln
a
a
t
14
o
14
C
C
⎛
⎝
⎜
⎞
⎠
⎟
FRACIONAMENTO RADIOCARBONO:FRACIONAMENTO RADIOCARBONO:
IDADE CONVENCIONALIDADE CONVENCIONAL
DECAIMENTO LÍQUIDO PÓS-MORTE COM RELAÇÃO 
LINEAR ENTRE ATIVIDADE E IDADE (T1/2 /ln2 x ln N0/N2)
FRACIONAMENTO ISOTÓPICO (C13/C12 - PDB) COM EFEITO 
RESERVATÓRIO AMOSTRA/Ac. OXÁLICO (NBS) DEVIDO A 
DIFERENÇAS ENTRE MATRIZES AMBIENTAIS 
d = δ13CΣCO2(aq) – δ13CCO2(g) = δ13C + 25 (‰)
EFEITO RESERVATÓRIO: INTEMPERISMO (E.G. CALCITA) 
TRAZ CARBONO DE BAIXA ATIVIDADE (ANTIGO) QUE 
ENVELHECE A IDADE. O 13C É UM TRAÇADOR DESTAS 
REAÇÕES (DUAS VEZES MAIOR NO 14C :. ∆14C = 2d)
INTEMPERISMO: AUMENTA pH E MUDA EQUILÍBRIO DO 
δ13C ENTRE AS ESPÉCIES DE CARBONO INORGÂNICO
∆ 14C (‰)
Método para identificação das assinaturas da matéria 
orgânica, discriminando suas origens, através dos valores 
de 13C e razão C/N. Este método baseia-se na degradação 
diferencial dos compostos orgânicos
Exemplo de aplicação do método em sedimentos
PRODUPRODUÇÇÃO RADIOCARBONO:ÃO RADIOCARBONO:
IDADE CALIBRADAIDADE CALIBRADA
FENÔMENOS QUE INFLUENCIAM A PRODUÇÃO DE 14C NA 
E ESTRATOSFERA: 1) TESTES TERMONUCLEARES; 2) 
EFEITO SUESS (emissões fósseis); 3) EFEITO de VRIES 
(Ciclo das manchas solares) e 4) DIPOLO MAGNÉTICO 
DENDROCRONOLOGIA FORNECE CURVA-CALENDÁRIO 
COM REGISTROS ATÉ 11.000 A.P. E DERIVA ATIVIDADE 
EM IDADE (MEDIA MÓVEL) COM INTERCOMPARAÇÕES 
ENTRE LABORATÓRIOS
PROGRAMA CALIB 4.0 FORNECE FAIXAS DE IDADE E 
DISTRIBUIÇÃO DE PROBALIDADE (1F e 2F) E INCLUI 
NO BANCO DE DADOS DATAÇÃO DE CARBONO 
OCEÂNICO E CORAIS
Ciclo secular das manchas solares e variação 
paleoclimática do dipolo magnético em relação a 
atividade do radiocarbono terrestre
-25
25
0
∆14C (‰)
-25
0
25
FaixasFaixas de Cde C--14 no CO2 14 no CO2 troposftroposfééricorico e DIC e DIC nana ááguagua superficial superficial 
do mar. Os dados do mar. Os dados mostrammostram um um crescimentocrescimento de de quasequase duasduas
vezesvezes durantedurante osos testes de 1960 no testes de 1960 no hemisfhemisféériorio nortenorte No No 
hemisfhemisféériorio sulsul o o aumentoaumento foifoi menormenor, , porporéémm desdedesde a a ddéécadacada de de 
70 as 70 as concentraconcentraççõesões tem se tornado tem se tornado similaressimilares. O C. O C--14 14 
oceanicooceanico aumentouaumentou devidodevido a a assimilaassimilaççãoão do Cdo C--14 14 atmosfatmosfééricorico..
1414C C TermoTermo--NuclearNuclear
800 PMC
100 PMC
Distribuição pré-nuclear do ∆14C nos oceanos
A - Comparação entre o CALIB 4.0 (-) e idades médias do 
14C calculadas por vários laboratórios entre 8 e 6 ka A.P.
B – Valores de ∆14C do banco de dados bidecadal do 
CALIB 4.0
A B
100 pmc
180 pmc
Faixas de valores de δ 13C para vários reservatórios 
de carbono, incluindo as formas oxidadas (CO2 e 
DIC) e reduzidas (CH4 e PAH)
Sistema aberto – Zona insaturada (Equilíbrio nas trocas 
ar-água do solo)
Sistema fechado – Zona Saturada (Intemperismo e 
Precipitação de minerais)
0 ‰ -23 ‰ -11 ‰
-23 ‰
~ -23 ‰
0 pmc 100 pmc 50 pmc
100 pmc
~ 100 pmc
GeoquGeoquíímica dos carbonatos mica dos carbonatos ––
Uma IntroduUma Introduçção (1/4)ão (1/4)
ConcentraConcentraçção de solutos: ão de solutos: mgmg.kg.kg--11 ou ou mgmg.L.L--11
Molalidade (m) e Molalidade (m) e MolaridadeMolaridade (M)(M)
m = m = ppmppm / / kgfkgf M = M = mgmg.L.L--1 1 / / kgfkgf
(em baixa salinidade m (em baixa salinidade m –– M e M e ppmppm –– mgmg.L.L--11))
epmepm = (= (ppmppm //gfgf) . z ) . z meqmeq.L.L--11 = (= (mgmg.L.L--11 //gfgf) . z) . z
Onde z = carga iônica Onde z = carga iônica 
((XXnn±±) = m ) = m XXnn±± ≠≠ [[XXnn±±] = a ] = a XXnn±±
Onde a = atividade ou concentraOnde a = atividade ou concentraçção termodinâmicaão termodinâmica
aaXX = m= mXX . . γγXX onde, a < m e onde, a < m e γγ = coeficiente de = coeficiente de ativativ
a a éé funfunççaoao da forda forçça iônica e da temperaturaa iônica e da temperatura
I = I = ½½ ΣΣ mmii . Z. Zii2 2 , molalidade e valência do , molalidade e valência do ionion ii
ContinuaContinuaçção (2/4)ão (2/4)
EquaEquaçção ão DebyeDebye--HuckelHuckel –– solusoluçções diluões diluíídas:das:
loglog γγii = = --0,5 Z0,5 Zii2 2 √√ II
IndIndíícece de solubilidade de minerais = razão da de solubilidade de minerais = razão da 
atividade da soluatividade da soluçção pela de equilão pela de equilííbriobrio
Constante de reaConstante de reaçção termodinâmica (Kão termodinâmica (KTT): ): 
KKcalcitacalcita = [Ca= [Ca2+2+] . [CO] . [CO3322--] = 10] = 10--8,488,48
SISIcalcitacalcita = [Ca= [Ca2+2+] . [CO] . [CO3322--] / K] / Kcalcitacalcita
Se SiSe Sicalcita calcita > 0 > 0 –– calcita estcalcita estáá supersaturada e supersaturada e 
precipitaprecipita
Se SiSe Sicalcita calcita < 0 < 0 –– calcita estcalcita estáá se dissolvendose dissolvendo
Se SiSe Sicalcitacalcita = 0 = 0 –– calcita estcalcita estáá em equilem equilííbriobrio
ContinuaContinuaçção 3/4ão 3/4
Gases: Gases: ppmvppmv x Pressão Parcial (e.g. Px Pressão Parcial (e.g. PCO2CO2) 1) 1--1010--66
Quando Quando áágua infiltra CO2gua infiltra CO2atmatm (360 (360 ppmvppmv), se equilibra com ), se equilibra com 
COCO22--solosolo (P(PCO2 CO2 ~ 10~ 10--33 –– 1010--11))
DissoluDissoluçção do COão do CO22--solosolo produz produz áácido carbônico, diminui o cido carbônico, diminui o 
pH e aumenta o intemperismo da rocha. Depende das pH e aumenta o intemperismo da rocha. Depende das 
condicondiçções de recarga: temperatura, pH inicial da ões de recarga: temperatura, pH inicial da áágua e gua e 
PPCO2CO2
COCO22(g) (g) -- difusão em difusão em áágua gua -- 4 esp4 espéécies dissolvidas:cies dissolvidas:
COCO22((aqaq) ) –– aquoso + Haquoso + H22COCO3 3 –– áácido carbônico + HCOcido carbônico + HCO33-- --
Bicarbonato + COBicarbonato + CO3322-- = DIC= DIC
Difusão do CO2 na Difusão do CO2 na áágua gua –– CO2(g) CO2(g) ↔↔ CO2(CO2(aqaq) ) 
HidrataHidrataçção do CO2 ão do CO2 -- CO2(CO2(aqaq) + H) + H220 0 ↔↔ HH22COCO3 3 
11ªª dissociadissociaçção do ão do áácido carbônico cido carbônico -- HH22COCO33 ↔↔ HH++ + HCO+ HCO33--
22ªª dissociadissociaçção do ão do áácido carbônico cido carbônico -- HCOHCO3 3 ↔↔ HH++ + CO+ CO3322--
ContinuaContinuaçção 4/4ão 4/4
CO2(g) + H2O CO2(g) + H2O ↔↔ HH22COCO33 (K(KCO2CO2))
HH22COCO3 3 ↔↔ HH++ + HCO+ HCO33-- (K(K11))
HH++ + HCO+ HCO33-- ↔↔ 2H2H++ + CO+ CO3322-- (K(K22))
HCOHCO3 3 + CO+ CO3322-- = alcalinidade de = alcalinidade de 
carbonatos carbonatos –– concentraconcentraçção de ão de 
espespéécies dissolvidas que agem cies dissolvidas que agem 
como aceptores de Hcomo aceptores de H++ e e 
tamponam o pH (consomem tamponam o pH (consomem 
acidez e revertem a dissociaacidez e revertem a dissociaçção)ão)
pK = - log K
Intemperismo de silicatosIntemperismo de silicatos
DIC DIC éé derivado somente do CO2 consumido derivado somente do CO2 consumido 
na alterana alteraçção de feldspatos (e.g. ão de feldspatos (e.g. anortitaanortita ou ou 
albitaalbita) para ) para caolinitacaolinita::
NaAlSiNaAlSi33OO88 + CO+ CO22 + 5,5 H+ 5,5 H220 0 →→ NaNa+ + + + 
+ + ½½AlSiAlSi22OO55(OH)(OH)44 + 2 H+ 2 H44SiOSiO4400 + HCO+ HCO33--
Aumento do pH desloca a distribuiAumento do pH desloca a distribuiçção das ão das 
espespéécies de DIC para o campo do cies de

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