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UNIVERSIDADE FEDERAL FLUMINENSE
INSTITUTO DE BIOLOGIA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM BIOLOGIA MARINHA E AMBIENTES COSTEIROS
ESTUDO DO EFEITO DE RESERVATÓRIO MARINHO NA COSTA DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO ATRAVÉS DA DATAÇÃO DE AMOSTRAS PAREADAS EM CONTEXTO
ARQUEOLÓGICO
EDUARDO QUEIROZ ALVES
NITERÓI, RJ
2015
ESTUDO DO EFEITO DE RESERVATÓRIO MARINHO NA COSTA DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO ATRAVÉS DA DATAÇÃO DE
AMOSTRAS PAREADAS EM CONTEXTO ARQUEOLÓGICO
EDUARDO QUEIROZ ALVES
Dissertação submetida ao programa de pós-graduação em Biologia Marinha e Ambientes Costeiros da Universidade Federal Fluminense, como requisito parcial para a obtenção do título de Mestre em Biologia Marinha e Ambientes Costeiros.
Orientadora:
Profª. Drª. Kita Chaves Damasio Macario
Niterói, RJ
2015
Trabalho realizado no Laboratório de Radiocarbono, pertencente ao Instituto de Física da Universidade Federal Fluminense, em colaboração com o Museu Nacional da Universidade Federal do Rio de Janeiro. Sob a orientação da Dra. Kita Macario. Com apoio financeiro de CAPES, CNPq e FAPERJ.
Para minha mãe
Agradecimentos À minha família - meu pai, irmãos, tios e primos que me apoiaram em todas as etapas do mestrado e com quem eu compartilho essa conquista.
À Kita, pela orientação, pelos conselhos e por sempre me incentivar a fazer o meu melhor.
À Profª. Drª. Lina Kneip, responsável pela escavação que recuperou o material utilizado neste trabalho.
Ao Museu Nacional da Universidade Federal do Rio de Janeiro por possibilitar este estudo, disponibilizando as amostras utilizadas.
A todos os docentes do departamento de Biologia Marinha da Universidade Federal Fluminense pela gentil acolhida e por terem apresentado a este Físico o incrível mundo da Biologia Marinha. Agradeço especialmente o Prof. Dr. Douglas Pimentel, fundamental para que este trabalho pudesse ser concluído na data planejada.
À Ana e Amanda por serem sempre tão compreensivas e prestativas.
À Rosa Souza pela identificação do material malacológico deste trabalho e por toda a ajuda durante a redação desta dissertação.
Ao Prof. Dr. Orangel Aguilera pela identificação do material ictiológico deste trabalho.
À Profª. Drª. Rita Scheel-Ybert por abrir as portas do Laboratório de Arqueobotânica e Paisagem para que este trabalho pudesse ser realizado.
À Profª. Drª. Caroline Bachelet pelas lições de Antracologia e Arqueologia. Obrigado por pacientemente supervisionar as análises antracológicas deste trabalho e por intervir todas as vezes em que encontrei dificuldades.
À Ana Carolina Goulart, minha dupla no aprendizado da Antracologia. Muito obrigado por toda ajuda com as análises dos carvões deste trabalho.
À Fabiana Oliveira e ao Marcelo Muniz pela ajuda nos momentos de desespero e pela valiosa amizade.
A todos os amigos do LAC/UFF e do LARA: Ingrid Chanca, Renan Cardoso, Juan Pablo, Marcos O. , Bruna Brandão, Alberto Cid, Renata Jou, Maikel Castro, Roberto Meigikos, Carla Carvalho, Roberto Linares, Paulo Gomes, Vinicius Nunes, Isabela Oliveira, Bruna Netto, Pedro Lins, Amanda Seixas,Frederico Santos eThiago Lacerda.
Diante da impossibilidade de citar todos, agradeço especialmente aos amigos que estiveram mais envolvidos neste trabalho: Diego Cerqueira, Gabriela Veras, Luiz Fernando, Maira Poerner, Anderson Ribeiro, Livia Prestes, Nikhita Kumar, Amanda Davel, Fernando Pardo Urrutia.
Cada uma das pessoas acima correu junto comigo, ao meu lado, na corrida contra o tempo que foi terminar esta dissertação. Obrigado pela companhia. O mérito é nosso.
All isotopes are not created equal. Some are more equal than others. Radiocarbon stands alone; by itself.
—The authors, with apologies to G Orwell (Lal e Jull, 2001)
RESUMO
O estudo da origem e distribuição do 14C na Terra desempenha papel
fundamental na datação com base nesse radionuclídeo. Entre os principais efeitos
estudados está a idade aparente mais antiga observada em amostras marinhas.
Atualmente existem pesquisas significantes em andamento sobre a variabilidade
espacial e temporal de efeitos de reservatório marinho (MREs) através da
quantificação do desvio em relação à média global desse efeito, denominado ΔR. Este
trabalho apresenta o cálculo de um valor de ΔR para a região de Saquarema, na costa
do Rio de Janeiro, utilizando amostras arqueológicas provenientes do Sambaqui de
Saquarema. Idades de radiocarbono de 45 amostras marinhas e 6 amostras terrestres
permitiram uma avaliação do MRE na região. Todas as amostras passaram ainda por
etapas de identificação taxonômica para fortalecer e expandir possíveis interpretações
dos resultados. O valor de ΔR encontrado foi -140 ± 66 anos de 14C. Esta pesquisa é
um estudo pioneiro para a região e mais avaliações do valor obtido são necessárias.
Palavras-chave: efeito de reservatório marinho; radiocarbono; sambaqui; Saquarema;
Região dos Lagos Fluminense.
ABSTRACT
The study of the origin and distribution of 14C on Earth plays a fundamental
role in radiocarbon dating. Among the most important effects is the apparent older
age of marine samples. Currently, there is significant ongoing research into the
temporal and spatial variability of marine reservoir effects (MREs) through the
quantification of the values of deviations from the average global value of MRE, as
known as ΔR values. This study presents the calculus of a ΔR value for the
Saquarema region, Rio de Janeiro’s coast, using archaeological samples from the
Saquarema shellmound. Radiocarbon ages of 45 marine and 6 terrestrial samples from
this shellmound provided data for assessing MRE in this specific locality. The
samples underwent taxonomic analysis in order to support possible interpretations of
the results. We found a ΔR value of -140 ± 66 14C yr. This is a pioneer research and
further evaluations of the value found here are needed.
Keywords: marine reservoir effect; radiocarbon; shellmound; Saquarema; Rio de
Janeiro coast.
Sumário Introdução ............................................................................................. 13 Capítulo 1 Embasamento científico ....................................................................... 16 1.1 A datação radioativa ............................................................. 16 1.2 Princípios fundamentais da datação por 14C .........................17 1.3 O mecanismo de produção do 14C ......................................... 19 1.4 Variações na produção de 14C ............................................. 21 1.4.1 Variações latitudinais e altitudinais ........................ 22 1.4.2 Variações induzidas pela atividade solar ............... 23 1.5 Variações na concentração de 14C ...................................... 24 1.5.1 Variações naturais .................................................. 24 1.5.2 O efeito Suess ........................................................ 25 1.5.3 Os testes nucleares ................................................. 26 1.5.4 O fracionamento isotópico .................................... 27 1.5.5 Tempos de residência ............................................. 30 1.6 Efeito de reservatório marinho: origem e consequências ...... 31 Capítulo 2 .............................................................................................. 34 Idades de radiocarbono e idades calibradas .................................. 34 2.1 Calibração de amostras atmosféricas ................................... 35 2.2 Calibração de amostras marinhas ....................................... 38 2.3 Efeito de reservatório marinho: as correções R e ΔR ……… 40 2.4 A correção ΔR para o MRE: variabilidade global ……….. 41 2.4.1 A influência da água doce no MRE ……………… 43 Capítulo 3 …...…………………………………………………………45 A área de estudo e o Sambaqui de Saquarema …………………… 45 3.1 A região dos Lagos Fluminense – Saquarema …………… 45 3.2 Sítios arqueológicos do tipo Sambaqui – breve descrição … 48 3.3 O Sambaqui de Saquarema – caracterização do sítio …… 49
Capítulo 4 ………………………………………………………….. 52 As amostras …………………………………………………………52 4.1 As conchas ……………………………………….……… 53 4.2 Os otólitos ………………………………………………… 54 4.3 Os carvões ………………………………………………….. 56
Capítulo 5 ……………………………………………………………. 60 AMS – preparação de amostras e determinação das idades de 14C e da correção ΔR …………………………………………………….. 60 5.1 Carvão ……………………………………………………… 63 5.2 Concha e otólito …………………………………………… 64 5.3 Grafitização das amostras de carbono ……………………. 65 5.4 Medida das amostras de carbono por AMS ………………. 69 5.5 Determinação das idades de 14C e da correção ΔR ..............73 Capítulo 6 ………………………………………………………….. 78 Resultados e discussão …………………………………………….. 78 Capítulo 7 ……………………………………………………………. 88 Conclusões ............................................................................................. 88 Apêndice A ……………………………………………………………. 90 Identificações taxonômicas …………………………………………...90
A.1 Conchas …………………………………………………. 90 A.1.1 Anomalocardia brasiliana (Gmelin, 1791) ……. 91 A.1.2 Neritina virginea (Linnaeus, 1758) ……………. 92 A.2 Otólitos ………………………………………………........ 92 A.2.1 Micropogonias furnieri (Desmarest, 1823) …….. 93 A.3 Carvões …………………………………………………….. 94 A.3.1 Myrsinaceae Rapanea sp. ………………………… 95 A.3.2 Anacardiaceae …………………………………… 96 A.3.3 Rutaceae Metrodorea sp. …………………………. 96 A.3.4 Sapotaceae …………………….…………………... 97 A.3.5 Myrtaceae ….……………………………………… 98 A.3.6 Tubérculo ………………………………………… 99 Apêndice B………….……………………………………………….. 100 Código para cálculo de ΔR no OxCal................................................100
Referências …………………………………………………......…… 102 Referências online …………………………………………………..113
Lista de figuras
Figura 1.1. Produção e distribuição do 14C (adaptado de Aitken (1999)). 29 Figura 2.1. Seção da curva de calibração atmosférica IntCal13 (Bronk Ramsey, 2013). 36 Figura 2.2. Seção da curva de calibração atmosférica SHCal13 (Bronk Ramsey, 2013). 38 Figura 2.3. Seções das curvas IntCal13 (roxa), SHCal13 (verde) e Marine13 (vermelha) (Bronk Ramsey, 2013). 39 Figura 2.4. Os pontos vermelhos indicam locais onde estudos quantificaram a correção regional ΔR. 41 Figura 2.5. ‘The great ocean conveyor’ – representação esquemática da circulação termoalina oceânica (Broecker et al., 1991). 43 Figura 3.1. Mapa do estado do Rio de Janeiro. O círculo vermelho indica a localização do município de Saquarema. 46 Figura 3.2. Representação simplificada da dinâmica oceânica para a costa brasileira. A área de confluência Brasil-Malvinas está indicada. 47 Figura 3.3. Localização de sítios arqueológicos cerâmicos (quadrados) e do tipo sambaqui (círculos) na região de Saquarema. O círculo vermelho indica a posição do Sambaqui de Saquarema (adaptado de da Silveira (2001)). 49 Figura 3.4. Perfil noroeste do Sambaqui de Saquarema, camadas I-II-III (adaptado de Kneip, 1995). 50 Figura 4.1. Exemplar de Micropogonias furnieri, espécie popularmente conhecida como corvina. 55 Figura 4.2. Conchas de Anomalocardia brasiliana, Neritina virginea e otólitos de Micropogonias furnieri utilizados neste trabalho. 56 Figura 5.1. Pré-tratamento físico de amostra de concha. 63 Figura 5.2. Amostras durante o tratamento químico. 63 Figura 5.3. Linha de vácuo do LAC/UFF. 66 Figura 5.4. Esquema de tubo de grafitização (Oliveira, 2012). 68 Figura 5.5. Acelerador do tipo SSAMS localizado no IF/UFF. 70 Figura 5.6. Representação esquemática de um sistema do tipo SSAMS. 70 Figura 5.7. Esquema representando a fonte de íons. 71 Figura 5.8. Fonte de íons do SSAMS. 71 Figura 5.9. Representação ilustrativa do Stripper. 73 Figura 5.10. Exemplos de modelos de fase criados no OxCal. O modelo da esquerda considera fases independentes enquanto o da direita ordena as fases de acordo com o registro arqueológico (OxCal versão 4.2.4 (Bronk Ramsey, 2013)). Dados de Needham et al. (1998). 77!Figura 6.1. O gráfico mostra que não há uma correlação bem definida entre a idade da amostra, sua profundidade e o tipo de material do qual ela é constituída. Se houver dependência da idade com a profundidade, essa dependência é menor que a dispersão dos dados. 82
Figura 6.2. Histogramas para as idades de radiocarbono de todas as amostras de carbonato e separadamente para cada um dos tipos de carbonato. 83 Figura 6.3. Distribuição de probabilidades das idades calibradas das amostras deste trabalho (OxCal, versão 4.2.4 (Bronk Ramsey, 2013). 84 Figura 6.4. Distribuição de probabilidades para a correção ΔR obtida das amostras deste trabalho (Bronk Ramsey, 2013)). 85
Figura A1. Morfologia interna e externa de uma concha de gastrópode (Souza et al., 2011). 90 Figura A2. Anatomia interna de uma concha de bivalve (Souza et al., 2011). 91 Figura A3. Concha de Anomalocardia brasiliana (Souza et al., 2011). 91 Figura A.4. Concha de Neritina virginea (Souza et al., 2011). 92 Figura A.5. Morfologia de um otólito de haddock (Melanoglamos aeglefinus (Linnaeus, 1758)) (adaptado de Campana (2004)). 93 Figura A.6. Otólitos de Micropogonias furnieri. 94 Figura A.7. Planos transversal, longitudinal tangencial e longitudinal radial. 95 Figura A.8. Plano transversal do lenho carbonizado de Rapanea sp. visto em microscópio de luz refletida (aumento de 5x). 96 Figura A.9. Plano transversal do lenho carbonizado de Metrodorea sp. visto em microscópio de luz refletida (aumento de 5x). 97 Figura A.10.! Plano transversal do lenho carbonizado de Sapotaceae visto em microscópio de luz refletida (aumento de 10x). 98 Figura A.11. Plano transversal do lenho carbonizado de Myrtaceae visto em microscópio de luz refletida (aumento de 5x). 98 Figura A.12. Tubérculo carbonizado visto em microscópio de luz refletida (aumento de 5x). 99
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Lista de tabelas Tabela 1.1. Valores médios de δ13C para diferentes materiais (Aitken, 1990). 30 Tabela 6.1. Idade de radiocarbono das amostras. 79
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Introdução
Os ambientes costeiros são influenciados por uma grande variedade de
processos e estão em constante transformação, buscando alcançar o equilíbrio
dinâmico entre as diversas forças que atuam sobre eles. Mudanças climáticas
associadas à variações de nível do mar, alterações na vegetação, ocupação humana,
produtividade do ambiente costeiro e a influência da ressurgência são fenômenos de
reconhecida relevância científica e que se relacionam entre si. Dentro desse contexto,
a técnica de datação por 14C usando Espectrometria de Massa com Aceleradores
(AMS) surge como uma valiosa possibilidade para o estudo de processos ambientais.
Os fenômenos supracitados têm na datação por 14C um parâmetro fundamental para o
posicionamento cronológico e o entendimento de como se desenvolvem associados
aos diversos eventos responsáveis pela evolução da costa. No entanto, dificuldades
inerentes à técnica precisam ser contornadas para garantir a validade do método.
Os oceanos podem ser considerados grandes reservatórios de carbono. Sabe-
se, no entanto, que a concentração isotópica desse reservatório varia espacial e
temporalmente e, portanto, uma correção regional para o efeito de reservatório faz-se
necessária quando o objetivo é calcular a idade de material de origem marinha. O
efeito de reservatório marinho se expressa como uma diferença média de
aproximadamente 400 anos de 14C entre idades de amostras marinhas e atmosféricas.
Enquanto organismos terrestres absorvem seu 14C diretamente do CO2 atmosférico,
amostras marinhas dependem da disponibilidade desse isótopo no oceano. Assim,
organismos marinhos conseguem seu 14C depois que o mesmo é transferido da
atmosfera para o oceano através do lento processo de dissolução do CO2 na água. Por
essa razão, material marinho parece muito mais antigo do que realmente é.
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A correção global para o efeito de reservatório marinho, Rg, é a média entre a
diferença de idade de 14C entre amostras marinhas superficiais e atmosféricas. O valor
dessa correção leva em conta o tempo que o CO2 obtido da atmosfera leva para ser
incorporado e distribuído de forma equilibrada na coluna oceânica. Desvios regionais
em relação a média Rg, conhecidos como ΔR, são muito comuns e também precisam
ser levados em conta. As correções ΔR levam em conta diferenças regionais em
fatores como a dinâmica dos oceanos, por exemplo, que pode afetar a absorção e
distribuição do CO2 atmosférico na água.
O cálculo das correções ΔR é feito através da obtenção independente da idade
de 14C e da idade de calendário de uma amostra marinha. Alternativamente, pode ser
utilizada uma amostra atmosférica contemporânea à amostra marinha para a obtenção
da idade de 14C da atmosfera da época. As idades de 14C das amostras são obtidas
através da medida da razão isotópica das mesmas pela técnica de AMS. Nesse
trabalho, utilizamos amostras marinhas e terrestres provenientes do mesmo contexto
arqueológico, o que atestaria sua contemporaneidade, para calcular valores de ΔR
para a região de Saquarema, no estado do Rio de Janeiro.
Existem poucos estudos sobre o efeito de reservatório marinho na costa
brasileira. Nadal de Masi (2001) publicou as primeiras medidas de correções para a
costa de Santa Catarina. Ele apresentou 8 datas de 14C obtidas de conchas marinhas da
costa norte da Ilha de Santa Catarina. O autor calculou uma correção R = 460 anos de
14C para a região. Eastoe et al. (2002) dataram pares carvão/concha do sambaqui de
Jabuticabeira, em Santa Catarina, e também conchas coletadas vivas em 2002 AD, na
mesma região. Combinando seus resultados com os obtidos por Nadal de Masi (2001)
eles estimaram um valor de ΔR = -185 ± 30 anos de 14C para essa região. Através da
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combinação do resultado das medidas de duas conchas coletadas na costa do Rio de
Janeiro com resultados obtidos por Nadal de Masi para duas amostras de Santa
Catarina, eles calcularam outro valor de ΔR = 105 ± 24 anos de 14C para as costas dos
dois estados. Usando somente conchas marinhas coletadas entre 1939 AD e 1944 AD
publicadas por Nadal de Masi (2001) e Eastoe et al. (2002), Reimer e Reimer (2001)
calcularam um valor médio de ΔR para a parte oeste do atlântico sul igual a 89 ± 46
anos de 14C. Angulo et al. (2005) obtiveram um valor médio de ΔR = 33 ± 24 anos de
14C para a costa sudeste do Brasil a partir da medida de 6 conchas de idade conhecida
coletadas nos estados de Santa Catarina e Paraná. Incluindo alguns resultados de
Nadal de Masi (2001) e Eastoe et al. (2002), os autores encontraram um ΔR de 8 ± 17
anos de 14C para as costas sul e sudeste do Brasil. Angulo et al. (2007) também
usaram amostras pareadas em contexto arqueológico para estudar o efeito de
reservatório marinho em áreas de ressurgência, no entanto, seus resultados foram
inconclusivos. Mais recentemente Alves et al. (2014 – no prelo) obtiveram correções
para MRE em diferentes pontos da costa brasileira através da medida de 4 conchas de
idade conhecida, provenientes de coleções museológicas. O resultado para a costa do
Rio de Janeiro, região de Cabo Frio, foi ΔR = 96 ± 48 anos de 14C.
Existem na literatura medidas de valores de ΔR para diversas partes do globo,
a maioria delas para o hemisfério norte. Poucos são os dados disponíveis para o
hemisfério sul e menos ainda são aqueles relacionados à costa brasileira. Nesse
sentido, este trabalho, fundamentalmente multidisciplinar, propõe uma contribuição
para o cálculo da correção regional ΔR do efeito de reservatório marinho para a costa
sudeste brasileira, mais especificamente para a região de Saquarema. Para esse
objetivo foram utilizadas amostras de carvão, conchas e otólitos provenientes do
Sambaqui de Saquarema.
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Capítulo 1
Embasamento científico
1.1 A datação radioativa
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A determinação da idade de uma amostra pode ser realizada por meio de
diferentes técnicas, sendo a datação radioativa a mais consagrada e utilizada por
cientistas e pesquisadores das mais diversas áreas. Essa técnica foi proposta por Libby
na década de 40, especificamente para amostras de carbono, embora muitos outros
isótopos possam ser utilizados para o mesmo fim. O método se fundamenta na
variação da razão isotópica da amostra no decorrer do tempo. Considera-se que
qualquer organismo vivo troca carbono com o ambiente durante sua existência,
renovando sua quantidade de 14C (produzido constantemente na atmosfera terrestre) e
assim compensando as perdas por decaimento. Definindo-se a concentração inicial C0,
em equilíbrio com a atmosfera, como sendo aquela do instante em que cessam as
trocas entre o material e o meio, segue que a concentração C(t) do radioisótopo nessa
amostra num instante posterior é dada por:
C t = !C!e!!! (1.1)
onde λ é uma constante que depende do radioisótopo em questão e é conhecida como
constante de decaimento radioativo. Já a vida média τ de um radionuclídeo é definida
como o tempo médio que um átomo leva para decair, relacionando-se com λ da
seguinte forma:
!
! 17!
τ = !! = !
!!/!!" ! (1.2)
onde t1/2 é o intervalo de tempo no qual a quantidade de núcleos radioativos presentes
na amostra cai pela metade, conhecido como meia-vida. Sabendo-se a concentração
isotópica atual de uma amostra, sua idade pode ser determinada:! !
t = −τ!ln ! !!!
!!(1.3)&
Essa equação mostra que, para um determinado radionuclídeo de vida média τ,
conhecidas suas concentrações inicial C0 e atual C(t) (ou, de forma equivalente, suas
atividades inicial e atual) numa amostra, a idade da mesma pode ser determinada
através da técnica de datação radioativa. Assim, qualquer fator, natural ou
antropogênico, que interfira nessa razão precisa ser levado em conta, como será
discutido mais adiante nesse texto.
1.2 Princípios fundamentais da datação por 14C
! A datação por 14C se baseia no fato de que toda matéria contendo carbono
possui os três isótopos desse elemento: os estáveis 12C e 13C, e o radioativo 14C. O 12C
é o mais abundante desses isótopos, respondendo por 98,89% do CO2 atmosférico.
Logo em seguida está o 13C com 1,11% e por último o 14C com 0,0000000001%. O
14C é incorporado na biosfera terrestre por meio da fotossíntese de produtores
primários (plantas verdes):
6CO! + 12H!O!!"#!!"#$#%&"'! C!H!"O! + 6O! + 6H!O!!!(1.4)
Nos oceanos a inserção de 14C se dá através da interface ar/água. O 14C penetra no
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oceano e passa a fazer parte do reservatório de carbono inorgânico existente nesse
meio (composto principalmente de ácido carbônico, íons bicarbonato, íons carbonato
e CO2) (Mills e Urey, 1940; Mook et al., 1974). Biologicamente, a incorporação do
CO2 no meio oceânico também se dá através da fotossíntese, dessa vez de algas e
fitoplâncton. O 14C é transmitido a todos os seres vivos ao longo de sua existência
através da cadeia alimentar, e enquanto esse organismo estiver vivo a incorporação de
14CO2 será compensada pelo decaimento radioativo:
C!!" ! N + !β! + !ν!!!!" !!!(1.5)
resultando numa concentração de 14C aproximadamente constante. Quando o
organismo morre, torna-se um reservatório fechado já que todas as trocas de carbono
com o meio cessam e somente o decaimento radioativo pode alterar a concentração de
14C. Uma das convenções usadas na datação por 14C é o uso da chamada meia-vida de
Libby (Libby et al., 1949), que vale 5568 anos. Essa meia-vida vem sendo utilizada há
muito tempo, mesmo após a determinação do valor mais acurado de 5730 ± 30 anos
por Godwin (1962). O motivo é permitir a comparação com as datas obtidas pelo uso
do valor antigo. A atividade de uma amostra pode ser medida pelo chamado método
convencional ou indireto, no qual são contados os decaimentos dos átomos contidos
no material, ou seja, é preciso esperar por eventos individuais de decaimento. Nesse
método são necessários vários gramas de carbono para atingir uma boa estatística e,
como o tempo de medida está diretamente relacionado à meia-vida, esse tempo é da
ordem de horas. O método direto, por sua vez, envolve a contagem de átomos
individuais usando a técnica de espectrometria de massa com aceleradores. A técnica
de AMS é largamente utilizada para determinação da concentração de elementos raros
em amostras dos mais diversos tipos. Essa técnica surgiu na década de 70 com base
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! 19!
nos aceleradores de partículas desenvolvidos para o estudo de reações nucleares,
como uma alternativa ao método indireto. Suas principais vantagens são a
desassociação entre meia-vida e tempo de medida, tornando possível a utilização de
elementos de meia-vida mais longa, e o tamanho reduzido (da ordem de miligramas)
das amostras. Essa última característica da técnica de AMS é muito conveniente,
especialmente para amostras provenientes de contexto arqueológico, onde a
quantidade de material é muitas vezes limitada. No presente trabalho a datação
radioativa por meio da técnica de AMS foi utilizada para determinar a idade das
amostras.
1.3 O mecanismo de produção do 14C
O conhecimento acerca da origem e distribuição do 14C exerce um papel
fundamental na aplicação confiável da técnica de datação com base nesse
radioisótopo. O 14C é produzido continuamente por uma grande variedade de
transformações e reações nucleares. Decaimentos anômalos de núcleos pesados
(Sandulescu et al., 1980; Rose e Jones, 1984; Price, 1989) e reações nucleares
induzidas por partículas radiogênicas, produzidas pelas séries de U e Th (Zito et al.,
1980; Jull et al., 1987; Lal, 1988), são exemplos de processos que produzem 14C.
Contudo, a produção de 14C através de reações nucleares provocadas por raios
cósmicos é, sem dúvida, a fonte mais importante desse radionuclídeo na Terra
(Lingenfelter, 1963; Lal e Peters,1967; Lal, 1992a). Portanto, o 14C encontrado no
ciclo do carbono é principalmente de origem cosmogênica e, levando-se em conta que
menos de 0.1% do total desse 14C é produzido na superfície terrestre (Lal, 1988a,
1992b) , o foco aqui será sua produção na atmosfera. !
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O 14C é produzido nas camadas superiores da atmosfera terrestre através da
interação entre átomos de 14N e nêutrons termais originados por raios cósmicos
primários (Libby, 1946). Esses raios cósmicos são nucleons, majoritariamente
prótons, de alta energia. O mecanismo de produção do 14C é predominantemente
desencadeado por raios cósmicos galácticos muito energéticos. No entanto, raios
cósmicos solares, de energia mais baixa, também podem contribuir para o processo.
Os raios cósmicos primários ionizam moléculas e interagem com núcleos de
átomos na atmosfera, perdendo energia e formando partículas como nêutrons, prótons
e múons (Tuniz et al., 1998; Muzikar et al., 2003), por vezes chamadas de radiação
cósmica secundária. Os nêutrons energéticos, ou nêutrons rápidos, originários desse
processo, perdem energia através de sucessivas colisões com núcleos de átomos,
formando nêutrons termais de energia mais baixa (Gosse e Phillips, 2001). A
produção do radiocarbono se dá quando átomos de 14N, 17O ou 13C absorvem esses
nêutrons. Devido à abundância de 14N na atmosfera, a reação:
N!!" + n! → C!!" + p!!!!!!(1.6)
&
é a mais frequente. O 14C é rapidamente oxidado dando origem à molécula de 14CO
com 95% de rendimento (MacKay et al., 1963; Pandow et al., 1960). O 14CO então
reage com o radical OH- gerando 14CO2 através da reação:
!!!! C!" + 2OH! → C!" O! + !H!!!!!(1.7)
!&
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Existe ainda a possibilidade de ocorrer a oxidação do 14C formando 14CO2
diretamente. Porém, essa reação precisa de um terceiro participante, além de 14C e O2,
para que momento e energia sejam conservados. Por isso, é uma reação rara que
ocorre na minoria dos casos (Pandow et al., 1960).
Cálculos da taxa de produção de 14C encontram valores que variam de 2 a 3
átomos cm-2 s-1 (Suess, 1965; Damon et al., 1978, Finkel e Suter, 1993). Numa
publicação mais recente, Masarik e Beer (1999) quantificaram a produção de 14C em
2.02 átomos cm-2 s-1.
O valor exato da taxa de produção atmosférica de 14C não precisa ser
conhecido para garantir a aplicação confiável da técnica de datação com base nesse
radioisótopo. No entanto, o método assume uma concentração atmosférica de 14C
constante no tempo, o que não é verdade. Ainda que a rápida circulação de 14CO2
nesse meio, da ordem de 4-10 anos (Craig, 1957; Nydal e Lövseth, 1970), garanta a
razoável homegeneidade espacial e temporal do reservatório, a concentração de 14C
está diretamente relacionada com a taxa de produção do radionuclídeo. Dessa forma,
o conhecimento acerca dos fatores que alteram essa taxa de produção é fundamental
para a obtenção de datas seguras.
1.4 Variações na produção de 14C !
A taxa de produção do 14C na atmosfera terrestre não é constante e muitos são
os fatores que a influenciam em maior ou menor grau. Esses fatores e seus efeitos na
produção de 14C serão discutidos a seguir.
!
! 22!
1.4.1 Variações latitudinais e altitudinais
Como discutido anteriormente, os raios cósmicos são em sua grande maioria
partículas carregadas. Qualquer partícula carregada que se mova em uma região do
espaço que esteja sob a ação de um campo magnético sofre uma deflexão de sua
trajetória. Dessa forma, é natural concluir que os raios cósmicos são defletidos pelo
campo magnético da Terra de acordo com a parcela magnética da força de Lorentz:
F = q(!!!x!B) (1.8)
onde q e ! são a carga e a velocidade da partícula, respectivamente, e B é o vetor
campo magnético. Segundo essa equação, a força magnética será máxima quando as
direções de ! e B forem perpendiculares entre si e isso é precisamente o que ocorre
nas regiões tropicais do planeta. Nos trópicos, a direção de incidência dos raios
cósmicos é perpendicular às linhas de campo e, portanto, a deflexão desses raios é
maior nessa área (Muziker et al., 2003), causando uma dependência da produção de
14C com a latitude. Portanto, em altas latitudes (i.e regiões polares) o campo
geomagnético deflete menos radiação cósmica, possibilitando um aumento na
produção de 14C (Stuiver et al., 1997). Medidas subsequentes da distribuição dos
fluxos de prótons e nêutrons rápidos foram feitas ao redor do globo em diferentes
altitudes (e.g. Simpson et al., 1951, 1956; Simpson e Fagot, 1953; Rose et al., 1956;
Soberman, 1956; Lal, 1958; McDonald e Webber, 1959; Light et al., 1973; Merker et
al., 1973) e as variações constatadas têm consequências no mecanismo de produção
do 14C. O máximo da produção de 14C ocorre aproximadamente 15 km acima da
!
! 23!
superfície terrestre (Aitken, 1990). Nessa altura há uma maior disponibilidade de
alvos para a produção de nêutrons secundários e, portanto, o fluxo de nêutrons rápidos
atinge seu máximo. À medida em que penetra na atmosfera, esse fluxo é rapidamente
atenuado, principalmente por ser consumido em interações com átomos atmosféricos.
Além disso, os nêutrons secundários produzidos na primeira cascata tendem a
deslocar-se para fora da atmosfera (Gosse e Phillips, 2001).
1.4.2 Variação induzida pela atividade solar
Partículas solares contribuem muito pouco para a produção de 14C, no entanto
a radiação cósmica primária é modulada por campos magnéticos solares e pelas
variações nesses campos. O chamado vento solar é constituído por um fluxo de
partículas magnéticas que defletem os raios cósmicos primários da atmosfera
terrestre, contribuindo para o decréscimo das taxas de produção de 14C (Korff e
Mendell, 1980; Stuiver et al., 1997). Esse vento solar exibe mudanças significativas
em velocidade média e densidade de partículas por unidade de volume em intervalos
de tempo relativamente curtos. Essa periodicidade é notória ao longo dos ciclos
solares e consequentes variações regulares no fluxo de raios cósmicos galácticos de
alta energia são evidentes nos registros de 14C. O ciclo de Schwabe mostra a atividade
solar em intervalos de aproximadamente 11 anos e envolve fases de
aumento/decréscimo dessa atividade, além de uma inversão no campo magnético do
sol. Durante os períodos de mínimo da atividade solar nesse ciclo, a produção de 14C
alcança um máximo de 1.15 vezes a taxa de produção normal (Masarik e Beer, 1999).
Efeitos similares são observados em ciclos mais longos como o de 210 anos de Suess
(Masuda et al., 2009) e o de 2300 anos de Hallstatt (Tobias et al., 2004; Cliverd et al.,
2003, 2004). Da mesma forma, mudanças nos parâmetros orbitais da Terra,
!
! 24!
representadas por ciclos de Milankovitch (Milankovich, 1930; Imbrie e Imbrie; 1979;
Bradley, 1985), também afetam a irradiação solar e possivelmente a intensidade do
campo geomagnético, levando a taxas moduladas de produção de 14C (Yamazaki e
Oda, 2002).
1.5 Variações na concentração de 14C
! Os fatores que impedem uma concentração uniforme, no tempo e no espaço,
de 14C foram discutidos pela primeira vez por De Vries (1958). Esses fatores podem
ser de origem natural ou antropogênica e são apresentados a seguir.!
1.5.1 Variações naturais
As variações na produção de 14C discutidas anteriormente podem provocar
alterações espaciais e temporais na concentração desse radioisótopo. A dependência
da taxa de produção de 14C com a latitude, por exemplo, tende a causar alterações
espaciais na concentração do radionuclídeo, acumulando-o nos polos. Esse efeito, no
entanto, é minimizado pela ação de correntes eólicas que promovem a rápida
circulação do 14CO2 na atmosfera. Dessa forma, a atmosfera é considerada homogênea
em concentração de 14C apesar de algumas variações ainda persistirem. Uma dessas
variações ocorre entre os hemisférios norte e sul, causando uma diferença de 56 ± 24
anos de 14C entre os dois hemisférios (McCormac et al., 2004). Essa diferença
permanece praticamente constante e é conhecida como efeito hemisfério norte/sul. A
origem desse efeito está no fato de que a área oceânica no hemisfério sul é 40% maior
que no hemisfério norte (Aitken, 1990; Levin et al., 1987), resultando numa maior
interface ar/oceano disponível para trocas entre o CO2 atmosférico e o bicarbonato
!
! 25!
oceânico. Como será discutido mais adiante, o bicarbonato oceânico é empobrecido
em 14C quando comparado com o CO2 atmosférico e, assim, o hemisfério sul por
apresentar um maior retorno desses bicarbonatos para a atmosfera, exibe uma menor
atividade de 14C em relação ao hemisfério norte. Essa variação também poderia ser
minimizada pelas correntes eólicas, contudo a direção divergente dos ventos alísios
equatoriais impede a homogeneização do reservatório. Isso poderia ser um empecilho
para a datação por meio de 14C, porém a existência de curvas de calibração específicas
para os dois hemisférios leva todas as possíveis variações em conta. O processo de
calibração das datas será discutido mais adiante.
Erupções vulcânicas promovem a emissão de CO2 pobre ou mesmo isento de
14C, influenciando de forma significativa a concentração local de 14C. A diluição do
conteúdo de 14C provocada pela atividade vulcânica não é grande o suficiente para
provocar variações em escala global, porém flora e fauna originárias das vizinhanças
de vulcões ativos fornecem idades de radiocarbono muito antigas (Sulerzhitkzy, 1971;
Bruns et al., 1980; Aitken, 1990). Bruns et al. (1980) mostraram que o efeito de
origem vulcânica na concentração de 14C é limitado pela distância, diminuindo
consideravelmente com o afastamento da fonte.
1.5.2 O efeito Suess
Os combustíveis fósseis são compostos formados através de processos
naturais, como a decomposição de organismos mortos soterrados. Esses materiais
possuem alta quantidade de carbono e são amplamente utilizados para alimentar a
combustão em processos industriais, por exemplo. Por serem de idade geológica (e.g.
petróleo), essas substâncias levam milhões de anos para se formar, exibindo conteúdo
nulo de 14C ( i.e. atividade de 14C indistinguível dos níveis de fundo). Desde a época
!
! 26!
da revolução industrial, principalmente a partir de 1850, a queima de combustíveis
fósseis tem sido a principal fonte de energia primária do mundo. O CO2 liberado na
atmosfera através da combustão desses materiais é livre de 14C, diminuindo assim a
atividade atmosférica desse radionuclídeo. Na prática, a queima de combustíveis
fósseis vem diluindo o sinal atmosférico de 14C em aproximadamente 2%. Datações
de anéis de árvores dos últimos dois séculos mostram que a atividade de 14C na
madeira de 1950 AD (antes dos testes nucleares) é menor que na madeira de 1850
AD, apesar do decaimento radioativo que ocorreu na última (Aitken, 1990). Esse
efeito de diluição do sinal de 14C pela queima de combustíveis fósseis recebe o nome
de efeito industrial ou efeito Suess em homenagem a Hans Suess (1955), o primeiro a
reportar o fenômeno e suas consequências na biosfera. O efeito é notório em registros
de concentração atmosférica global de 14C a partir de 1890 AD. Nesses registros o
decréscimo da concentração atmosférica de 14C, consideravelmente maior nas áreas
mais industrializadas do globo, fica evidente. De fato, em áreas mais poluídas, como o
continente europeu, por exemplo, o efeito Suess é potencializado (De Jong e Mook,
1982).
1.5.3 Os testes nucleares
! Durante o fim da década de 50 e início da década de 60 os programas
nucleares de vários países envolveram testes no meio ambiente, causando um
acréscimo na produção de 14C (Levin e Hesshaimer, 2000). Esse 14C é frequentemente
chamado de artificial e é produzido pelo imenso fluxo de nêutrons termais criados
pelas bombas nucleares. A consequência desses testes foi quase dobrar a quantidade
de 14C nos materiais terrestres (Taylor, 1987). De Vries (1958) foi a primeira pessoa a
identificar o chamado efeito da bomba. Em 1963 a quantidade de 14C artificial
!
! 27!
alcançou um pico 100% acima dos níveis normais no hemisfério norte (no hemisfério
sul por volta de 1965). Os efeitos foram mais intensos no hemisfério norte, onde a
maioria dos testes aconteceu (Nydal e Lovseth, 1996). Testes nucleares na atmosfera
foram proibidos em 1963 (Rakowski et al., 2005), mas quantidades significativas de
14C artificial, da ordem de 630 x 1026 átomos ou mais (Hesshaimer et al., 1994), foram
produzidas na atmosfera durante o período em que eram permitidos. Desde então
esses valores vem diminuindo devido à entrada desse 14C no ciclo global do carbono e
à atuação do efeito industrial no sentindo contrário (Broecker et al., 1985; Levin e
Heisshaimer, 2000; Otlet et al., 1992). Apesar de tudo, esse 14C artificial tem se
revelado um traçador muito útil na investigação de mecanismos de troca de carbono
(Nydal e Lovseth, 1996; Levin e Hesshaimer, 2000).
1.5.4 O fracionamento isotópico
Apesar de fauna e flora terrestres estarem inseridas no reservatório
atmosférico, devido ao fracionamento isotópico nem todos os organismos vivos
apresentam a mesma atividade de 14C. Na natureza o fracionamento ocorre durante
processos físicos ou químicos de transporte de carbono (Figura 1.1) e altera a
distribuição equilibrada dos isótopos 12C, 13C e 14C. O fenômeno envolve o
enriquecimento de um isótopo em relação aos outros e a diferenciação se dá em
função da massa e nada tem a ver com tempo ou decaimento radioativo (Taylor,
1987). A possibilidade de sistemas biológicos alterarem seu equilíbrio isotópico
através de processos bioquímicos, resultando numa razão não-homogênea de 14C/13C
ou 14C/12C na biosfera, foi reportada pela primeira vez por Craig (1953). Um
importante exemplo de processos como esse é a fotossíntese em plantas verdes
terrestres já que, durante a incorporação de carbono atmosférico, a planta absorve os
!
! 28!
isótopos de forma desigual. Na fotossíntese, as plantas incorporam 12C com mais
facilidade que 14C, abaixando assim a sua atividade de 14C em até 5% em relação ao
dióxido de carbono atmosférico (causando um excesso de aproximadamente 400
anos) (Harkness, 1979; Aitken, 1999). Discriminações de isótopos em razão de
propriedades físicas e químicas relacionadas com suas massas também provocam uma
diminuição na quantidade de 13C nas plantas em comparação com a atmosfera
(O’Leary, 1981). Discriminação em função da massa significa que o efeito de
fracionamento para o 14C em relação ao 12C é duas vezes maior que aquele para o 13C
em relação ao 12C (Craig, 1954). As vias fotossintéticas das plantas podem variar,
causando pequenas diferenças entre espécies no grau do fracionamento isotópico de
acordo com seu ambiente e metabolismo. Essas diferenças criam essencialmente duas
categorias: plantas C3 (maioria das plantas terrestres e.g. grama, árvores, trigo, etc) e
plantas C4 (plantas tropicais, milho, etc). Plantas C3 têm uma tendência maior a evitar
13C que plantas C4. Além da fotossíntese, muitos outros processos naturais provocam
fracionamento isotópico nos organismos vivos e os níveis desses fracionamentos são
variáveis. Assim, a abundância de 14C em diferentes materiais não é igual devido ao
fracionamento isotópico específico que ocorreu durante sua formação. Além disso,
também pode ocorrer fracionamento isotópico durante os processos de preparação e
medida das amostras no laboratório. Como o processo de datação por 14C se baseia na
medida da razão 14C/12C (ou 14C/13C), todos os processos com influência direta nessas
razões precisam ser quantificados.
!
! 29!
Figura 1.1. Produção e distribuição do 14C (adaptado de (Aitken, 1999)).
A correção para fracionamento isotópico da atividade do material é prática
comum nos laboratórios de radiocarbono. Seja qual for a origem do fracionamento
isotópico, seu efeito total pode ser observado e corrigido medindo-se a razão dos
isótopos estáveis 13C/12C e comparando esse valor com a razão 13C/12C de um material
padrão internacional. O enriquecimento ou diminuição de 13C na amostra, denotado
por δ13C (1.1), quando comparada com o padrão internacional pode então ser
calculado:
δ C!" = !!!"
!!"!"#$%&!
! !!"
!!"!"#$ã&
( !!" / !)!" !"#$ã&x1000 (1.9)
O padrão usado para normalização de 13C é uma formação de carbonato de cálcio de
Belemnitella americana (Morton, 1830) de uma formação da Carolina do Sul, EUA
!
! 30!
(Coplen, 1994). O valor da composição isotópica da amostra δ13C representa o desvio,
expresso em partes por mil, entre o conteúdo de 13C da amostra e do padrão (Keith et
al., 1964; Aitken, 1990). Valores mais negativos de δ13C indicam menos 13C em
relação ao padrão da mesma forma que, valores mais positivos de δ13C indicam mais
13C em relação ao padrão (O’Leary, 1988). Fracionamento isotópico acontece em
diferentes escalas em todos os processos biossintéticos ao longo da cadeia alimentar,
incluindo a formação de tecido animal (Russel, 2011). As diferenças entre as razões
de 12C, 13C e 14C são frutos de diferentes processos metabólicos e ambientais e tem
como consequência a heterogeneidade da biosfera em conteúdo de 14C. A
normalização permite que diferentes materiais tenham suas razões isotópicas
comparadas.
Tabela 1.1. Valores médios de δ13C para diferentes materiais (Aitken, 1990).
Material δ13C (‰) Madeira, carvão, turfa, plantas C3 -25 ± 3
Colágeno ósseo, aminoácidos -20 ± 2 NBS Ácido oxálico I -19 ± 1
Plantas de água doce -16 ± 2
Grama de zonas áridas -13 ± 2 Plantas marinhas -12 ± 2
Plantas C4 (e.g. milho) -10 ± 2 Apatita óssea -10 ± 2
CO2 atmosférico -9 ± 2 Carbonatos não marinhos -5 ± 5
Carbonatos marinhos 0 ± 3
1.5.5 Tempos de residência
O tempo de residência de um nuclídeo é definido como o tempo em que esse
elemento permanece em um reservatório antes de ser transferido para outro. Átomos
!
! 31!
de carbono permanecem de 4 a 8 anos na biosfera terrestre (Gaudinski et al., 2000),
onde trocas com a atmosfera acontecem de forma rápida. O reservatório oceânico, por
sua vez, é imenso, contendo aproximadamente 50 vezes mais carbono que a atmosfera
e trocando esse carbono de forma extremamente lenta. As taxas de troca entre a
atmosfera e a superfície do oceano são relativamente rápidas, ocorrendo muito mais
depressa que nas profundezas oceânicas. Dessa forma, o tempo de residência do
carbono no meio marinho varia com a profundidade. Átomos de carbono permanecem
poucas décadas na atmosfera e na superfície do oceano, porém podem se manter por
milhares de anos em partes mais profundas do oceano, antes de retornar à atmosfera
através das reações de troca entre carbonato e dióxido de carbono na superfície.
Consequentemente, o decaimento radioativo aliado à falta de reposição de 14C
provoca uma diminuição na atividade desse radionuclídeo em águas mais profundas.
A superfície está num estado intermediário entre atmosfera e as águas profundas, já
que seu conteúdo de carbono é uma mistura entre 14C atmosférico e carbonatos
antigos provenientes do oceano profundo. Além disso, o tamanho do reservatório e as
diferenças na geografia e nos padrões de circulação oceânicos contribuem para tornar
o ambiente marinho heterogêneo em 14C. Todas as vezes em que 14C for retirado de
um sistema pelo decaimento radioativo e não for reposto através de incorporação
atmosférica, um efeito de reservatório será criado. O foco desse trabalho é o chamado
efeito de reservatório marinho (MRE).
1.6 Efeito de reservatório marinho: origem e consequências
Assim como a atmosfera, a biosfera terrestre e os oceanos armazenam carbono
e, nesse sentido, podem ser considerados reservatórios de carbono de concentrações
variáveis. A biosfera terrestre representa um reservatório praticamente homogêneo,
desde que sejam feitas as correções necessárias para o fracionamento isotópico que
!
! 32!
pode ocorrer nos diferentes processos metabólicos e de transporte ao longo da cadeia
alimentar. No caso do reservatório atmosférico, a mixagem interna do CO2 acontece
de forma rápida e isso é devido em grande parte aos ventos e correntes eólicas que
influenciam esse reservatório. Portanto, a distribuição do 14C na atmosfera é também
considerada homogênea. O ambiente marinho, por sua vez, não é considerado um
reservatório homogêneo de 14C, e isso se dá por obra de fatores que afetam a
dissolução do 14C atmosférico na água e variações induzidas pela circulação das águas
oceânicas. Como discutido anteriormente, o 14C entra no oceano através da interface
ar/água pela dissolução do CO2 atmosférico. Porém, a taxa de dissolução do CO2 na
água depende da temperatura (aumenta com o decréscimo da temperatura), além de
ser influenciada por características físicas como a agitação da água provocada pela
ação das ondas ou mesmo a velocidade do vento (Merlivat e Memery, 1983). Logo, a
taxa de dissolução do CO2 nas águas oceânicas ao redor do globo não é uniforme. A
heterogeneidade do meio marinho é ainda influenciada pela mistura de corpos d’água
com concentrações de 14C variáveis, provocada pelas correntes oceânicas. As águas
superficiais viajam para regiões polares, esfriam e ficam mais densas, afundando até
profundidades intermediárias, superiores a 100 m, na coluna d’água (Broecker, 1987;
Broecker et al, 1991). Essas águas então viajam lentamente através das profundezas
oceânicas, lentas o suficiente para que ocorra o decaimento radioativo do 14C antes
que a ressurgência e a mistura com águas superficiais possa acontecer. Desse modo,
as águas superficiais são um tanto quanto enriquecidas em 14C relativamente às águas
profundas, mas empobrecidas se comparadas à atmosfera ou à biosfera terrestre
(Broecker, 1987; Broecker et al., 1991; Gordon e Harkness, 1992). Esse
empobrecimento no conteúdo de radiocarbono do oceano em relação a atmosfera é
conhecido como Efeito de Reservatório Marinho, MRE na sigla em inglês.
!
! 33!
O tempo de residência do 14C no oceano é muito maior do que o seu tempo de
residência em outros reservatórios, ou seja, as trocas entre CO2 atmosférico e
bicarbonatos oceânicos são muito mais lentas que aquelas entre biosfera e atmosfera,
por exemplo, e isso provoca o MRE. A principal consequência desse efeito é que
organismos terrestres e marinhos, ainda que contemporâneos, possuem diferentes
concentrações de 14C. Idades de radiocarbono de amostras terrestres e marinhas da
superfície possuem uma diferença média de aproximadamente 400 anos, valor que
aumenta com a profundidade no meio oceânico. Material de origem marinha quando
datado por 14C parece mais antigo do que realmente é, fornecendo o que é chamado de
idade aparente. Portanto, uma correção para MRE precisa ser aplicada a esses
resultados para que datações confiáveis sejam obtidas (Russel et al., 2011).
!
! 34!
Capítulo 2 Idades de radiocarbono e idades calibradas
A apresentação de todos os obstáculos e convenções nas sessões anteriores
certamente não argumenta a favor da reputação da técnica de datação por 14C como
um método acurado e confiável de determinação de idades. O motivo dessa reputação
ser merecida são os dados de calibração altamente refinados, através dos quais idades
de 14C são convertidas em idades de calendário. O conhecimento acerca da
concentração de 14C no momento de formação final ou morte do organismo a ser
datado é fundamental para calcular o tempo transcorrido através da equação (1.3).
Essa equação fornece a chamada idade convencional de radiocarbono, ou seja, o
tempo transcorrido desde a formação final do material em anos de 14C antes do
presente (AP). O presente é definido como o ano de 1950 AD e, contanto que os
resultados de amostras e padrões sejam reportados em relação a 1950, correções para
decaimento não são necessárias já que ambos, amostra e padrão, vêm decaindo com a
mesma taxa. Se a hipótese inicial do método de que a concentração de 14C permanece
constante no tempo fosse verdadeira, então não haveria necessidade de ir além do
resultado obtido pela equação. No entanto, variações na concentração de 14C dos
reservatórios marinho e atmosférico ocorrem de forma não-linear no tempo,
invalidando essa premissa e fazendo com que a calibração dos resultados seja
necessária. Idades de 14C dependem não só do tempo transcorrido desde a formação
final/ morte da amostra, mas também da concentração de 14C no momento em que
isso ocorreu e da meia-vida do 14C. Essas idades não podem ser interpretadas dentro
de uma escala de tempo de calendário. A calibração das idades de 14C calculadas tem
como objetivo corrigir os resultados para qualquer forma de erro introduzido pelo
modelo teórico e pelas convenções estabelecidas, convertendo idades de 14C em anos
!
! 35!
de calendário e assim permitindo a comparação com resultados obtidos por meio de
outras técnicas e o uso das notações AC ou DC.
A calibração dos resultados é feita de forma empírica, observando-se valores
medidos para amostras de idade conhecida. Uma curva de calibração de idade de 14C
versus idade de calendário é utilizada. Essa curva é construída datando por 14C
amostras para as quais a idade de calendário é conhecida ou pode ser calculada
(Pearson e Stuiver, 1993; Stuiver e Braziunas, 1993; Stuiver et al., 1998a, Stuiver et
al, 1998b, Reimer et al., 2004; Reimer et al., 2009; Reimer et al., 2013). Curvas de
calibração distintas são usadas para o ambiente atmosférico (terrestre) (IntCal13
(Reimer et al., 2013)) e o ambiente marinho (Marine13 (Reimer et al., 2013)), levando
em conta a grande discrepância em concentração de 14C entre os dois reservatórios,
consequência do MRE.
2.1 Calibração de amostras atmosféricas
A curva de calibração utilizada para amostras terrestres é construída através da
comparação de idades de calendário calculadas por dendrocronologia e suas
respectivas datações por 14C (Stuiver e Suess, 1966; Suess, 1979). Utilizando árvores
que tenham vivido no mesmo tempo e na mesma atmosfera em que as amostras
datadas, elimina-se o obstáculo de não se conhecer a concentração atmosférica real ao
longo do tempo (Macario, 2003). Dessa forma, são utilizadas amostras provenientes
de árvores com anéis de crescimento anuais, como sequoias e carvalhos, por exemplo.
A calibração se torna problemática para amostras mais antigas que 10 000 anos AP,
limite para o uso da dendrocronologia (Reimer et al., 2009; Bronk Ramsey et al.,
2006; Mellars, 2006a; Mellars, 2006b; Turney et al., 2006; Blockley e Housley,
2009). Além desse ponto outros materiais são usados para estender o intervalo
!
! 36!
temporal abrangido pela curva. Datando por 14C amostras marinhas, incluindo
foraminíferos (Hughen et al., 2004) e corais datados por U-Th ( Bard et al., 1998,
2004; Fairbanks et al., 2005), e então modelando as idades obtidas para o reservatório
atmosférico, corrigindo o MRE, esse objetivo é atingido. A publicação mais recente
de curva atmosférica é IntCal13 (Reimer et al., 2013), sucessora da IntCal09 (Reimer
et al., 2009). Essa curva traz as idades de 14C AP no eixo vertical versus idades de
calendário no eixo horizontal (Figura 2.1).
!!!!! !Figura 2.1. Seção da curva de calibração atmosférica IntCal13 (OxCal versão 4.2.4 (Bronk Ramsey, 2013)). (dados de Reimer et al., 2013)
Toda a distribuição de probabilidade da idade de 14C da amostra e seu erro associado
são traduzidos através da curva, resultando num intervalo de idade calibrada em anos
AC ou DC. Contudo, devido ao caráter não linear da curva de calibração, podem
!
! 37!
existir múltiplos pontos de intercessão igualmente válidos (Pearson, 1987). Assim, o
método de calibração usando uma distribuição Bayesiana (Dehling e Van der Plicht,
1993), que gera um intervalo de tempo com distribuição de probabilidade de
ocorrência da idade calibrada, faz-se necessário. Dependendo da inclinação da curva
os intervalos de idade calibrada podem ser maiores ou menores, ou seja, uma idade
de 14C caindo num platô da curva de calibração resulta num grande intervalo de
idades calibradas, enquanto as partes mais inclinadas da curva quando interceptadas
geram pequenos intervalos de idades calibradas. Idades de radiocarbono são quase
sempre calibradas através de programas de computador contendo um banco de dados
com os pontos experimentais que determinam a curva como o CALIB (Stuiver e
Reimer, 1993; Stuiver et al., 2005) ou OxCal (Bronk Ramsey, 1994, 1995, 2006,
2009). No presente trabalho, as calibrações foram feitas com o software OxCal versão
4.2.4 (Bronk Ramsey, 2013). As variações nas concentrações isotópicas dos dois
hemisférios são levadas em conta através da utilização da curva de calibração
SHCal13 (Hogg et al., 2013) (Figura 2.2) para amostras do hemisfério sul. Além
disso, amostras que derivam seu carbono do meio marinho precisam ser calibradas
por uma terceira curva, objetivando a correção para MRE.
!
! 38!
!!!!!!! !Figura 2.2. Seção da curva de calibração atmosférica SHCal13 (OxCal versão 4.2.4 (Bronk Ramsey, 2013)). (dados de Hogg et al., 2013).
2.2 Calibração de amostras marinhas
No caso de amostras marinhas a calibração tem como objetivo, além da
correção de variações na concentração isotópica atmosférica - que provocam
variações na concentração do meio marinho – a correção para MRE. Diante da
impossibilidade da obtenção de datações de amostras marinhas com idades
conhecidas com a mesma frequência que a medida de anéis de árvores fornece, a
curva marinha é construída a partir dos dados atmosféricos através de um modelo de
caixa para difusão do carbono entre oceano e atmosfera (Oeschger et al., 1975;
Stuiver e Braziunas, 1993). Esse modelo estima a resposta do reservatório oceânico a
variações na concentração isotópica atmosférica e, devido ao fato de que trocas entre
!
! 39!
oceano e atmosfera são lentas, a resposta oceânica a variações atmosféricas é sempre
atrasada e suavizada. A curva de calibração marinha se encarrega de corrigir a idade
da amostra para o valor médio global da correção para MRE. O valor dessa média
global é 405 ± 22 anos de 14C (Hughen et al., 2004), porém desvios em relação a esse
valor, conhecidos como ΔR são significativos (Stuiver e Braziunas, 1993; Ascough et
al., 2006) e também precisam ser levados em conta. Correções para ΔR são aplicadas
antes de submeter a data à calibração. A curva marinha mais recente é a Marine13
(Reimer et al., 2013). Na Figura 2.3 são apresentadas seções das três curvas de
calibração.
!Figura 2.3. Seções das curvas IntCal13 (roxa), SHCal13 (verde) e Marine13 (vermelha) (OxCal, versão 4.2.4 (Bronk Ramsey, 2013)).
!
! 40!
2.3 Efeito de reservatório marinho: as correções R e ΔR
Quantificar o MRE é fundamental para um cálculo acurado dos intervalos de
idade de calendário de amostras contendo carbono de origem marinha. O conceito de
idade de reservatório foi primeiro definido por Stuiver et al. (1986) como a diferença
entre a idade de 14C medida para a amostra marinha e a idade atmosférica determinada
independentemente num tempo conhecido t:
R (t) = (idade de 14C) amostra marinha – (idade de 14C) atmosfera (2.1)
Como mencionado anteriormente, a média global da idade de reservatório para águas
superficiais vale 405 ± 22 anos de radiocarbono. Esse valor é conhecido como Rg e
todas as amostras de origem marinha precisam passar por essa correção que, como
discutido anteriormente, é aplicada diretamente pela curva de calibração marinha
através de um software de calibração como CALIB ou OxCal.
Variações espaciais e temporais dessa média, conhecidas como ΔR, foram
também introduzidas e definidas por Stuiver et al. (1986). Esses autores definiram ΔR
como sendo a diferença entre a idade de reservatório medida para a região do oceano
de onde a amostra foi obtida e a idade de reservatório de um modelo oceânico:
∆! = !!!"#$#% − !!"#$%&#" (2.2)
Assim, a correção regional ΔR depende do modelo oceanográfico utilizado e, por
convenção, esse modelo tem sido o que está incorporado no software de calibração
(Jull et al., 2013). A quantificação dos valores de ΔR ao redor do mundo (Figura 2.4)
!
! 41!
é essencial para determinar variações temporais e espaciais no MRE. ΔR é corrigido
quando somamos seu valor a idade de 14C da amostra e então calibramos o resultado
com a curva marinha. Desse modo, valores positivos de ΔR aumentam o MRE,
enquanto valores negativos provocam um decréscimo no efeito. Globalmente, os
valores de ΔR mostram variações significativas, como pode ser verificado na base de
dados 14 CHRONO Marine em http://intcal.qub.ac.uk/marine/.
!Figura 2.4. Os pontos vermelhos indicam locais onde estudos quantificaram a correção regional ΔR. Referências desses trabalhos podem ser encontradas na mesma fonte. Imagem retirada de http://intcal.qub.ac.uk/marine/.
2.4 A correção ΔR para o MRE: variabilidade global
As diferenças nos valores de ΔR ao redor do globo são consequência das
dinâmicas oceânicas de cada sistema. Esses valores são afetados por fenômenos como
ressurgência, fatores relacionados com profundidade, circulação e taxas de trocas
gasosas entre oceano e atmosfera, apresentando assim flutuações globais
significativas. As variações nas taxas de dissolução do CO2 na água somadas ao
!
! 42!
movimento de corpos d’água com diferentes concentrações de 14C torna necessária a
quantificação de valores de ΔR para as águas superficiais de diferentes regiões do
globo.
Direção e velocidade dos ventos influenciam diretamente as correntes
oceânicas, como por exemplo no caso de ventos alísios opostos nos dois hemisférios,
provocados pela força de Coriolis e que causam giros opostos nos oceanos do sul e do
norte (Jarumayan e Sadili, 2003). A ação do vento pode fazer com que massas de
água sejam deslocadas horizontalmente e, quando isso ocorre, águas mais profundas
sobem para assumir o lugar das outras num fenômeno conhecido como ressurgência.
Como já discutido anteriormente, águas mais profundas são pobres em conteúdo de
14C e sua mistura com águas superficiais de uma dada localidade aumenta o MRE
para a região. Assim, áreas afetadas pelo fenômeno da ressurgência tendem a
apresentar valores maiores de ΔR, evidenciando a presença de água muito profunda.
Em menor escala, o vento pode mover águas superficiais verticalmente, afundando-as
até 100 m na coluna d’água num processo conhecido como transporte Elkman
(Thurman, 1990).
Os princípios de circulação termoalina, bem definidos por Wüst (1935) e Wüst
e Defant (1936), são os principais responsáveis pela movimentação de corpos d’água.
Essa circulação oceânica global é movida por diferenças de densidade dos oceanos,
causadas por variações de salinidade e temperatura em águas superficiais. O aumento
da densidade pode ocorrer em decorrência do arrefecimento da água, excesso de
evaporação e pouca precipitação ou ainda formação de gelo e consequente aumento
na salinidade de águas vizinhas. Esse aumento de salinidade, e consequentemente de
densidade, acontece enquanto massas de água viajam na direção dos polos,
!
! 43!
provocando o afundamento das mesmas na coluna oceânica. O que acontece depois é
a viagem dessas massas de água para regiões equatoriais e a eventual ascensão de
águas profundas para camadas superficiais (Wyrtki, 1961). Broecker (1991) discorre
sobre detalhes acerca da circulação termoalina oceânica, os quais estão resumidos na
representação de “the great ocean conveyor” (Broecker, 1991) (Figura 2.5).
!Figura 2.5. ‘The great ocean conveyor’ – representação esquemática da circulação termoalina oceânica (Broecker et al., 1991).
Imagem retirada de http://planetforlife.com/gwarm/globclimate.html
2.4.1 A influência das descargas de água doce no MRE
Deve-se levar em conta a influência das descargas de água doce nos
ambientes estuarinos. O escoamento das águas de rios podem aumentar ou diminuir as
correções para efeito de reservatório, dependendo da existência de fontes de carbonato
nas bacias hidrográficas (Goodfriend e Flessa, 1997; Ulm, 2002). Quando existem
!
! 44!
substratos de carbonato na geologia adjacente, átomos de carbono 12 e 13 podem se
dissolver na água criando um considerável efeito de reservatório, conhecido como
“efeito de água dura”. No entanto, mesmo na ausência de substratos calcários, quando
o conteúdo de 14C de águas subterrâneas é próximo daquele da biosfera terrestre, a
adição dessa água no ambiente marinho vai impactar significativamente o sinal de 14C
desse reservatório (Russel, 2011). Também é importante notar que moluscos e outros
organismos crescidos em ambientes estuarinos podem absorver grande parte de seu
conteúdo de carbono de material moderno ou antigo introduzido no estuário pelos rios
(Little, 1993; Ulm, 2002). Assim, ambientes estuarinos podem ser muito complexos e
sua influência precisa ser levada em conta na análise de amostras provenientes de
regiões próximas. Qualquer correção calculada para esses ambientes pode não
representar um valor verdadeiro de MRE per se, mostrando na verdade um valor local
de MRE diluído pela adição de água doce (Russel, 2011).
!
! 45!
Capítulo 3
A área de estudo e o Sambaqui de Saquarema
3.1 A Região dos Lagos Fluminense - Saquarema
Todo o material utilizado para essa pesquisa foi obtido de um sítio
arqueológico localizado na cidade de Saquarema, Região dos Lagos Fluminense.
Dessa forma, a alta variabilidade das correções regionais faz com que o valor de ΔR
que vamos calcular aqui se refira ao valor regional para a costa do Rio de Janeiro,
mais especificamente a costa do município de Saquarema. Assim, o conhecimento
acerca de características oceânicas, climáticas e geográficas da região de estudo é
fundamental para a construção de uma argumentação em favor dos resultados obtidos.
A Região dos Lagos Fluminense é uma área da porção setentrional do litoral
do estado do Rio de Janeiro (Figura 3.1), composta por baixadas litorâneas similares
entre si. A presença de serras e espigões atuando como delimitadores; a existência de
corpos arenosos alongados relativamente paralelos às atuais linhas de praia; as
grandes lagoas localizadas próximas às praias; as trocas de água entre lagoas e oceano
através dos canais que os conectam e a natureza dos sedimentos encontrados nessas
lagoas são algumas das características comuns a essas áreas. Além disso, é comum a
construção de dunas pela ação do vento nessa região (da Silveira, 2001). Trata-se de
uma região litorânea, de clima quente e úmido, ambientalmente diversa, com a
presença de mangues, praias, dunas, florestas, restingas e lagunas, oferecendo alta
variedade de recursos naturais (Kneip et al., 1997; da Silveira, 2001).
!
! 46!
!Figura 3.1. Mapa do estado do Rio de Janeiro. O círculo vermelho indica a localização do município de Saquarema. Imagem adaptada de www.mapas.ibge.gov.br
O município de Saquarema está inserido na região acima descrita, a
aproximadamente 100 km do Rio de Janeiro, possuindo extensão territorial de 341
km2. Seus limites são os municípios de Rio Bonito e Araruama ao norte, o município
de Maricá a oeste, o município de Tanguá a nordeste, o município de Araruama a
leste e, finalmente, o oceano atlântico ao sul (Francisco, 1999; da Silveira, 2001). A
sede da cidade (22°55’S - 42°30’W) está situada entre a Laguna de Saquarema e o
oceano atlântico (Francisco, 1999), estreita área de terra com topografia suave.
A hidrografia da cidade é constituída por rios de pequeno porte, cerca de 12 -
15 km de comprimento e apresentando vazão reduzida (Ferreira et al., 1992). A
laguna de Saquarema apresenta uma área superficial de 23 km2 e profundidade média
em torno de 1 m, estando separada do mar por um cordão litorâneo e sendo composta
!
! 47!
por quatro lagunas menores e de água salobra. Diversos rios desembocam nessas
lagunas e a salinidade das mesmas é altamente variável. A comunicação desses corpos
d’água com o mar, que antes se dava de forma natural, hoje é feita artificialmente
(Kneip et al., 1997). A geologia de Saquarema é representada por assoalhos de idade
Proterozóica Superior, por vezes contendo diques de diabásio ou basalto de idade
Mesozóica (Ferreira et al., 1992). A Região dos Lagos caracteriza-se por extensivo
magmatismo alcalino. Além disso, verifica-se o desenvolvimento de formações
superficiais terciárias e quaternárias continentais e os sedimentos quaternários da
plataforma continental (da Silva, 2007). A região é influenciada ainda pela
confluência Brasil-Malvinas (Gordon e Greengrove, 1986) (Figura 3.2) onde a ação
do vento desvia a corrente do Brasil, causando a ressurgência da corrente das
Malvinas (Moreira da Silva, 1973; Lorenzzetti e Gaeta, 1996).
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Figura 3.2. Representação simplificada da dinâmica oceânica para a costa brasileira. A área de confluência Brasil-Malvinas está indicada. Imagem adaptada de www.ufrgs.br
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! 48!
3.2 Sítios arqueológicos do tipo Sambaqui – breve descrição
Sambaquis são sítios arqueológicos, na maioria das vezes litorâneos,
construídos intencionalmente através do acúmulo de restos alimentares por grupos de
pescadores-caçadores-coletores durante o Holoceno. Os recursos naturais das regiões
costeiras do Brasil, fartos em número e diversidade, favoreceram o assentamento
desses povos pré-históricos (Lima, 1997; 2000). No Brasil os sambaquis geralmente
apresentam-se como sítios ricos em vestígios faunísticos e botânicos. Além disso,
nesse tipo de sítio são frequentemente encontrados sepultamentos humanos, artefatos
líticos e evidências de estruturas como fogueiras, por exemplo. Na costa brasileira,
esses sítios estão presentes de norte a sul, com maior concentração nas regiões sul e
sudeste. A cultura sambaquieira não se restringe ao Brasil, visto que testemunhos
semelhantes são encontrados em diversas outras partes do mundo, sendo largamente
utilizados para estudos de MRE. Os sítios brasileiros, no entanto, não tem seu
potencial para esse tipo de estudo totalmente aproveitado. Aqui os sítios geralmente
são estudados sob uma perspectiva puramente arqueológica e poucas datações são
realizadas nessas pesquisas. Contudo, mais recentemente, alguns sambaquis tiveram
sua cronologia rigorosamente investigada (e.g. Macario et al., 2014). Neste trabalho
utilizamos o Sambaqui de Saquarema, localizado no munícipio de Saquarema (Figura
3.3).
!
! 49!
!Figura 3.3. Localização de sítios arqueológicos cerâmicos (quadrados) e do tipo sambaqui (círculos) na região de Saquarema. O círculo vermelho indica a posição do Sambaqui de Saquarema (adaptado de da Silveira, 2001).
3.3 O Sambaqui de Saquarema – caracterização do sítio
O Sambaqui de Saquarema foi estudado pela primeira vez na década de 30 por
Simõens da Silva (1934), sendo então parcialmente destruído e utilizado como aterro
para a pavimentação de diversas ruas urbanas. Atualmente somente as camadas mais
inferiores, localizadas a aproximadamente 2,17 m acima do nível do mar, restaram,
porém essas encontram-se soterradas por estruturas como casas, ruas e praças (Kneip,
1995). Durante uma escavação realizada em 1993, através de 15 decapagens, foram
identificadas 3 camadas de ocupação, I, II e III em ordem decrescente de
profundidade (Figura 3.4). As pesquisas atingiram profundidades de 1,20 m – 1,10 m.
Em outra escavação arqueológica, essa em maior escala, realizada em 1994 duas
datações por 14C foram obtidas para esse sambaqui, a primeira de 2550 ± 60 AP (GX-
20512) na camada II e a segunda de 3280 ± 60 AP (GX-20513) na camada III, ambas
fornecidas pelo Laboratório de Geocronologia de Krueger Enterprises, nos Estados
Unidos. Com relação à estratigrafia desse sítio, Kneip (1995) argumenta que a grande
quantidade de vestígios arqueológicos dificulta sua individualização. Além disso, em
!
! 50!
seu trabalho, a visão vertical do sambaqui é descrita como possuindo leitos de restos
alimentares agrupados ou esmagados pela própria instalação humana; níveis de
material carbonizado e de estruturas de combustão; artefatos isolados ou agrupados;
solos apresentando coloração diversa; remeximentos acidentais provocados por ação
humana, de animais ou mesmo de plantas; influências do processo de intemperismo,
transporte, ação mecânica e química da água corrente do vento. A autora ainda
descreve os limites espaciais da ocupação humana como imprecisos e relata o uso do
que chama de “estruturas de combustão tipo 1 maiores” como marcadores do início
(aparecimento da estrutura) e do fim (desaparecimento da estrutura) de uma camada
de instalação.
! Figura 3.4. Perfil noroeste do Sambaqui de Saquarema, camadas I-II-III (adaptado de Kneip, 1995).
Na escavação de 1993, remanescentes ósseos trabalhados encontrados no sítio
levaram ao reconhecimento de rituais funerários até então não identificados em
!
! 51!
sambaquis do litoral brasileiro (Kneip, 1995). Além disso, sepultamentos, conchas,
material lítico e carvões também fazem parte dos vestígios encontrados nesse
sambaqui. Do material recuperado durante as escavações pelas quais o sítio passou,
pesquisadores puderam concluir que a pesca, seguida da coleta de moluscos, foi a
atividade mais importante na vida dos habitantes pré-históricos do Sambaqui de
Saquarema (Kneip, 1995). Contudo, o consumo de plantas por essas populações tem
sido subestimado devido às evidências restritas de seu uso (Scheel-Ybert et al., 2006 –
apud Kneip, 1977, 1994; Tenório, 1991; Gaspar, 1995).
A obtenção das amostras utilizadas no presente trabalho foi feita em escavação
realizada no setor B do Sambaqui de Saquarema, na década de 60. Para essa
escavação os métodos utilizados não estão bem documentados.
!
! 52!
Capítulo 4
As amostras
O conjunto das amostras utilizadas no presente trabalho compreende
espécimes de carvão, concha e otólito, todos de contexto arqueológico. Esse conjunto
de amostras foi coletado em diferentes camadas estratigráficas do setor B do
Sambaqui de Saquarema, em uma escavação realizada na década de 60. O material
estava armazenado na reserva técnica do MN/UFRJ e foi gentilmente cedido para que
esse trabalho pudesse ser efetuado. Cada uma das amostras possuía uma etiqueta com
dados importantes sobre a coleta. Natureza do material, profundidade e data de coleta
eram algumas das informações disponíveis. No total, 8 carvões, 42 conchas e 8
otólitos foram analisados nessa pesquisa. Todas as amostras passaram por etapas de
identificação taxonômica antes de serem preparadas para datação. O conhecimento
das espécies de peixes e moluscos cujos otólitos e conchas seriam datados era de
suma importância. O ideal era que se conhecesse o habitat da espécie e a seleção de
espécies sedentárias era recomendada para garantir que a correção para o efeito de
reservatório encontrado fosse representativa para uma localidade apenas (Ascough,
2005). Para os moluscos marinhos existe ainda a possibilidade da concha não estar em
equilíbrio com o oceano (Barrett et al., 2000). Tanaka et al. (1986) mostraram que até
50% do carbonato da concha pode ser de origem metabólica e isso é especialmente
relevante para certas espécies de gastrópodes que se alimentam em substratos
calcários. Para os carvões, a identificação taxonômica objetiva eliminar a
possibilidade de estar-se trabalhando com espécies de vida muito longa (e.g carvalho).
Essas espécies, que podem viver por muitas centenas de anos, podem fornecer idades
muito antigas se os fragmentos datados não forem provenientes das camadas mais
!
! 53!
externas do lenho, próximas da casca (Ascough, 2005). Esse efeito recebe o nome de
efeito de madeira velha e é discutido por McFadgen (1982).
Uma breve apresentação desses materiais é feita a seguir, as etapas de
diagnóstico taxonômico são descritas mais adiante no texto e uma completa descrição
taxonômica das amostras pode ser consultada no apêndice deste trabalho.
!
4.1 As conchas
As conchas são órgãos rígidos, na maioria das vezes externos, com a função
de dar suporte e proteger os tecidos moles dos moluscos da dessecação e de
predadores (Souza et al., 2011). Essas estruturas apresentam uma enorme diversidade
de formas, tamanhos e ornamentos, estando todos esses parâmetros correlacionados
com o habitat e o movimento do animal (Souza et al., 2011). A morfologia desse
elemento é inclusive um dos parâmetros usados para classificar esses organismos.
Bivalves possuem conchas formadas por duas valvas simétricas, dorsalmente
articuladas e unidas por um ligamento. Gastrópodes, por sua vez, apresentam conchas
assimétricas, muitas vezes em espiral. Todas as amostras de concha desse trabalho
foram submetidas à análise malacológica, e os moluscos dos quais essas conchas
fizeram parte foram devidamente identificados em nível de espécie. Apenas
espécimes do bivalve Anomalocardia brasiliana (Gmelin, 1791) e do gastrópode
Neritina virginea (Linnaeus, 1758) estavam presentes na amostragem.
Anomalocardia brasiliana (Figura 6.1) é um molusco de ampla distribuição
geográfica, estando presente desde as Indias Ocidentais até o Uruguai e ocorrendo em
toda a costa brasileira (Rios, 1994). A concha pode atingir 34 mm de comprimento e
28 mm de altura. Habita áreas protegidas da ação de ondas e de correntes, usualmente
!
! 54!
em praias lamosas dentro de baías ou estuários e em regiões entremarés (Boehs e
Magalhães, 2004; Souza et al., 2011). 29 conchas desse animal foram analisadas.
Neritina virginea (Figura 4.1) é um dos organismos mais comuns nas planícies
entremarés vegetadas de estuários da costa brasileira (Cruz-Neta e Henry-Silva,
2012). Esse molusco distribui-se amplamente ao longo da costa atlântica americana,
desde a Flórida, nos Estados Unidos, até o estado de Santa Catarina (Abbott, 1974;
Rios, 1994), ocorrendo também em Bermudas e nas Antilhas (Warmke e Abbott,
1962). A concha pode atingir 14 mm de comprimento. Neritina virginea é
frequentemente encontrado em ambientes rasos e pouco expostos à ação de ondas,
como mangues e estuários. 13 conchas desse organismo foram analisadas.
A presença de Anomalocardia brasiliana e Neritina virginea é relativamente
comum em sambaquis da costa brasileira, onde são encontrados em diferentes estados
de preservação (Souza et al., 2011).
4.2 Os otólitos
Otólitos são concreções de carbonato de cálcio e outros sais inorgânicos,
presentes no ouvido interno dos vertebrados (Carlström, 1963; Blacker, 1969; Degens
et al., 1969). Nos peixes ósseos essas estruturas atingem dimensões consideráveis e
desempenham funções essencialmente estáticas e/ou auditivas (Grassé, 1958; Romer,
1966; Lowenstein, 1971; Harder, 1975; Lagler et al., 1977; Popper e Platt, 1993;
Moyle e Cech, 1996). Além disso, os otólitos são peças diagnósticas e suas dimensões
estão relacionadas com o tamanho e a massa do peixe. Todos os otólitos desse
trabalho (Figura 4.2) são originários da espécie Micropogonias furnieri (Desmarest,
1823). As etapas de análise ictiológica que levaram a esse diagnóstico e uma
descrição detalhada dos otólitos podem ser encontradas no apêndice desse trabalho.
!
! 55!
Micropogonias furnieri (Figura 4.1), espécie popularmente conhecida como
corvina, ocorre do México até o Golfo de San Matias, na Argentina. Atinge até 75 cm
de comprimento e 4,5 kg de massa. É uma das espécies mais abundantes do litoral
brasileiro, vivendo em regiões próximas da costa até pouco mais de 100 m de
profundidade (Fischer et al., 2004). Juvenis dessa espécie utilizam ambientes
estuarinos como zona de alimentação e crescimento (Figueiredo e Menezes, 1980;
Vieira et al., 1998). 8 exemplares de otólitos de Micropogonias furnieri foram
utilizados nesse trabalho.
Otólitos de Micropogonias furnieri são frequentes nos registros arqueológicos
dos sambaquis brasileiros.
!!!!!!!!!!Figura 4.1. Exemplar de Micropogonias furnieri, espécie popularmente conhecida como corvina.
!
! 56!
!Figura 4.2. Conchas de Anomalocardia brasiliana, Neritina virginea e otólitos de Micropogonias furnieri utilizados neste trabalho.
!
4.3 Os carvões
A carbonização de madeira ocorre por combustão incompleta, já que a
completude da combustão levaria à formação de cinzas ao invés de carvão. Em sítios
arqueológicos carvões são testemunhos de incêndios naturais ou de origem antrópica
ocorridos em épocas passadas (Scheel-Ybert, 1996). Os restos carbonizados de
madeira deste trabalho foram recuperados do Sambaqui de Saquarema e cada um dos
fragmentos passou por análise antracológica para determinação taxonômica. Os
fragmentos precisaram ser analisados separadamente, ainda que pertencessem à
mesma camada, já que em antracologia considera-se o fragmento carbonizado como
unidade básica de estudo e, sendo assim, uma peça de carvão, independente de seu
!
! 57!
tamanho, tem chances iguais de pertencer a diferentes táxons (Scheel-Ybert, 1996).
Nos carvões deste trabalho foram identificadas as famílias: Myrsinaceae,
Anacardiaceae, Rutaceae, Sapotaceae e Myrtaceae. Para algumas amostras foi
possível atingir o nível taxonômico de gênero, para outras a identificação foi
impossibilitada pela baixa quantidade de material. Em uma das amostras foi
constatado um nó, região do caule de onde saem ramificações, flores ou folhas e que
não é passível de identificação por antracologia. Durante as análises foi verificada
ainda uma amostra que consistia de um tubérculo carbonizado.
Myrsinaceae possui distribuição cosmopolita, incluindo aproximadamente 40
gêneros e 1400 espécies. No Brasil ocorrem 8 gêneros e cerca de 70 espécies. Essa
família engloba ervas, arbustos ou árvores, muito raramente epífitas ou lianas. Lenho
carbonizado de Myrsinaceae Rapanea sp, gênero nativo do Brasil, foi identificado
dentre as amostras deste trabalho. Espécies de Rapanea são bastante comuns nas
florestas do sudeste brasileiro.
Anacardiaceae possui distribuição tropical e subtropical, incluindo cerca de 70
gêneros e 700 espécies. No Brasil ocorrem 15 gêneros e cerca de 70 espécies. Essa
família compreende arbustos ou árvores, raramente lianas ou ervas. Diversas
Anacardiaceae apresentam frutos ou pseudofrutos comestíveis, dentre os quais
podemos destacar o cajueiro (Anacardium occidentale), a mangueira (Mangifera
indica) e os cajás (Spondias spp.). Pertencem ainda a esta família diversas espécies
que produzem madeira de qualidade, incluindo a aroeira (Myracrodruon urundeuva),
o guaritá (Astronium graveolens) e a braúna (Schinopsis brasiliensis). Não foi
possível determinar o gênero da amostra de Anacardiaceae presente nesse trabalho.
Rutaceae possui distribuição predominantemente pantropical, incluindo
aproximadamente 150 gêneros e 2000 espécies. No Brasil ocorrem 32 gêneros e cerca
de 150 espécies. A família reúne arbustos ou árvores, raramente ervas ou lianas,
!
! 58!
frequentemente com espinhos. Neste trabalho foi identificada uma amostra de
Rutaceae Metrodorea sp, gênero nativo do Brasil e frequente em florestas estacionais.
Sapotaceae tem distribuição pantropical, englobando cerca de 50 gêneros e
1000 espécies. No Brasil, ocorrem 14 gêneros e cerca de 200 espécies, principalmente
na floresta amazônica. Sapotaceae são arbustos ou árvores latescentes. A família
inclui diversas plantas frutíferas, como o abiu (Pouteria spp.), o sapoti (Manilkara
spp.), o abricó de praia (Manilkara susericea) e diversas árvores que produzem
madeira de boa qualidade como a maçaranduba (Manilkara spp.). Nas florestas
estacionais é comum o aguaí (Chrysophyllum gonocarpum). Não foi possível
identificar o gênero da amostra de Sapotaceae presente nesse trabalho.
Myrtaceae possui distribuição pantropical e subtropical, concentrada na região
subtropical e na Austrália. A família inclui cerca de 130 gêneros e 4000 espécies.
Myrtaceae representa uma das maiores famílias da flora brasileira, com 23 gêneros e
aproximadamente 1000 espécies. Diversas espécies frutíferas pertencem a essa família
como por exemplo a goiabeira (Psidium guajava), a jabuticabeira (Myrsiaria
cauliflora) e a pitangueira (Eugenia uniflora). Comercialmente, destaca-se a
importância do eucalipto (Eucalyptus spp.), muito utilizado para obtenção de madeira.
Na flora brasileira, a Myrtaceae aparece como a família com maior número de
espécies na maioria das formações vegetais, com destaque para a floresta atlântica e a
floresta de restinga. Nessas formações espécies de Gomidesia, Myrcia e outros
gêneros muito comuns predominam. O gênero da amostra de Myrtaceae presente
nesse trabalho não pôde ser determinado.
A identificação desses carvões permite diversas interpretações do ponto de
vista da Arqueobotânica e de ciências correlatas, onde o uso de determinadas espécies
por sociedades pré-históricas pode ser avaliado. No entanto, tal análise está fora do
escopo desse trabalho e não será aqui discutida. O importante para o objetivo do
!
! 59!
presente estudo é que todas essas famílias, que indicam vegetação de restinga, não
costumam possuir exemplares de vida longa. Além disso os raios aproximadamente
paralelos, característica observada durante a análise antracológica dos carvões e
descrita no apêndice desse trabalho, reforça a hipótese de que não estamos
trabalhando com espécimes de vida muito extensa.
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! 60!
Capítulo 5
AMS - preparação de amostras e determinação das idades de 14C e da correção ΔR
O processo de preparação de amostras para AMS tem como objetivo a
conversão do material à uma forma conveniente para medição e a remoção de
possíveis contaminantes (Macario, 2003). O número e a natureza das etapas
envolvidas nesse procedimento dependem inteiramente do material em questão e de
seu contexto pós-deposicional.
As amostras precisam estar na forma de grafite para que possam ser levadas à
fonte de íons do acelerador, gerar um feixe de íons negativos e serem medidas. Esses
processos serão discutidos mais detalhadamente neste capítulo. O interessante aqui é
notar que a amostra precisa sofrer uma transformação. De modo geral, o material é
primeiro convertido em CO2 e posteriormente em grafite. Existem laboratórios que
utilizam fontes de íons gasosas, para as quais as amostras vão ainda na forma de CO2,
contudo estudos mostram que esse tipo de fonte produz um feixe com menos
intensidade e estabilidade (Jull, 2007).
Antes da conversão em grafite as amostras passam por uma série de
tratamentos, cujo principal objetivo é eliminar possíveis contaminantes e isolar a
fração de interesse (Macario et al., 2013). É considerado contaminante todo o carbono
que não seja original da amostra, mas que tenha aderido à mesma por meio de
diferentes processos ao longo do tempo.
A origem da contaminação de uma amostra pode ser natural ou artificial.
Contaminação artificial ocorre principalmente por negligência humana na coleta e
processamento do material. Nesse caso, os contaminantes frequentemente incluem
fios de cabelo, gordura, cinzas de cigarro ou resíduos de tratamentos químicos (Hogg,
!
! 61!
1982). A contaminação natural, por sua vez, ocorre no ambiente pós-deposicional da
amostra. Nesse caso, a intrusão de raízes e o contato com ácidos húmicos e fúlvicos,
resultantes de processos de decomposição de animais e plantas, são as principais
fontes de contaminação (Hogg, 1982).
Amostras de carbonato podem ainda sofrer recristalização. Esse fenômeno é
um neomorfismo (Tucker, 2001) que implica na substituição da estrutura cristalina
original do material, podendo afetar até as camadas mais interiores da amostra. É
importante notar que a aragonita (CaCO3), que originalmente constitui a maioria das
conchas de moluscos por exemplo, é um mineral mais instável e solúvel que a calcita
(CaCO3). O processo de recristalização se dá pela conversão de aragonita em calcita
ou calcitização, e é influenciado por diversos fatores post-mortem e ambientais, sendo
evidenciado através da presença de calcita secundária nas amostras (Douka et al.,
2010). Geralmente, a recristalização ocorre quando o carbonato da amostra troca
carbono com calcita moderna.
Em todos os casos listados, esses contaminantes não representam a idade real
da amostra e podem alterar os resultados obtidos, interferindo na acurácia da medida e
produzindo dados não confiáveis. O efeito da contaminação na datação da amostra
está sujeito a fatores como o tipo de contaminante, o grau de contaminação e a idade
relativa da amostra e do contaminante. Via de regra, contaminação por material mais
antigo faz com que amostras pareçam mais velhas, ao passo que contaminação
moderna causa o efeito contrário, fazendo-as parecer mais jovens (Oliveira, 2012). O
conjunto de pré-tratamentos empregados para a remoção desses contaminantes é
dividido em duas categorias: físico e químico, realizados nessa ordem.
O pré-tratamento físico se refere a qualquer tratamento que não envolva
substâncias químicas. Grupta e Polach (1985) dividem esse pré-tratamento em duas
partes: remoção de contaminação evidente e redução no tamanho da amostra. O pré-
!
! 62!
tratamento físico começa com a retirada manual dos contaminantes mais externos da
amostra através de processos como raspagem com auxílio de bisturis (Figura 5.1), por
exemplo. Outros instrumentos comumente utilizados no pré-tratamento físico são
pinças e escovas de aço (Macario, 2003). Durante todo o procedimento, um
microscópio óptico é utilizado para facilitar a localização de partes da amostra que
precisam ser removidas. Dependendo do estado do material, lavagens com água
deionizada ou mesmo limpeza ultrassônica podem ser necessárias (Macario, 2003). A
amostra é então reduzida a partículas menores para aumentar sua superfície de
contato. Com a amostra livre de contaminantes aparentes, o pré-tratamento químico é
iniciado.
O pré-tratamento químico objetiva a retirada dos contaminantes que não foram
removidos no pré-tratamento físico, bem como o isolamento da fração original da
amostra. O procedimento é feito através da utilização de reagentes químicos (Figura
5.2). De acordo com o material, estima-se a quantidade de amostra necessária para
que se produza grafite suficiente. Os valores levam em conta o tipo de tratamento que
as amostras sofrem e as perdas ocorridas durante os mesmos.
É importante lembrar que a série de tratamentos pelos quais a amostra passa
envolve diferentes etapas, com especificidades dependendo do tipo de material do
qual ela é constituída. Dessa forma, não existe um tratamento universal que possa ser
aplicado a todos os tipos de amostra. A grande variedade de contextos pós-
deposicionais é refletida na variedade de tratamentos para os diferentes materiais. No
entanto, existem alguns procedimentos, associados a tipos específicos de amostras e
contextos, amplamente aceitos pela comunidade de radiocarbono e comumente
empregados em laboratórios de AMS ao redor do mundo. Os protocolos adotados no
LAC/UFF (Macario et al., 2013) para os materiais utilizados nesse trabalho são
descritos a seguir.
!
! 63!
!
! Figura 5.1. Pré-tratamento físico de amostra de concha. Figura 5.2. Amostras durante o tratamento químico.
! !!! !5.1 Carvão
Os espécimes de carvão seguiram a preparação padrão para amostras
orgânicas. Fragmentos de aproximadamente 25 mg tiveram a camada superficial
removida por meio de raspagem com lâmina. Esses fragmentos foram então
esmagados e submetidos ao tratamento ABA. O tratamento consiste em duas etapas
de lavagem com HCl 1.0M a 90°C, intercaladas por uma etapa de lavagem com
NaOH 1.0M também a 90°C. A primeira etapa de tratamento ácido destina-se a
remover compostos de carbonato aderidos ao carvão. O tratamento básico tem o
propósito de eliminar ácidos húmicos e fúlvicos. Finalmente, a segunda etapa de
tratamento ácido tem como objetivo remover a contaminação atmosférica moderna
inserida durante o tratamento com NaOH. Cada lavagem com HCl durou em média 2
horas enquanto as lavagens com NaOH duraram 1 hora cada. Em cada uma das três
etapas as lavagens foram repetidas até que o sobrenadante apresentasse coloração
clara. Dessa forma, o tratamento ABA removeu os contaminantes solúveis em cada
um dos reagentes (De Vries e Barendsen, 1952). Seguindo o protocolo, as amostras
!
! 64!
foram lavadas 5 vezes com água ultrapura para remoção de possíveis resíduos do pré-
tratamento químico e, por fim, foram secas a 90°C.
Os carvões, devidamente secos, foram então colocados em tubos de
combustão - tubos de quartzo contendo CuO e Ag, previamente assados para eliminar
qualquer contaminação orgânica. Os tubos contendo as amostras foram conectados a
um sistema de vácuo para que todo o ar fosse removido de seu interior, e então
selados com o uso de um maçarico e assados num forno do tipo mufla a 900°C por 3
horas. Durante a combustão, o CuO cumpriu o papel de agente oxidante enquanto Ag
removeu os compostos sulfúricos liberados na reação.
5.2 Conchas e otólitos
Conchas e otólitos são composições de carbonato de cálcio e, portanto,
seguiram a preparação padrão para amostras inorgânicas. Fragmentos desses
materiais, com massas que variaram de 20 a 60 mg, foram lavados com água ultrapura
para remover sedimentos provenientes do ambiente no qual estavam inseridos.
Pequenos grãos de areia incrustrados nas amostras foram retirados com o auxílio de
uma lâmina. Seguindo o protocolo, as amostras sofreram tratamento ácido com HCl
para remoção de sua camada mais exterior e, por consequência, mais passível de
contaminação. A concentração e o volume de ácido variam de acordo com a massa de
cada amostra, de modo a remover somente o percentual desejado de sua superfície.
Desse modo, todo o carbono proveniente de CaCO3 supostamente contaminado foi
removido pelo tratamento. Por fim, as amostras foram secas a 90°C.
Após a secagem, os tubos de ensaio, contendo as amostras de conchas e
otólitos, foram fechados com rolhas de borracha. Com o auxilio de uma agulha, esses
tubos foram conectados a um sistema de vácuo para remoção do ar de seu interior.
!
! 65!
Finalmente, com as amostras já em vácuo, 1 mL de H3PO4 foi injetado em cada tubo
para provocar a liberação de CO2 numa reação conhecida como hidrólise ácida.
5.3 Grafitização das amostras de carbono
A fonte de íons do acelerador SSAMS do Instituto de Física da UFF comporta
as amostras na forma de grafite e, por essa razão, mais uma etapa se fez necessária na
preparação das amostras desse trabalho. O processo de conversão das amostras em
grafite, ou grafitização, é essencialmente o mesmo para amostras orgânicas e
inorgânicas. Assim, carvões, conchas e otólitos passaram pelo mesmo procedimento.
Obtido o CO2, seja por combustão ou pela hidrólise da amostra em ácido, o
gás é injetado no sistema de vácuo para que seja purificado e transferido para o tubo
onde a amostra será grafitizada.
O sistema de vácuo utilizado nesse trabalho se resume a uma linha com
diversos segmentos separados por válvulas (Figura 5.3). As peças desse sistema são
de aço inox e todas são previamente limpas e mantidas em vácuo permanente por uma
bomba de vácuo turbomolecular conectada à linha.
!
! 66!
!!!Figura 5.3. Linha de vácuo do LAC/UFF.
Amostras de fundo e de referência foram preparadas e medidas juntamente
com as amostras de idade desconhecida. Amostras de fundo são necessárias para
monitoração dos níveis de fundo, o resultado de sua medida deve ser subtraído dos
resultados obtidos para as amostras de idade desconhecida. Essas amostras são antigas
o suficiente para assegurar a ausência de 14C. Amostras de referência, por outro lado,
são amostras de razão isotópica conhecida e que são utilizadas para monitorar a
acurácia dos resultados obtidos. Para os carvões desse trabalho, foram utilizadas
amostras de referência de madeira, e amostras de fundo de grafite de reator. Para o
conjunto de amostras de conchas e otólitos, a amostra de referência utilizada foi
carbonato de cálcio C2 proveniente da Agência Internacional de Energia Atômica
(IAEA), o fundo foi monitorado com calcita óptica.
Além disso, foram ainda medidas amostras padrão, utilizadas para
normalização dos resultados. Os resultados obtidos para as amostras de razão
isotópica desconhecida são expressos em termos daqueles provenientes dos padrões.
!
! 67!
O padrão de normalização utilizado no LAC/UFF é o ácido oxálico OX-II com razão
isotópica certificada pelo NIST (Instituto Nacional de Padrões e Tecnologia dos
Estados Unidos), denominado SRM 4990c.
Quando possível, a ordem com que as amostras passam pelo sistema de
vácuo deve ser pensada de forma a minimizar possíveis contaminações entre elas.
Dessa forma, amostras com menor concentração isotópica devem ser as primeiras
nessa etapa.
O CO2 obtido dos carvões desse trabalho, por ser proveniente de amostras
orgânicas, foi injetado no sistema de vácuo através da quebra do tubo no interior de
uma sanfona. Os tubos de combustão, selados e contendo o gás, foram colocados no
interior da sanfona e quebrados, liberando assim o CO2 aprisionado. O processo de
purificação do gás começou com a utilização de uma armadilha de temperatura de
álcool etílico e gelo seco que congelou a água presente na amostra, deixando passar
apenas os gases com temperatura de condensação maior que a temperatura do gelo
seco. A segunda parte do processo de purificação do gás ocorreu com a utilização de
uma segunda armadilha de temperatura, dessa vez nitrogênio líquido. Essa armadilha
congelou o CO2 presente na amostra, enquanto que os gases com temperaturas de
condensação maiores que a do nitrogênio foram descartados pelo sistema de vácuo. O
CO2 foi então transferido para o tubo onde posteriormente foi grafitizado, e esse tubo
foi selado com a ajuda de um maçarico.
O CO2 oriundo das conchas e otólitos desse trabalho passou pelo mesmo
processo de purificação, com a sutil diferença de que, por se tratar de amostra
inorgânica, a introdução do gás no sistema de vácuo foi feita por meio de uma agulha.
O tubo onde a grafitização da amostra ocorre é chamado tubo de grafitização
e consiste em um tubo de pyrex contendo reagentes para promover as reações
necessárias: Zn e TiH2. No interior desse tubo existe um tubo menor contendo Fe, que
!
! 68!
vai atuar como o catalisador da reação. O tubo interno não encosta no fundo do
externo devido a uma pequena protuberância interna na parede do último (Xu et al.,
2007) (Figura 5.4).
!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!Figura 5.4. Esquema de tubo de grafitização (Oliveira, 2012).
Os tubos de grafitizacão contendo o CO2 purificado das amostras foram então
levados ao forno a uma temperatura de 520°C por 7 horas para que o processo
ocorresse. Após esse tempo, os tubos internos contendo Fe e grafite foram retirados e
a mistura prensada em pequenos catodos e levada a fonte de íons do acelerador. As
reações de grafitização são listadas abaixo:
TiH! + 440!°C → 2H! + Ti!!!!!!(5.1)&
CO! + !H! !→ CO+ !H!O!!!!!!!!!!!!!!(5.2)&
CO! + Zn! → CO+ ZnO!!!!!!!!!!!!!!!!!!(5.3)&
CO+ !H! + Fe+ !520!°C → C+ !H!O!!!!!(5.4)&
2CO! → C+ CO!!!!!!!!!!!!!!!!!!(5.5)&
!
! 69!
Zn+ !H!O! → ZnO+ !H!!!(5.6)
A partir das reações acima apresentadas podemos perceber que, nesse método,
mais do que reduzir o dióxido de carbono para monóxido de carbono, o zinco tem a
função de reciclar a água, produzindo mais hidrogênio para que o ciclo se repita. A
função do hidreto de titânio é a de prover o hidrogênio para que a reação aconteça.
Além das seis reações acima, as seguintes também são possíveis:
2CO + !2H! !→ CO! + CH!!!!(5.7)&
CO + 3H! !→ H!O + CH!!!!!!!(5.8)&
!!!!C + 2H! !→ CH!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!(5.9)!
A formação de metano no interior do tubo pode ocorrer especialmente quando
há excesso de hidrogênio e provoca fracionamento isotópico e baixo rendimento da
reação.
5.4 Medidas de amostras de carbono por AMS
Todas as amostras desse trabalho foram medidas utilizando-se o acelerador
SSAMS de 250kV fabricado pela NEC (National Electrostatics Corporation) (Figuras
5.5 e 5.6) e localizado no IF/UFF. O equipamento foi instalado em 2012 e pertence ao
Grupo de Física Nuclear Aplicada da instituição.
!
! 70!
! Figura 5.5. Acelerador do tipo SSAMS localizado no IF/UFF.
! Figura 5.6. Representação esquemática de um sistema do tipo SSAMS.
O grafite proveniente das amostras, acrescido de Fe, foi prensado em
pequenos cadinhos de alumínio. Esses cadinhos contendo as amostras compactadas
!
! 71!
foram então introduzidos numa roda com espaço para 40 catodos. Amostras de fundo
e referência acompanharam as amostras de idade desconhecida nesse processo e a
roda, contendo todas elas, foi inserida na fonte de íons do acelerador (Figuras 5.7 e
5.8).
!Figura 5.7. Esquema representando a fonte de íons. Figura 5.8. Fonte de íons do SSAMS.
Na fonte de íons do sistema em questão existe um pequeno reservatório
contendo Cs líquido. Com o aquecimento desse reservatório, vapor de Cs é formado e
direcionado para ionizadores metálicos que vão produzir íons Cs+ por ionização
térmica (Muzikar et al., 2003). Esses íons são então direcionados para a amostra que
se quer medir e extraem dela um feixe de C- (Middleton et al., 1983). Esse processo é
conhecido como sputtering e uma fonte de íons como a descrita é chamada de SNICS
(Source of Negative Ions by Cesium Sputtering). Nesse tipo de fonte o Cs é utilizado
por ser um elemento alcalino e pesado (com alta seção de choque) (Macario, 2003).
Em AMS, fatores como a intensidade e a estabilidade do feixe são muito
importantes para que as medidas sejam realizadas. Nesse sentido, a roda de catodos
desempenha um papel fundamental. Basicamente, quando uma amostra acaba de ser
medida, a roda gira colocando uma nova amostra no foco dos íons de Cs+. Esse
!
! 72!
sistema rotatório é importante por permitir que todas as amostras sejam medidas sem
que o funcionamento da máquina seja interrompido.
Quando extraídos das amostras, os íons C- são acelerados em direção ao
potencial de alta voltagem do acelerador. Nesse estágio o ímã de injeção, ou ímã
analisador de massa, é usado para selecionar íons de massa atômica 12, 13 e 14 (
McNichol et al., 2001). O ímã deflete o feixe de acordo com seu valor de ME/q2, onde
M é a massa do íon, E é a energia obtida na fase de pré-aceleração e q é a carga
negativa oriunda da fonte de íons. Ajustando-se o campo magnético desse ímã é
possível selecionar o ângulo de deflexão da trajetória do feixe de acordo com a massa
do isótopo. Quanto mais pesado for o íon, menor será sua curvatura e, dessa forma,
ocorre a primeira separação por massa, em 3 feixes distintos. A massa 14 é medida na
maior parte do tempo e as massas 12 e 13 são pulsadas pela máquina em pequenos
intervalos de tempo. Dentro do corpo do acelerador existe um canal preenchido com
gás argônio, conhecido como dissociador molecular, ou stripper (Figura 5.9). O feixe
de C- entra com uma energia muito alta no stripper e interage com as moléculas do
gás, perdendo elétrons e assim, tornando-se um feixe positivo. Nessa etapa íons
moleculares como 12CH2 e 13CH ainda estão presentes no feixe de C-. Ao entrarem no
stripper, esses íons são dissociados através de colisões com moléculas do gás.
!
! 73!
!!!!!!!!!!!!!!!!!!!Figura 5.9. Representação ilustrativa do Stripper.
Ao sair do stripper o feixe é composto por átomos com variados estados de carga,
devido à interação com o gás. O analisador magnético é um segundo ímã,
responsável pela seleção de um estado de carga específico. A escolha é feita de modo
a otimizar a transmissão do feixe, bem como minimizar a interferência de moléculas
de mesma massa que possam ser confundidas com o que se deseja medir. Os isótopos
12C, 13C e 14C são novamente separados por diferentes raios de curvatura, os estáveis
12C e 13C vão para copos de Faraday onde terão suas correntes determinadas. Os
átomos de 14C seguem para um detector do tipo barreira de superfície onde serão
contados.
5.5 Subtração do fundo, cálculo das idades de 14C e determinação do ΔR
Por convenção, os resultados de qualquer medida de 14C devem ser expressos
na forma:
!
! 74!
F = ! !!"!!"#$%&
(5.10)
onde ASN é a atividade de 14C na amostra comparada com o valor de carbono
moderno, arbitrariamente definido como o valor da madeira de 1950 AD. Como
mencionado anteriormente, todos os valores de medidas de 14C são normalizados para
uma razão 13C/12C comum, δ13C de -25‰, para eliminar qualquer efeito de
fracionamento isotópico ocorrido na formação da amostra ou no processo de medida.
Devido à diluição do 14C em decorrência da queima de combustíveis fósseis, o valor
de material de 1950 AD é dado por:
A!"#$%! = 0.7459!A!"#!!! (5.11)
onde HOX-II é o padrão de ácido oxálico II. Desse modo a amostra é normalizada em
relação ao padrão. Durante a preparação do material, é impossível evitar que
contaminação seja inserida. Isso não constitui problema, desde que essa contaminação
possa ser monitorada através das amostras de fundo. Pode-se definir um componente
de fundo, f, onde:
f = ! !!!!"#
(5.12)
onde FB é a fração de carbono moderno na amostra de fundo, enquanto FSTD é a
mesma fração para a amostra de padrão. Donahue et al. (1990) mostraram que a
fração de carbono moderno F para a amostra pode ser expressa por:
!
! 75!
F = !F! ! !1 − f! !!!− 1 (5.13)
onde Fm é o valor da fração moderna medida para a amostra e F é o valor final
corrigido. Assim, a idade de 14C da amostra é dada por:
Idade!de!radiocarbono = ! !! ln!!! = −!8033 ln !! (5.14)
onde λ = (ln 2)/ 5568. Esse cálculo é feito diretamente pelo acelerador, que retorna a
idade de radiocarbono das amostras após as medidas. De posse das idades de 14C das
amostras determina-se então o valor da correção ΔR. O cálculo é feito utilizando-se
algum software de calibração de idades, no caso desse trabalho o valor foi obtido por
meio do OxCal. Em muitas aplicações arqueológicas é necessária a utilização de
modelos cronológicos consistindo de relações entre itens individuais (Harris, 1989),
frequentemente fases e sequências. Fases são grupos de elementos para os quais não
há relações fixadas; sequências são grupos de elementos numa dada ordem. Dentro de
ambas, fases e sequências, os elementos individuais podem eles próprios serem
sequências ou fases. Algumas vezes pode ser interessante criar mais de uma fase para
o conjunto de dados e assumir que elas são independentes (Figura 5.10), podendo se
sobrepor, e assim obter as datas de início e fim dessas fases. Há também casos em que
informações provenientes do registro arqueológico são usadas para definir a ordem
das fases e assim obter as datas de transição entre elas (Figura 5.10). Esses modelos
são ferramentas poderosas que podem não só reavaliar a cronologia dos eventos
datados, como também responder diversas questões durante a análise. De uma série de
datações, informações valiosas podem ser extraídas como por exemplo as datas do
!
! 76!
primeiro e do último evento e o intervalo cronológico entre elas. Na verdade, é
possível a obtenção de uma distribuição de probabilidades para a diferença
cronológica de quaisquer dois eventos datados. No caso de cálculos de ΔR pode ser
utilizado um modelo de fase, onde o programa interpreta que as datas contidas numa
dada fase são contemporâneas. Assim, é criada uma fase contendo as idades de
radiocarbono das amostras marinhas e terrestres, cada qual calibrada usando a curva
apropriada. Nesse caso a correção ΔR é dada como indeterminada, porém estimada
dentro de um intervalo abrangente. Assim, o programa recalcula as distribuições de
probabilidade de cada amostra a fim de convergir para um intervalo de tempo que
contenha todas as datas.
!
!
! 77!
Figura 5.10. Exemplos de modelos de fase criados no OxCal. O modelo da esquerda considera fases independentes enquanto o da direita ordena as fases de acordo com o registro arqueológico (OxCal versão 4.2.4 (Bronk Ramsey, 2013)). Dados de Needham et al. (1998).!
!
! 78!
Capítulo 6
Resultados e discussão
Com o objetivo de estimar o valor da correção ΔR para a região de Saquarema
no Rio de Janeiro, costa sudeste do Brasil, as amostras de conchas, otólitos e carvões
foram preparadas seguindo todo o processo descrito nesse trabalho, desde o pré-
tratamento até a medição no acelerador. Todo os procedimentos seguiram o protocolo
para preparação e medida de amostras por AMS do Laboratório de Radiocarbono da
Universidade Federal Fluminense. Processos de rotina adotados no LAC/UFF foram
descritos em detalhes por Oliveira (2012) e posteriormente por Anjos et al. (2013) e
Macario et al. (2013). Os resultados obtidos através das medidas no sistema SSAMS
da UFF são as idades de 14C dessas amostras, apresentadas na tabela 6.1. A regra de
nomenclatura é baseada na quantidade de amostras do projeto. Esta pesquisa é o
projeto de número 34 do ano de 2014 do LAC/UFF. A numeração intermitente mostra
que algumas amostras não foram preparadas devido ao tempo limitado, ou foram
preparadas mas não produziram grafite suficiente.
!
! 79!
!Tabela 6.1. Idade de radiocarbono das amostras.
ID da amostra Material Espécie Profundidade (cm) Idade (anos de 14C) Incerteza (anos de 14C) 13P34A02 carbonato Anomalocardia brasiliana 90-100 3690 42 13P34A04 carbonato Anomalocardia brasiliana 70-80 4069 80 13P34A05 carbonato Otólito de corvina 70-80 3719 64 13P34A06 carbonato Anomalocardia brasiliana 70-80 3790 78 13P34A08 carbonato Neritina virginea 70-80 3505 69 13P34A09 carbonato Neritina virginea 70-80 3870 48 13P34A10 carbonato Anomalocardia brasiliana 70-80 3643 41 13P34A14 carbonato Neritina virginea 120-130 3596 90 13P34A15 carbonato Anomalocardia brasiliana 120-130 3745 65 13P34A17 carbonato Anomalocardia brasiliana 120-130 3807 71 13P34A19 carbonato Neritina virginea 130-140 3969 78 13P34A20 carbonato Anomalocardia brasiliana 130-140 3954 55 13P34A21 carbonato Anomalocardia brasiliana 130-140 3636 43 13P34A22 carbonato Neritina virginea 130-140 4015 83 13P34A23 carbonato Anomalocardia brasiliana 130-140 4052 79 13P34A24 carbonato Anomalocardia brasiliana 60-70 3928 92 13P34A25 carbonato Neritina virginea 60-70 3797 43 13P34A26 carbonato Anomalocardia brasiliana 60-70 3662 64 13P34A27 carbonato Anomalocardia brasiliana 60-70 3906 79 13P34A28 carbonato Neritina virginea 60-70 3740 80 13P34A29 carbonato Anomalocardia brasiliana 60-70 3887 77 13P34A30 carbonato Otólito de corvina 60-70 3970 35 13P34A31 carbonato Otólito de corvina 60-70 3845 74 13P34A33 carbonato Neritina virginea 60-70 3806 64 13P34A34 carbonato Anomalocardia brasiliana 20-30 3654 44 13P34A35 carbonato Anomalocardia brasiliana 20-30 3842 46 13P34A36 carbonato Anomalocardia brasiliana 20-30 3658 79 13P34A37 carbonato Anomalocardia brasiliana 30-40 3972 65
!
! 80!
13P34A39 carbonato
Anomalocardia brasiliana 30-40 3633 43 13P34A40 carbonato Otólito de corvina 30-40 3885 65 13P34A41 carbonato Otólito de corvina 30-40 3581 44 13P34A42 carbonato Otólito de corvina 30-40 3823 49 13P34A43 carbonato Anomalocardia brasiliana 80-90 3765 65 13P34A44 carbonato Neritina virginea 80-90 3710 65 13P34A45 carbonato Otólito de corvina 80-90 3850 66 13P34A46 carbonato Anomalocardia brasiliana 80-90 3776 80 13P34A47 carbonato Neritina virginea 80-90 3897 30 13P34A48 carbonato Anomalocardia brasiliana 80-90 3733 46 13P34A49 carbonato Anomalocardia brasiliana 110-120 3783 49 13P34A51 carbonato Anomalocardia brasiliana 110-120 3758 83 13P34A52 carbonato Neritina virginea 110-120 3811 81 13P34A53 carbonato Otólito de corvina 110-120 3842 43 13P34A54 carbonato Anomalocardia brasiliana 100-110 3809 65 13P34A56 carbonato Anomalocardia brasiliana 100-110 3697 87 13P34A58 carbonato Anomalocardia brasiliana 10-20 3682 42 13P34A59 carbonato Anomalocardia brasiliana 10-20 3779 81 13P34A60 carvão Myrsinaceae Rapanea sp. 20-30 4090 139 13P34A61 carvão Anacardiaceae 30-40 3628 39
13P34A62 carvão Amostra insuficiente para
análise 50-60 3703 35 13P34A63 carvão Rutaceae Metrodorea sp. 60-70 3608 36 13P34A65 carvão Nó 80-90 3633 38 13P34A66 carvão Sapotaceae 90-100 3670 37 13P34A67 carvão Tubérculo 100-110 3662 39 13P34A69 carvão Myrtaceae 120-130 1662 58
!
! 81!
As amostras 14P34A60 e 14P34A69 produziram correntes de baixa
intensidade no acelerador, devido em grande parte ao seu grafite de baixa qualidade, e
foram excluídas do cálculo de ΔR.
A partir dos valores apresentados na Tabela 6.1 percebe-se que as idades das
amostras marinhas oscilam em torno de 3700 14C AP. As flutuações em torno deste
valor poderiam ser explicadas pela abrangência temporal da ocupação arqueológica
ou pela simples distribuição estatística dos resultados, levando-se em consideração
que a incerteza experimental obtida reflete apenas a precisão da determinação da
concentração isotópica no acelerador. A fim de verificar se existe um padrão de
comportamento das idades obtidas é interessante observar a distribuição dos
resultados com a profundidade. A Figura 6.1 mostra a dispersão dos resultados para
cada tipo de amostra marinha analisada. É possível perceber que não existe uma
correlação definida das idades com as profundidades (coeficiente de correlação de
Pearson r = 0.22, P > 0.05), ou seja, se as amostras foram depositadas em ordem
cronológica a dispersão estatística dos resultados é maior que a diferença temporal
entre elas. Há ainda a possibilidade de mistura do material das diferentes camadas de
ocupação em razão de enterramentos funerários e outras atividades no sítio.
Interpretações acerca das questões arqueológicas estão fora do escopo deste trabalho,
portanto a dispersão dos resultados será tratada como uma simples variação
estatística.
!
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!!!!!!!
!
Figura 6.1.!O gráfico mostra que não há uma correlação bem definida entre a idade da amostra, sua profundidade e o tipo de material do qual ela é constituída. Se houver dependência da idade com a profundidade, essa dependência é menor que a dispersão dos dados.
!! A Figura 6.2 mostra histogramas com a distribuição dos resultados
para cada um dos materiais marinhos utilizados e para o conjunto das datas obtidas.
Verifica-se que esses resultados apresentam uma distribuição normal. Para efeito de
cálculo da correção ΔR os três valores que apresentavam idades fora dessa
distribuição foram descartados. Considerando os três tipos de amostras marinhas
utilizados não foi possível observar diferenças nas distribuições das idades,
principalmente considerando a pequena amostragem de otólitos e gastrópodes. Assim,
todo o conjunto de amostras marinhas foi utilizado para compor a fase cronológica no
programa OxCal. Em relação às amostras de carvão, as datas obtidas são
estatisticamente indistinguíveis, revelando sua contemporaneidade e reforçando a
!
! 83!
probabilidade de tratar-se de madeira não muito antiga quando da sua utilização para
queima.
!
Figura 6.2. Histogramas para as idades de radiocarbono de todas as amostras de carbonato e separadamente para cada um dos tipos de carbonato.
A Figura 6.3 mostra a fase contendo as distribuições de probabilidade das
idades calibradas das amostras deste trabalho e o código utilizado é mostrado no
apêndice. As distribuições das amostras terrestres de carvão estão representadas na
cor cinza e as das amostras marinhas de carbonato na cor verde.
!
! 84!
!!!!! ! Figura 6.3. Distribuição de probabilidades das idades calibradas das amostras deste trabalho (OxCal, versão 4.2.4 (Bronk Ramsey, 2013).!
!
! 85!
Na figura 6.3 também é possível observar as distribuições de probabilidade
para o caso de amostras não relacionadas entre si (independentes) numa tonalidade
mais clara. A parte mais escura, por outro lado, representa as distribuições de
probabilidade para as amostras dentro do modelo, ou seja, considerando a informação
prévia de que trata-se de um conjunto de amostras contemporâneas. A primeira e a
última distribuição marcam início e fim da fase respectivamente. A distribuição de
probabilidade para a correção ΔR é apresentada na Figura 6.4 e o valor médio obtido
foi de -140 ± 66 anos de 14C.
Figura 6.4. Distribuição de probabilidade para a correção ΔR obtida das amostras deste trabalho (OxCal, versão 4.2.4 (Bronk Ramsey, 2013)).!
A grande incerteza no valor encontrado é fruto da variabilidade das datas
utilizadas e também da região das curvas de calibração correspondente ao período da
ocupação. Por outro lado, os poucos dados disponíveis na literatura mostram que
valores de ΔR podem variar significativamente, mesmo dentro da mesma região. O
valor negativo de ΔR implica numa diminuição da correção total para o efeito de
reservatório marinho, R(t). O valor encontrado para a região estudada foi R = 265 ±
70 anos de 14C. Isso pode indicar pouca influência de águas profundas, o que não seria
!
! 86!
o esperado já que a região de Saquarema sofre o efeito do fenômeno da ressurgência.
Ikeda et al. (1974), através de medidas de temperatura e salinidade da água,
concluíram que a influência da massa de água ressurgida se distribui quase que
uniformemente de Cabo Frio até a Ponta de Saquarema, região onde está localizado o
Sambaqui de Saquarema. No entanto, outros estudos na mesma região encontraram
ΔR = -82 ± 71 anos de 14C para Saquarema (Carvalho et al., 2015) e ΔR = -127 ± 70
anos de 14C para Rio das Ostras (Macario et al., 2015). No caso do presente trabalho,
existe a possibilidade das amostras terem sido afetadas por água doce continental,
devido à proximidade do Sambaqui de Saquarema com a lagoa de mesmo nome. Os
organismos podem obter carbono de material antigo ou moderno (e.g. detritos de
plantas marinhas ou terrestres, húmus, turfa etc.) introduzido na lagoa ou no ambiente
estuarino por meio de descargas fluviais (Keith et al., 1964; Schell, 1983; Fry e Sherr,
1984; Krantz et al., 1987; Tanaka., 1986). Carbono de origem terrestre pode
aumentar ou diminuir a correção para MRE, dependendo da idade da planta de origem
(Little, 1993). Assim, as amostras marinhas podem ter absorvido carbono de origem
terrestre, com consequências nas idades de radiocarbono dessas amostras que se
aproximam das idades das amostras de carvão. Essa proximidade das idades das
amostras terrestres e marinhas contemporâneas diminui a correção ΔR. Kneip (2004)
demonstrou que os sambaquianos exploraram intensamente as lagunas, sendo esse
ambiente o ponto central para a localização dos grupos em diferentes períodos. Ainda
de acordo com Kneip (2004) as lagoas e lagunas existentes na região dos lagos
desempenharam papel fundamental na economia desses grupos. Apesar de todos os
rios que desaguam na lagoa de Saquarema serem de pequeno porte, a influência da
água doce lagunar pode ter contribuído para a diminuição da correção ΔR obtida a
partir dessas amostras. Neritina virginea e Anomalocardia brasiliana são comumente
encontrados em regiões estuarinas, ambientes complexos que influenciam o conteúdo
de 14C de suas conchas. Micropogonias furnieri também é uma espécie facilmente
!
! 87!
encontrada próxima da costa, com os juvenis utilizando ambientes estuarinos para fins
de alimentação por exemplo, o que facilitaria a sua captura pelos sambaquianos.
Assim, as amostras marinhas utilizadas nesse trabalho podem ser provenientes de
organismos coletados na lagoa, na região estuarina ou mesmo em regiões mais
afastadas da costa.
!
! 88!
Capítulo 7
Conclusões
Neste trabalho foi calculado o valor da correção regional do Efeito de
Reservatório Marinho ΔR para a região de Saquarema, na costa fluminense, através
da datação de amostras marinhas e terrestres provenientes do Sambaqui de
Saquarema. O valor encontrado foi de -140 ± 66 anos de 14C para a diferença em
relação à curva marinha ΔR e 265 ± 70 anos de 14C para a diferença em relação à
curva atmosférica R. O valor aponta para a possível influência de água doce
continental de uma paleolagoa próxima ao sambaqui no conjunto de amostras
marinhas. Dessa forma, este trabalho, por ser um estudo pioneiro, mostra-se
insuficiente na tentativa de fornecer uma boa aproximação de correções regionais para
o efeito de reservatório marinho para a região de Saquarema, na costa fluminense. No
entanto, sua relevância é indiscutível, uma vez que, sendo um estudo pioneiro na
região de Saquarema, evidencia a influência de corpos de água doce num conjunto
amostral destinado ao estudo do efeito de reservatório marinho. Claramente as
amostras marinhas de um trabalho como esse precisam ser avaliadas dentro do
contexto em que estavam inseridas. Condições locais como hidrologia,
sedimentologia e geologia são importantes para a interpretação dos dados obtidos.
Uma análise do conteúdo de carbono de amostras seguramente derivadas da lagoa
pode ser útil para quantificar essa influência e tentar minimizar seus efeitos. Além
disso, para pesquisas de MRE que envolvam sítios localizados próximos de corpos
d’água como lagos e lagoas recomenda-se a medida dos valores de δ13C das amostras
para possíveis inferências a respeito da origem do material. Este trabalho também
!
! 89!
mostrou como o OxCal pode ser uma ferramenta poderosa para estudos de MRE.
Encoraja-se fortemente a exploração dos recursos que o programa oferece, recursos
esses que permitem desde a calibração de datas até análises mais complexas incluindo
informações estratigráficas por exemplo. Modelos cronológicos complexos podem ser
construídos e impostos aos dados obtidos para avaliar de forma coerente o problema
em questão.
!
! 90!
Apêndice A
Identificações taxonômicas
A.1 Conchas
A malacofauna do Sambaqui de Saquarema já havia sido investigada
anteriormente por Souza (2011), que também identificou as amostras deste trabalho.
Todas as conchas foram identificadas no nível taxonômico de espécie, como visto
anteriormente. Para diagnóstico taxonômico as estruturas observadas nos gastrópodes
(Figura A1) são, via de regra, a forma geral, a escultura, o tipo de espira, as dobras
columelares, o formato da abertura e os canais sifonais. Para os bivalves (Figura A2)
observou-se, a forma geral, o tipo de charneira e escultura, as cicatrizes musculares, o
seio e a linha palial. Os dados obtidos foram comparados com espécimes da coleção
de referência da malacóloga e retornaram como resultados Anomalocardia brasiliana
(Gmelin, 1791) e Neritina virginea (Linnaeus, 1758).
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Figura A1. Morfologia interna e externa de uma concha de gastrópode (Souza et al., 2011)
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Figura A2. Anatomia interna de uma concha de bivalve (Souza et al., 2011).
A.1.1 Anomalocardia brasiliana (Gmelin, 1791)
De acordo com Souza et al. (2001) a concha de Anomalocardia brasiliana
(Figura A3) apresenta as seguintes características: forma trigonal, inflada, grossa e
pesada, levemente rostrada na parte posterior. Umbos subcentrais voltados para a
região anterior. Escultura com estrias comarginais conspícuas e linhas radiais finas.
Charneira com três dentes cardinais em cada valva. Coloração variando do branco ao
bege, com manchas irregulares em tons mais escuros; perióstraco brilhante.
!
Figura A3. Concha de Anomalocardia brasiliana. Imagem extraída de Souza et al. (2011).
!
! 92!
A.1.2 Neritina virginea (Linnaeus, 1758)
De acordo com Souza et al., (2001) a concha de Neritina virginea (Figura A4)
apresenta as seguintes características: forma subglobosa, muito polida. Volta do corpo
ampla; lábio interno espesso devido a um calo com margem pouco denticulada.
Coloração diversificada, com grande variedade de padrões.
!
Figura A.4. Concha de Neritina virginea. Imagem extraída de Souza et al. (2011). A.2 Otólitos Os otólitos deste trabalho foram identificados pelo Prof°. Dr. Orangel
Aguilera. Segundo Corrêa e Vianna (1992), para identificação dos mesmos, devem ser
observadas estruturas como: altura da área dorsal, altura da área ventral, altura do
óstio, altura do otólito, antirostro, área dorsal, área ventral, cauda, colículo, colo,
comprimento da área posterior, comprimento da cauda, comprimento do óstio e
comprimento do otólito, dentre outras (Figura A.5). Como visto no corpo deste
trabalho, os otólitos identificados aqui são provenientes de Micropogonias furnieri
(Desmarest, 1823).
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Figura A.5. Morfologia de um otólito de haddock (Melanoglamos aeglefinus (Linnaeus, 1758)). (Adaptado de Campana (2004))
A.2.1 Micropogonias furnieri (Desmarest, 1823) Os otólitos de Micropogonias furnieri (Figura A.6) apresentam as seguintes
características: otólito piriforme. Margens anterior e posterior lisas e convexas,
ventral lisa, sinuosa ou convexa, dorsal lobada, ondulada ou irregular. Sulco acústico
ostial. Óstio orbicular ou quadrangular, próximo à margem dorsal. Cauda afilada;
comprimento maior que o óstio, inicia-se na região póstero-superior do óstio,
acompanha a margem dorsal posterior e termina próxima da margem ventral. Estria
dorsal e ventral ausentes. Cristas superior presente e inferior ausente. Depressão
presente abaixo da margem dorsal, acompanhando o sulco acústico até próxima da
margem posterior. Excisura ostial estreita e ântero-dorsal.
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! 94!
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Figura A.6. Otólitos de Micropogonias furnieri.
! A.3 Carvões
Os fragmentos de carvão deste trabalho foram identificados sob a supervisão
das Professoras Rita Scheel-Ybert e Caroline Bachelet. Toda a análise antracológica
foi realizada no Laboratório de Arqueobotânica e Paisagem (LAP) do MN/UFRJ. As
amostras foram quebradas manualmente para expor os três planos fundamentais da
madeira (transversal, tangencial longitudinal e tangencial radial) (Figura A.7). Os
fragmentos foram então examinados em microscópios de luz refletida e descritos para
fins de identificação taxonômica, já que estruturas como vasos, raios, e parêquima são
preservadas após a combustão da madeira. O uso de softwares como o Atlas Brasil
(Scheel-Ybert et al., 2006), literatura especializada (e.g. Metcalfe e Chalke, 1950) e
coleções de referência é fundamental para o diagnóstico. Como mencionado
anteriormente, nos carvões deste trabalho foram identificadas as famílias:
Myrsinaceae, Anacardiaceae, Rutaceae, Sapotaceae e Myrtaceae. Além disso, um
tubérculo carbonizado também estava presente no conjunto amostral. Para algumas
amostras foi possível atingir o nível taxonômico de gênero.
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! 95!
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!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!Figura A.7. Planos transversal, longitudinal tangencial e longitudinal radial.
A.3.1 Myrsinaceae Rapanea sp.
Algumas das características observadas no lenho carbonizado de Rapanea sp.
(Figura A.8) foram: camadas de crescimento com limites ausentes. Vasos solitários e
múltiplos radiais de 4 ou mais, dispersos e de porosidade difusa. Contorno circular a
oval de vasos solitários. Tiloses ausentes. Pontoações intervasculares alternas e não-
guarnecidas. Parênquima ausente ou muito raro. Ausência de estrutura estratificada.
Raios 2, 3 e 4-seriados de células procumbentes, eretas e quadradas. Fibras não
septadas com pontoações simples a aréolas reduzidas.
!
! 96!
!
Figura A.8. Plano transversal do lenho carbonizado de Rapanea sp. visto em microscópio de luz refletida (aumento de 5x).
A.3.2 Anacardiaceae
A descrição do lenho carbonizado de Anacardiaceae incluiu as seguintes
informações: camadas de crescimento com limites ausentes. Vasos solitários e
múltiplos radiais de 3, com porosidade difusa. Contorno circular a oval de vasos
solitários. Tiloses ausentes. Parênquima paratraqueal aliforme e confluente. Raios 1, 2
e 3-seriados com células heterogêneas procumbentes contendo uma camada marginal
de células quadradas. Fibras não-septadas com pontoações simples e fila de cristais.
Para essa amostra, a quantidade reduzida de material impediu a obtenção de imagens.
A.3.3 Rutaceae Metrodorea sp.
Algumas das características observadas nos fragmentos de carvão de
Metrodorea sp. (Figura A.9) incluem: camadas de crescimento com limites ausentes.
Vasos de porosidade difusa e com contorno circular a oval. Tiloses ausentes. Placas
!
! 97!
perfuradas simples. Parênquima paratraqueal unilateral e confluente. Raios 3, 5-
seriados. Células radiais procumbentes com 2-4 camadas marginais de células
eretas/quadradas. Fibras não septadas. Os raios observados nessa amostra não eram
convergentes, o que reforça a premissa de que a madeira não veio de região próxima
do cerne da árvore.
!
Figura A.9. Plano transversal do lenho carbonizado de Metrodorea sp. visto em microscópio de luz refletida (aumento de 5x).
A.3.4 Sapotaceae
Algumas das características observadas no lenho carbonizado de Sapotaceae
(Figura A.10). foram: camadas de crescimento com limites ausentes. Vasos solitários
e múltiplos, dispersos e de porosidade difusa. Contorno circular a oval dos vasos
solitários. Placas perfuradas simples. Pontoações intervasculares alternas e
guarnecidas. Parênquima axial em bandas estreitas. Ausência de estrutura
!
! 98!
estratificada. Raios 1, 2-seriados. Células radiais procumbentes, eretas e quadradas
misturadas. Fibras septadas.
Figura A.10. Plano transversal do lenho carbonizado de Sapotaceae visto em microscópio de luz refletida (aumento de 10x).!
!A.3.5 Myrtaceae
! Algumas das características observadas nos fragmentos de carvão de
Myrtaceae (Figura A.11) incluem: vasos pequenos em padrão radial oblíquo. Presença
de regiões sem vasos. Parênquima difuso em agregados.
Figura A.11. Plano transversal do lenho carbonizado de Myrtaceae visto em microscópio de luz refletida (aumento de 5x).!
!
!
! 99!
!A.3.6 Tubérculo Tubérculos são caules que podem armazenar alimentos e cumprir funções de
reprodução. Quando um tubérculo é cortado longitudinalmente, podem ser observadas
estruturas como o anel vascular e as medulas interna e externa. Neste trabalho foi
identificada a presença de um tubérculo carbonizado no conjunto amostral.
!
Figura A.12. Tubérculo carbonizado visto em microscópio de luz refletida (aumento de 5x).
!
!!!!!!!!!!!
!
! 100!
Apêndice)B))Código)para)cálculo)de)ΔR no OxCal) Plot() { Phase() { Sequence() { Boundary("Start 1"); Phase("1") { Curve("ShCal13","ShCal13.14c"); R_Date("A61", 3628, 39); R_Date("A62", 3703, 35); R_Date("A63", 3608, 36); R_Date("A65", 3633, 38); R_Date("A66", 3670, 37); R_Date("A67", 3662, 39); Curve("Marine13","Marine13.14c"); Delta_R("Saquarema",U(-600,600)); R_Date("A02", 3690,42); R_Date("A04", 4069,80); R_Date("A05", 3719,64); R_Date("A06", 3790,78); R_Date("A08", 3505,69); R_Date("A09", 3870,48); R_Date("A10", 3643,41); R_Date("A14", 3596,90); R_Date("A15", 3745,65); R_Date("A17", 3807,71); R_Date("A19", 3969,78); R_Date("A20", 3954,55); R_Date("A21", 3636,43); R_Date("A22", 4015,83); R_Date("A23", 4052,79); R_Date("A24", 3928,92); R_Date("A25", 3797,43); R_Date("A26", 3662,64); R_Date("A27", 3906,79); R_Date("A28", 3740,80); R_Date("A29", 3887,77); R_Date("A30", 3970,35); R_Date("A31", 3845,74); R_Date("A33", 3806,64); R_Date("A34", 3654,44); R_Date("A35", 3842,46); R_Date("A36", 3658,79); R_Date("A37", 3972,65); R_Date("A39", 3633,43); R_Date("A40", 3885,65); R_Date("A41", 3581,44); R_Date("A42", 3823,49); R_Date("A43", 3765,65); R_Date("A44", 3710,65); R_Date("A45", 3850,66); R_Date("A46", 3776,80); R_Date("A47", 3879,30); R_Date("A48", 3733,46); R_Date("A49", 3783,49);
!
! 101!
R_Date("A51", 3758,83); R_Date("A52", 3811,81); R_Date("A53", 3842,43); R_Date("A54", 3809,65); R_Date("A56", 3697,87); R_Date("A58", 3682,42); R_Date("A59", 3779,81); }; Boundary("End 1"); }; }; }; !!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!
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! 102!
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