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 deDIC para o campo do 
bicarbonatobicarbonato
Efetivo para a zona não saturada (sistema Efetivo para a zona não saturada (sistema 
aberto) onde mais CO2 pode ser dissolvido aberto) onde mais CO2 pode ser dissolvido 
nos solos, mas pouco efetivo para zona nos solos, mas pouco efetivo para zona 
saturada (sistema fechado)saturada (sistema fechado)
No caso da No caso da anortitaanortita (slide25) o Ca(slide25) o Ca2+2+ tbtb atuaatua
Quanto maior o CO2(g) menor será o pH inicial da água 
subterrânea, que irá então ser tamponado pelo intemperismo de 
solos e rochas. A dissolução da calcita é acelerada pelo ácido 
carbônico do solo:
CO2(g) + H20 + CaCO3 → Ca2+ + 2HCO3- (KT = 10-6,41 > Kcalcita)
Essas reações produzem troca iônica e fracionamento isotópico:
Fracionamento do Fracionamento do δδ1313CCCO2CO2 no solono solo
Fatores de fracionamento para espFatores de fracionamento para espéécies de carbonato variam com a cies de carbonato variam com a 
temperatura de acordo com as reatemperatura de acordo com as reaçções e as equaões e as equaçções correspondentes ões correspondentes 
estão expressas na tabela 1estão expressas na tabela 1
-
14 14 14
2 13
14
13
14
13
14
2
13
14
14
13
2
Dissolução de carbonatos (aqüíferos calcários ou c/ carbonatos secundário) na 
área de recarga. Assim, a atividade do 14C no DIC da recarga após a dissolução 
(a 14Crec) é igual ao 14C moderno dos solos (a0 14C) vezes o fator de diluição (q):
a 14Crec = q . a0 14C ∴ at 14C = a 14Crec . e-λt ∴ t = -8267 . ln (at 14C / a 14Crec )
EvoluEvoluççãoão geoqugeoquíímicamica do do 1414C no C no 
DICDIC
1414COCO22 do solo = do solo = 100 100 pMCpMC
DIDI1414CC
MedidoMedido
DiluiDiluiççãoão do do 1414C C ::
CaCOCaCO33 + + 1414COCO2 2 + H+ H22O O → CaCa2+2+ + H+ H1414COCO33 + HCO+ HCO33 ~~ 50 50 pMCpMC
1414C decayC decay << 50 50 pMCpMC
<<<< 50 50 pMCpMC
DiluiDiluiççãoão vcvc decaimentodecaimento??
MODELOS DE CORREMODELOS DE CORREÇÇÃO PARA ÃO PARA 
A DISSOLUA DISSOLUÇÇÃO DE ÃO DE 
CARBONATOSCARBONATOS
Statistical correction (STAT model) 
Statistical models assume that after the initial carbon uptake in the soil zone by infiltrating water, some
14C dilution will occur through the addition of 14C-free carbon. Statistical evaluations are possible if
geochemical evolution can be averaged over the recharge area to estimate an “initial” value for the 14C 
activity of the aqueous carbonate. This initial value represents the fraction of 14C remaining after 
secondary carbon additions (Vogel, 1970): 
 
0.65–0.75 for karst systems 
0.75–0.90 for sediments with fine-grained carbonate such as loess 
0.90–1.00 for crystalline rocks 
 
The lower q values emphasize the importance of carbonate reactions in aquifers with abundant 
carbonate whereas in crystalline rocks with little carbonate, q values close to 1 have been determined.
The corrected age is then determined from the decay equation, using this estimate of q: 
 
t 8267 ln C
q C
14
DIC
STAT o
14= − ⋅ ⋅
a
a
 
 
The simple statistical approach can be problematic. Geochemical reactions that take place in
groundwaters beyond the recharge area (above) must also be corrected for. The actual 14C dilution is 
usually much larger (and thus the q-factors smaller) in older systems than in young ones. Geochemical 
models must then be considered. 
Alkalinity correction (ALK model) 
 
Where the recharge area cannot be studied, geochemical models can be used that are based on the 
parameters measured in the water being dated. The Tamers (1975) or "chemical" correction based on 
initial and final carbonate (DIC) concentrations. It was proposed for groundwater in which calcite is 
dissolved under closed system conditions: 
q
H CO HCO
H CO HCOALK =
+
+
−
−
m m
m m
2 3 3
2 3 3
½
For the vast majority of groundwaters, this leads automatically to a q-factor of about 0.5 because of the 
reaction: 
 
H2CO2 + CaCO3 ↔ 2HCO3– + Ca2+ 
 
whereby most of the carbonic acid is consumed by limestone dissolution, and the original 14C from soil 
carbon dioxide is diluted to about 50%. This model assumes fully closed system conditions, where no
exchange with soil CO2 during calcite dissolution occurs. This model is of limited interest due to its
simplification of geochemical reaction. 
CMB-Alk
CMB-Chem
(Mistura com δ 13C)
Matrix exchange (Fontes-Garnier model) 
 
The exchange of carbon isotopes between the DIC and carbonate minerals in the aquifer matrix is often
considered as a cause for δ13CDIC enrichment and 14C dilution. Groundwaters that are essentially at
equilibrium with calcite will exchange carbonate across the mineral-solution interface where CO32– and 
Ca2+ are in a continual process of recrystallization. Constraints to such a process include the grain size
of carbonate minerals in the aquifer, the volume and geometry of pores and the degree of “aging” of the 
mineral surfaces. The “reactivity” of the mineral surfaces decreases with increased crystallization and
age. 
 
Isotope exchange should be recorded by closed system enrichments to 13C, and so radiocarbon ages can 
be corrected according to the 13C mass-balance equation discussed above. However, if secondary
calcite surfaces are involved, then the δ13C will be depleted from that of the host limestone (or
dolomite), and the effect may not be fully accounted for. A more complicated correction is proposed by 
Maloszewski and Zuber (1991) who model the retardation of 14C as a sorption reaction. A limitation to 
their approach is the sensitivity of the model to distribution coefficient for 14C and pore geometry, 
which vary between aquifers. 
 
Fontes and Garnier (1979) developed a correction model (the F-G model) that uses cation 
concentrations to determine the contribution of 14C-free matrix carbonate, and isotope mass balance to
apportion 14CDIC into that exchanged with (i) CO2 gas in the soil (open system exchange), and (ii) the
carbonate matrix (matrix exchange). In their model, the total of matrix-derived carbonate is calculated 
as: 
 
mDICcarb = mCa2+ + mMg2+ – mSO42– + ½(mNa+ + mK+ – mCl–) 
 
This accounts for carbonate dissolution based on Ca and Mg, with a correction for evaporite dissolution
(mSO42–) and cation exchange (mNa+ + mK+, with a correction for Na+ from salt, mCl–). Their mNO3–
term is dropped here as it is negligible in old waters. This DIC is then apportioned into two components
— that which has exchanged with the soil CO2 (14C active) in an open system and that which has
exchanged with the carbonate matrix (considered to be 14C-dead) under closed system conditions. The
fraction of this DIC that has exchanged with soil CO2 in an open system (mDICCO2-exch) is calculated 
from the following mass-balance relationship: 
 
( )
m
m m m m
D I C C O - e x c h2 =
⋅ − ⋅ − ⋅ −
− −−
δ δ δ
δ ε δ
1 3 1 3 1 3
1 3 1 3 1 3
2 3
C C C D I C
C C C
m e a s c a r b s o i l c a r b
s o i l C O C a C O c a r b
D I C D I C D I Cm e a s c a r b m e a s 
 
In this equation, the value for mDICCO2-exch (moles of matrix-derived DIC that have exchanged with the 
soil CO2) can be negative. This simply indicates that isotope exchange between DIC and the matrix is
the dominant exchange process. 
 
The dilution factor then becomes: 
 
q D I C D I C D I C
D I CF G
m e a s c a r b C O e x c h
m e a s
−
−=
− +m m m
m
2 
Arranjo geológico do aquífero Bunter (arenito
triássico) Inglaterra oriental (modificado de 
Andrews et al., 1994).
EvoluEvoluççãoão isotisotóópicapica do do gradientegradiente topogrtopográáficofico do do 
arenitoarenito Bunter. A Bunter. A correlacorrelaççãoão inversainversa do do aa1414C C 
com o com o δδ1313C C demonstrademonstra o o efeitoefeito das das reareaççõesões de de 
nãonão decaimentodecaimento nana atenuaatenuaçção/diluião/diluiççãoão do do 1414CC
0
20
40
60
80
1 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 25 28 30
Site → down-gradient 
-14
-13
-12
-11
-10
-9
-8
a
14
C
D
IC
 p
m
C
 C δ 13C
 ‰
 V
P
D
B
 B
14C
13C
3H > 2 TU 3H - freegroundwaters 
CorrelaCorrelaççãoão das das idadesidades 1414C com o C com o δδ1818O. O. LimitesLimites de de 
confianconfianççaa ((1414C C ±±50%, 50%, δδ1818O O ±±0.10.1‰‰). ). ClimaClima quentequente no no ininííciocio
do do HolocenoHoloceno indicadoindicado pelopelo δδ1818O. O. PaleoPaleo--temperaturastemperaturas
determinadasdeterminadas pelapela relarelaççãoão ArAr--Kr Kr mostrammostram hiatohiato nana recargarecarga
-10
-9
-8
-7
-10000 0 10000 20000 30000 40000
Corrected 14C age (years)
Modern (3H > 2 TU)
Paleo-groundwaters
δ1
8 O
 ‰
 V
S
M
O
W
 W
0
4
8
12
16
0 10 20 30 40
Age ka
A
r/K
r p
al
eo
-T
 °
C
2CH2O + H2O + CaCO3 → CH4 + 2HCO3+ Ca2+
SSéérie de Decaimento do Urie de Decaimento do U
OO urânio possui vurânio possui váárias valências (2+, 3+, 4+, 5+ e 6+), ocorrendorias valências (2+, 3+, 4+, 5+ e 6+), ocorrendo mais mais 
comumente na natureza nos estados de oxidacomumente na natureza nos estados de oxidaçção 4+ e 6+. ão 4+ e 6+. OO ííon on 
uranosouranoso (UO(UO2200) tem potencial iônico) tem potencial iônico 4; o U4; o U6+6+ éé quase sempre quase sempre 
encontrado na forma do radical encontrado na forma do radical uranilauranila UOUO222+2+, tendo , tendo potencial potencial iônico 7. iônico 7. 
OO campo de estabilidade do UOcampo de estabilidade do UO222+ 2+ éé bem mais amplo que o dobem mais amplo que o do UOUO2200
(<0,1 (<0,1 ppbppb em meio redutor) e forma complexosem meio redutor) e forma complexos solsolúúveis com os ânions veis com os ânions 
presentes nas presentes nas ááguas naturais (e.g. carbonatos)guas naturais (e.g. carbonatos)
EquilEquilííbrio secular brio secular –– razão de atividade razão de atividade 234234U/U/238238U= 1 U= 1 
Não confundir com concentraNão confundir com concentraçção ão –– mm234234U/U/mm238238U= 5,5x10U= 5,5x10--55
234234U U –– baixa concentrabaixa concentraçção c/ ão c/ TT½½ curta = alta atividadecurta = alta atividade
Valores da razão de atividade em Valores da razão de atividade em ááguas subterrâneas > 1, guas subterrâneas > 1, PqPq ? ? 
enfraquecimento da ligação de 234U, nos retículos cristalinos dos 
minerais, e oxidação preferencial, passando o 234U do estado tetra 
para hexavalente, no qual se solubiliza prontamente na solução;
deslocamento do 234U no retículo cristalino do mineral por ocasião do 
decaimento alfa do 238U (recuo alfa);
decaimento posterior dodecaimento posterior do áátomo de tomo de 234234Th recuado atravTh recuado atravéés da interface s da interface 
ssóólidolido--llííquido,em virtude do decaimento alfa do quido,em virtude do decaimento alfa do 238238U;U;
remoremoçção quão quíímica dos nmica dos núúcleos de cleos de 234234U que penetraram osU que penetraram os grãos grãos 
vizinhos dos minerais, pela passagem de soluvizinhos dos minerais, pela passagem de soluççõesões naturais naturais 
intergranularesintergranulares.
DesequilDesequilííbrio brio 234234U/U/238238U (1/3)U (1/3)
.
DesequilDesequilííbrio brio 234234U/U/238238U (2/3)U (2/3)
Quando as Quando as ááguas subterrâneas circulam por zonas profundas e o guas subterrâneas circulam por zonas profundas e o 
potencial redox diminui, a solubilidade do U potencial redox diminui, a solubilidade do U tbtb diminui e precipita nas diminui e precipita nas 
fraturas. fraturas. 
Ocorrem então dois processos opostos: (i) Aumento da razão de Ocorrem então dois processos opostos: (i) Aumento da razão de 
atividade pela ejeatividade pela ejeçção de ão de 234234Th (recuo alfa) e (ii) DiminuiTh (recuo alfa) e (ii) Diminuiçção da razão ão da razão 
de atividade pelo decaimento do de atividade pelo decaimento do 234234UU
A importância desses dois processos A importância desses dois processos éé controlada pela controlada pela áárea rea 
superficial das fraturas por volume de superficial das fraturas por volume de áágua intersticial (S) que se gua intersticial (S) que se 
relaciona com a largura das fraturas. Influência da abertura dasrelaciona com a largura das fraturas. Influência da abertura das
fraturas e contefraturas e conteúúdo de U das fraturas sobre a razão de atividadedo de U das fraturas sobre a razão de atividade
DesequilDesequilííbrio brio 234234U/U/238238U (3/3)U (3/3)
Se Se ááguas subterrâneas com razão de atividade > 1 se movem no guas subterrâneas com razão de atividade > 1 se movem no 
aqaqüíüífero no qual não hfero no qual não háá U e/ou existem condiU e/ou existem condiçções redutoras, ões redutoras, 
então a mesma irentão a mesma iráá diminuir com o decaimento do 234U (diminuir com o decaimento do 234U (tt½½= = 
246.000 anos). Portanto, ap246.000 anos). Portanto, apóós um tempo t, a razão seria:s um tempo t, a razão seria:
[234U/238U]t = 1 + ([234U/238U] [234U/238U]t = 1 + ([234U/238U] –– 1) . 1) . ee--tt..λλ234234
Para os casos onde não ocorre nenhuma contribuiPara os casos onde não ocorre nenhuma contribuiçção adicional do ão adicional do 
234U, i.e. sem recuo alfa do 234Th. Sistemas de decaimento 234U, i.e. sem recuo alfa do 234Th. Sistemas de decaimento 
deste tipo podem ser encontrados em aqdeste tipo podem ser encontrados em aqüíüíferos profundos em feros profundos em 
condicondiçções redutoras e baixa solubilidade do Uões redutoras e baixa solubilidade do U
O uso de isO uso de isóótopos de U para determinar a idade requer topos de U para determinar a idade requer 
conhecimento bastante estreito da configuraconhecimento bastante estreito da configuraçção da porosidade, ão da porosidade, 
assim como a distribuiassim como a distribuiçção do U e condião do U e condiçções geoquões geoquíímicas ao micas ao 
longo do aqlongo do aqüíüíferofero
Na maioria dos casos, não Na maioria dos casos, não éé posspossíível determinar uma idade, vel determinar uma idade, 
porporéém são m são úúteis para monitorar mudanteis para monitorar mudançças nos regimes de fluxo as nos regimes de fluxo 
subterrâneo ao longo do tempo.subterrâneo ao longo do tempo.
Visão IsotVisão Isotóópica da Baciapica da Bacia
∆∆ 1414C = C = δδ 1414C C –– 2d x (1 + 2d x (1 + δδ 1414C/1000) C/1000) 
Onde Onde δδ 1414C = [C = [14C/Camostra – 14C/Cpadrão] x 1000] x 1000
1414C/C/CCpadrãopadrão
	Faixas de C-14 no CO2 troposférico e DIC na água superficial do mar. Os dados mostram um crescimento de quase duas vezes duran
	14C Termo-Nuclear
	Faixas de valores de  13C para vários reservatórios de carbono, incluindo as formas oxidadas (CO2 e DIC) e reduzidas (CH4 e P
	Geoquímica dos carbonatos –Uma Introdução (1/4)
	Continuação (2/4)
	Continuação 3/4
	Continuação 4/4
	Intemperismo de silicatos
	Fracionamento do 13CCO2 no solo
	Evolução geoquímica do 14C no DIC
	MODELOS DE CORREÇÃO PARA A DISSOLUÇÃO DE CARBONATOS
	Evolução isotópica do gradiente topográfico do arenito Bunter. A correlação inversa do a14C com o 13C demonstra o efeito das
	Correlação das idades 14C com o 18O. Limites de confiança (14C 50%, 18O 0.1‰). Clima quente no início do Holoceno indica
	Série de Decaimento do U
	Desequilíbrio 234U/238U (1/3)
	Desequilíbrio 234U/238U (2/3)
	Desequilíbrio 234U/238U (3/3)
	Visão Isotópica da Bacia