Geoquímica isotópica ou geoquímica de isótopos é um aspecto de geologia com base no estudo de variações naturais nas abundâncias relativas de isótopos de vários elementos. Variações na abundância isotópica são medidas por espectrometria de massa de razão isotópica, e pode revelar informações sobre as idades e origens de corpos de rochas, ar ou água ou processos de mistura entre eles.Carol Kendall and Eric A. Caldwell; Fundamentals of Isotope Geochemistry - USGSPorcelli, Don & Baskaran, Mark. (2011). An Overview of Isotope Geochemistry in Environmental Studies. doi 10.1007/978-3-642-10637-8_2.
A geoquímica de isótopos estáveis preocupa-se amplamente com as variações isotópicas decorrentes do fracionamento do isótopo dependente da massa, enquanto a geoquímica de isótopos radiogênicos concentra-se nos produtos da radioatividade natural.W. M. White; Geochemistry CHAPTER 9: STABLE ISOTOPE GEOCHEMISTRY - IWMABaskaran, M.. (2012). Handbook of environmental isotope geochemistry. doi 10.1007/978-3-642-10637-8.
Geoquímica de isótopos estáveis
Para os isótopos mais estáveis, a magnitude do fracionamento cinético e equilíbrio é muito pequeno; por esse motivo, normalmente são relatados enriquecimentos em "per mil" (‰, partes por milhar). Esses enriquecimentos (δ) representam a razão de isótopo pesado para isótopo leve na amostra sobre a razão de um padrão. Isso é,
‰
Hidrogénio
Carbono
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). 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. Picos ocasionais na proporção global de 13C/12C têm sido também úteis como marcadores estratigráficos para a quimioestratigrafia, especialmente durante o Paleozoico.
A proporção de 14C tem sido utilizada para rastrear a circulação oceânica, entre outras aplicações.
Azoto O Azoto (ou nitrogénio) possui dois isótopos estáveis, 14N e 15N. A proporção entre estes é medida em relação ao azoto no ar ambiente. 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.
Oxigénio 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). Variações nas proporções de isótopos de oxigénio são usadas para rastrear tanto o movimento da água, como o paleoclima, e gases atmosféricos como o ozono e o dióxido de carbono. Normalmente, a referência de oxigénio VPDB é utilizada para o paleoclima, enquanto a VSMOW é utilizada para a maioria das outras aplicações. Os isótopos de oxigénio aparecem em proporções anómalas no ozono atmosférico, resultantes do fracionamento independente da massa. As proporções isotópicas em foraminíferos fossilizados têm sido utilizadas para deduzir a temperatura de mares antigos.
Enxofre 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. 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.Rollinson, H.R. (1993). Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation Longman Scientific & Technical.
Geoquímica de isótopos radiogénicos
Os isótopos radiogénicos fornecem traçadores poderosos para estudar as idades e origens dos sistemas terrestres. São particularmente úteis para compreender processos de mistura entre diferentes componentes, porque as proporções de isótopos radiogénicos (pesados) não são geralmente fracionadas por processos químicos.
Os traçadores de isótopos radiogénicos são mais eficazes quando utilizados em conjunto com outros traçadores: quanto mais traçadores forem usados, maior será o controlo sobre os processos de mistura. Um exemplo desta aplicação é a evolução da crosta terrestre e do manto da Terra ao longo do tempo geológico.
Geoquímica de isótopos chumbo–chumbo
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
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.
Rénio–ósmio
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.
Isótopos de gases nobres As variações isotópicas naturais entre os gases nobres resultam de processos de produção radiogénicos e nucleogénicos. Devido às suas propriedades únicas, é útil distingui-los dos sistemas convencionais de isótopos radiogénicos descritos acima.
Hélio-3 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)
Isótopos em cadeias de decaimento de actinídeos
Os isótopos nas cadeias de decaimento dos actinídeos são únicos entre os isótopos radiogénicos porque são simultaneamente radiogénicos e radioativos. Como as suas abundâncias são normalmente citadas como proporções de atividade em vez de proporções atómicas, são melhor considerados separadamente dos outros sistemas de isótopos radiogénicos.
Protactínio/Tório – 231Pa/230Th