Datação radiométrica, datação radioativa ou datação por radioisótopos é uma técnica usada para datar materiais como rochas e materiais que contêm carbono, a partir do decaimento radioativo de radioisótopos incorporados a esses materiais. Muitos métodos comparam a abundância de um isótopo radioativo com a de seus produtos de decaimento. Outros, como a datação por radiocarbono, medem a quantidade restante do próprio isótopo radioativo e a comparam com uma estimativa de sua abundância inicial. O uso do decaimento radioativo para determinar a idade de minerais e rochas começou no início do século XX com trabalhos de Ernest Rutherford e Bertram Boltwood. A datação radiométrica fornece idades absolutas de rochas e de eventos geológicos, além de permitir a determinação da idade da Terra. Também pode ser aplicada a materiais naturais e artefatos.
Junto com os princípios da estratigrafia, os métodos radiométricos são usados na geocronologia para estabelecer a escala de tempo geológico. Entre as técnicas mais conhecidas estão a datação por radiocarbono, a datação potássio-argônio e a datação urânio-chumbo. A construção de escalas de tempo numéricas permite determinar idades de fósseis e estimar taxas de mudança evolutiva. Quando um fóssil não pode ser datado diretamente, a idade pode ser delimitada pela datação de camadas geológicas cuja posição estratigráfica em relação a ele seja conhecida. A datação radiométrica também é usada para datar materiais arqueológicos e estudar a formação de meteoritos e asteroides.
Cada sistema isotópico é adequado a determinados materiais e intervalos de idade. A idade calculada deve ser interpretada em relação ao evento que iniciou ou reiniciou o relógio isotópico. Esse evento pode ser a cristalização de um mineral, seu resfriamento abaixo de uma temperatura de fechamento, a morte de um organismo ou outro processo que interrompa a troca dos nuclídeos medidos com o ambiente.
História
Em 1902, Ernest Rutherford e Frederick Soddy publicaram trabalhos sobre a transformação espontânea de substâncias radioativas e sua taxa de decaimento. Rutherford aplicou a radioatividade à estimativa de idades geológicas, e Boltwood publicou em 1907 determinações baseadas no sistema urânio-chumbo.
Arthur Holmes publicou em 1913 uma estimativa de cerca de 1,6 bilhão de anos baseada em datações radiométricas de rochas antigas. O desenvolvimento da espectrometria de massa tornou possível medir separadamente os isótopos de um elemento com precisão crescente. Em 1938, Alfred O. C. Nier mediu as abundâncias relativas dos isótopos de chumbo provenientes de diferentes materiais.
Em 1956, Clair Cameron Patterson obteve uma idade de 4,55 ± 0,07 bilhões de anos para meteoritos pelo método chumbo-chumbo, valor usado para determinar a idade da Terra. Em outro campo de aplicação, Willard Libby, E. C. Anderson e J. R. Arnold publicaram em 1949 medições do carbono-14 natural em materiais orgânicos, parte do desenvolvimento da datação por radiocarbono. Libby recebeu o Prêmio Nobel de Química de 1960 pelo método de uso do carbono-14 na determinação de idades em arqueologia, geologia, geofísica e outros campos.
Fundamentos
Decaimento radioativo miniatura|direita|upright=1.35|Exemplo de uma cadeia de decaimento do chumbo-212, 212Pb, ao chumbo-208, 208Pb. Cada nuclídeo-pai decai espontaneamente em um nuclídeo-filho, o produto de decaimento, por decaimento α ou decaimento β−. O produto final, chumbo-208, é estável.
Toda matéria comum é formada por combinações de elementos químicos, cada um com seu próprio número atômico, correspondente ao número de prótons no núcleo atômico. Um elemento pode existir sob diferentes isótopos, que diferem pelo número de nêutrons no núcleo. Um isótopo específico de determinado elemento é um nuclídeo. Alguns nuclídeos são instáveis. Um núcleo desses nuclídeos pode sofrer decaimento radioativo e transformar-se espontaneamente em outro. A transformação pode ocorrer por diferentes processos, entre eles a emissão de partículas alfa, a emissão beta, com emissão de elétron ou pósitron, e a captura eletrônica. Outra possibilidade é a fissão espontânea em dois ou mais nuclídeos.
O instante em que um núcleo isolado decairá não pode ser previsto. Em uma população de átomos, porém, o número de núcleos radioativos diminui por decaimento exponencial, a uma taxa caracterizada pela meia-vida. Depois de uma meia-vida, espera-se que metade dos átomos do nuclídeo-pai tenha decaído. Em muitos sistemas, o nuclídeo-filho também é radioativo e participa de uma cadeia de decaimento que termina em um nuclídeo estável. Cada etapa da cadeia possui sua própria meia-vida. Quando as etapas intermediárias são muito mais rápidas do que o decaimento do nuclídeo-pai, este controla a taxa global de formação do produto estável. Os sistemas isotópicos empregados em datação abrangem meias-vidas de cerca de dez anos, como no trítio, a mais de cem bilhões de anos, como no samário-147.
Para a maioria dos nuclídeos radioativos, a meia-vida depende das propriedades nucleares e é constante dentro da precisão experimental. Constantes medidas por técnicas diferentes fornecem valores compatíveis dentro das incertezas, e materiais datados por sistemas independentes podem fornecer idades concordantes. Para a maior parte dos radionuclídeos, a taxa de decaimento não sofre alteração relevante para a datação por mudanças comuns de temperatura, pressão, ambiente químico ou exposição a campos magnéticos e elétricos.
Nuclídeos que decaem por captura eletrônica constituem uma exceção parcial, pois sua taxa pode mudar quando a densidade eletrônica nas proximidades do núcleo é alterada. Entre eles estão berílio-7, estrôncio-85 e zircônio-89. As alterações produzidas por mudanças químicas comuns são pequenas e não tornam variável, de maneira arbitrária, o decaimento dos radionuclídeos usados em geocronologia. A regularidade do decaimento permite usar as abundâncias relativas dos nuclídeos-pai e de seus produtos como um relógio para medir o intervalo transcorrido desde o evento que fechou o sistema isotópico.
Determinação da constante de decaimento
A constante de decaimento radioativo expressa a taxa de decaimento por núcleo ainda não desintegrado. A exatidão e a precisão de uma idade radiométrica, assim como da meia-vida de um nuclídeo, dependem da exatidão e da precisão com que essa constante é conhecida.
Uma maneira de determinar a constante é medir o crescimento da quantidade de nuclídeos-filhos durante um intervalo conhecido. Para radionuclídeos de meia-vida longa, que possuem constantes de decaimento pequenas e são usados na datação de materiais muito antigos, pode ser necessário acompanhar uma amostra durante décadas para acumular produto-filho em quantidade suficiente para uma medição precisa.
Outra técnica mede diretamente a atividade alfa, beta ou gama e a relaciona ao número de núcleos radioativos presentes. Quando se mede apenas um ramo de decaimento, sua proporção precisa ser considerada. A determinação exata do número de núcleos pode ser difícil e dispendiosa. Constantes de decaimento também podem ser obtidas por comparação entre sistemas isotópicos aplicados a materiais de idade conhecida. Isso exige que pelo menos um dos sistemas usados na calibração possua constantes determinadas com alta precisão.
Exatidão da datação radiométrica miniatura|Espectrômetro de massa por ionização térmica usado em datação radiométrica.
A equação básica da datação radiométrica pressupõe que o comportamento dos nuclídeos-pai e filhos desde o evento datado seja conhecido. Entrada ou saída posterior de um desses nuclídeos pode alterar a idade calculada. Os efeitos de contaminação, alteração mineral, recristalização, metassomatismo e outros processos precisam ser examinados antes da interpretação da idade.
Medições feitas em mais de uma amostra ou mineral fornecem verificações internas. Uma isócrona pode ser construída com materiais que tenham a mesma idade de fechamento e a mesma razão isotópica inicial do elemento-filho, mas diferentes proporções entre o elemento-pai e um isótopo de referência não radiogênico do elemento-filho. O modelo também exige que os sistemas tenham permanecido fechados desde o evento datado. A inclinação da reta fornece a idade, e sua interseção com o eixo vertical fornece a razão isotópica inicial. Dispersão dos pontos além das incertezas analíticas pode decorrer de diferenças nas composições iniciais, fechamento em momentos distintos ou perturbações posteriores. O ajuste dos pontos a uma reta precisa ser interpretado junto com os dados geológicos e mineralógicos da amostra.
Na datação urânio-chumbo, o diagrama concórdia permite comparar os dois sistemas de decaimento do urânio e reconhecer determinados episódios de perda de chumbo. A concordância entre métodos independentes também pode testar uma idade. Determinações dos gnaisses de Amitsoq, no oeste da Groenlândia, forneceram 3,60 ± 0,05 bilhões de anos pelo método urânio-chumbo e 3,56 ± 0,10 bilhões de anos pelo método chumbo-chumbo, resultados compatíveis entre si.
Uma datação exata exige que o nuclídeo-pai ainda esteja presente em quantidade mensurável, salvo nos métodos baseados em radionuclídeos extintos, que sua meia-vida seja conhecida e que a quantidade radiogênica do produto-filho possa ser distinguida da quantidade inicialmente presente. Os procedimentos empregados para separar e analisar os nuclídeos também precisam ser precisos. Isso costuma envolver espectrometria de massa de razões isotópicas.
A precisão de um método depende em parte da meia-vida do isótopo utilizado e do intervalo que se pretende medir. O carbono-14 possui meia-vida de aproximadamente 5.730 anos. Em amostras com dezenas de milhares de anos, a quantidade restante torna-se muito pequena, e os efeitos da contaminação e do fundo instrumental passam a limitar a medição. Amostras mais jovens podem fornecer resolução muito maior, dependendo do material, da medição e da calibração. Uma pequena incerteza analítica não corresponde necessariamente a um intervalo igualmente pequeno em anos de calendário.
Temperatura de fechamento
A temperatura de fechamento ou de bloqueio está relacionada ao momento em que um mineral passa a reter de modo eficaz os nuclídeos usados por determinado sistema geocronológico. Se um mineral for aquecido o bastante para que o produto-filho se difunda para fora de sua estrutura, o relógio isotópico pode ser parcial ou totalmente reiniciado. Durante o resfriamento, a difusão diminui até que a perda do nuclídeo se torne pequena o bastante para que ele se acumule no mineral. O decaimento radioativo ocorre acima e abaixo da temperatura de fechamento. O que muda é a retenção dos nuclídeos, não o início do decaimento.
A temperatura de fechamento não é uma constante simples de um mineral nem uma fronteira perfeitamente abrupta entre perda e retenção. Ela depende do sistema isotópico, da velocidade de resfriamento, das propriedades de difusão, do tamanho do domínio de difusão e de sua geometria. Um mesmo mineral pode comportar-se como sistema fechado para um sistema isotópico e como sistema aberto para outro. A datação de minerais ou sistemas com diferentes temperaturas de fechamento permite reconstruir etapas do resfriamento de uma rocha e episódios metamórficos. Esse campo de estudo é chamado termocronologia.
Uma idade obtida dessa maneira não precisa ser a idade de cristalização da rocha. Ela pode corresponder ao resfriamento do mineral, a um episódio metamórfico que reiniciou o sistema ou a outro evento definido pelo comportamento dos elementos medidos. Um reinício apenas parcial pode produzir uma idade aparente intermediária, que não corresponde diretamente a um único evento. A interpretação depende da história térmica e das propriedades do material.