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Isótopos estáveis - Na natureza o carbono apresenta-se na forma de dois isótopos estáveis, 13C e 12C, em percentagens muito diferentes, enquanto o isótopo mais leve, 12C, surge numa percentagem de 98.89%. O isótopo mais pesado, 13C, está presente numa percentagem de 1.11%. A razão entre os dois isótopos vai variar nos materiais naturais como resultado do fracionamento isotópico que ocorre nos processos biológicos, físicos e químicos. A variação dos valores de δ13_{C registrados na matéria orgânica do solo podem ser}

utilizados para identificar o tipo de vegetação presente num região, devido ao facto das plantas com metabolismo C3 e C4 incorporarem o carbono em proporções diferentes, pois

possuem ciclos fotossintéticos específicos, como está representado na Fig. 24 (CRUZ, 2003; PESSENDA et al., 2005).

Fig. 24. Esquema simplificado do ciclo de Calvin para plantas C3 e C4, adaptado de LARA & ANDREO (2011).

Aproximadamente 85% das plantas terrestres são do tipo C3 (árvores e gramíneas) e

discriminam mais intensamente o 13C e por isso apresentam variações na abundância isotópica de 13C que variam de -20 ‰ a -34 ‰ (em média -27‰). As plantas de ciclo C4 (maioria das gramíneas), discriminam menos o 13C e apresentam valores que variam de -9 ‰ a -17 ‰ (em média -13 ‰; Fig. 25). Em virtude da diferença média de 14 unidades δ, pode-se dizer que os ciclos fotossintéticos podem ser identificados com base na análise da variação da abundância isotópica de 13C, onde as amostras mais empobrecidas apresentam valores mais negativos, enquanto as enriquecidas apresentam valores mais positivos (ALVEZ et al., 2005; PESSENDA et al., 2009; 1998; MIRANDA, 2010; FRANCISQUINI, 2010; ARAUJO, 2013).

Fig. 25. Intervalos de valores característicos para os diferentes ciclos fotossintéticos. Adaptado de MIRANDA (2010).

O valor de 13C na MOS vai refletir o tipo de vegetação ai existente podendo, assim, ser utilizado para inferir qual o tipo de cobertura vegetal no passado, sendo aplicável em todas as condições de solo com coberto vegetal (PESSENDA et al., 1996; FISCHER & JUNGCLAUS, 2010). No entanto, é preciso não esquecer que a aplicação da análise de isótopos de carbono a espelotemas e solos, permite somente identificar a presença do predomínio de plantas C3, C4 ou de uma mistura de ambas (PESSENDA et al., 2005).

No que se refere aos dados de carbono presente em espeleotemas é necessária a utilização de outros conceitos para a interpretação dos dados, pois sua utilização como indicador paleoambiental só é possível porque os espeleotemas apresentam valores de δ13_C

significativamente mais empobrecidos do que os valores conhecidos nas rochas carbonáticas encaixantes da caverna. O espeleotema torna-se mais empobrecido em δ13_C

do que a rocha, porque somente uma fração do CO2 biogênico do solo é incorporada nos

espeleotemas durante a sua precipitação. Por sua vez, a produção de CO2 no solo sofre

forte influência dos processos biológicos, principalmente da respiração e degradação da matéria orgânica, que são governados pelo clima e podem assim indicar mudanças climáticas (CRUZ, 2003).

Diferentemente dos valores isotópicos de δ13C dos solos, que permitem inferir diretamente sobre a proporção do tipo de sistema fotossintético da vegetação de cobertura, as variações de δ13C nos espeleotemas são geralmente associadas às diferenças na intensidade de atividade biológica no solo, que estão associadas à proporção de plantas C3 e C4, que se reflete diretamente na produção e composição isotópica do CO2 no solo.

Verifica-se assim que as atividades biológicas são controladas predominantemente pelas variações de pluviosidade nas regiões mais áridas e pela temperatura nas regiões de alta latitude (LINGE et al., 2001; CRUZ, 2003; FAIRCHILD et al., 2006; FLEITMAM et al., 2008; Fig. 26).

Como já foi referido, a variação de δ13C nos espeleotemas podem ser influenciadas por diversos processos que ocorrem durante a infiltração da água meteórica através do solo e da rocha ou durante a precipitação do espeleotema. No entanto, mudanças do CO2

atmosférico (< 1 ‰) não são geralmente interpretadas como a causa direta das variações de δ13_{C no CaCO}

3 de espeleotemas (MARINO et al., 1992; FRUMKIN et al., 2000; CRUZ,

2003). Verifica-se, desta forma, que os estudos paleoclimáticos em espeleotemas podem ser feitos com base na variação do fracionamento isotópico de oxigênio e carbono. No caso carbono, o sinal de δ13_{C tem sido utilizado para interpretação paleoclimática considerando}

os altos valores como reflexo de condições mais frias e os baixos valores de δ13_{C como um}

reflexo de condições mais quentes (ÖSTERLIN, 2010). A variação do fracionamento isotópico nos espeleotemas é um dos proxies mais frequentemente utilizado para obtenção

de informações relativamente à precipitação e temperatura numa escala temporal que pode ir desde anual a milenar. A razão isotópica de carbono na calcita vai refletir o grau de atividade biogênica acima das grutas e a razão entre as plantas C3 e C4 (FLEITMANN et al., 2008). Contudo, nos estudos isotópicos de espeleotemas os isótopos de oxigênio são mais utilizados, pois existem diversos processos que podem influenciar o fracionamento isotópico do carbono tornando a interpretação dos resultados mais complexa (LAURITZEN & LUNDBERG, 1999).

Fig. 26. Esquema representativo da relação entre a composição isotópica do carbono e parâmetros climáticos (pluviosidade, temperatura e cobertura vegetal). Adaptado de CRUZ (2003).

Outra forma de utilização do carbono nas análises paleoambientais é com o isótopo radioativo, para estabelecimento do intervalo cronológico:

Isótopos radioativos - Além dos dois isótopos de carbono referidos anteriormente, existe ainda na natureza outro isótopo, o 14C, que é radioativo, decaindo por emissão de partículas β- ₍14_{C →} 14_{N + β}-_{). Descoberto por Libby em 1949, o isótopo carbono 14 (cujo}

período de meia-vida é de 5 730 ± 30 anos) é utilizado nas datações através da comparação da atividade residual de 14C da amostra com a atividade de amostras padrão (PESSENDA & CAMARGO, 1991). Essa datação é possível devido a absorção de 14C pelas plantas, via fotossíntese e pelos animais via alimentação durante a vida do organismo. É preciso considerar que há um equilíbrio entre a atividade específica do 14C em relação à do ambiente, sendo que a relação 14C/12C de todos os seres vivos em todas as latitudes e

longitudes, é constante durante a vida do organismo, devido à contínua absorção de CO2

pelas plantas. Quando o equilíbrio é rompido, ou seja, ocorre a morte do indivíduo, acontece apenas a desintegração radioativa do 14C que decai em taxa constante (PALLESTRINI & MORAIS, 1982; PESSENDA et al., 2005) o que permite datações com 50 000 anos antes do presente, sendo presente o ano de 1950 (PALLESTRINI & MORAIS, 1982; FARQUHAR et al., 1989; ARRABAÇA, 1997; WILLIAMS et al., 1994; MARLOWE, 1980).

A radioatividade do 14C numa amostra pode ser determinada por diversos métodos tal como a espectrometria de cintilação líquida ou por AMS (espectrometria de massa com acelerador de partículas) (PESSENDA & CAMARGO, 1991; GOUVEIA et al., 1999).

Atualmente, as datações por 14C são muito comuns nos estudos arqueológicos, sendo citados em trabalhos diversos, para identificar a "idade mínima de deposição dos artefactos", permitindo assim a sua correlação com os perfis de ocupação dos sítios (PALLESTRINI & MORAIS, 1982).