Isótopos: da teoria à prática

Por Juliana Leonel


Ilustração de Alexya Queiroz


No texto Descomplicado Isótopos e no texto Paleoceanografia – como e por que devemos reconstruir o passado dos oceanos? os isótopos estáveis são citados como uma ferramenta importante para estudos oceanográficos. Mas como isso é feito?


Como as aplicações são muitas, vamos focar em uma que é bastante utilizada, o uso dos isótopos de oxigênio, o δ18O (= 18O/16O).


Antes de qualquer coisa é necessário saber que moléculas de água podem ter na sua composição diferentes isótopos de oxigênio (H216O, H217O, H218O). Considerando as moléculas de água com oxigênio-16 e as com oxigênio-18: a mais leve terá mais facilidade em evaporar, enquanto a segunda para precipitar (na forma de chuva ou neve). Dessa forma, o vapor de água tem menores valores de δ18O que da água da chuva/neve. Além disso, conforme esse vapor de água é transportado das baixas para altas latitudes (e ocorre precipitação nesse processo) a vapor vai ficando mais empobrecido (valores menores de δ18O) e o mesmo acontece com a precipitação.Esse fenômeno é chamado de Destilação de Rayleigh.


Figura ilustrativa com o d18O do oceano = 0ppm. Mostra que com evaporação as nuvens formadas tem d18O em torno de -13ppm e conforme chove e essas nuvens são transportadas para maiores latitudes os valores de d18O vão ficando menores porque na chuva houve mais perde de O-18 que O-16. A chuva em baixas latitudes também tem valores de d18O maiores que as chuvas em altas latitudes.

Figura 01: Evolução do δ18O nas precipitações em função do transporte atmosférica a partir das baixas latitudes para as altas latitudes.


Da mesma forma que para a água, a calcita pode ser composta por diferentes isótopos de oxigênio: 16O, 17O, 18O. A calcita nada mais é que o carbonato de cálcio (CaCO3) precipitado a partir da água do mar por organismos calcificantes, como os foraminíferos, para formarem suas conchas/carapaças. A assinatura isotópica do oxigênio na calcita é resultado de dois fatores:


1. Fracionamento isotópico em função do efeito da temperatura na reação de calcificação: quanto maior a temperatura da água, menor o fracionamento isotópico e menor o δ18O da calcita e, quanto menor a temperatura, maior o fracionamento e maior δ18O da calcita. Em função disso, através da análise do δ18O nas carapaças de foraminíferos preservados no sedimento marinho, é possível calcular as temperaturas passadas (= paleotemperaturas) da superfície do oceano e suas variações ao longo do tempo, ou seja, é possível estudar as mudanças climáticas ao longo do tempo geológico.


2. O δ18O da água do mar onde houve a formação da calcita e que é influenciada basicamente pelo balanço de evaporação-precipitação e volume de gelo. Quando maior a evaporação, maior será o δ18O da superfície do oceano das carapaças de foraminíferos planctônicos e, quanto maior a precipitação, menor o δ18O da superfície do oceano e das carapaças dos foraminíferos planctônicos. Isso permite estudar tanto alterações nos valores de δ18O devido a processos locais como alterações no volume de gelo em escalas milenares (glaciações e interglaciações).


Além disso, esse padrão de variação do δ18O da superfície do oceano em função do balanço entre evaporação e precipitação é semelhante ao da salinidade. Logo, o δ18O medido nas carapaças dos foraminíferos planctônicos preservados nas camadas sedimentares pode ser usado para estimar variações nos valores de salinidade.


Atualmente vivemos em um período interglacial e a água do mar tem δ18O = 0, mas durante os períodos glaciais a água do mar tinha δ18O > 0. Isso porque, devido às baixas temperaturas do período glacial, a água do mar nas regiões polares congelava e, como a molécula de água mais leve (H216O) tem preferência nesse processo, "sobrava" mais 18O no mar. Considerando que a temperatura do oceano profundo não muda muito, as variações do δ18O nas conchas dos foraminíferos bentônicos preservados no sedimento marinho refletem principalmente as variações no δ18O da água do mar devido às variações no volume de gelo: o aumento no volume de gelo nas calotas polares também aumenta o valor de δ18O na água do mar e, consequentemente, nas conchas de foraminíferos bentônicos. Já quando começava a haver um aumento nas temperaturas (período inter glacial), parte do gelo derretia e a água enriquecida em 16O voltava para o oceano fazendo com que os valores de δ18O diminuíssem. Entender as variações no volume de gelo também permite inferir sobre variações no nível do mar.


O uso de isótopos de oxigênio das carapaças de foraminíferos como paleotermômetro é uma ferramenta tão robusta que deram origem aos Estágios Isotópicos Marinhos, que são períodos de aquecimento e resfriamento alternados que ocorreram nos últimos milhões de anos e que foram reconhecidos pelas variações nos valores de δ18O em testemunhos marinhos pelo pesquisador Cesare Emiliani na década de 1950. Esse é o melhor conjunto de dados sobre o clima do Quaternário (2,6 milhões de anos até o presente) e serve de padrão de comparação para qualquer outro registro climático.


Além das carapaças de foraminíferos, os valores de δ18O também podem ser medidos em testemunhos de gelo. Isso permite estudar não só as variações de temperatura, mas também a origem do gelo presente nas calotas polares, pois ele é formado tanto pelo congelamento da água do mar como pela neve e, cada uma dessas fontes têm diferentes valores de δ18O: a) ~ 0 quando formados pelo congelamento da água do mar; e b) > 0 quando formados pela precipitação da neve. Logo, isso pode ser usado para estudar as variações de temperatura e processos de formação das calotas polares.


#isótopos #paleotemperatura #paleoceanografia #JulianaLeonel #ciênciasdomar

92 visualizações0 comentário

Posts recentes

Ver tudo