Geoquimica I 11 T Isótopos Radiogênicos e Estáveis

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Geoquímica I 
 
Geoquímica dos Isótopos Radiogénicos e Estáveis 
 
Universidade Federal de Sergipe 
Departamento de Geologia 
Prof. Carlos Marques de Sá 
Aula 11 
Sumário 
Introdução 
Decaimento Radioativo 
Lei da Radioatividade 
Métodos de Datação: U-Th-Pb 
Espectrometria de Massa 
Introdução aos Isótopos Estáveis 
Fracionamento Isotópico 
Fracionamento Isotópico na Hidrosfera 
Isótopos de Oxigênio na Calcita 
Isótopos de O e H em Argilas 
 
2 
Introdução 
• O que é um Isótopo? 
• Isótopo (= mesmo lugar) são átomos do mesmo 
elemento cujos núcleos contêm o mesmo número de 
protões (Z) mas diferente número de neutrões (N) e 
portanto massa diferente. 
 
3 
1H 2H 3H 
Introdução 
• A geoquímica dos isótopos radiogênicos baseia-se 
num pequeno grupo de elementos instáveis que 
ocorrem naturalmente e que decaiem (desintegram-
se) produzindo energia para dar origem a átomos 
mais estáveis de elementos diferentes. 
• O fenómeno de decaimento tem as seguintes 
características: ocorre a uma velocidade conhecida; 
não é afectado pela maioria dos processos físico-
químicos; processa-se num intervalo de tempo 
comparável à idade da Terra. 
• Assim, estes elementos podem ser utilizados na 
datação radiométrica ou Geocronologia. 
4 
Decaimento Radioativo 
• O processo de nucleossíntese nas estrelas ancestrais 
produziu mais de 2200 nuclídeos, a maior parte dos quais 
instáveis e que se decompuseram instantaneamente. 
• Apenas os nuclídeos estáveis ou que decaem lentamente 
sobreviveram até hoje. Para além destes alguns nuclídeos 
radioativos de curta-vida existem actualmente porque: 
1. Resultam do decaimento radioativo do U e Th. 
2. Resultam de reações nucleares entre raios cósmicos e 
átomos na atmosfera ou em rochas à superfície. 
3. Um terceiro grupo de radionuclídeos existe na Terra 
devido às reações nucleares causadas pelo Homem 
 
5 
Decaimento Radioativo 
• Os nuclídeos podem ser representados numa tabela de nuclídeos (Z versus N). 
6 
Tabela de Nuclídeos até Si 
n° neutrons N 
n
°
 p
ro
to
n
s
 Z
 
decaimento β+ ou 
absorção de um e-. 
Deficiência de 
neutrons 
decaimento β- 
Excesso de neutrons 
Decaimento Radioativo 
• A razão de neutrons / protons dos isótopos estáveis é 
aproximadamente igual a 1, subindo até 3 com o 
aumento do número atómico (Z). 
• Os isótopos instáveis são deficientes em neutrons ou 
noutros casos os neutrons excedem o número de 
protons. Este facto reflete o modo como decaem. 
• Isótopos deficientes em neutrons → decaimento β+ 
ou absorção de um e-. 
• Isótopos com neutrons em excesso → decaimento β- 
 
7 
Decaimento Radioativo 
• A radioatividade consiste em transformações 
nucleares espontâneas, que alteram o número de 
protons e neutrons no núcleo. 
• O processo dá-se até que seja produzido um isótopo 
estável. 
• As transformações são acompanhadas de emissão de 
partículas α e β e de radiação γ. 
• A maioria dos radionuclídeos sofre decaimento β, 
muito menos sofrem α e alguns dos isótopos mais 
pesados decaem por fissão nuclear espontânea. 
 8 
Decaimento Radioativo 
Decaimento Beta - (β-): 
Perda de um “eletron” por parte de um neutron que passa a 
proton (não um eletron da última camada). 
Número atómico aumenta 1. 9 
Decaimento Radioativo 
• O decaimento β pode dar-se de três formas 
diferentes, dependendo se o radionuclídeo tem 
excesso ou deficiência de neutrons. 
• Radionuclídeos com excesso de neutrons emitem 
uma partícula negativa, aumentando o número de 
protons. 
• Neutron → proton + β- + ν- 
• Em que β- é idêntico a um eletron e ν- é um 
antineutrino. O excesso de energia do nuclídeo filho 
é emitido sob a forma de radiação γ. 
10 
Decaimento Radioativo 
• Radionuclídeos deficientes em neutrons decaem 
emitindo um positrão (β+) ou por captura de um 
elétron. 
• Estas formas de decaimento radioativo resultam no 
aumento do número de neutrons. 
• Proton → neutron + β+ + ν 
• Proton + e- → neutron + ν- 
• Alguns radionuclídeos podem decair das 3 maneiras, 
ex: 4019K pode decair para 
40
18Ar (β
+) ou para 4020Ca (β
-) 
11 
Decaimento Radioativo 
Decaimento Beta + (β+): 
Proton captura um eletron de fonte exterior 
Número atómico decresce em 1 
Exemplo: Decaimento Potássio (Z=19) → Argon (Z=18) 12 
Decaimento Alfa: 
Perda da partícula α (núcleo de He) por parte do núcleo; 
Particula α consiste em 2 protons e 2 neutrons; 
Número atómico decresce 2, número de massa decresce 4 
Decaimento Radioativo 
13 
Decaimento Alfa 
Decaimento Radioativo 
• No decaimento alfa é libertada uma partícula com 2 
protons e dois neutrons, idêntica ao núcleo de 42He. 
• A emissão da partícula α diminui o número de 
protons e neutrons do nuclídeo filho em 2. 
• AZP → 
A-4
Z-2F + 
4
2He + Q 
• Em que P é o radionuclídeo pai, F o nuclídeo filho e Q 
a energia total do decaimento. 
• O decaimento alfa é comum para radionuclídeos com 
número atómico > 58 e também a alguns nuclídeos 
de baixo número atómico, como: 52He, 
5
3Li e 
6
4Be, 
entre outros. 
 
 
14 
Decaimento Radioativo 
• Os isótopos radioativos de 23592U, 
238
92U e 
232
90Th decaem para 
isótopos estáveis de Pb, através de uma série de radionuclídeos de 
curto tempo de vida, formando uma cadeia de decaimentos dos 
tipos alfa e beta. 
15 
Decaimento Radioativo 
16 
Decaimento por Fissão: 
O núcleo quebra-se em dois fragmentos de peso desigual, 
formando os núcleos de dois nuclídeos filhos. 
Decaimento Radioativo 
• Alguns isótopos de U e de elementos 
transuranianos decaem por fissão espontânea. 
• Estes elementos têm excesso de neutrons e 
por isso decaem emitindo partículas β- e raios 
γ até se produzir um isótopo estável. 
• A fissão espontânea liberta enormes 
quantidades de energia sob a forma de 
emissões de neutrons, partículas alfa e outros 
fragmentos de material nuclear. 
17 
Decaimento Radiotivo 
• A fissão nuclear também pode 
ser induzida, quando núcleos 
de U e Pu absorvem neutrões 
ou outras partículas. 
• Resulta na libertação de 
neutrões e fissão do U em 
cadeia, libertando enormes 
quantidades de energia. 
• É o processo utilizado em 
reatores nucleares e em outras 
aplicações nucleares. 
18 
Lei da Radioatividade 
• Em 1902 Rutherford e Soddy definem a Lei da 
Radioatividade: “A taxa de decaimento de um 
radionuclídeo é proporcional ao número de átomos 
desse nuclídeo que sobram a qualquer momento” 
 
 
• Em que N é o número de átomos que sobram, λ é a 
constante de decaimento e o sinal menos indica que 
a taxa de decaimento se reduz ao longo do tempo. 
• Integrando e fazendo t = 0, fica N = N0e
-λt 
19 
Lei da Radioatividade 
20 
• Define-se tempo de meia-vida, T1/2, como o 
tempo necessário para o decaimento de 
metade de um dado número de átomos 
radioativos; se t = T1/2, então N = N0/2, e: 
Lei da Radioatividade 
• Cada radionuclídeo 
tem uma constante 
de decaimento 
característica, 
determinada 
experimentalmente. 
• Faz-se medindo a taxa 
de decaimento e 
obtendo a resultante 
curva de decaimento. 
21 
Lei da Radioatividade 
• Assim, para datar uma rocha 
podemos utilizar a equação: 
• F = F0 + N(e
λt – 1) 
• Em que F – número de isótopos filhos 
formados pelo decaimento; F0 – 
número de isótopos filhos no início; 
N – número de isótopos pai; t – 
tempo. 
• O valor de λ é constante e é 
conhecido por medições prévias. 
• O número inicial de isótopos filho F0 é 
geralmente assumido 
• (ex: K-Ar, F0 = 0). 
 
22 
Lei da Radioatividade 
• Quando se analisamrochas da 
mesma idade e mesmo 
conteúdo inicial de isótopos 
filho (F0), temos t e F0 
constantes. Obtemos assim a 
equação de uma reta chamada 
isócrona. 
• O declive da reta é determinado 
utilizando um mínimo de três 
amostras. O declive m e a idade 
t são expressos pelas equações: 
23 
Lei da Radioatividade 
• Regras para cálculo da idade: 
• O número de isótopos mãe e filhos por unidade de peso da 
amostra só se modificou por decaimento de isótopo mãe para 
filho. 
• A composição isotópica do elemento parental não se alterou 
por fraccionamento isotópico no momento de formação do 
mineral. 
• A constante de decaimento do isótopo parental é conhecida 
com precisão. 
• A isócrona não representa uma linha de mistura (mixing). 
• Os dados analíticos são precisos. 
 24 
Métodos de Datação 
• Existem na Terra vários isótopos radioativos naturais que 
podem ser utilizados em métodos de datação geocronológica. 
• A Aplicabilidade de cada método de datação depende de 
considerações geoquímicas. 
25 
Métodos U-Th-Pb 
• O urânio tem dois isótopos 
principais, U-238 e U-235, 
sendo o U-238 o mais 
abundante. 
• O decaimento dos isótopos de 
U-238, U-235 e Th-232 segue 
em cadeia com vários passos 
intermédios, até se formar Pb 
estável. 
• Estas cadeias atingem um 
equilíbrio imposto pelas taxas 
de decaimento dos isótopos 
parentais. 
26 
Métodos U-Th-Pb 
27 
• As equações 
geocronométricas são: 
• Estas permitem a 
determinação independente 
de três idades em minerais 
ou rochas que contenham U 
e Th, sendo que 
frequentemente as idades 
determinadas não são 
concordantes – dizem-se 
discordantes. 
A discordância resulta da 
perda de Pb, ou de isótopos 
filhos intermédios, que pode 
ser causado por radiação que 
danifica os minerais devido a 
libertação de energia no 
processo de decaimento α. 
Métodos U-Th-Pb 
• Embora existam muitos minerais com U e Th, 
apenas alguns servem para a datação porque 
retêm o Pb radiogénico e porque são comuns, 
são eles: zircão, monazite e apatite. 
• No entanto, apesar de o zircão ser o melhor 
mineral para datação, pode, mesmo assim, 
dar origem a idades discordantes. 
• Este problema é resolvido através do 
diagrama de concordia (Wetheril, 1956). 
28 
Métodos U-Th-Pb 
29 
Diagrama de concordia: é construído calculando as razões 
206Pb/238U e 207Pb/235U de sistemas concordantes que dão origem 
à curva de concordia; As datações discordantes encontram-se 
numa reta que reflete a perda de Pb por processos metamórficos, 
chamada discordia. A intersecção dá a idade da cristalização. 
Espectrometria de Massa 
• Técnica para identificar os átomos 
que compõe uma substância. 
• Moléculas na fase vapor são 
bombardeadas com um feixe de 
elétrons produzindo íons. 
• Um campo magnético curva as 
trajetórias dos íons, variando estas 
com a massa. 
• Assim se separam os íons num 
espectro de massa. A massa e a 
carga dos íons podem ser medidas 
por sua posição no espectro. 
30 
Introdução aos Isótopos Estáveis 
• Vários elementos de baixo número atómico têm 
dois ou mais isótopos estáveis. 
• Quando estes elementos se unem para formar 
moléculas estas diferem, dada a sua variação 
isotópica. Exemplo: existem nove variedades 
isotópicas de H2O e dez de CO2 com diferentes 
pesos moleculares. 
• As diferenças de pesos moleculares afetam a 
maneira como estas moléculas reagem a certos 
processos físicos. 
 
31 
Além disso a força das ligações covalentes nessas 
moléculas vai depender das massas dos átomos. 
Introdução aos Isótopos Estáveis 
32 
Introdução aos Isótopos Estáveis 
• A estabilidade de um núcleo 
depende da razão N/Z 
• Os nuclídeos estáveis situam-se ao 
longo de uma reta 
• Os que têm baixa massa têm N/Z ≈ 1 
(Z=N); 
• Os com massa elevada N/Z ≈ 3 (Z<N); 
• Este fato está relacionado com forças 
repulsivas entre os protons e a área 
de superfície em contacto, podendo 
o aumento do número de neutrons 
escudar os protons entre si. 
 
33 
Nº de neutrons vs nº de protons em 
nuclídeos estáveis. 
Introdução aos Isótopos Estáveis 
• Para que servem os Isótopos Estáveis? 
1. Termometria: temperaturas de formação de rochas, minerais 
obtidas do fracionamento isotópico entre duas ou mais fases 
cogenéticas. Fundamental em paleoclimatologia. 
2. Traçadores: origem de rochas, fluidos, plantas, poluição, 
fontes de alimentação. Biomarcadores. 
3. Mecanismos de reação: distinção entre difusão e 
recristalização, sistemas abertos e fechados, processos 
bacterianos e termoquímicos. 
4. Quimioestratigrafia: mudanças abruptas na razão isotópica 
de minerais e matéria orgânica em sedimentos oceânicos: 
marcadores estratigráficos, indicadores de produtividade 
oceânica, química atmosférica. 34 
Introdução aos Isótopos Estáveis 
• As composições isotópicas de certos elementos de 
número atómico baixo variam, dependendo do 
composto em que o elemento reside, assim como da 
origem desse composto (ex: composição isotópica da 
água das chuvas varia com a latitude e outros fatores 
climáticos). 
• O processo pelo qual diferentes isótopos de 
um elemento são separados durante reações 
químicas, processo físico e/ou biológico, 
chama-se fracionamento isotópico. 
35 
Fracionamento Isotópico 
• Elementos cujos isótopos se encontram comumente 
fraccionados são o H, C, N, O e S. 
• Outros isótopos em que se observa fracionamento 
são o Si, Fe, Cl, Li e B. 
• O fracionamento isotópico é impossível para o Be, F, 
Na, Al e P porque possuem apenas um isótopo 
estável. 
• As variações nas composições isotópicas de H, O, C, 
N e S são importantes no estudo dos processos 
naturais, porque eles são dos elementos mais 
abundantes na Terra. 
36 
Fracionamento Isotópico 
• Quais as características de um sistema de isótopos 
estáveis? 
• Baixa massa atómica 
• Relativamente grandes diferenças de massas entre os 
isótopos estáveis. 
• O elemento tende a fazer ligações fortemente covalentes. 
• O elemento tem mais do que um estado de oxidação ou 
forma ligações com vários tipos de elementos. 
• Os Isótopos mais raros do elemento existem em abundância 
suficiente para serem medidos com rigor. 
 
 
37 
Fracionamento Isotópico 
• A magnitude do fracionamento isotópico vai depender: 
• Das diferenças de massa dos isótopos; 
• Da temperatura de formação dos compostos em que 
ocorrem; 
• Do carácter das ligações químicas que formam; 
• entre outros fatores… 
• Os isótopos vão fraccionar através de: 
• Reacções de troca isotópica; 
• Processos cinéticos, dependentes das taxas de 
reacção das moléculas isotópicas. 
 
38 
Fracionamento Isotópico 
• A diferença das massas dos isótopos são uma causa 
importante para o fraccionamento isotópico (ex: deutério é 
99,8% mais pesado que prótio). Nos restantes elementos as 
diferenças de massas diminuem com aumento de Z. 
• O peso molecular dos compostos varia também de acordo 
com os isótopos que contém, afetando as taxas de processos 
físico-químicos como a difusão, a evaporação e a dissociação. 
 
39 
Fracionamento Isotópico 
• O Fracionamento isotópico expressa-se como 
diferenças nas razões isotópicas, R 
• R é sempre = Isótopo pesado / Isótopo leve 
• Que é o mesmo que Isótopo raro / Isótopo abundante 
• Exemplo: D/H, 13C/12C, 15N/14N, 18O/16O, 34S/32S 
 
 
40 
16O: 99.763% 1H: 99.9844% 32S: 95.02% 12C: 98,9 % 14N: 99,63 % 
17O: 0.0375% 2H: 0.0156% 33S: 0.75% 13C: 1,1 % 15N: 0,37 % 
18O: 0.1995% 34S: 4.21% 
36S: 0.02% 
Abundâncias isotópicas 
Fracionamento Isotópico 
• Por exemplo, a razão média terrestre 18O/16O é 0,002 
e a razão D/H é 0,00015.Como é difícil medir 
pequenas diferenças, em razões já tão pequenas, as 
composições isotópicas são expressas como a 
diferença entre a amostra e um padrão em permil. 
Usa-se a notação δ. 
• Exemplos: 
 
41 
Fracionamento Isotópico 
• Fracionamento Isotópico em Equilíbrio 
• É devido a movimentos translacionais, rotacionais e 
vibracionais de moléculas em gases e líquidos e de 
átomos em malhas cristalinas. 
• A energia destes movimentos depende da massa. 
• Os sistemas tendem à menor energia possível. A 
energia é geralmente maior em ligações covalentes 
do que nas iónicas. 
• Exemplo: a 25°C 18O/16O é maior no CO2 do que na 
H2O em equilibrio. 
 42 
Fracionamento Isotópico 
• O Fracionamento em Equilíbrio geralmente diminui à 
medida que T aumenta, aproximadamente à taxa de 
1/T2. 
• O Fracionamento isotópico é maior para elementos 
leves e isótopos com massas muito diferentes. 
• No equilíbrio, isótopos pesados ​​tendem a 
concentrar-se nas fases com as ligações mais fortes. 
A magnitude do fracionamento será mais ou menos 
proporcional à diferença da força de ligação entre as 
substâncias equilibradas. 
43 
Fracionamento Isotópico 
• Fracionamento isotópico causado por reações 
de troca. 
• Um exemplo de fracionamento é a reação: 
• ½ C16O2 + H2
18O ↔ ½ C18O2 + H2
16O 
• No equilíbrio temos: 
•
𝐶18𝑂2
1
/
2(𝐻2
16𝑂)
𝐶16𝑂2
1
/
2(𝐻2
18𝑂)
 = K 
• Se K = 1 não ocorre fracionamento. 
• Na realidade a 25ºC K = 1,0412 o que implica 
algum fracionamento dos isótopos de O. 44 
Fracionamento Isotópico 
• As reações de troca isotópica tendem a atingir o equilíbrio e 
geralmente a existência de um equilíbrio isotópico implica um 
equilíbrio químico. 
• Na reação anterior K é diferente de 1 porque 18O forma uma 
ligação covalente mais forte que o 16O, sendo a molécula mais 
estável. 
• O isótopo pesado tende a fracionar para o composto em que o 
elemento se encontra mais fortemente ligado (Bigeleisen, 
1965). 
• Outro Exemplo: 
• H12CO3
-(aq) + 13CO2(g) ⇔ H
13CO3
-(aq) + 12CO2(g) 
• KHCO3/CO2 = 1.0092 (0°C) e KHCO3/CO2 = 1.0068 (30°C) 
 45 
Fracionamento Isotópico 
• K 1/n= RA/RB = αA/B = (1000 + δXA)/ (1000 + δXB) 
• Temos, assim: 
• O fator de fracionamento isotópico 
• αA/B = RA/RB 
• Deste modo, relacionando com o fator de fracionamento, 
• αA/B = RA/RB = (1000 + δXA)/(1000 + δXB) 
• Os fatores de fracionamento também se podem expressar 
como Δ 
• ΔA-B = AB 
• é aproximadamente igual a: 
• ΔA-B  1000lnA-B 
• Aproximações: 1000 lnαA/B ≈ δA - δB ≈ ΔA/B 
 
 
46 
Fracionamento Isotópico 
• Dependência de α da Temperatura 
47 
α tende para 1 com o aumento da temperatura T 
Fracionamento Isotópico 
• Frequentemente a dependência relativamente à 
temperatura é expressa em equações da forma: 
1000 lnα = a (106/T2) + b (103/T) + c 
 onde T é em Kelvin, e a, b ​​e c são constantes. 
• A variação de temperatura de fatores de 
fracionamento isotópico é determinada 
experimentalmente e expressa pela equação: 
48 
Fracionamento Isotópico 
• Isto significa que a diferença de valores δ decresce 
com o aumento da temperatura, para C, N, O e S em 
compostos coexistentes em equilíbrio isotópico. 
• Se T muito grande Δ aproxima-se de zero, pois ambos 
os compostos têm a mesma composição isotópica. 
Porém, em condições naturais à superfície, 
compostos de H,C, N, O e S têm diferentes 
composições isotópicas, apesar das reações de troca 
estarem em equilíbrio. 
49 
Fracionamento Isotópico 
• Fracionamento cinético de isótopos 
• Depende da massa das moléculas. 
• Devido principalmente às diferenças nas energias 
vibracionais de moléculas que contêm átomos de 
diferentes massas. 
• Ocorre em reações unidirecionais, incompletas ou 
ramificadas devido a diferenças na taxa de reação de 
átomos ou moléculas contendo diferentes massas. 
• Em processos como a evaporação, difusão, etc. 
 
50 
Fracionamento Isotópico 
• Exemplos: 
• Moléculas que contêm o isótopo leve saem de um sistema 
por difusão mais rapidamente que as que contêm o isótopo 
pesado. 
• Na evaporação da água as moléculas com 16O escapam para a 
fase vapor mais prontamente que as com 18O, deixando a 
água enriquecida no isótopo pesado. 
• Diferenças na força de ligação em reações unidirecionais, 
como no caso da redução do S pela bactéria Desulfovibrio 
desulfuricans, em que o isótopo leve é removido mais 
prontamente, ficando os produtos mais enriquecidos em 32S. 
51 
Fracionamento Isotópico 
• Diferentes velocidades das moléculas vão causar 
fracionamento. 
• As moléculas isotopicamente mais leves podem 
abandonar preferencialmente um sistema, deixando 
o reservatório enriquecido no isótopo mais pesado. 
• Os isótopos leves formam ligações mais fracas, que 
quebram com maior facilidade, reagindo portanto 
mais rapidamente. 
• As moléculas de isótopos pesados ​​são mais estáveis 
• Nas reações regidas pela cinética, os isótopos leves 
estão concentrados nos produtos da reação 
 
52 
Fracionamento Isotópico 
• Em todos os casos um valor δ positivo significa 
que a amostra se encontra enriquecida no 
isótopo pesado. Valores negativos indicam 
empobrecimento no isótopo pesado. 
53 
• Os valores de δ são 
determinados em 
espectrómetros de massa 
especialmente 
desenhados para tal (ex. 
IRMS), utilizando-se 
padrões. 
Fracionamento Isotópico 
• O padrão para a água é o SMOW (Standard 
Mean Ocean Water) – Padrão para H e O 
• δ18O(SMOW) = 1,03091 δ
18O(PDB) + 30,91 
 
• PDB – Pee Dee Belemnite – Padrão para C na 
calcita 
• Padrão para N é o N2 atmosférico 
• Padrão para o S é a troilite de Canyon Diablo - 
CDT 
54 
Fracionamento Isotópico 
55 
Fracionamento na Hidrosfera 
• A evaporação de água da superfície dos 
oceanos nas regiões equatoriais da Terra 
resulta na formação de massas de ar que 
contêm vapor de água empobrecido em 18O e 
D quando comparados com a água do mar. 
• No hemisfério norte o ar torna-se saturado em 
vapor de água, como resultado da diminuição 
da temperatura, causando condensação e 
precipitação. 
56 
Fracionamento na Hidrosfera 
• O condensado é enriquecido nos isótopos pesado de 
O e H, devido a ser o processo contrário à 
evaporação, sendo no entanto um processo que se 
dá em equilíbrio. 
57 
Fracionamento na Hidrosfera 
• Pode portanto calcular-se os valores de δ18O e δD, 
que mostram cada vez maior empobrecimento do 
vapor no isótopo pesado. 
• O efeito resultante é chamado Efeito da Latitude 
 
 
58 
Fracionamento na Hidrosfera 
• O efeito da latitude é causado por: 
1. Fracionamento isotópico progressivo relacionado 
com condensação do vapor de água e remoção de 
gotas da massa de ar. 
2. Aumento dos fatores de fracionamento isotópico 
devido ao decréscimo da temperatura 
3. Re-evaporação de água meteórica da superfície da 
Terra. 
4. Evapotranspiração de água pelas plantas. 
59 
Fracionamento na Hidrosfera 
• Dado que H e O ocorrem 
conjuntamente nas 
moléculas de água e sofrem 
os mesmos processos 
durante a migração das 
massas de ar, os seus valores 
de δ18O e δD estão 
fortemente correlacionados 
e satisfazem a equação 
empírica conhecida como 
reta da água meteórica. 
60 
δD = 8δ18O + 10 
A situação δD = 10 (δ18O = 0) é 
chamada o excesso de deutério. 
Isótopos de O na Calcita 
• Harold Urey, descobridor do deutério, investigou o 
fraccionamento isotópico do oxigênio entre a calcita 
e a água, desenvolveu um paleotermómetro baseado 
na composição isotópica do O na calcita marinha. 
• A calcita e a aragonita são enriquecidas em 18O se 
comparadascom a água da qual precipitaram. 
• Quando se dá a reação, o valor de δ 18O e δC da água 
do mar estão relacionados com a temperatura pela 
equação: 
 
61 
Isótopos de O na Calcita 
• Costuma expressar-se os valores de δ 18O de 
carbonatos no padrão PDB, escolhido por 
Urey, sendo logicamente os valores de 
carbonatos marinhos próximo de 0‰ na 
escala PDB e tendo os carbonatos não 
marinhos um valor negativo, porque a água 
fresca é empobrecida em 18O. 
 
• δ18O(SMOW) = 1,03091 δ
18O(PDB) + 30,91 
 62 
Isótopos de O na Calcita 
• O paleotermómetro de isótopos de O baseia-se também 
na presunção de que calcitas biogénicas foram 
precipitadas em equilíbrio isotópico com a água do mar, 
o que só acontece para alguns organismos marinhos 
como molúsculos e foraminíferos. 
• O aumento do enriquecimento em 18O na calcita pode 
ser causado por decréscimo da temperatura ou por 
aumento do teor de 18O na água, ou por ambos. 
• Os valores da temperatura e de δ18O também podem ser 
afetados pelo início de uma glaciação, ficando os 
oceanos enriquecidos em 18O. 
 63 
Isótopos de O na Calcita 
• Os carbonatos não marinhos são empobrecidos em 
δ18O quando comparados com os carbonatos 
marinhos, sendo comum terem valores negativos na 
escala PDB, porque se formaram a partir de águas 
meteóricas. 
• Para estes carbonatos, se os precipitados se 
formaram em equilíbrio isotópico, os fracionamentos 
dos isótopos de O variam com a T (entre 0 e 500°C) 
de acordo com a equação de Friedman & O’Neil 
(1977): 
64 
Isótopos de O na Calcita 
65 
Valores de δ18O nos reservatórios geológicos mais importantes 
e em alguns reservatórios naturais de oxigénio (Hoefs, 2004; 
Ehleringer & Cerling, 2002). 
O e H em argilas 
• O oxigênio nos silicatos em rochas ígneas, metamórficas e 
sedimentares está enriquecido em 18O relativamente ao 
SMOW. 
• Quando estes minerais reagem com águas ácidas para formar 
argilas, a composição isotópica (O e H) resultante nesses 
minerais vai depender de diversos fatores: 
• 1) Composição isotópica da água 
• 2) Composição isotópica dos minerais reagentes 
• 3) Quantidade de água comparada com a quantidade de 
minerais reagentes (razão água/rocha) 
• 4) Temperatura 
• 5) Fatores de fracionamento isotópico do O e do H. 
66 
O e H em argilas 
• As reações entre feldspatos e água dão-se na 
presença de excesso de água e portanto a 
composição isotópica das argilas vai depender 
da água e não dos minerais reagentes. 
• Como δ18O e δD da água meteórica variam 
com a latitude e temperatura climática, os 
minerais das argilas formados vão herdar essa 
relação δ18O e δD expressa pela reta da água 
meteórica. 
67 
O e H em argilas 
• Portanto as equações relativas têm declives semelhantes: 
• δD = 7,3δ18O – 260 (montmorillonita) 
• δD = 7,5δ18O – 220 (caulinita) 
68 
Estas equações são 
representadas no 
gráfico ao lado, que 
ilustra a relação entre 
a composição 
isotópica dos 
minerais das argilas e 
da água meteórica. 
O e H em argilas 
• O cálculo da temperatura 
a que se dá o 
fracionamento para 
diferentes minerais das 
argilas e outros pode ser 
realizado utilizando os 
valores da tabela ao lado 
e a equação: 
• 103lnα = A x 106 / T2 + B 
69 
Dependência da Temperatura do 
fracionamento isotópico do O 
Bibliografia 
• Faure, G. (1991). “Principles and Applications of 
Geochemistry”. Ed. Prentice Hall 
• Faure, G. (1986). “Principles of Isotope Geology”. Ed. Wiley 
• Hoefs, J. (1980). “Stable Isotope Geochemistry”. Ed. 
Springer 
• Krauskopf, K.B. (1972). “Introdução à Geoquímica” vol. I. 
Ed. Polígono 
• Mason, B. (1966). “Princípios de Geoquímica”. Ed. Polígono 
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