Unidade2_Técnicas_Reconstrução_Climas_Passados

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Variabilidade e 
Mudanças Climáticas
Departamento de Meteorologia
UFRJ
Claudine Dereczynski
2° período/2014
Unidade 2
Técnicas para Reconstrução 
dos Climas do Passado
Bradley, R. S., 1999:
Paleoclimatology, Reconstructing
Climates of the Quaternary.
International Geophysics series,
Volume 64. 613 p.
Apenas quando as causas das 
flutuações climáticas do passado 
forem entendidas, será possível 
antecipar ou prever variações 
climáticas no futuro.
Bradley e Eddy, 1991
Unidade 2 
Técnicas para Reconstrução dos 
Clima do Passado 
1) Reconstrução paleoclimática e Registros Históricos
2) Métodos de datação
3) Testemunhos de gelo
4) Dendroclimatologia
5) Sedimentos Marinhos
1) Reconstrução Paleoclimática
e Registros Históricos
• Paleoclimatologia é o estudo do clima anterior ao período
de medição instrumental. Registros instrumentais cobrem
apenas uma pequena fração da história do clima da Terra
(<10-7). (Obs: Idade Terra ~ 4,6 bi = 4,6 x 109 anos). Registros mais
antigos: 300 anos
• Uma perspectiva mais longa da variabilidade climática pode
ser obtida pelo estudo dos fenômenos naturais que são
dependentes do clima, e que incorporam em suas
estruturas uma medida dessa dependência.
• Tais fenômenos fornecem um registro representativo
(proxy records) do clima e a paleoclimatologia é
fundamentada no estudo de tais registros.
• O quaternário é o período geológico que cobre os últimos
1,6 Milhões de anos. Nesse período ocorreram muitas
mudanças ambientais que foram possivelmente maiores do
que em qualquer outro período nos últimos 60 milhões de
anos.
Os eons são divididos em eras. As eras são divididas em períodos. Os períodos são divididos em épocas.
600 Ma
1500 Ma
2000 Ma
500 Ma
88% da história
da Terra
Escala de Tempo Geológica
Fig. 1.1 - História da Temperatura da Terra plotada como
desvio relativo à temperatura média global presente
(Frakes et al., 1992). Estudar os registros
representativos do paleoclima é como olhar através de um
telescópio pelo lado errado: para os períodos recentes
existe evidência de variações climáticas de curto período,
mas essas não podem ser resolvidas nos períodos
anteriores (Bradley, 1999).
Dados observacionais
Dados mais antigos: 300 anos (poucas regiões)
Na maior parte do mundo: há algumas décadas
Dados Observacionais 
• Barômetro de Torricelli (1643) e termoscópio de Galileo
Galilei (início de 1600)
• Anemômetro e pluviômetro - mais antigos
Problemas:
– Exposição
– Miscelânea de escalas e unidades (Por volta de 1792:
80 escalas diferentes de termômetros).
Galileo Galilei
-Em 1714, o alemão Daniel Gabriel Fahrenheit desenvolveu a
escala de temperatura Fahrenheit.
Em 1742, o astrônomo sueco Andres Celsius desenvolveu a
escala Celsius.
Torricelli (1608-1714)
Fahrenheit
(1686-1736)
Celsius
(1701-1744)
Registros históricos: 
1) Observações do tempo em si (Ex: freqüência e
datas de geadas, ocorrência de precipitação de
neve) anotadas em diários
2) Registros de fenômenos naturais dependentes do
tempo, tais como secas, cheias, congelamento de
rios e lagos.
3) Registros fenológicos (fenômenos biológicos
dependentes do tempo), como datas de
florescimento de árvores e arbustos, chegada de
pássaros migrantes na primavera.
4) Registros de fatores forçantes que podem ter tido
uma influência nas condições climáticas no passado
(preço de grãos, safras de vinho)
Registros históricos
- Como são observações escritas, certas regiões possuem
registros mais longos do que outras.
- Poucos dados, disponíveis apenas para poucas centenas de
anos.
Área Primeira evidência escrita
(datas aproximadas)
Egito 3000 AC
China 1750 AC
Sul da Europa 500 AC
Norte da Europa 0
Japão 500 AD
Islândia 1000 AD
América do Norte 1500 AD
América do Sul 1550 AD
Austrália 1800 AD
Inscrições na pedra indicando níveis
do Rio Nilo (5000 anos atrás)
Registros mais antigos de clima
Fontes potenciais de informação paleoclimática histórica:
a) Inscrições antigas
b) Anais, crônicas, etc.
c) Registros do governo
d) Registros privados
e) Registros comerciais e marítimos
f) Registros pessoais (agendas ou correspondências)
g) Escritas científicas ou protocientíficas tais como informações
de tempo (não instrumental) em jornais
Problemas (diversos): 
- Interpretação de estilos de escrita a mão das muitas linguagens
utilizadas.
- Datas em termos de anos de reinados de um ou outro príncipe.
 
 
Preço anual do centeio na Alemanha, no período 1500 a 1850. 
 
 
- Preços de trigo, centeio ou outro cultivo
- Datas de safras de vinho
Até o séc. XVIII (antes dos avanços na agricultura) as
flutuações nos preços de grãos ou do pão respondiam à
produção da última colheita, exceto em ocasiões de epidemias,
guerras, pragas, desastres ..
2) Métodos de Datação
Métodos de Datação
• A datação acurada é de fundamental importância para estudos
paleoclimáticos.
• Sem estimativas confiáveis sobre a idade dos eventos é impossível
investigar se eles ocorreram sincronamente ou se certos eventos
ocorreram antes ou após outros, também é impossível avaliar a taxa de
ocorrência das mudanças ambientais no passado.
Principais métodos de 
datação:
–Radioisotópicos (taxa de 
desintegração atômica na 
amostra)
–Paleomagnéticos (campo 
magnético da Terra e seus 
efeitos na amostra)
–Químicos orgânicos e 
inorgânicos (mudanças 
químicas na amostra)
Método Radioisotópicos - Isótopos 
 
Esquema mostrando os 3 isótopos de carbono. Todos Têm o mesmo número atômico 
(Z=6), que é igual ao número de prótons no núcleo, mas números de massa diferentes 
(A=12, 13 ou 14), de acordo com o número de nêutrons (6, 7 ou 8) no núcleo. 
 
Lembrete: Para qualquer elemento o número de prótons (número atômico) é
invariante, porém o número de neutrons pode variar, resultando em isótopos do
mesmo elemento.
O carbono tem dois isótopos estáveis ( 126C e 136C) e diversos radioisótopos (116C, 146C, 
15
6C, etc.).
Exemplos de Isótopos - Oxigênio
• Todos os átomos de oxigênio tem 8 prótons no
núcleo, e portanto possuem número atômico 8.
• Contudo, átomos do oxigênio podem ter entre 8 e 10
nêutrons no núcleo, e então suas massas atômicas
são aprox. 16, 17 e 18 (e nenhum deles é radioativo).
8 prótons + 8 nêutrons 
8 prótons + 9 nêutrons 
8 prótons + 10 nêutrons 
Exemplos de Isótopos - Hidrogênio
• O Hidrogênio possui 3 isótopos estaveis:
– Prótio – 1 próton e nenhum nêutron (99,98% de todos os
átomos de hidrogênio)
– Deutério – 1 próton e 1 nêutron
– Trítio – 1 próton e 2 nêutrons
O Decaimento Radioativo
• O decaimento radioativo envolve a transformação
espontânea de um elemento em outro. A única forma
disto acontecer é mudando o número de protons no
núcleo (um elemento é definido por seu número de
protons no núcleo). Existem várias formas disso ocorrer
e quando ocorre, o átomo foi modificado para sempre, é
um processo irreversível.
• O decaimento radioativo é um processo aleatório e
espontâneo. É impossível saber exatamente quando cada
um dos elementos radioativos numa rocha irão decair. O
que conhecemos é sua probabilidade estatística
(exemplo pipoca).
Fonte: http://serc.carleton.edu/quantskills/methods/quantlit/RadDecay.html
Conceito de Meia-vida
• A meia-vida é o
tempo de vida de
metade dos isótopos
radioativos em um
sistema.
• A unidade é sempre o
tempo (segundos,
minutos, anos …)
• A cada meia-vida, metade dos átomos orignais
(isótopos-pais) decai, transformando-se em
isótopos-filhos. A tabela abaixo resume o que
aconteceria com uma amostra contendo 1000 átomos
de C14.
 
 
Decaimento radioativo e o conceito de meia-vida. No curva de decaimento radioativo cada 
unidade de tempoequivale a uma meia-vida, que representa o tempo necessário para que 
metade dos átomos do elemento-pai (radioativo) se transforme em átomos do elemento-
filho (radiogênico). 
 
N=Noe
- t
Ex: 14C decai
para 14N em 
5730 anos
Meia-vida do carbono: 5730 ± 40 anos
As meias-vidas dos radioisótopos variam de segundos
a bilhões de anos 
Datação Absoluta das Rochas
• A datação absoluta das rochas baseia-se na premissa de que uma
rocha é um "sistema fechado", cuja composição química não sofre
alterações por influência de fatores externos.
• Sendo assim, qualquer alteração química que ocorrer na rocha, vai
ser devido ao decaimento radiativo de isótopos instáveis
presentes nessa rocha desde o momento de sua cristalização.
• Isso é válido somente para rochas ígneas, a partir de sua
cristalização e para rochas metamórficas depois de sua
recristalização.
• As rochas sedimentares, formadas por partículas dos outros tipos
de rocha (ígneas e metamórficas) ou, ainda por partículas de
outras rochas sedimentares e restos esqueletais de organismos,
não podem ser datadas pelos tradicionais métodos baseados em
isótopos radiativos. Isso se deve ao fato de que é impossível saber
quando determinado isótopo foi incorporado à rocha sedimentar.
• A datação absoluta das rochas é feita por um equipamento
denominado Espectrômetro de Massa.
Equação Fundamental da 
Geocronologia
• N = número de átomos do isótopo radioativo
(elemento-pai) medido hoje na amostra
• N0 = quantidade inicial do isótopo radioativo no
momento de fechamento do sistema
– No=N+F (onde F = no. de átomos do isótopo radiogênico
(elemento-filho) medido hoje na amostra)
• t = tempo decorrido desde o fechamento do
sistema isotópico (idade do sistema)
•  = constante de desintegração do elemento-pai
N=Noe
- t
N=Noe
- t
)ln()ln(
0
te
N
N 
)ln(
1
)ln(
0
0
N
N
t
N
N
t




Sabendo que para t=t1/2, N será igual a N0/2, teremos: 
2/1
2/1
693,0
2ln
1
t
t




• (Vestibular UFF – 2009) O decaimento de isótopos
radioativos pode ser usado para medir a idade de fósseis. A
equação que rege o processo é a seguinte:
N=Noe
- t
• Sendo No>0 o número inicial de núcleos radioativos, N o no. de 
núcleos radioativos no tempo t e λ> 0 a taxa de decaimento.
• O intervalo de tempo necessário para que o número de núcleos
radioativos seja reduzido à metade é denominado tempo de
meia-vida. Pode-se afirmar que o tempo de meia-vida:
(A) é igual a ln(2)/λ
(B) é igual a ½
(C) é igual a 2
(D) é igual a –ln(2)/λ
(E) depende de No
• (Vestibular UFF – 2009) O decaimento de isótopos
radioativos pode ser usado para medir a idade de fósseis. A
equação que rege o processo é a seguinte:
N=Noe
- t
• Sendo No>0 o número inicial de núcleos radioativos, N o no. de 
núcleos radioativos no tempo t e λ> 0 a taxa de decaimento.
• O intervalo de tempo necessário para que o número de núcleos
radioativos seja reduzido à metade é denominado tempo de
meia-vida. Pode-se afirmar que o tempo de meia-vida:
(A) é igual a ln(2)/λ
(B) é igual a ½
(C) é igual a 2
(D) é igual a –ln(2)/λ
(E) depende de No
Exercícios
1) Sabendo-se que a meia vida do carbono-14 é de 5730 anos, qual o
tempo necessário (em anos) para que um elemento que contém
originalmente 10000 átomos radioativos de carbono fique reduzido
a 625 átomos instáveis?
(A) 4
(B) 358
(C) 5730
(D) 22920
(E) 91680
2) Suponha que um elemento que inicialmente continha 8000 átomos
instáveis, contém hoje 7875 átomos estáveis (partículas-filhas) e
125 átomos instáveis (partículas-mãe). Qual o tempo em meias-vidas
decorrido desde o momento de fechamento do sistema?
Exercícios
1) Sabendo-se que a meia vida do carbono-14 é de 5730 anos, qual o
tempo necessário (em anos) para que um elemento que contém
originalmente 10000 átomos radioativos de carbono fique reduzido a
625 átomos instáveis?
(A) 4
(B) 358
(C) 5730
(D) 22920
(E) 91680
2) Suponha que um elemento que inicialmente continha 8000 átomos
instáveis, contém hoje 7875 átomos estáveis (partículas-filhas) e 125
átomos instáveis (partículas-mãe). Qual o tempo em meias-vidas
decorrido desde o momento de fechamento do sistema?
Resposta: 6 meia-vidas
Exercícios
1) Você encontrou hoje um fóssil que tem 10% de carbono-14,
comparado com uma amostra viva. Qual a idade do fóssil?
Exercícios
1) Você encontrou hoje um fóssil que tem 10% de carbono-14,
comparado com uma amostra viva. Qual a idade do fóssil?


















0
0
0
ln
1
ln
)ln()ln(
N
N
t
N
N
t
e
N
N
eNN
t
t
o




Mas, sabemos que: 
2/1
2/1
693,0
2ln
1
t
t




Então: 
anost 19038)1,0ln(.
693,0
5730

Exercícios
Meia-vida Fração do elemento pai remanescente % aprox.
0 1 = 1 100
1 1/2 = 1/2 50
2 1/2 x ½ = 1/4 25
3 ½ x ½ x ½ = 1/8 12,5
4 ½ x ½ x ½ x ½ = 1/16 6,25
5 ½ x ½ x ½ x ½ x ½ = 1/32 3,13
6 ½ x ½ x ½ x ½ x ½ x ½ = 1/64 1,56
7 ½ x ½ x ½ x ½ x ½ x ½ x ½ = 1/128 0,78
8 ½ x ½ x ½ x ½ x ½ x ½ x ½ x ½ = 1/156 0,39
9 ½ x ½ x ½ x ½ x ½ x ½ x ½ x ½ x ½ = 1/512 0,2
10
A tabela abaixo apresenta a taxa de decaimento de C-14 com o tempo 
(em meia-vidas). 
Analise a tabela e responda as questões 1 e 2:
(1,0) Que fração de carbono original C-14 pode ser encontrado na amostra depois 
de 10 meia-vidas?
( A) 1/10
(B) entre 1/10 e 1/100
(C) entre 1/100 e 1/1000
(D) menos de 1/1000
(E) nenhum
Exercícios
Meia-vida Fração do elemento pai remanescente % aprox.
0 1 = 1 100
1 1/2 = 1/2 50
2 1/2 x ½ = 1/4 25
3 ½ x ½ x ½ = 1/8 12,5
4 ½ x ½ x ½ x ½ = 1/16 6,25
5 ½ x ½ x ½ x ½ x ½ = 1/32 3,13
6 ½ x ½ x ½ x ½ x ½ x ½ = 1/64 1,56
7 ½ x ½ x ½ x ½ x ½ x ½ x ½ = 1/128 0,78
8 ½ x ½ x ½ x ½ x ½ x ½ x ½ x ½ = 1/156 0,39
9 ½ x ½ x ½ x ½ x ½ x ½ x ½ x ½ x ½ = 1/512 0,2
10
A tabela abaixo apresenta a taxa de decaimento de C-14 com o tempo 
(em meia-vidas). 
Analise a tabela e responda as questões 1 e 2:
(1,0) Que fração de carbono original C-14 pode ser encontrado na amostra depois 
de 10 meia-vidas?
( A) 1/10
(B) entre 1/10 e 1/100
(C) entre 1/100 e 1/1000
(D) menos de 1/1000
(E) nenhum
(2,0) Sabendo que a meia-vida do Carbono-14 é 5730 anos qual é
a idade aproximada de uma amostra que contém hoje 90% do
carbono-14 original?
(A) 900 anos
(B) 1950 anos
(C) 3000 anos
(D) 5000 anos
(E) 27500 anos
(3,0) Assumindo que um isótopo pai (radioativo) tem uma meia-
vida de 4,5 bilhões de anos, quanto (em porcentagem)
aproximadamente do isótopo pai original permanece após 6,75
bilhões de anos terem passado.
(A) 50%
(B) 35%
(C) 25%
(D) 1%
(E) 0,5%
(2,0) Sabendo que a meia-vida do Carbono-14 é 5730 anos qual é
a idade aproximada de uma amostra que contém hoje 90% do
carbono-14 original?
(A) 900 anos
(B) 1950 anos
(C) 3000 anos
(D) 5000 anos
(E) 27500 anos
(2,0) Assumindo que um isótopo pai (radioativo) tem uma meia-
vida de 4,5 bilhões de anos, quanto (em porcentagem)
aproximadamente do isótopo pai original permanece após 6,75
bilhões de anos terem passado.
(A) 50%
(B) 35%
(C) 25%
(D) 1%
(E) 0,5%
1) Raios cósmicos (formados por partículas de alta
energia e raios gama) colidem com um átomo na
atmosfera superior formando um nêutron energético.
2) Tais neutrons colidem com átomos de Nitrogênio-
14 (7 prótons + 7 neutrons), formando o carbono-14
(6 prótons + 8 neutros) e um átomo de Hidrogênio (1
próton + 0 neutrons)
3) O carbono-14 se combina com o oxigênio (é
oxidado) para formar o dióxido de carbono e desta
forma “cai” no ciclo global do carbono.
4) As plantas absorvemdióxido de carbono e
incorporam carbono-14 através da fotossíntese.
5) Animais e pessoas comem plantas e ingerem
carbono-14.
6) Após a morte, madeira e ossos perdem C-14 a
medida que este decai para N-14 através de
decaimento de partículas beta.
Formação e Decaimento do 14C
HCnN 11
14
6
1
0
14
7 
neutrinoNC  147146
• Durante o curso de tempo
geológico, alcança-se um equilíbrio
entre a taxa de novo 14C
produzido na atmosfera superior
e a taxa de decaimento de 14C no
recervatório global de carbono.
• Isto significa que os 7,5 Kg de
novos 14C estimados a serem
produzidos a cada ano na
atmosfera superior é
aproximadamente igual ao peso de
14C perdidos através do mundo
pelo decaimento radioativo de 14C
em nitrogênio.
Reservatório de carbono (atmosfera, 
biosfera, e oceanos):
– 42 x 1012 ton de 12C – 98,89%
– 47 x 1010 ton de 13C -1,11%
– 62 ton de 14C - 0.00000000010%.
Então aproximadamente 1,5 átomos de C14 existe na natureza para cada 1012 átomos de C12 
12
1212
14
1048,1
1042
62 


ton
ton
C
C
O constante abastecimento
de carbono-14 faz com que
a proporção de 14C/12C seja
aproximadamente a mesma
do ambiente (atmosfera)
• Embora o 14C decaia para 14N, sua contínua formação na atmosfera
mantém a razão 14C/12C praticamente constante, a qual é
incorporada e mantida pelos organismos vivos.
• Ao morrer, o organismo deixa de absorver C, embora seu 14C
continue a decair para 14N, alterando essa razão e iniciando em
termos geocronológicos, a contagem do relógio geológico.
• Quanto mais tempo passar após a morte da planta ou animal,
menor será sua quantidade de 14C. Desta forma, comparando-se a
razão 14C/12C medida na amostra com a razão moderna universal, é
possível calcular o tempo decorrido desde a morte do organismo.
12
1212
14
1048,1
1042
62 


ton
ton
C
C
• Até o início da década de 1980, quase todos os laboratórios que
faziam datação com radiocarbono usavam métodos convencionais.
Por exemplo, na técnica de contagem proporcional de gás, o carbono
era convertido em um gás (metano, dióxido de carbono ou acetileno),
que era então colocado em um contador proporcional que era capaz
de detectar partículas β. Neste método era difícil separar o sinal da
partícula β da amostra do ruído ambiental, particularmente nas
amostras mais antigas, com baixos níveis de 14C.
• Um dos problemas de datar amostras muito antigas pelos métodos
convencionais era o grande tamanho da amostra necessária para
obter radiocarbono suficiente para que sua atividade β fosse
contada.
• A revolução tecnológica na datação com radiocarbono ocorreu no
final da década de 1970, quando um método para datar amostras
orgânicas muito pequenas foi desenvolvido, usando um acelerador
acoplado a um espectrômetro de massa. Ao invés de medir a
quantidade de 14C indiretamente numa amostra, contando-se
emissões de partículas β, a concentração de ions individuais (12C, 13C,
14C) são medidos. Apenas 1 mg de carbono é requerido, de forma que
amostras pequenas de foraminíferas, grãos de pólen, sementes
podem ser datados.
• A técnica de datação a partir de radiocarbono tem sido utilizada 
para datar amostras de:
– Madeira
– Carvão
– Semente
– Papel
– Tecido orgânico
– Ossos
– Conchas
– Paleossolos
– Sedimentos marinhos e lacustres
– CO2 atmosférico preso nos gelos das geleiras
Fontes de erros na datação com 14C:
• Problemas com a seleção de amostras e contaminação
• Variações no conteúdo de 14C do reservatório oceânico
• Efeitos de fracionamento
Limite da Técnica de Radiocarbono:
• Na prática após 10 meia-vidas (50.000-60.000) existe muito pouca 
quantidade de carbono radioativo na amostra e assim datas de 14C > 
45000 anos AP devem ser vistas com muita cautela.
• As plantas “discriminam contra” o dióxido de carbono contendo
14C. Ou seja, elas absorvem menos do que seria esperado, e desta
formam parecem mais antigas do que são na realidade. Além
disso, diferentes tipos de plantas “discriminam” de forma
diferenciada.
• Em segundo lugar, a razão de 14C/12C na atmosfera não tem sido
constante nos últimos anos – por exemplo, ela foi maior no
passado antes da era industrial quando a massiva queima de
combustíveis fósseis liberou muito dióxido de carbono pobre em
14C. Além disso ocorreram mudanças no campo magnético da
Terra e na atividade solar que podem ter afetado a concentração
de carbono-14.
Fontes de Erros na datação com Carbono-14 
• Além disso houve um aumento de 14CO2 com os testes de
bombardeamento atômico nos anos 1950s. Isto poderia fazer com
que coisas datadas por carbono daquela época parecessem mais
jovens do que sua idade real.
• Conchas com idade infinita (aquelas bem além
da faixa de técnica de datação de 14C)
contaminadas por apenas 1% de carbono
moderno terão uma idade aparente de 37000
anos.
• As Figs. a seguir mostram os erros associados
com diferentes níveis percentuais de
contaminação por material moderno e antigo.
Problemas de Contaminação
•Uma amostra de 5000 anos, 20% contaminada com carbono 16000
anos, resulta numa data com erro de apenas 1300 anos. Por outro lado,
uma amostra de 20000 anos contaminada com apenas 10% de carbono
moderno pode resultar numa idade aparente de 15000 anos.
•Uma amostra de 5000 anos, 20% contaminada com carbono 16000
anos, resulta numa data com erro de apenas 1300 anos. Por outro lado,
uma amostra de 20000 anos contaminada com apenas 10% de carbono
moderno pode resultar numa idade aparente de 15000 anos.
3) Testemunhos de gelo
• A acumulação neve em mantos glaciais
polares e em geleiras continentais ao
redor do mundo fornecem um registro
extraordinariamente valioso de
condições paleoclimáticas e
paleoambientais.
• Essas condições são estudadas por
análises físicas e químicas do gelo e
de “firn” ou campos de neve (neve que
sobreviveu a ablação da estação do
verão).
• A precipitação de neve fornece um
registro único, não apenas da
quantidade de precipitação em si, mas
também temperatura do ar,
composição atmosférica, ocorrência
de erupções vulcânicas, e mesmo
variações de atividade solar passadas.
Regiões onde são extraídos os testemunhos de gelo atualmente:
Groenlândia
Antártica
Fonte: http://nicl.usgs.gov/coresite.htm
Pausa para Filme NASA:
A Tour of the Cryosphere
• As informações paleoclimáticas têm sido obtidas a partir de 
testemunhos de gelo de 4 formas principais :
a) Isótopos estáveis de O2 da água e da atmosfera
b) Outros gases a partir das bolhas de ar contidas no gelo
c) Matéria particulada e dissolvida no gelo e na neve 
granulada
d) Características físicas do gelo e da neve granulada
Cada método tem também fornecido um meio de estimar 
a idade do gelo com a profundidade nos testemunhos de 
gelo. 
a) Análise de Isótopos Estáveis
• O estudo de isótopos estáveis (primariamente deutério e 18O) é o principal foco da pesquisa
paleoclimática. A maior parte dos trabalhos tem sido sobre variações nos isótopos estáveis no
gelo e na neve granulada e nos testes de fauna marinha recuperada dos testemunhos oceânicos.
• Os átomos de oxigênio (que sempre têm 8 prótons) podem ter 8, 9 e 10 neutrons, resultando
em 3 isótopos: 16O, 17O, 18O. Na natureza esses isótopos ocorrem em proporções relativas de:
– 99,76% (16O)
– 0,04% (17O)
– 0,2% (18O)
• O Hidrogênio tem 2 isótopos estáveis, 1H e 2H (deutério) com proporções relativas de:
– 99,984% (1H)
– 0,016% (2H)
• Conseqüentemente, moléculas de água podem existir em 1 das 9 combinações isotópicas
possíveis: variando do 18 (1H2 16O) até o 22 (2H2 18O):
– 1H 1H 16O
– 1H 1H 17O, 
– 1H 1H 18O
– 1H 2H 16O
– 1H 2H 17O
– 1H 2H 18O 
– 2H 2H 16O
– 2H 2H 17O
– 2H 2H 18O
• Contudo, como água com mais do que um isótopo “pesado” é muito raro,geralmente apenas 4 combinações isotópicas principais são mais comuns,
e apenas 2 são mais importantes na pesquisa paleoclimática:
– 1H 2H 16O (geralmente escrita como HDO)
– 1H2
18O
• As bases para as interpretações paleoclimáticas de variações no isótopo
estável no conteúdo de moléculas de água é que:
– a pressão do vapor de H2 16O é > do que no HDO e H2 18O
• (10% > do que no HDO e 1%> no H2 18O).
A evaporação da água então resulta num vapor que é mais pobre em 
deutério e 18O do que a água inicial, e contrariamente a água restante 
é (relativamente falando) enriquecida em deutério e 18O. 
Quando a água oceânica evapora, as moléculas mais pesadas são
deixadas para trás. Este desbalanço é mais marcado para os climas
mais frios do que para os mais quentes.
Consequentemente:
-Durante períodos de avanço das geleiras os oceanos que contém
menos água, têm uma concentração mais alta de 18O.
-Durante os períodos mais quentes o degelo leva água mais rica em 16O
para dentro dos oceanos. Além disso, as temps. mais elevadas
compensam a dificuldade de evaporação dos isótopos pesados, pois o
ar mais quente contém mais moléculas pesadas de água.
Então, nos períodos mais frios (quentes) os oceanos estarão
enriquecidos de 18O (16O).
Nos períodos mais frios (quentes) as geleiras estarão enriquecidas
com 16O (18O) .
FRIOQUENTE
   
  00
03
1618
16181618
18 10
/
//
x
OO
OOOO
O
SMOW
SMOWamostra 
SMOW = Standard Mean Ocean Water
Um valor de δ18O de -10 significa uma amostra
com uma razão 18O/16O 1% ou 10‰ menor do que o SMOW
Obs: No clima presente, o valor mais baixo de δ18O registrado
na natureza foi de -58‰ (-454 em δD) na neve da Antártica
A concentração das espécies isotópicas estáveis expressa-se de forma
absoluta adimensional, através da notação delta (δ), ou seja, desvio em
permilagem (o/oo) obtida através da seguinte equação:
δ = [(Ramostra / Rpadrão) – 1] x 1000
onde Ramostra representa a razão 2H/1H ou 18O/16O medida na
amostra, enquanto Rpadrão se refere à mesma razão isotópica (2H/1H
ou 18O/16O) determinada no padrão. Valores δ positivos indicam
concentrações em isótopos pesados superiores às do padrão, enquanto
valores negativos correspondem a amostras empobrecidas nas espécies
isotópicas pesadas, ou seja, em oxigénio-18 e em deutério
relativamente ao padrão. A escolha da notação delta (δ) justifica-se
por ser mais simples obter valores de concentração relativamente a um
padrão, através de espectrômetros de massa do que a obtenção de
concentrações absolutas nas amostras. O padrão adotado que expressa
as concentrações em oxigénio-18 (δ18O) e em deutério (δ2H) em
amostras de água, em estudos hidrogeológicos, é o Vienna - Standard
Mean Ocean Water (VSMOW). Este representa uma mistura de água
oceânica. Por conseguinte, a concentração isotópica da água do mar,
expressa em unidades delta é para o δ2H e para o δ18O, próxima de 0
o/oo (CRAIG, 1961; FONTES, 1981).
Fig. – Variações de δ18O durante o quaternário médio e superior (Emiliani, 1978)
construída pela combinação de dados de δ18O em alguns testemunhos submarinos
de águas profundas. Os números de 1 a 20 correspondem aos estágios isotópicos
de Emiliani. Números pares (ímpares) representam períodos glaciais (interglaciais).
Datando os testemunhos de gelo
• Um dos problemas mais importantes nos estudos de
testemunhos de gelo é determinar a relação idade-
profundidade do gelo.
• Várias técnicas têm sido usadas e está claro que escalas
temporais muito acuradas podem geralmente ser
desenvolvidas por pelo menos 10000-12000 anos. Antes disso
existe um aumento na incerteza sobre a idade do gelo.
• Vamos ver 2 métodos utilizados para datar testemunhos de
gelo: métodos radioisotópicos e de variações sazonais.
a) Métodos Radioisotópicos
• Vários isótopos radioativos têm sido analisados em testemunhos de
gelo numa tentativa de fornecer métodos cronológicos quantitativos
para datar o gelo. Isto inclui: 10Be, 14C, 36Cl, 39Ar, 81Kr, e 210Pb.
Atualmente, contudo apenas análises a partir do 210Pb e 14C, são
rotineiramente utilizadas.
• O 210Pb (meia vida: 22,3 anos) é lavado da atmosfera com
decaimento para 222Rn. Ele têm sido utilizado em estudos de
acumulação de neve sobre os últimos 100-200 anos, fornecendo uma
importante perspectiva sobre registros de acumulação muito curtos.
• A datação com 14C no CO2 aprisionado em bolhas de ar no gelo pode
ser obtida a partir de amostras de gelo menores do que 10 kg
(equivalente a um testemunho de gelo convencional de 1,5 m de
extensão), contudo a precisão é melhorada com amostras maiores.
Infelizmente, as datas obtidas no CO2 podem diferir da idade de
aprisionamento no gelo por centenas ou milhares de anos, devido ao
tempo de atraso que as bolhas de gás tornaram-se inteiramente
seladas da atmosfera. Este problema limita a datação de 14C em
amostras de testemunhos de gelo.
b) Variações Sazonais
• Certos componentes dos testemunhos de gelo exibem variações
sazonais muito nítidas, que permitem que camadas anuais sejam
detectadas.
• Estatigrafia Visual: fornece uma primeira avaliação identificando
incrementos anuais num testemunho de gelo. Testemunhos são
examinados numa tabela para identificar mudanças na estrutura e a
presença de camadas de poeira. Ex: Nos testemunhos de Quelccaya
(Peru), uma pronunciada camada de areia, que é diagnóstica de
condições de Maio-Agosto, permite a contagem de camadas anuais.
• δ18O: Devido ao maior resfriamento que ocorre nos meses de
inverno, concentrações muito menores de δ18O são encontradas na
neve do inverno do que na neve de verão. Isto resulta num forte sinal
sazonal que pode ser usado como uma ferramenta cronológica, desde
que as taxas de acumulação tenham sido razoavelmente elevadas
(equivalente a > 25 cm de água por ano), o vento não tenha sido muito
severo, e nenhum degelo de neve tenha ocorrido. De fato, a
espessura das camadas anuais podem ser identificadas contando
cada pico de altos e baixos valores de δ18O, do topo para o fundo.
Infelizmente, nas maiores profundidades das geleiras continentais a
amplitude do sinal sazonal é reduzida até que é eventualmente
obstruída.
• Vários registros longos de testemunhos de gelo da Antártica estão
disponíveis, contudo a “jóia da coroa” da Antártica é o registro de
Vostok no platô leste da Antártica (78°28’ S, 106°48’ E, 3488 m
acima do nível médio do mar).
• Extensão do testemunho: 3350 m ~ 426000 anos (onde complicações
devido ao escoamento do gelo e distúrbios no leito ou base são
mínimas). Além disso, a relação entre fracionamento isotópico e
temperatura é clara nesta região, tornando a interpretação climática
do registro isotópico quase direto. Então Vostok fornece o mais longo
registro de testemunho de gelo bem-resolvido da Terra.
Registros de testemunhos de gelo da Antártica
4) Dendroclimatologia
• Variações na largura dos anéis das árvores de um ano a
outro: importante fonte de informação cronológica e
climática.
– Na Europa: vários estudos do início do século XVIII, comentam
a estreiteza dos anéis das árvores, associada ao inverno severo
de 1708-1709.
– Na América do Norte: Twining (1833) foi o primeiro a chamar
atenção para o grande potencial dos anéis das árvores como um
indicador paleoclimático.
– A. E. Douglas, astrônomo interessado na relação entre atividade
de manchas solares e clima. Para testar tal hipótese utilizou
variações dos anéis das árvores em árvores da região árida do
sudoeste dos EUA (Douglas, 1914, 1919).
Dendrocronologia: uso de anéis das árvores para datação
Dendroclimatologia: uso dos anéis das árvores como indicador 
representativo do clima
Pinheiro Bristlecone com mais de 4000 anos.
Fonte: http://www.worsleyschool.net/science/files/tree/rings.html
Fundamentos da Dendroclimatologia
• Seção transversal das árvoresde
florestas temperadas: alternação de
bandas mais claras (“earlywood” –
lenho inicial) durante a
primavera/início do verão e mais
escuras (“latewood” – lenho tardio)
durante o final do verão/início do
outono mostrando diferenças no
crescimento sazonal.
– earlywood + latewood = anel da
árvore (incremento de
crescimento anual)
• Largura média de um anel é função:
espécie da árvore, idade da árvore,
disponibilidade de alimento estocado
dentro da árvore e de importantes
nutrientes do solo, e um complexo
conjunto de fatores climáticos
(brilho solar, precipitação,
temperatura, vel. do vento, umidade
e suas distribuições através do ano).
• Problema: Extrair o sinal climático e
distinguí-lo do ruído de fundo. Além
disso o dendroclimatologista deve
saber precisamente a idade de cada
anel de árvore.
bark=casca, cortiça
stem=tronco
Variações na densidade (dendroclimatologia densiométrica) inter e intra-
anualmente têm sido também utilizadas para informação climática.
A densidade da madeira é uma medida integrada de várias propriedades
(espessura da parede da célula, diâmetro do lúmen, tamanho e densidade dos
receptáculos ou dutos, proporção de fibras, etc.).
A densidade média da earlywood e latewood variam marcadamente e
estas variações podem ser usadas (assim como a largura dos anéis)
para identificar incrementos de crescimentos anuais e para cruzar
datas nas amostras.
As variações de densidade são medidas em negativos de raio x para
preparar seções transversais e a densidade ótica dos negativos é
inversamente proporcional à densidade da madeira.
Variações na densidade são particularmente valiosas na
dendroclimatologia porque elas tem uma função de crescimento
relativamente simples (aproximadamente linear com a idade).
Geralmente 2 valores são medidos em cada anel de árvore:
densidade mínima (na earlywood) e densidade máxima (na latewood),
apesar da densidade máxima parecer ser um melhor indicador
climático do que valores de densidade mínima.
• Variações isotópicas (ex: do carbono, oxigênio e
hidrogênio) na madeira têm sido estudadas como
um representativo possível de variações de
temperatura através do tempo, mas a
complexidade de fracionamento, ambos dentro do
sistema hidrológico e nas próprias árvores, tornam
simples interpretações muito complicadas.
• Abordagens de largura de anéis, variações
densiométricas e isotópicas para reconstrução
paleoclimática são complementares, e em algumas
situações poderiam ser usadas independentemente
para checar reconstruções paleoclimáticas
baseadas apenas em um dos métodos ou
coletivamente para fornecer reconstruções mais
acuradas.
• Nos estudos de
dendroclimatologia
convencionais, onde variações da
largura do anel são a fonte de
informação climática, as
amostras de árvores são
escolhidas em locais onde elas
estão sob stress (estão
crescendo próxima a sua faixa
ecológica extrema). Em tais
situações, variações climáticas
irão influenciar grandemente
incrementos de crescimento
anual e as árvores são ditas
“sensitivas”.
• Em situações mais beneficentes,
talvez próximo ao meio da faixa
das espécies, o crescimento da
árvore pode não ser
notavelmente influenciado pelo
clima, e isto se refletirá na baixa
variabilidade interanual da
largura dos anéis. Tais anéis de
árvores são ditos
“complacentes”.
Seleção da Amostra
water table = lençol freático
• Nos ambientes marginais 2 tipos de stress climáticos são comumente
reconhecidos: umidade e temperatura.
– Árvores que crescem nas áreas semi-áridas são freqüentemente limitadas
pela disponibilidade de água, e variações na largura dos anéis refletem
primariamente esta variável.
– Árvores crescendo próximo ao limite de vegetação arbórea (treeline) estão
principalmente sob limitações impostas pela temperatura e então a
variação da largura dos anéis em tais árvores contém um forte sinal de
temperatura.
– Contudo outros fatores climáticos podem estar envolvidos indiretamente.
Os processos biológicos dentro da árvore são extremamente complexos.
• As árvores são amostradas radialmente usando um
trado para remover a parte central da madeira
(geralmente de diâmetro 4-5 mm) sem danificá-la.
• É importante notar que estudos de
dendroclimatologia são duvidosos, a menos que um
número adequado de amostras sejam recuperadas
(2 ou 3 de cada árvore) e pelo menos em 20
árvores de um único local (e nem sempre isto é
possível).
Continuação Seleção da Amostra
• O cruzamento de datas é 
importante:
– Para árvores modernas
de idades similares
– Para combinar registros
de árvores modernas e
espécies arqueológicas
(voltando atrás no
tempo)
– Cuidado:
Ocasionalmente as
árvores produzirão
falsos anéis ou bandas
de crescimento intra-
anual, que podem ser
confundidas com a real
transição
earlywood/latewood.
Cruzamento de Datas
• Em anos extremos as árvores podem não produzir uma camada de
crescimento anual, ou pode ser descontínua em torno da árvore ou
tão fina que fica indistinguível do “latewood” adjacente.
• Os registros novos de árvores vivas são confrontados com material
arqueológico da mesma idade, que podem por sua vez serem
confrontados com material mais antigo. Este procedimento é
repetido inúmeras vezes para estabelecer uma cronologia confiável.
Nos EUA os troncos de madeira usados nos “pueblos” dos índios
têm possibilitado cronologias de até 2000 anos atrás.
• Os anéis das árvores são os únicos entre os indicadores
paleoclimáticos que, através dos múltiplos cruzamentos de datas é
possível estabelecer a idade absoluta de uma amostra.
 
 
Correlação entre os anéis anuais de crescimento das árvores. (a) Anéis anuais de pinheiro 
do Arizona de 1815 a 1885.(b) Anéis anuais de outras árvores da mesma região, onde o 
anel correspondente ao ano de 1857 está ausente. Os comprimentos dos traços verticais são 
mais longos quando os anéis são menos espessos e B representa os anéis anormalmente 
espessos. Subtraindo-se um ano em (b), entre 1815 e 1857,a correlação dos anéis nos dois 
diagramas é perfeita. 
 
 
• Uma vez que a cronologia para cada testemunho tenha sido
estabelecida, larguras individuais de anéis são plotadas para
estabelecer a forma geral dos dados.
• É comum séries temporais de largura de anéis apresentarem uma
componente de baixa freqüência resultante inteiramente do próprio
crescimento da árvore, com anéis mais largos geralmente produzidos
durante o início da vida da árvore.
• Para que as variações na largura da árvore a partir de diferentes
testemunhos possam ser comparadas, é necessário primeiro remover
a função de crescimento peculiar àquela árvore particular.
• Funções de crescimento são removidas ajustando-se uma curva aos
dados e dividindo-se cada valor de medida de largura do anel pelo
valor esperado de crescimento da curva.
Padronização de Dados de Largura do Anel
 
 
Os anéis das árvores fornecem um registro anual que no caso do pinheiro bristlecone 
podem se estender até 4000 anos. 
 
Índice do anel da árvore: largura real do anel/largura esperada baseada na idade da 
árvore.
• Uma vez que a cronologia de padronização dos índices de
largura do anel tenham sido obtida, o próximo passo é
desenvolver um modelo relacionando variações nesses índices
à variações nos dados climáticos. Este processo é conhecido
como calibração.
• O primeiro passo na calibração é a seleção dos parâmetros
paleoclimáticos que primariamente controlam o crescimento
da árvore. Este procedimento, conhecido como análise da
função resposta, envolve regressão de:
– preditando (dados de anéis das árvores) X preditores (dados
climáticos mensais: geralmente temperatura e precipitação)
• para identificar que meses ou combinações de meses, são mais
altamente correlacionados com o crescimento da árvore.
Usualmente meses durante e antes da estação de crescimentosão
selecionados mas a relação entre o crescimento da árvore no ano t0,
t-1 pode também ser examinado se o crescimento da árvore no ano t0
é influenciado pelas condições no ano precedente.
• Uma vez que os parâmetros climáticos que influenciam os
anéis das árvores tenham sido identificados, dados de anéis
das árvores podem ser usados como preditores.
Calibração de Dados de Anéis das Árvores
• A figura ao lado mostra
a reconstrução de
temperaturas no início
do século XIX, em torno
da época da erupção do
vulcão Tambora
(8°S/118 ° E).
• O Tambora explodiu em
Abril de 1815
(considerado a maior
erupção dos últimos
milhares de anos, senão
do Holoceno inteiro). O
ano seguinte no oeste
da Europa e EUA ficou
conhecido como o “ano
sem verão”.
Pausa para Vídeos com técnicas para 
determinação dos climas do passado
O que acontece com o tempo? (parte I)
O Mundo Congelado (21 min)
Discovery Channel
Outras Técnicas de 
Reconstrução Paleoclimáticas
• Sedimentos Marinhos e Corais
• Evidência Biológica (não marinha)
• Análise de Pólen