luciane silva moreira 2008... · 2020. 7. 27. · luciane silva moreira reconstruÇÃo...
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LUCIANE SILVA MOREIRA
RECONSTRUÇÃO PALEOHIDROLOGICA DO LAGO SANTA NINHA ,
VÁRZEA DE CURUAI , PARÁ , BRASIL
Dissertação apresentada ao Curso de Pós-Graduação em Geoquímica da Universidade Federal Fluminense, como requisito parcial para obtenção do Grau de Mestre em Geociências. Área de Concentração: Geoquímica Ambiental
ORIENTADORA: DRª. PATRICIA FLORIO MOREIRA TURCQ
Niterói
2008
LUCIANE SILVA MOREIRA
RECONSTRUÇÃO PALEOHIDROLÓGICA DO LAGO SANTA NINHA, VÁRZEA DE
CURUAI, PARÁ, BRASIL
Dissertação apresentada ao Curso de Pós-Graduação em Geoquímica da Universidade Federal Fluminense, como requisito parcial para obtenção do Grau de Mestre em Geociências. Área de Concentração: Geoquímica Ambiental
BANCA EXAMINADORA
__________________________________________________
Profª Drª Patricia Moreira Turcq – Orientadora/ IRD
__________________________________________________
Prof Dr. Renato Campello Cordeiro
Universidade Federal Fluminense
___________________________________________________
Prof. Dr. Mauro Toledo - LAGEMAR
Universidade Federal Fluminense
____________________________________________________
Prof Dr. Marcelo Corrêa Bernardes
Universidade Federal Fluminense
____________________________________________________
Prof Dr. Francisco Fernando Lamego Simões-Filho
IRD
Niterói 2008
Dedicatória
À minha família, pelo
apoio e carinho, em
todos os momentos
Agradecimentos
À minha orientadora, Patrícia Turcq e ao professor Bruno Turcq, pela
excelente orientação, paciência e dedicação. E ao professor Renato Campello, pelo
apoio e atenção em vários momentos durante este trabalho.
À professora Ana Luiza, pelas suas ótimas aulas, por ceder seu laboratório ao
nosso trabalho e por me apresentar à minha orientadora.
À minha mãe, que mesmo sem entender muito bem o que eu faço, sempre
esteve presente me apoiando incondicionalmente. Ás minhas primas Olívia e Ursula
e meu irmão Ricardo, pela ótima convivência e pelos nossos papos madrugada a
fora. E a minha irmã, pela confiança no meu trabalho.
Aos meus amigos do departamento, sem os quais este curso não teria sido o
mesmo. Ao Fabinho, pelo companheirismo e amizade, por me tirar tantas duvidas e
me socorrer por tantas vezes! A minha querida amiga Vanessa, sem a qual eu nem
estaria aqui e aos meus amigos Leandro e Fernanda, pelos momentos
divertidíssimos e inesquecíveis que passamos juntos. Ao Edgar, pelo auxílio ainda
no inicio deste curso, ao Rodrigo Rodrigues, pela participação e boas dicas, à
Renata Lima, pela disposição a ajudar, à Elisamara, pelo carinho, hospitalidade nos
momentos mais críticos e pelo bom exemplo como profissional que eu admiro muito,
ao Marcelo Cabelo, pelos nossos papos e cumplicidade nos trabalhos, ao Léo, pelo
seu bom humor contagiante, ao Wilson por sua simpatia e Daniela Claver, Andrea e
Patricia Roeser pelo apoio.
Aos companheiros de laboratório Mauricio (suípa), Laureline e Guillaume,
pela colaboração e pelos momentos de descontração e especialmente a Mariana
Castro, pela nossa tão querida amizade.
A todos os técnicos e funcionários do departamento de Geoquímica da UFF,
pelo bom trabalho e suporte que nos proporcionam. Em especial ao Nivaldo, por
sempre nos ajudar com tanto carinho.
Aos meus amigos Pablo, Elisa, Paulete, Raquel, Alex, Bruninho e Aline, pelo
carinho e amizade e ao Zied, pelas caronas e participação.
RESUMO
A Bacia Amazônica é acompanhada, ao longo do curso dos seus rios, por planícies de inundação. Sabe-se que estas regiões apresentam um grande potencial no armazenamento de matéria orgânica, que por sua vez, reservam importantes informações sobre mudanças climáticas ocorridas no passado. O conhecimento destas alterações pretéritas permite o entendimento de como os ecossistemas podem reagir a futuras mudanças no clima. Tendo em vista estas características, o objetivo deste estudo é reconstruir as mudanças paleoambientais e paleohidrológicas do Lago Santa Ninha, na Várzea do Lago Grande de Curuai, localizada na margem direita do Rio Amazonas, à aproximadamente 850 km da foz. Foram analisados dois testemunhos, denominados como TA12 e TA14 que apresentam, respectivamente, 2,10 e 2,70cm de comprimento. A determinação do teor de água, densidade aparente, granulometria e mineralogia permitiram reconstruir a hidrodinâmica da região. A análise da composição da matéria orgânica, através da concentração de carbono e nitrogênio e dos isótopos estáveis δ13C e δ
15N indicaram as alterações na vegetação e as datações por carbono 14 revelaram que o testemunho TA14 apresenta 5700 anos cal AP. Este estudo colocou em evidencia diferentes ambientes sedimentares: na base do testemunho até 5000 anos cal AP temos uma vegetação inundada que foi gradualmente substituída por bancos de gramíneas e por uma planície com secas sazonais em 4000 anos cal AP até alcançar, desde 700 anos AP as condições atuais deste lago. Essas mudanças são interpretadas como a resposta a um aumento do nível da água do rio durante as enchentes, que por sua vez são conseqüências de alterações climáticas ocorridas na região.
Palavras-chave: paleohidrologia, paleoambientes, Amazônia, várzeas
ABSTRACT
Amazonian Rivers are accompanied, during their course, by floodplains, which are named “várzeas”. It is known that these regions have a great potential in the storage of organic matter, which in turn, provides important information about climate change occurred in the past. Knowledge of these changes allows the understanding of how ecosystem may respond to future changes in climate. The physical, chemical and geochemical characteristics of lacustrine sediments were studied to reconstructed paleohydrological control on sedimentation in an Amazonian floodplain. Two cores were collected at the Lago Grande de Curuai floodplain, in Santa Ninha lake, located on the right margin of the Amazon River at 850km of the estuary. Water content, granulometry, radiocarbon datation, microscopic analyses, organic carbon and nitrogen content and δ13C were used to characterize the sedimentary processes. The core TA12 is 210 cm-long and the TA14 has 270cm that correspond to 5700 years cal BP. The core points out different sedimentary environments: a flooded vegetation at the base of the core till 5000 cal yrs BP is substituted by graminea banks changing to a floodplain encompassing prolonged annual dryness at 4000 cal yrs BP. Since 700 BP the present day varzea lake, permanently overflooded, has been installed. These changes are interpreted as a response to an increase in the level of water in the river during the floods, which in turn are consequences of climate change occurring in the region.
Key-words: paleohydrology, paleoenvironment, Amazonia, floodplain lakes
LISTA DE FIGURAS
Figura 1 Carbono armazenado nos primeiros 20 cm de solo coletados no ano de 2000, em mg de carbono por hectare (CERRI et al, 2007)................................................................................................ 19
Figura 2 Síntese do ciclo do carbono na Amazônia; (a) a fotossíntese realizada pelas plantas transforma o carbono inorgânico em carbono orgânico, que pode ser estocado na vegetação e nos solos ou então retornar para atmosfera como produto da decomposição;
(b) – os processos fotossintéticos e de decomposição continuam ocorrendo nos rios; ocorre também a estocagem de carbono nas planícies de inundação e a liberação para a atmosfera através da respiração microbiana (adaptado de RAYMOND, 2005).................................................................................................. 20
Figura 3 Variações nas concentrações de gases atmosféricos e do isótopo de hidrogênio (δD) presentes em bolhas de ar ao longo dos 2 km do testemunho de gelo de Vostok, Antártida. As concentrações de CO2 (365ppmv) e de CH4 (1600ppbv) também estão indicadas, correspondendo aos valores registrados no ano de 2000. (RAYNAUD et al., 2000).................................................................... 22
Figura 4 Variações orbitais propostas por Milankovitch.................................. 23 Figura 5 Produção de carbono, em toneladas por hectare/ano, em
diferentes períodos e suas respectivas concentrações atmosféricas de CO2. (a) durante o UMG ,(21.000 anos AP); (b) Holoceno médio (6000 anos AP); (C) período pré-industrial (adaptado de MAYLE et al., 2004).................................................... 26
Figura 6 Diagrama δ13C × C/N proposto por Meyers (MEYERS, 2003)..... 31 Figura 7 Localização da Bacia Amazônica (GUYOT et al., 2007).............. 34 Figura 8 Zonas morfoestruturais e principais tributários da Bacia
Amazônica. Adaptado de MORTATTI & PROBST, 2003............. 37 Figura 9 Tipos de solo presentes na Bacia Amazônica (CERRI et al.,
2007)...................................................................................... 38 Figura 10 Média anual da precipitação em território brasileiro durante os
anos de 1931 e 1990 (DE OLIVEIRA & NELSON, 2001)............. 39 Figura 11 Variação na precipitação durante o ano. (A)– Dezembro-Janeiro-
Fevereiro; (B) Março-Abril-Maio; (C)–Junho-Julho-Agosto; (D)–Setembro-Outubro-Novembro (FIGUEROA & NOBRE, 1990).......
40 Figura 12 Flutuações anuais na descarga do rio Amazonas, medida na
cidade de Manaus, entre os anos 1900 e 1985. Os anos sob influencia do ENSO estão marcados com círculos escuros (AMARASEKERA et al., 1997).................................................
41
Figura 13 Influência da Zona de Convergência Intertropical na América do Sul (KAANDORP et al., 2005)................................................... 42
Figura 14 (a) Cidade de Óbidos (b) Várzea do Lago Grande de Curuai......... 46 Figura 15 Nível da água medido na Várzea do Lago Grande de Curuai e no
Rio Amazonas, na cidade de Óbidos, entre os anos de 1999 e 2004 (MAURICE-BOURGOIN et al., 2007)..................................... 47
Figura 16 Várzea do Lago Grande de Curuai. O Lago Santa Ninha localiza-se na área em destaque.............................................................. 48
Figura 17 Coleta do testemunho TA14, Lago Santa Ninha, na campanha de 2004................................................................................................ 49
Figura 18 Localização dos testemunhos TA12 e TA14 no Lago Santa Ninha, Várzea do Lago Grande de Curuai, Pará............................ 50
Figura 19 Testemunhos TA14 e TA12 após abertura em seção transversal.. 51 Figura 20 Chave representando as partículas identificadas em análise
microscópica........................................................................... 58 Figura 21 Radiografia do testemunho TA14................................................... 62 Figura 22 Idades calibradas e modelo cronológico do testemunho TA14...... 64 Figura 23 Teor de água e densidade aparente do testemunho TA14............. 66 Figura 24 Teor de água e densidade aparente do testemunho TA12............. 67 Figura 25 Distribuição das frações granulométricas encontradas ao longo do
testemunho TA14..................................................................... 69 Figura 26 Distribuição das frações granulométricas encontradas ao longo do
testemunho TA12..................................................................... 70 Figura 27 Difratogramas de raios-X do Topo, Meio e Base do testemunho
TA14............................................................................................... 72 Figura 28 Minerais identificados por espectrometria de infra-vermelho no
testemunho TA14..................................................................... 73 Figura 29 Minerais identificados por espectrometria de infra-vermelho no
testemunhos TA14 e TA12............................................................. 74 Figura 30 Valores de carbono orgânico, nitrogênio e relação C/N do
testemunho TA14........................................................................... 76 Figura 31 Valores de carbono orgânico, nitrogênio e relação C/N do
testemunho TA12..................................................................... ......
77 Figura 32 Fluxos de carbono orgânico do testemunho TA14.......................... 78 Figura 33 Composição isotópica do testemunho TA14................................... 79 Figura 34 Elementos identificados em cada fase litológica, através da análise
microscópica de material sedimentar do testemunho TA14................................................................................................ 82
Figura 35
Diagrama silte/areia/argila das amostras dos testemunhos TA14(em preto) e TA12 (em vermelho).......................................... 84
Figura 36 Correlação entre os valores de δ13C e razão C/N para o testemunho TA14...................................................................... 89
LISTA DE TABELAS
Tabela 1 Coordenadas, espessura da coluna d’água nos pontos de coleta, e comprimento dos testemunhos coletados no Lago Santa Ninha................................................................................. 50
Tabela 2 Resumo metodológico aplicado neste trabalho....................... 59 Tabela 3 Descrição do testemunho TA14 segundo a tabela de Munssel 60 Tabela 4 Descrição do testemunho TA12 segundo a tabela de Munssel 61 Tabela 5 Idades 14C e calibradas do testemunho TA14.............................. 63 Tabela 6 Classificação do tamanho das partículas..................................... 68 Tabela 7 Médias para cada elemento identificado ao longo das cinco
unidades litológicas do testemunho TA14.................................... 80 Tabela 8 Síntese dos eventos paleoambientais ocorridos no Lago Santa
Ninha nos últimos 5700 anos cal AP................................... 93 Tabela 9 Idades interpoladas e taxas de sedimentação do testemunho
TA14..................................................................................... 113 Tabela 10 Teor de água e densidade do testemunho TA14...................... 116 Tabela 11 Teor de água e densidade do testemunho TA12...................... 119 Tabela 12 Granulometria do testemunho TA14......................................... 122 Tabela 13 Granulometria do testemunho TA12.......................................... 125 Tabela 14 Minerais identificados por espectrometria de infra-vermelho no
testemunho TA14........................................................................ 126 Tabela 15 Minerais identificados por espectrometria de infra-vermelho no
testemunho TA12........................................................................ 126 Tabela 16 Valores de carbono orgânico, nitrogênio e relação C/N do
testemunho TA14......................................................................... 127 Tabela 17 Valores de carbono orgânico, nitrogênio e relação C/N do
testemunho TA12......................................................................... 130 Tabela 18 Fluxo de carbono orgânico do testemunho TA14......................... 133 Tabela 19 Percentual de elementos identificados através das laminas de
material sedimentar bruto............................................................. 134
LISTA DE ABREVIATURAS
AMS - Espectrometria de Massa com Aceleradores (Accelerator Mass Spectrometry)
AP – antes do presente
C – carbono
COT – carbono orgânico total
ENSO – El Niño/ oscilação Sul
H2O2 - Peróxido de hidrogênio
IBAMA – Instituto Brasileiro do Meio Ambiente
IBGE – Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística
IPCC - Intergovernmental Panel on Climate Change
MOA - Matéria orgânica amorfa
Pg - Pentagrama (1015 gramas)
UMG - Último máximo glacial
ZCIT - Zona de Convergência Inter-Tropical
SUMÁRIO
1 INTRODUÇÃO....................................................................... 15
2 BASE TEÓRICA ................................................................. 18
2.1 O ESTOQUE DE CARBONO DA AMAZÔNIA..................... 18
2.1.1 Amazônia: fonte ou absorvedouro de carbono
atmosférico?....................................... ................................ 19
2.2 AS MUDANÇAS CLIMÁTICAS DO QUATERNÁRIO............ 21
2.3 MUDANÇAS CLIMÁTICAS DO QUATERNÁRIO NA
AMAZÔNIA............................................................................. 24
2.3.1 Mudanças climáticas durante o Pleistoceno .................... 24
2.3.2 O Holoceno na Amazônia ................................................... 27
2.4 GEOQUÍMICA ORGÂNICA APLICADA EM ESTUDOS PALEOAMBIENTAIS............................................................. 28
2.4.1 Composição isotópica do carbono e nitrogênio .......... 28
2.4.2 Composição elementar ....................................................... 30
2.4.3 Datação radiocarbônica ...................................................... 31
2.4.4 Análise microscópica ........................................................... 31
2.5 INDICADORES PALEOHIDROLÓGICOS.............................. 33
3 ÁREA DE ESTUDO ............................................................ 34
3.1 RIOS DA BACIA AMAZÔNICA............................................... 35
3.2 GEOLOGIA............................................................................. 36
3.3 PEDOLOGIA.......................................................................... 37
3.4 CLIMATOLOGIA..................................................................... 38
3.5 VEGETAÇÃO......................................................................... 42
3.5.1 Florestas inundáveis .......................................................... 43
3.6 FORMAÇÃO DAS PLANÍCIES DE INUNDAÇÃO................ 44
3.7 VÁRZEA DO LAGO GRANDE DE CURUAI.......................... 45
3.7.1 Lago Santa Ninha .............................................................. 48
4 METODOLOGIA................................................................. 49
4.1 COLETA................................................................................. 49
4.2 RADIOGRAFIA....................................................................... 50
4.3 ABERTURA E DESCRIÇÃO.................................................. 51
4.4 DATAÇÃO POR 14C .............................................................. 52
4.4.1 Taxa de sedimentação............................... .......................... 52
4.5 CARACTERÍSTICAS FÍSICAS, GRANULOMÉTRICAS E
MINERALÓGICAS DOS SEDIMENTOS................................ 53
4.5.1 Determinação do teor de água ........................................... 53
4.5.2 Determinação da densidade ............................................... 53
4.5.3 Granulometria ..................................................................... 53
4.5.4 Mineralogia por espectrometria de infra-vermelho ........... 54
4.5.5 Mineralogia por difratometria de Raios X .......................... 55
4.6 GEOQUÍMICA ORGÂNICA.................................................... 56
4.6.1 Fluxo de carbono ............................................................. 56
4.7 PREPARAÇÃO DAS LÂMINAS DE MATERIAL
SEDIMENTAR BRUTO......................................................... 57
4.8 RESUMO METODOLÓGICO............................................... 59
5 RESULTADOS ................................................................... 60
5.1 DESCRIÇÃO DOS TESTEMUNHOS..................................... 60
5.2 RADIOGRAFIA....................................................................... 61
5.3 DATAÇÕES COM 14C............................................................ 62
5.4 SEDIMENTOLOGIA............................................................... 65
5.4.1 Determinação do teor de água .......................................... 65
5.4.2 Determinação da densidade aparente ................................ 65
5.4.3 Granulometria. .................................................................... 67
5.5 Mineralogia ....................................................................... 71
5.5.1 Mineralogia por difração de raios X ................................... 71
5.5.2 Mineralogia por espectrometria de infra-
vermelho ................................................................................ 71
5.6 GEOQUÍMICA DA MATÉRIA ORGÂNICA............................. 75
5.6.1 Carbono orgânico total e nitrogênio orgânico total ........ 76
5.6.2 Fluxo de carbono orgânico ................................................. 77
5.6.3 Isótopos estáveis de Carbono ( δδδδ13C) e nitrogênio ( δδδδ15N).. 78
5.7 LAMINAS DE MATERIAL SEDIMENTAR BRUTO................. 80
6 DISCUSSAO..................................................................... 83 7 CONCLUSÕES.................................................................. 95 8 REFERÊNCIAS.................................................................. 96 9 ANEXOS........................................................................ 112
1 INTRODUÇÃO
A Bacia Amazônica é a maior bacia fluvial do mundo, com uma área
aproximada de seis milhões de Km2 (RODDAZ et al., 2006) e uma descarga média
anual que representa 20% de toda a água fluvial escoada para o oceano (CAMPOS
et al., 2001). Devido à sua extensa área, este sistema hidrográfico apresenta um
importante papel na modulação do clima e dos ciclos biogeoquímicos regionais e
globais (MAYORGA; AUFDENKAMPE, 2002) que, juntamente com sua peculiar
biodiversidade, motivam a realização de diversos projetos científicos.
A região Amazônica é caracterizada por uma notável riqueza em termos de
biodiversidade, interpretada como conseqüência de variações paleoclimáticas. Estas
oscilações encontram-se registradas nos depósitos sedimentares dos últimos
milênios (TURCQ et al., 1998a). Através destes registros, os estudos
paleoambientais têm como objetivo detectar alterações na vegetação e na dinâmica
sedimentar de rios e lagos, identificando as mudanças ocorridas nos ecossistemas
ao longo do tempo.
Atualmente tem se observado um crescimento das discussões científicas
sobre as conseqüências que as mudanças climáticas podem causar na Amazônia, o
que torna imprescindível o conhecimento de como os ecossistemas amazônicos
reagiram a alterações climáticas passadas. Desta forma é possível avaliar a
suscetibilidade desta região às variações no clima e compreender quais serão as
possíveis conseqüências que futuras mudanças climáticas podem ocasionar.
A Bacia Amazônica é acompanhada, ao longo do curso seus rios, por
planícies de inundação, que ocupam uma área de 300.000 Km2 na Amazônia
Central (JUNK et al.,1997). Como conseqüência dos pulsos de inundação,
decorrentes do ciclo hidrológico dos rios, estima-se que nesta região transite 80% do
material transportado pelo Rio Amazonas (MERTES et al., 1996). Desta forma
quantidades significativas de matéria orgânica podem ficar estocadas nesta região,
de forma temporária ou permanente (MOREIRA-TURCQ et al., 2004).
Segundo Meyers (2003, 1997, 1994) a matéria orgânica presente em
sedimentos lacustres conserva informações paleoambientais sobre sua origem,
condições de formação, transporte e deposito. Estes dados podem ser obtidos
através da análise de sua composição, que inclui uma variedade de indicadores
isotópicos e moleculares.
Para este trabalho foi escolhido um Lago de várzea do Rio Amazonas, um
ecossistema onde há grande acúmulo de matéria orgânica, oriunda tanto do Rio
Amazonas quanto da produção in situ. Portanto, trata-se de um ambiente com
grande potencial para a utilização de indicadores paleoambientais, que nos permitirá
obter informações sobre possíveis mudanças climáticas ocorridas em regiões
tropicais.
Tendo em vista estas características, o objetivo geral deste trabalho é a
reconstrução paleohidrologica do Lago Santa Ninha. Os objetivos específicos são:
- conhecer a dinâmica sedimentar deste lago;
- estimar a taxa de acumulação do carbono orgânico;
- determinar a origem da matéria orgânica acumulada através de análises
elementares e isotópicas.
2 BASE TEÓRICA
A Bacia Amazônica, devido à sua dimensão continental e grande diversidade
biológica, além da sua importância frente aos processos globais e regionais, vem
sendo objeto de diversos projetos científicos. Entre estes, destacam-se as
discussões sobre mudanças climáticas, já que esta região exerce importante
influência sobre o clima.
Esta influência ocorre, principalmente, através da emissão ou retenção de
gases do efeito estufa, da evaporação dos corpos d’água e da evapotranspiração
(transpiração das plantas e evaporação da água retida na vegetação, responsável
por cerca de 50% das chuvas que a floresta recebe). Devido à enorme quantidade
de calor latente liberada para a atmosfera pelas chuvas, a região é uma zona de
convecção profunda para a alta atmosfera e uma fonte de calor significativa para o
sistema climático global (CAPOZZOLI, 2002; BAKER et al., 2001).
Atualmente, o papel deste ecossistema no contexto climático que mais tem
recebido destaque é na emissão e retenção do carbono. Porém, este ainda é um
tema muito debatido na comunidade cientifica, com muitas questões por desvendar,
como analisado a seguir.
2.1 O ESTOQUE DE CARBONO DA AMAZÔNIA
Estima-se que 50% do carbono total estocado pelas florestas tropicais do
nosso planeta esteja armazenado na Bacia amazônica (KELLER et al., 1997), o que
representa um valor de 127,6 Pg (1 Pg = 1015g). Deste total, 94,3 Pg C está presente
na vegetação e 33,3 Pg nos solos, segundo estimativas de Tian e colaboradores
(2000).
Porém, devem-se levar em consideração os diferentes ecossistemas
amazônicos, já que apresentam capacidades distintas no estoque de carbono.
Segundo Adam e Faure (1998), as florestas úmidas tropicais armazenam cerca de
320 toneladas de carbono por cada hectare, enquanto as florestas decíduas e as
savanas apresentam um potencial de 260 e 90 toneladas/hectare, respectivamente.
A figura 1 permite observar esta diferente capacidade ao longo da bacia amazônica.
18
Figura 1: Carbono armazenado nos primeiros 20 cm de solo coletados no ano de
2000, em mg de carbono por hectare (CERRI et al, 2007).
2.1.1 Amazônia: fonte ou absorvedouro de carbono at mosférico?
Estudos globais sobre a liberação de carbono observaram que, entre 1980 e
1989, a emissão total de CO2 para a atmosfera foi de 7,1 Pg C/ano, sendo que 5,5
Pg C era oriundo da queima de combustíveis fósseis e 1,6 Pg do desflorestamento.
Deste valor total, apenas 3,3 Pg/ano permaneceram na atmosfera e 2,0Pg C/ano
foram transferidos para os oceanos. Os 1,8 Pg C/ano restantes foram provavelmente
absorvidos por ecossistemas terrestres (MALHI et al., 1999).
Diversos trabalhos têm demonstrado que a floresta amazônica intacta atua
como um importante absorvedouro de carbono (CAPOZZOLI, 2002; MALHI et al.,
1999; MALHI ; GRACE, 2000; NOBRE, 2002; NOBRE ; NOBRE, 2002, PHILIPS et
al., 1998) seqüestrando numa taxa de 0,44 Pg C/ano (PHILIPS et al., 1998).
Segundo Tian et al. (1998), a floresta amazônica é capaz de absorver quantidades
similares (ou até mesmo superiores) de carbono atmosférico liberados pelas
queimadas.
Porém, devido ao intenso desflorestamento e queima de biomassa, ainda não
se sabe se a floresta atua como absorvedouro ou como fonte de carbono. As
emissões anuais totais de CO2 decorrentes das queimadas pode chegar a 0,2 Pg
(HOUGHTON et al., 2000). Entretanto, ainda não se sabe quais são os mecanismos
19
capazes de fazer com que a floresta seqüestre o carbono de forma a anular as
emissões antrópicas. Por enquanto, ainda não há dados suficientes para concluir
sobre o papel da Amazônia no balanço de carbono, assim como ainda perduram
incertezas sobre os altos valores de retenção e emissão deste elemento (NOBRE ;
NOBRE, 2002).
Além desta emissão antrópica, alguns trabalhos têm demonstrado que os rios
e as planícies inundáveis amazônicos emitem CO2 para a atmosfera, (RAYMOND,
2005; MAYORGA et al., 2005; RICHEY et al., 2002; NOBRE ; NOBRE, 2002),
podendo chegar a uma taxa de 0,5 Pg por ano, na Bacia Amazônica (RICHEY et al.,
2002). Este carbono pode ser proveniente da matéria orgânica que é transportada
pelos rios e florestas inundadas, onde sofre decomposição, liberando o CO2. A figura
2 esquematiza a participação da Bacia Amazônica no ciclo global do carbono.
Figura 2: Síntese do ciclo do carbono na Amazônia; (a) a fotossíntese realizada
pelas plantas transforma o carbono inorgânico em carbono orgânico, que pode ser
estocado na vegetação e nos solos ou então retornar para atmosfera como produto
da decomposição;
(b) – os processos fotossintéticos e de decomposição continuam ocorrendo nos rios;
ocorre também a estocagem de carbono nas planícies de inundação e a liberação
para a atmosfera através da respiração microbiana (adaptado de RAYMOND, 2005).
20
Apesar de ser responsável por absorver grande parte do carbono atmosférico,
esta capacidade sofre influência de variações climáticas interanuais. Estes
acontecimentos fazem com que esta região atue como sumidouro de carbono
atmosférico em alguns anos ou como fonte em outros períodos (MELILLO et al.,
1996).
Em anos mais secos (como os anos de 1987 e 1992), com influencia do El
Niño, a Bacia Amazônica apresentou um balanço liquido emitindo 0,2 Pg de C por
ano, segundo dados obtidos por modelos experimentais aplicados por Tian e
colaboradores (1998). Esta mesma equipe observou que, em anos mais úmidos
(como em 1981 e 1993), esta região é capaz de seqüestrar o equivalente a 0,7 Pg
de carbono por ano. Estes diferentes dados revelam que a Amazônia reage
rapidamente à variações climáticas numa escala temporal de poucos anos (TURCQ
et al., 2002a), mostrando sua susceptibilidade às alterações no clima.
O aumento continuo na concentração atmosférica de CO2 devido a atividades
antrópicas pode levar a significantes mudanças climáticas. Segundo o Quarto
Relatório de Avaliação do Painel Intergovernamental sobre Mudanças Climáticas
(IPCC, 2007), os valores de CO2 atmosférico aumentaram de 280 ppm no período
pré-industrial, para 379 ppm em 2005, sendo o uso de combustíveis fosseis o
principal responsável por esse aumento, seguido pelas mudanças no uso do solo.
A absorção de carbono pelos oceanos e sistemas terrestres também é
sensível ao clima, assim como às alterações das concentrações atmosféricas do
CO2 (COX et al., 2000). Porém, o nosso planeta já passou por diversas alterações
climáticas, com diferentes mudanças nas concentrações atmosféricas de CO2
(RAYNAUD et al., 2000; INDERMUHLE et al., 1999; PETIT et al., 1999), como
discutido no tópico a seguir.
2.2 AS MUDANÇAS CLIMÁTICAS DO QUATERNÁRIO
O Quaternário é um período da era geológica, iniciado há cerca de 1,6
milhões de anos, subdivido em Pleistoceno e Holoceno. Este último iniciou-se há
cerca de 10.000 anos 14C, quando as geleiras estavam próximas de sua extensão
mínima, sendo caracterizado por menor variedade climática quando comparado com
o Pleistoceno. Este foi marcado por uma grande instabilidade no clima, refletido por
uma série de eras glaciais, separadas por períodos interglaciais curtos e quentes. A
21
alternância entre estes períodos causaram mudanças na temperatura e nível dos
oceanos e variações nas quantidades de gelo nas calotas polares, afetando o clima
do planeta, principalmente em relação à variação da temperatura e da umidade
(VIDOTTO et al., 2007).
A análise de bolhas de ar contidas em testemunhos de gelo tem revelado a
composição da atmosfera na época em que as camadas de gelo foram depositadas.
Estes estudos confirmaram que as concentrações de CO2 e de CH4 oscilaram
seguindo um padrão regular durante os últimos 420.000 anos. Esta oscilação
mostrou uma correlação positiva com a concentração de marcadores de
paleotemperatura, como o deuterium (δD) e o δ18O (PETIT et al., 1999). A figura 3
evidencia esta correlação, observada segundo analises realizadas no testemunho de
gelo coletado na estação russa de Vostok, Antártida.
Figura 3: Variações nas concentrações de gases atmosféricos e do isótopo de
hidrogênio (δD) presentes em bolhas de ar ao longo dos 2 km do testemunho de
gelo de Vostok, Antártida. As concentrações de CO2 (365ppmv) e de CH4
(1600ppbv) também estão indicadas, correspondendo aos valores registrados no
ano de 2000. (RAYNAUD et al., 2000).
As causas físicas para estas alterações climáticas foram atribuídas à
diminuição da insolação no planeta. Segundo M. Milankovitch (1941 apud BERGER ;
22
LOUTRE, 1997) existem três variações previsíveis na órbita da Terra em volta do
sol, que ocorrem a cada 100 mil, 41 mil e 22 mil anos. Estas variações modificam a
quantidade de energia solar recebida, o que provoca mudanças no clima da Terra.
As variações na orbita da Terra, propostas por Milankovitch, ocorrem na
excentricidade da orbita, na obliqüidade e na precessão dos equinócios, como
representado pela figura 4.
A excentricidade refere-se à forma da orbita da Terra em torno do sol, que
pode torna-se mais excêntrica (elíptica) ou mais circular num ciclo de
aproximadamente 100.000 anos. A obliqüidade é a inclinação do eixo de rotação da
Terra, que no passado pode ter variado entre 22º e 24,5º, num ciclo de 41 mil anos.
Nos períodos de baixa obliqüidade, mais radiação solar atinge latitudes mais baixas,
em contraste com os pólos. A precessão dos equinócios é o nome dado à mudança
na direção do eixo da Terra em relação ao Sol, que ocorre num ciclo de 19.000 a
23.000 anos (KUKLA ; GAVIN, 2004).
Figura 4: Variações orbitais propostas por Milankovitch.
23
Os dados referentes às concentrações de CO2 e CH4 obtidos nas analises do
testemunho de gelo de Vostok coincidem com os ciclos de obliqüidade e de
precessão de Milankovitch (PETIT et al, 1997).
Existem outros estudos que também apresentam correlação com os ciclos
orbitais. Analises de pólen em sedimentos lacustres de Sabana de Bogotá, por
exemplo, mostraram que a quantidade de determinado táxon arbóreo aumentava e
diminuía, em ciclos de 23.000 e 40.000, que correspondem ao ritmos de precessão
e obliqüidade (BUSH et al., 2002) Análises das alterações do nível do lago El Valle,
no Panamá (BUSH, 2001), e de lagos do Morro dos Seis lagos, no Amazonas
também apresentaram flutuações que coincidiam com estas forçantes orbitais
(BUSH et al., 2002).
Outro fenômeno que também é capaz de provocar mudanças climáticas está
relacionado à atividade solar, analisada através dos ciclos de manchas solares (de
aproximadamente 11 anos em média, ou seus múltiplos). Com a variação desta
atividade, ocorre aumento ou diminuição na quantidade de calor irradiada na
superfície terrestre, provocando alterações no clima (SUGUIO, 1999).
Portanto, a origem das variações climáticas é complexa e resulta da interação
de diversos fenômenos, não existindo uma única causa, mas sim a interação de
diversos fatores atuando em diferentes escalas temporais e espaciais (SUGUIO,
1999).
2.3 MUDANÇAS CLIMÁTICAS DO QUATERNÁRIO NA AMAZÔNIA
Determinar as respostas dos ecossistemas amazônicos a alterações
significativas na temperatura, precipitação e concentração atmosférica de CO2 que
ocorreram desde o último máximo glacial (UMG) é um tema abordado por diversos
pesquisadores. Esta discussão tem como objetivo fornecer subsídios para a
compreensão de como a vegetação pode responder a futuras mudanças climáticas.
2.3.1 Mudanças climáticas durante o Pleistoceno
As interpretações sobre as conseqüências que as condições ambientais dos
períodos glaciais pleistocênicos provocaram no desenvolvimento da Amazônia ainda
apresenta muitos pontos divergentes. A Teoria dos Refúgios, postulada através de
24
dados sobre a distribuição geográfica de espécies vegetais e animais, aliados a
evidência de condições climáticas mais secas durante estas fases, constitui uma das
principais discussões sobre a origem da diversidade biológica da região amazônica.
Proposta pelo alemão Jürgen Haffer em 1969 e pelo brasileiro Vanzolini em
1970, esta teoria sugere que floresta estaria reduzida a “ilhas” cercadas por
savanas, estes espaços limitados, chamados de refúgio, foram locais onde as
espécies adaptadas ao clima mais úmido puderam desenvolver-se (DE FREITAS et
al., 2001; BUSH, 1996). Com o retorno às condições mais quentes dos períodos
interglaciais, a floresta se expandia novamente e as espécies dos diferentes refúgios
encontravam-se, acentuando a biodiversidade da região.
Durante o UMG, a queda de 5ºC na temperatura média global alterou a
atuação da Zona de convergência Intertropical, reduzindo fortemente a precipitação
na bacia Amazônica, fazendo com que o clima ficasse mais seco (LEDRU et al.,
1998). Este clima tornaria o meio favorável a expansão de savanas, que substituíam
a floresta tropical em determinadas regiões (VAN DER HAMMEN ; ABSY, 1994).
Porém, em algumas áreas, a floresta permaneceu.
Vários pesquisadores apresentaram resultados que evidenciam a ocorrência
de períodos mais secos na Amazônia durante o UMG, representando indícios da
existência dos refúgios. Análises de pólen realizadas no estado de Rondônia (VAN
DER HAMMEN, 1974 apud BUSH ; OLIVEIRA, 2006) e em Carajás (ABSY et al.,
1991 apud TURCQ et al., 2002a) mostraram que ocorreu uma regressão da floresta
úmida nestas regiões, como conseqüência de períodos mais áridos. Observações
nas alterações do fluxo de carbono na Lagoa da Pata, localizada no Morro dos Seis
Lagos, sugerem uma diminuição do nível deste lago (BARBOSA et al., 2004),
corroborando com outros dados obtidos para esta mesma região, durante o UMG
(CORDEIRO et al., 2005.; CORDEIRO, 2000).
Porém, muitos autores discordam sobre a ocorrência destes períodos secos,
baseando-se em dados paleoambientais que sugerem que a Bacia Amazônica era
majoritariamente ocupada por floresta tropical úmida durante o UMG. Segundo Bush
(1996), o clima deste período não foi seco o suficiente para erradicar a floresta em
algumas áreas, como postulado pela Teoria dos Refúgios. Bush et al (2002)
apresentou indícios de que o nível de alguns dos lagos do Morro dos Seis Lagos era
relativamente alto durante este período e que a vegetação dominante era de fato a
floresta úmida (BUSH et al., 2004), em contraste com os outros trabalhos citados no
25
parágrafo anterior. Colinvaux et al (2000) supõem que as planícies amazônicas
nunca foram substituídas por savanas durante qualquer período glacial,
corroborando com o revelado por estudos polínicos (COLINVAUX et al., 1996) e pela
aplicação de modelos experimentais (COWLING et al., 2001).
Kastner e Goñi (2003) analisaram sedimentos marinhos coletados na foz do
rio Amazonas e verificaram que a vegetação não sofreu grandes alterações durante
o Pleistoceno tardio, incluindo o UMG. Este resultado sugere que a floresta tropical
foi a vegetação dominante da Bacia Amazônica durante os últimos 70.000 anos, não
sendo encontrado evidencias do desenvolvimento de grandes áreas de savanas. E
ainda existem indícios de que as savanas que atualmente estão presentes na Bacia
Amazônica não foram muito mais extensas do que atualmente, especialmente
durante o UMG (DE FREITAS et al., 2001).
Apesar destas divergências, existem fortes indícios de que a floresta
amazônica, desde o UMG até os dias atuais, desenvolveu-se (BEHLING et al.,
2001), apresentando um crescimento de 39%. Este desenvolvimento implicou num
aumento do estoques de carbono, que segundo Behling (2002), passou dos 139,7 ×
109 toneladas para os atuais 168 × 109 ton.
A figura 5 seguir representa os valores estimados (através do modelo
experimental SDGYM) da produção do carbono durante o UMG, o Holoceno Médio e
o período pré-industrial. Os valores da concentração atmosférica de CO2 para cada
período também estão registrados, sendo possível observar um aumento dos
estoques de carbono acompanhado pelo aumento deste gás na atmosfera.
Figura 5: Produção de carbono, em toneladas por hectare/ano, em diferentes
períodos e suas respectivas concentrações atmosféricas de CO2. (a) durante o UMG
,(21.000 anos AP); (b) Holoceno médio (6000 anos AP); (C) período pré-industrial
(adaptado de MAYLE et al., 2004).
26
2.3.2 O Holoceno na Amazônia
Em contraste com o Pleistoceno, o Holoceno não foi caracterizado pela
ocorrência de fases glaciais globais. No entanto, estudos paleoambientais têm
registrado importantes alterações climáticas durante este período em diversas
regiões, como apresentado a seguir.
O clima do Holoceno Inferior e Médio na Amazônia foi provavelmente mais
seco e variável do que o registrado atualmente (TURCQ et al., 2007). Entre 7000 e
4000 anos AP foram detectadas diversas ocorrências de paleoincêndios, através do
estudo da deposição de carvão no sedimento, associados a eventos climáticos mais
secos (CORDEIRO et al., 2007 (in press), 1997; TURCQ et al., 1998b; CORDEIRO,
1995). Estes dados coincidem com o aumento nos níveis de CO2 revelados pelo
testemunho de gelo de Taylor Dome, Antártida (INDERMUHLE et al., 1999).
Além desta evidencia, outros dados também sugerem a ocorrência de clima
seco durante o Holoceno. Análises de pólen revelaram a existência de fases secas
na Amazônia Central entre 4000 e 3500 anos 14C AP e 2100 e 700 anos 14C AP
(ABSY, 1979 apud BEHLING et al., 2001) e no sul da Amazônia, entre 9000 e 3000
anos 14C (MAYLE et al., 2000). Num lago da Amazônia Ocidental, Bush e Oliveira
(1988) observaram uma redução do nível da água entre 4200 e 3150, interpretado
devido à ausência de diatomáceas.
Apesar destas fases mais secas, em outras regiões foram constatadas
condições mais úmidas, como no caso do Rio Curuá (350km de Belém, Pára).
Behling e Costa (2000) observaram um aumento contínuo do nível da água entre
6000 e 2500 anos 14C AP, interpretado como reflexo de um clima mais úmido. Irion
et al também determinaram a ocorrência de uma fase mais úmida no baixo Tapajós,
a partir de 4300 anos cal AP.
Portanto, estes dados mostram que ocorreram dois padrões distintos de
vegetação holocênica na Amazônia (DE OLIVEIRA et al., 2002). Enquanto, por um
lado, existem evidencias de que o clima e a vegetação florestal não apresentaram
mudanças significativas durante o Holoceno (HABERLE ; MASLIN, 1999), a
existência de alterações climáticas nesse mesmo período também foi registrada. A
ocorrência de paleoincêndios em decorrência de um clima mais seco (CORDEIRO et
al., 2007 (in press); TURCQ et al., 1998b; CORDEIRO et al., 1997; CORDEIRO,
27
1995), com conseqüente processo de sucessão vegetal (MAYLE et al., 2000;
MARTINELLI et al., 1996) constituem o segundo padrão de vegetação característico
do período Holoceno na região Amazônica.
Esta divergência entre evidencias de períodos úmidos e secos em diferentes
regiões da Amazônia reflete as diferentes condições climáticas regionais. Isto ocorre
devido a distribuição desigual de precipitação, o que resulta em condições úmidas
em alguns lugares e condições secas em outros durante determinados períodos
(CORDEIRO, 1995).
Estes dados mostram que o Holoceno também foi marcado por mudanças
climáticas. A mudança para as condições climáticas atuais, mais estável e mais
úmido, parece ter sido estabelecida por volta de 1500 anos cal AP (TURCQ et al.,
2007).
2.4 GEOQUÍMICA ORGÂNICA APLICADA EM ESTUDOS PALEOAMBIENTAIS
Existem diversas ferramentas que auxiliam na reconstrução paleoambiental
em diferentes ambientes. A análise geoquímica da matéria orgânica sedimentar é
um dos destaques nestes estudos.
Tanto a produção quanto a preservação da matéria orgânica são afetadas
pelas condições ambientais. Portanto, a análise deste material fornece indícios das
condições climáticas presentes no período da sua deposição.
O material orgânico presente em ambientes lacustres pode ser de origem
autóctone, produzido no próprio lago, ou então de origem alóctone, proveniente das
áreas adjacentes e transportadas e depositadas em sedimentos de ecossistemas
lacustres. Portanto, a análise da composição do material orgânico permite inferir
tanto sobre processos que ocorreram no interior do ambiente lacustre quanto no seu
exterior.
2.4.1 Composição isotópica do carbono e nitrogênio
A composição isotópica do carbono e do nitrogênio é muito sensível às
alterações físico-químicas e biológicas do meio (HERCZEGA et al., 2001), o que
permite inferir sobre mudanças na disponibilidade de nutrientes e identificar as
diferentes fontes da matéria orgânica (MEYERS, 2003).
28
O carbono possui dois isótopos estáveis, o 12C e o 13C. A composição
isotópica é expressa em δ13C, e calculada segundo a fórmula:
δ13C= 13C/12C amostra – 13C/12C padrão 13C / 12C padrão
As plantas, com diferentes vias de fixação do carbono, discriminam o 13CO2
durante a fotossíntese, como conseqüência da diferente cinética bioquímica das
moléculas contendo o 13C e o 12C.
Existem duas principais vias, classificadas como ciclo C4 e C3. Os vegetais
que realizam o ciclo C4 apresentam um mecanismo mais eficiente na captação do
CO2. Como possuem uma maior capacidade de absorver este gás, a necessidade
de abertura dos seus estômatos é menor. Assim, o tempo de abertura destas
estruturas é reduzido, fazendo com que as células percam menos água.
Entre as espécies que representam este tipo de vegetação estão as
gramíneas tropicais, enquanto as plantas C3 são tipicamente árvores (MEDINA et al.,
2005; PESSENDA et al., 2002).
A alta eficiência na utilização da água faz com que os vegetais C4 sejam mais
capazes de se expandir em climas quentes e secos com fraca precipitação
(STREET-PERROT et al., 2004; HUANG et al., 2001; STREET-PERROT et al.,
1997). Este tipo de vegetação é um provável indicio da ocorrência de uma regressão
da floresta, associada a um clima mais seco.
Como as plantas C4 acumulam maiores quantidades de CO2 em seu ciclo
metabólico, seu sinal isotópico tende a ser menos negativo do que o sinal
apresentado pelas plantas C3. As plantas C4 possuem valores de δ13C entre –8 e –
13 ‰, enquanto as plantas C3 tem valores entre –23 e – 36 ‰ (MEYERS, 1994).
O nitrogênio apresenta dois isótopos estáveis no ambiente: o 14N e o 15N. Sua
composição isotópica é indicador de alterações na utilização do nitrato, da
desnitrificação e fixação de N2 (LEHMANN et al., 2002), que por sua vez permitem
avaliar modificações na produtividade de ambientes marinhos e lacustres.
O valor do δ 15N do NO3-, a forma dissolvida do nitrogênio mais utilizada pelas
algas, é geralmente maior do que o N2, utilizado pelas plantas através de
organismos fixadores no solo. A diferença isotópica destas duas fontes de nitrogênio
29
é preservada nos valores de δ 15N da matéria orgânica algal (+ 8,5 ‰) e de plantas
C3 (+ 0,5‰). Uma maior presença de cianobactérias, que são organismos capazes
de realizar a fixação do nitrogênio atmosférico (N2), também é responsável por
valores mais baixos de δ 15N (de -1 a 3‰), aproximadamente) (MEYERS, 2003).
2.4.2 Composição elementar
A concentração de carbono orgânico total (COT) é um indicador fundamental
para determinar a quantidade de matéria orgânica no sedimento. Como esta contem
50% de carbono, a matéria orgânica sedimentar equivale a duas vezes o valor do
COT (MEYERS, 2003).
A concentração total de nitrogênio também é utilizada para a reconstrução
paleoambiental, porém, assim como a concentração de carbono, não é, por si só,
suficiente para informar a cerca da origem da matéria orgânica. Para este tipo de
informação utiliza-se a razão entre os valores de carbono e nitrogênio encontrados
no sedimento, denominado por relação C/N.
As algas lacustres, que são ricas em proteínas e pobres em celulose,
apresentam uma relação C/N entre 4 e 10, aproximadamente. Nas plantas
vasculares, onde o conteúdo em celulose é maior, a razão C/N apresenta valores
superiores a 20 (MEYERS, 1994).
Os valores de δ13C das plantas C3 e C4 podem ser utilizados em simultâneo
com os valores da razão C/N de algas e plantas vasculares para auxiliar na
identificação das principais origens da matéria orgânica sedimentar. Para isto existe
um diagrama, proposto por Meyers (1994) e representado na figura 6. No entanto,
estes valores devem ser utilizados como guia, onde desvios podem ocorrer como
conseqüência de variações na composição bioquímica, modificações diagenéticas,
entre outros (MEYERS, 2003).
30
Figura 6: Diagrama δ13C × C/N proposto por Meyers (MEYERS, 2003).
2.4.3 Datação radiocarbônica
O radionuclídeo 14C é formado continuamente na estratosfera, sendo
assimilado pelas plantas no processo fotossintético. Os animais, ao ingerirem os
vegetais, incorporam este elemento. Quando morrem, a troca de 14C com a
atmosfera é interrompida e a concentração deste tende a diminuir, já que é de
natureza radioativa. Este decaimento ocorre em taxa constante e, medindo a razão
entre o 14C e o 12C em uma amostra, podemos então calcular a sua idade
(PESSENDA et al., 2002).
A meia vida do 14C (tempo necessário para que a atividade se reduza à
metade) é de 5.730 anos e o limite de detecção desta técnica permite determinar a
idade de até 60.000 anos AC (PESSENDA et al., 2002).
No entanto, existem variações naturais das concentrações de 14C na
atmosfera, revelados por anéis de crescimento anual de árvores. Devido à estas
alterações, foi criado uma curva de calibração, onde as idades podem ser re-
calculadas, sendo expressas em anos cal AP (antes do presente) (TURCQ et al.,
2007).
2.4.4 Análise microscópica
A análise microscópica do material sedimentar permite identificar diferentes
tipos de matéria orgânica, em diferentes estágios de decomposição, que podem ser
31
agrupados em dois principais grupos, denominados por matéria orgânica amorfa e
fragmentos ligno-celulósicos.
A matéria orgânica amorfa pode ser do tipo avermelhada, que é formada
através da decomposição bacteriana de restos vegetais (ERCEGOVAC et al., 2006).
Este tipo de matéria orgânica caracteriza-se pelo seu estágio mais avançado de
decomposição. Dentro deste grupo ainda podemos encontrar a matéria orgânica
amorfa acinzentada, que tem origem na produtividade fitoplanctônica lacustre
(SIFEDDINE et al., 1996), representando a degradação da matéria orgânica em
ambientes anóxicos.
Os fragmentos ligno-celulósicos são representados pelas cutículas, que são
camadas extracelulares que recobrem a epiderme de vegetais vascularizados
(ERCEGOVAC et al., 2006). Além deste tipo de material, também encontram-se os
fragmentos ligno-celulósicos opacos, resultantes da degradação oxidativa
(SIFEDDINE et al., 1996) , e os fragmentos ligno-celulósicos translúcidos,
caracterizados pela decomposição moderada de tecidos de plantas vasculares
(TURCQ et al., 2002b).
A análise microscópica da presença de carvão depositado em sedimentos
também constitui um dos diversos indicadores paleoambientais. A queima de
biomassa vegetal produz partículas de carvão que são transportadas pelos ventos,
escoamento superficial e rios até seu local de deposição (VERARDO ; RUDDIMAN,
1996). Este parâmetro é considerado um importante marcador de mudanças
climáticas, já que a ocorrência, propagação e dimensão dos incêndios estão
relacionados a padrões climáticos específicos (CORDEIRO, 2000) .
No entanto, além deste enfoque orgânico, existem outras analises
geoquímicas que também permite avaliar as condições climáticas pretéritas, como a
mineralogia, fracionamento granulométrico, entre outros. Estes parâmetros, em
conjunto, permitem obter informações mais amplas sobre as condições nas quais o
material sedimentar foi depositado, como discutido no capítulo a seguir.
32
2.5 INDICADORES PALEOHIDROLÓGICOS
A identificação das mudanças no sistema fluvial e lacustre através do tempo –
paleohidrologia – é considerada um importante indicador paleoambiental. Como o
clima é um dos principais fatores que controlam o comportamento dos rios,
alterações na sua dinâmica fluvial indicam mudanças climáticas ocorridas na região,
que podem ficar registradas nos depósitos sedimentares (SUGUIO; BIGARELLA,
1979).
Portanto, a análise da natureza do material sedimentar fluvial e lacustre
representa diferentes indicadores paleohidrológicos. Sua análise permite descrever
as características físicas e mineralógicas do sedimento, que refletem as condições
ambientais à que o rio esteve sujeito.
A determinação da granulometria do sedimento permite analisar as condições
ambientais sob as quais este material foi depositado. Por exemplo, um ambiente
com uma hidrodinâmica menos turbulenta irá favorecer a deposição de um material
sedimentar mais fino (IRION et al., 2006), assim como um ambiente com mais
energia é capaz de transportar sedimentos mais grossos.
A identificação dos minerais presentes ao longo do testemunho também
permite inferir sobre as condições ambientais nas quais estes foram sedimentados.
Os argilo-minerais, por sua vez, podem ser utilizados como indicadores da
intensidade de processos erosivos, de transporte e ainda fornecem subsídios para
avaliar a influência que os diferentes tributários exerceram ao longo do Rio
Amazonas (GUYOT et al., 2007).
33
3 ÁREA DE ESTUDO
A Bacia Amazônica é a maior bacia fluvial do mundo, ocupando 5,8 106
Km2 e com uma área deposicional de 2,5-3 106 Km2 (RODDAZ et al., 2006). Sua
descarga média anual é estimada em 175000 m3/s (ROSSETTI; VALERIANO, 2007)
representando 20% de toda a água fluvial escoada para o oceano (CAMPOS et al.,
2001).
Este complexo hidrológico está localizado entre 5º de latitude Norte e 20º de
latitude sul e se estende desde 50º a 80º de longitude oeste (TARDY et al., 2005),
sendo limitado a oeste pela Cordilheira dos Andes; a norte pelo Planalto das
Guianas e cerrados da Colômbia e Venezuela; ao sul pelo Planalto Central e à leste
pelo Oceano Atlântico (CERRI et al., 2007).
Aproximadamente 70% da Bacia Amazônica está situada no Brasil (KIRBY et
al., 2006). O restante abrange o Peru, Bolívia, Colômbia, Equador, Venezuela e
Guiana (fig. 7).
Figura 7: localização da Bacia Amazônica (GUYOT et al., 2007).
34
3.1 RIOS DA BACIA AMAZÔNICA
A Bacia Amazônica é um complexo hidrológico formado por vários rios. O Rio
Amazonas é o principal rio deste sistema. Ele é formado pela confluência dos Rios
Marañon e Ucayali, no Peru. Quando chega em território brasileiro recebe o nome
de Solimões (MOREIRA-TURCQ et al., 2003). Quando este último encontra o Rio
Negro, na cidade de Manaus, forma o Rio Amazonas (GUYOT et al., 2007), que ao
longo dos seus 6518 Km recebe mais de 1000 tributários (SALATI; VOSE, 1984
apud KONHAUSER et al., 1994).
Os tributários do Amazonas apresentam algumas características químicas
distintas, sendo os seus teores em material orgânico e sedimentar reflexo das
diferenças geológicas e pedológicas das suas áreas de origem. Esta classificação
ocorre em três categorias, de acordo com a coloração de suas águas, segundo
classificação proposta por Sioli (1984 apud KONHAUSER et al., 1994):
- os rios de águas brancas, como o Rio Solimões e Madeira, são rios
originários da Cordilheira dos Andes, onde os processos erosivos são
muito intensos, o que lhes confere um alto teor de sedimentos em
suspensão e um teor orgânico relativamente baixo;
- os de rios de águas pretas e claras são encontrados em planícies,
onde a erosão é menos marcante do que na região anterior. Logo, a
concentração de material em suspensão é mais baixa. Os rios de
águas pretas, como o Rio Negro, possuem alto teor de matéria
orgânica dissolvida, já que irrigam florestas, e pH ácido;
- os rios de águas claras (Rios Xingu, Tapajós e Trombetas), são
originários dos Escudos das Guianas e dos Escudos Brasileiros, e
são caracterizados por uma alta atividade fitoplanctônica (DOSSETO
et al., 2006; MOREIRA-TURCQ et al., 2003; FURCH; JUNK, 1997;
SIOLI, 1950 apud KONHAUSER et al., 1994).
35
3.2 GEOLOGIA
A bacia Amazônica apresenta diferentes formações geológicas, agrupadas
em três estruturas morfológicas: os escudos das Guianas, ao norte, e o escudo
brasileiro, ao sul; entre estes, na Amazônia central, encontram-se os depósitos
fluviais datados do Cenozóico, região conhecida como planície sedimentar
amazônica.; e na parte ocidental da bacia encontra-se as Cordilheiras dos Andes
(MORTATTI et al., 1997; DOSSETO et al., 2006), como mostra a figura 8.
O escudo das Guianas (com picos montanhosos de até 3000m) e o escudo
brasileiro (com altitude média de 1200m) apresentam a mesma evolução tectônica
(GUYOT et al., 2007), com predominância de rochas ígneas e metamórficas
bastante erodidas (STALLARD; EDMOND, 1983 apud MORTATTI; PROBST, 2003).
A planície sedimentar Amazônica apresenta-se apenas um pouco acima do
nível do mar e é composta principalmente por material sedimentar proveniente da
erosão dos Andes. É nesta região que se formam, periodicamente, planícies de
inundação (GUYOT et al., 2007).
A cordilheira dos Andes se formou através da colisão das placas de Nazca e
sul-americana, desde o mioceno. Apresenta alta declividade, com forte ação erosiva:
aproximadamente 1000 toneladas por Km2/ano, o que justifica o alto teor de
sedimentos que esta região fornece às planícies amazônicas (IRION, 1989), como
citado anteriormente.
36
Figura 8: Zonas morfoestruturais e principais tributários da Bacia Amazônica.
Adaptado de MORTATTI; PROBST, 2003.
3.3 PEDOLOGIA
A maior parte dos solos na Amazônia possui um baixo potencial de nutrientes
devido à intensa intemperização ocorrida ao longo da evolução geológica da região.
Segundo Cerri e colaboradores (2007), os tipos de solo que cobrem 75% da
bacia amazônica são os latossolos e podzólicos (figura 9). Os solos do tipo
plintossolo correspondem a 7,4% e gleissolo, 5,3%. A área restante é composta por
mais outros onze tipos de solo.
Os latossolos são caracterizados por horizontes de acumulação de argila. São
solos mais antigos, permeáveis e bem drenados, com quantidades variáveis de ferro
e alumínio, com a caulinita como argilo mineral predominante. Este tipo de solo
evidencia um avançado estágio de intemperização (GUYOT et al., 2007).
Os solos podzólicos desenvolvem-se nas zonas menos drenadas
influenciadas pelo lençol freático . São característicos de áreas mais recentes do
que os latossolos, porém também apresentam baixa fertilidade (CERRI et al., 2007).
37
Figura 9: Tipos de solo presentes na Bacia Amazônica (CERRI et al., 2007).
3.4 CLIMATOLOGIA
O clima na Bacia Amazônica é predominantemente quente e úmido,
caracterizado por pequenas variações na temperatura durante os dias e entre os
meses.
O clima atual desta região é uma combinação de vários fatores, como a
disponibilidade de energia solar. O oceano Atlântico também influi, participando
como fonte primária de vapor de água da Bacia Amazônica, que chega no interior da
bacia através dos ventos de leste. A alta temperatura e a umidade resultante destas
características favorecem a atividade convectiva, que é um importante mecanismo
de aquecimento da atmosfera. Este fenômeno é um dos principais responsáveis
pelos altos índices de pluviosidade registrados nesta região (FISCH et al., 2005,
FISCH et al., 1998, SALATI; MARQUES, 1994).
Além destas características, a precipitação na Bacia Amazônica também sofre
forte influência da própria vegetação. Acredita-se que 50% das chuvas que a região
recebe é originada da evaporação dos corpos d’água e da evapotranspiração dos
vegetais (SHUKLA; MINTZ, 1982 apud MAYLE et al., 2004). Nepstad et al. (1994)
observaram ainda que existem arvores na floresta Amazônica com raízes que
podem chegar até a 18 metros de profundidade. Esta característica aumenta a
habilidade na captação de água, permitindo que a evapotranspiração continue
mesmo em períodos secos.
38
A precipitação média observada nesta área é de 2300 mm/ano, sendo uma
das regiões com os maiores índices de pluviosidade do mundo (SALATI E
MARQUES, 1984). No entanto, apresenta locais (na fronteira entre o Brasil,
Colômbia e Venezuela) em que o total anual apresenta valores mais elevados do
que a média (FISCH et al., 2005) , evidenciado pela figura 10 :
Figura 10: Média anual da precipitação em território brasileiro durante os anos de
1931 e 1990 (DE OLIVEIRA; NELSON, 2001).
Outra característica marcante no clima da Região Amazônica é a distribuição
sazonal da precipitação nesta região, onde é possível observar uma estação seca e
uma estação chuvosa bem definida, ocasionando flutuações no nível das águas dos
rios.
O período de chuvas ocorre entre Novembro e Março, sendo que o período
de seca (sem grande atividade convectiva) é entre os meses de Maio e Setembro.
Os meses de Abril e Outubro são meses de transição entre esses dois períodos.
A distribuição de chuva nos meses de Dezembro-Janeiro-Fevereiro (DJF)
apresenta uma região de precipitação elevada situada na parte oeste e central da
Amazônia. Por outro lado, no trimestre Junho-Julho-Agosto (JJA), o centro de
máxima precipitação deslocou-se para o norte e situa-se sobre a América Central
(FISCH et al., 2005). . A figura 11 evidencia os estágios descritos anteriormente.
39
Figura 11: Variação na precipitação durante o ano. (A)– Dezembro-Janeiro-
Fevereiro; (B) Março-Abril-Maio; (C)–Junho-Julho-Agosto; (D)–Setembro-Outubro-
Novembro (FIGUEROA; NOBRE, 1990).
A região tropical é um dos locais onde ocorrem as principais trocas de energia
que condicionam o clima da Terra. A Amazônia, em particular, exerce uma
importante influência no clima terrestre, que já foi observada em diversas simulações
climáticas (MACHADO; LAURENT, 2007).
Devido à sua extensa área, a Bacia Amazônica é afetada por variações
climáticas globais (FISCH et al., 1998), que podem ser causadas por diferentes
fenômenos climáticos.
Na Amazônia, o El Niño/Oscilação Sul (ENSO) é um dos eventos que exerce
influência no clima. O ENSO ocorre devido a um aquecimento anormal das águas
40
superficiais do Oceano Pacífico, acompanhado por um enfraquecimento dos ventos
alíseos (que sopram de leste para oeste). Conseqüentemente observa-se uma
alteração da circulação atmosférica, causando mudanças nos padrões de transporte
da umidade na região Amazônica, diminuindo a precipitação e a descarga média
anual do Rio Amazonas (CAMPOS et al., 2001; SCHONGART et al., 2007) como
representado pela figura 12.
Figura 12: Flutuações anuais na descarga do rio Amazonas, medida na cidade de
Manaus, entre os anos 1900 e 1985. Os anos sob influencia do ENSO estão
marcados com círculos escuros (AMARASEKERA et al., 1997).
Outro evento climático que também apresenta influência nesta região é a
zona de convergência intertropical (ZCIT) (MARTIN et al., 1997; KAANDORP et al.,
2005, JACOB et al., 2007). Trata-se de uma região de baixa pressão nos trópicos,
onde as massas de ar, de ambos os hemisférios, encontram-se, como mostra a
Figura 13.
41
Figura 13: Influência da Zona de Convergência Intertropical na América do Sul
(KAANDORP et al., 2005).
A ZCIT desloca-se anualmente no sentido Norte-Sul, alcançando sua posição
mais ao norte durante os meses de Junho-Setembro, resultando num período mais
seco na Amazônia. Quando está na sua posição mais ao Sul, provoca uma atividade
convectiva nesta região, causando um período mais úmido entre Outubro e Maio
(MENDES et al., 2000; KAANDORP et al., 2005).
3.5 VEGETAÇÃO
A pluviosidade também influencia o tipo de vegetação presente numa região.
Quando a precipitação é superior a 2000 mm, as florestas tropicais se desenvolvem.
Se a quantidade de chuva encontrar-se entre 2000 mm e 1500 mm ocorre o
aumento de espécies decíduas. Abaixo de 1500 mm há a formação de cerrados. Em
regiões onde a precipitação média é inferior a 1000 mm não há desenvolvimento de
florestas, que surgem apenas de forma marginal e, finalmente, quando o valor é
menor do que 500 mm o ambiente torna-se propício para o desenvolvimento de
desertos (VAN DER HAMMEN; HOOGHIEMSTRA, 2000).
As variações sazonais no regime de chuvas presentes na Amazônia são
responsáveis pela peculiar diversidade vegetal desta região.
As florestas de terra firme cobrem aproximadamente 70% da Bacia
Amazônica. São regiões onde não ocorre inundação. Caracterizam-se por um solo
42
lixiviado, onde o material erodido é carreado para regiões mais baixas, como rios e
lagos.
Apesar da maior parte deste território ser coberto pela floresta de Terra Firme,
existem outros ecossistemas, como as florestas decíduas e semi-decíduas (onde
parte das árvores perdem suas folhas durante o ano), florestas ombrófila densa e
aberta, (caracterizadas por não faltar umidade durante todo o ano), savanas
amazônicas e florestas inundáveis (IBAMA, 2001).
As savanas amazônicas são campos de vegetação aberta e ocorrem em
regiões com precipitação anual inferior a 2000 mm (WHITMORE; PRANCE, 1987
apud SIMÕES-FILHO, 2000).
As florestas inundáveis compreendem as várzeas e igapós, descritas com
mais detalhes a seguir.
3.5.1 Florestas inundáveis
Devido à uma topografia plana (que não chega a exceder os 100m acima do
nível do mar), solos pouco drenados, grande variação sazonal da precipitação e
altos níveis de pluviosidade, grandes áreas da Bacia Amazônica são permanente ou
temporariamente inundadas. Estas características tornam este meio apropriado para
o desenvolvimento de organismos aquáticos e terrestres, porém fazem com que a
utilização pelo homem seja mais difícil. Por esta razão, grandes áreas de planícies
inundáveis da Europa e dos Estados Unidos foram eliminadas ou fortemente
modificadas (JUNK, 1997).
Na Amazônia, estas florestas inundáveis são conhecidas localmente como
várzeas e igapós. Estes termos foram adotados na literatura científica, embora ainda
não tenham sido definidos (IRION et al., 1997). O que é amplamente utilizado é a
definição proposta por Sioli. Segundo este pesquisador, o termo várzea é utilizado
para as regiões inundáveis formadas em áreas próximas aos rios de águas claras,
rica em nutriente e material em suspensão. Em contraste, os igapós são
principalmente irrigados por rios de águas pretas, com baixo teor de nutriente e
material em suspensão (IRION, 1997).
As várzeas são o tipo mais comum de floresta inundável. São caracterizadas
por serem áreas de grande produtividade. A produção orgânica nestes ecossistemas
43
amazônicos é de cerca de 8,4 x 106 toneladas de carbono por ano (JUNK, 1997). Já
os igapós possuem solos arenosos, com menor diversidade de espécies.
Estes ecossistemas ocupam uma área entre 140000 km² e 500000 km²
dependendo da estação (MARTINEZ; TOAN, 2007). São consideradas componentes
importantes das bacias hidrográficas devido ao seu potencial na acumulação de
sedimentos (MERTES, 1994).
Moreira-Turcq e colaboradores (2003) estimaram o fluxo de carbono orgânico
que o Rio Amazonas recebe de seus tributários e depois compararam com o fluxo
encontrado no canal principal deste rio. Foi observado que este valor aumenta, ou
seja, o rio apresenta um fluxo maior do que o recebido pelos seus tributários. Estes
dados sugerem que existe uma fonte de carbono em outras regiões do Rio
Amazonas, como as planícies inundáveis. Além do dióxido de carbono, estas
planícies também são consideradas como grandes fontes atmosféricas de metano
(MASLIN; BURNS, 2000).
Como foi apresentado no capitulo anterior, existem estimativas sobre a
quantidade de carbono armazenado nos solos e na vegetação amazônicos (CERRI
et al., 2007; TIAN et al., 2000; ADAM; FAURE, 1989). No entanto, o que está
estocado nas áreas alagáveis desta região ainda vem sendo pouco explorado, com
apenas alguns estudos realizados até o momento.
Alguns destes estudos observaram que, através do balanço de massa de
sedimento (DUNNE et al., 1998) e carbono (MOREIRA-TURCQ et al., 2003) no Rio
Amazonas, ocorria uma perda de material entre as cidades de Manaus e Itacoatiara.
Estes dados revelam que os lagos de várzeas também podem atuar como armadilha
de sedimentos e de carbono (MOREIRA-TURCQ et al, 2004).
3.6 FORMAÇÃO DAS PLANÍCIES DE INUNDAÇÃO
Diversos trabalhos mostram que a formação das várzeas esteve relacionada
às flutuações do nível do mar durante o pleistoceno (IRION, 1989; IRION et al.,
1997; VITAL; STATTEGGER, 2000; BEHLING et al., 2001; BEHLING; COSTA,
2000).
Nos períodos glaciais, o nível do mar era mais baixo, o que causava uma
diminuição do nível das águas dos rios. Isto fazia com que grandes áreas ficassem
mais expostas à erosão, que ocorria com maior intensidade durante este período,
44
produzindo grandes quantidades de sedimentos. Quando o nível do mar aumentava
(nas fases interglaciais), bloqueava o curso normal dos rios, que inundavam suas
margens e, através da formação de barreiras e depósito de sedimentos, originavam-
se os lagos de várzeas (IRION, 1989; IRION et al., 1997).
Resultados obtidos através de datações por Carbono 14 mostram uma
relação positiva entre a formação de lagos e as oscilações do nível do mar (IRION,
1989). Como estas flutuações são acompanhadas por alterações climáticas, o
desenvolvimento de várzeas é conseqüência de mudanças do clima ocorridas no
passado.
A região em foco neste estudo é o lago Santa Ninha, situado na planície
inundável conhecida como Várzea do Lago Grande de Curuai, apresentada a seguir.
3.7 VÁRZEA DO LAGO GRANDE DE CURUAI
A várzea do Lago Grande de Curuai ocupa uma área aproximada de 3500
km2 (MARTINEZ; TOAN, 2007) e estende-se ao longo de 130 Km do curso principal
do Rio Amazonas. Sua localização está entre as latitudes sul 01º50’S – 02º15’S e
longitude oeste 55º00’W – 56º05’W, na margem sul deste rio, a 850 km da sua
desembocadura no oceano Atlântico. Está situada nos municípios de Óbidos, Juruti
e Santarém.
Esta região é composta por uma série de lagos de águas brancas e pretas,
interconectados entre si e permanentemente conectados ao Rio Amazonas através
de pequenos canais.
O maior lago, o Lago Grande de Curuai, um lago de águas brancas, é
permanentemente conectado ao Rio Amazonas por dois canais, Foz Norte e Foz
Sul, representados na figura 14. Outros nove canais, em períodos de cheias,
transportam as águas do Rio Amazonas para os lagos Grande, Salé, Poção e Santa
Ninha (AMORIM, 2006).
A figura 14 mostra a localização desta planície inundável e alguns dos seus
lagos.
45
Figura 14: (a) Cidade de Óbidos (b) Várzea do Lago Grande de Curuai
Os sedimentos transportados pelo rio transitam pelos lagos e podem ser
armazenados nestes de forma temporária ou permanente. O estoque anual de
sedimentos que entram pelos canais em direção à esta planície de inundação é igual
a 710 103 toneladas/ano, representando 41-53% do fluxo anual de sedimentos
que chega nesta várzea (MAURICE-BOURGOIN et al., 2007).
O funcionamento desses lagos é regulado pela flutuação dos níveis de
precipitação que ocorrem ao longo da Bacia Amazônica. Este regime de águas
ocasiona a formação de quatro períodos distintos ao longo do ano, que
acompanham a flutuação do nível de água dos rios. Entre janeiro e fevereiro
observa-se uma rápida subida da água, acarretando num período de inundação, que
ocorre entre os meses de abril e junho. Entre agosto e outubro o nível da água
começa a diminuir, atingindo seu nível mínimo entre novembro e dezembro (NOVO
et al., 2005). Estas variações estão representadas no gráfico a seguir:
46
Figura 15: Nível da água medido na Várzea do Lago Grande de Curuai e no Rio
Amazonas, na cidade de Óbidos, entre os anos de 1999 e 2004 (MAURICE-
BOURGOIN et al., 2007).
Martinez e Toan (2007) estimaram as variações das superfícies inundadas e
verificaram que aproximadamente 760 Km2 da região ocupada por esta várzea
permanecem inundados mesmo no período seco. Quando chegam as cheias, esta
área inundada estende-se até 2300 Km2. Portanto, são aproximadamente 1500 Km2
que transitam entre fases aquáticas e terrestres.
A variação no nível de precipitação causa uma dinâmica na paisagem da
região. A vegetação alterna-se, de acordo com a flutuação do nível das águas. A
distribuição destes diferentes tipos de vegetação é influenciada por diversos fatores,
como a duração das fases aquáticas e terrestres, a estabilidade física dos habitats e
a dinâmica do pulso de inundação (MOREIRA-TURCQ et al, 2004).
A vegetação das várzeas amazônicas constitui-se de fitoplancton, herbáceas
aquáticas e terrestres e a floresta inundável. Durante as fases de baixas águas a
paisagem caracteriza-se pela presença de pastagens naturais, onde é possível
observar a criação de gado local. Porém, durante a fase de altas águas, estas
regiões são ocupadas por uma vegetação adaptada as sucessões entre fase
terrestre e aquática, que crescem rapidamente à medida que o nível de água
aumenta (MARTINEZ; TOAN, 2007).
47
3.7.1 Lago Santa Ninha
O Lago Santa Ninha é um lago de águas brancas, caracterizado por altos
níveis de sedimentos em suspensão. Este lago está permanentemente conectado
com o rio através de um canal, de pequena extensão (aproximadamente 3,5 km),
mas que possibilita a entrada constante de material fluvial, principalmente em época
de altas águas (AMORIN, 2006).
Moreira-Turcq e colaboradores (2004) analisaram a sedimentação recente
deste lago e observaram que, nos últimos cem anos, ocorreu uma alta acumulação
de carbono orgânico (aproximadamente 80g carbono m2/ano).
Estes dados corroboram com o que foi observado através da análise de
imagens de satélite, capturadas em diferentes períodos. Através desta análise é
possível observar que atualmente este lago recebe um grande aporte de sedimentos
do Rio Amazonas, sendo este o lago da Várzea do Curuai que mais influência
recebe do rio (AMORIM, 2006). A figura 16 mostra a localização da área de estudo.
Lago Santa Ninha
Figura 16: Várzea do Lago Grande de Curuai. O Lago Santa Ninha localiza-se na
área em destaque.
Porém, muito pouco é conhecido sobre estes lagos em períodos passados, o
que justifica o objetivo deste estudo: reconstruir a paleohidrologia deste sistema de
várzea através do estudo da paleo-sedimentação do Lago Santa Ninha.
48
4 METODOLOGIA
4.1 COLETA
Em agosto de 2004 realizou-se uma campanha ao longo da Várzea de
Curuai. Neste período foram coletados, no Lago Santa Ninha, os dois testemunhos
analisados neste estudo, identificados como TA12 e TA14. A escolha da localização
dos seus pontos de coleta foi baseada nos perfis sísmicos determinados nesta
mesma campanha.
Para a realização da coleta dos testemunhos foi necessário o auxílio de uma
balsa e de um vibro-testemunhador, como representados na figura 17.
Figura 17: Coleta do testemunho TA14, Lago Santa Ninha, na campanha de 2004.
A tabela 1 e a figura 18 apresentam as coordenadas e a localização dos
pontos de coleta de cada testemunho analisado neste trabalho.
49
Tabela 1: Coordenadas, espessura da coluna d’água nos pontos de coleta, e
comprimento dos testemunhos coletados no Lago Santa Ninha.
Testemunho
Longitude (Wº)
Latitude (Sº)
Coluna d’água
Comprimento dos
testemunhos
TA12 55º45’30’’ 2º05’76’’ 2,4m 2,10m TA14 55º49’29’’ 2º07’31,2’’ 4,0m 2,70m
Figura 18: Localização dos testemunhos TA12 e TA14 no Lago Santa Ninha, Varzea
do Lago Grande de Curuai, Pará.
4.2 RADIOGRAFIA
Antes da abertura dos testemunhos, foi feita a radiografia destes, para
identificar visualmente suas estruturas sedimentares e determinar a forma de
seccionamento a ser realizada.
Esta metodologia baseia-se na propriedade do raio X em ser refletido por
minerais e absorvido pela matéria orgânica. Desta forma a chapa apresenta em
branco as regiões do testemunho onde ocorre maior concentração de minerais e em
preto as secções ricas em material orgânico.
A radiografia do testemunho TA14 foi realizada no hospital da marinha do Rio
de Janeiro.
50
4.3 ABERTURA E DESCRIÇÃO
Após a radiografia, os testemunhos foram abertos em seção transversal, com
a utilização de uma serra circular, como indicado pela figura 19. Esta abertura foi
realizada no Laboratório de Estudos Paleoambientais do Departamento de
Geoquímica da UFF.
A descrição do testemunho, segundo suas características sedimentológicas,
macroscópicas (textura) e óticas (cor), foi realizada com auxílio da tabela de
Munssel, imediatamente após a abertura, para evitar que o material sedimentar sofra
alguma alteração devido a reação com o ar (oxidação).
Figura 19: testemunhos TA14 e TA12 após abertura em seção transversal.
51
4.4 DATAÇÕES COM 14C
As idades apresentadas neste trabalho foram devidamente calibradas, com o
auxílio do programa Calib 5.0.2 (disponível na internet, no site
http://radiocarbon.pa.qub.ac.uk/calib/), passando a serem expressas em anos cal AP
(antes do presente). Por definição, o presente corresponde ao ano de 1950, quando
a atmosfera ainda não estava influenciada pelos experimentos atômicos (TURCQ et
al., 2007).
Foram selecionadas 12 amostras ao longo do testemunho TA14, que foram
secas em estufa à 55ºC por 48 horas, e enviados ao Laboratoire de Mesures
Carbone 14, França, para serem analisadas pela técnica de Espectrometria de
Massa com Aceleradores (Accelerator Mass Spectrometry - AMS). Esta metodologia,
devido ao uso de altas energias (acelerador de partículas) e analisadores de massa
magnéticos e eletrostáticos, é capaz de medir baixas concentrações de isótopo.
Portanto, basta apenas alguns miligramas de amostra para se determinar a
concentração residual de 14C presente nas mesmas.
4.4.1 Taxa de sedimentação
Através das datações obtidas de cada amostra é possível estimar a
quantidade de material que é sedimentado em cada ano, obtendo-se assim a taxa
de sedimentação expressa em cm/ano.
Esta taxa é calculada através da razão entre duas profundidades sucessivas
e suas respectivas datações.
52
4.5 CARACTERÍSTICAS FÍSICAS, GRANULOMÉTRICAS E MINERALÓGICAS
DOS SEDIMENTOS
4.5.1 Determinação do teor de água
Logo após a abertura do testemunho, cada amostra foi pesada ainda úmida
para posterior secagem em estufa a 40ºC. O teor em água é determinado através da
diferença entre o peso úmido e o peso seco, segundo a expressão:
TH2O = (Pu-Ps)/Pu X 100
onde, TH2O – Teor em água expresso em porcentagem; Pu – Peso da amostra
úmida; Ps – Peso da amostra seca.
4.5.2 Determinação da densidade aparente
A determinação da densidade aparente foi feita baseada em um peso seco da
amostra dentro de um volume conhecido segundo a fórmula:
Da = Ps/Vt,
onde, Da representa a densidade aparente da amostra, expressa em g/cm3; Ps
representa o peso seco da amostra; e Vt , o volume total da amostra.
4.5.3 Granulometria
A análise granulométrica do sedimento foi realizada no Analisador de
Partículas CILAS® 1064. Porém, antes de realizar este procedimento, as amostras
foram previamente tratadas a fim de eliminar a matéria orgânica, que dependendo
da sua concentração pode vir a influenciar na granulometria, restando apenas a
parte mineral.
A eliminação de matéria orgânica fez-se da seguinte forma:
53
1°) as amostras foram colocadas em beckers de vidr o, com adição gradual de
10mL de peróxido de hidrogênio (H2O2). Foi adicionado essa mesma quantidade de
H2O2, em cada amostra, até ser observado o fim da reação;
2.°) as amostras foram transferidas para tubos de plástico e inseridas em
aparelho de ultra-som por dez minutos, com o objetivo de dispersar agregados de
partículas possivelmente formados;
3.°) para lavagem do H 2O2, em cada tubo foi adicionado água destilada para
posterior centrifugação por 10 minutos, a 4500 rpm, procedendo-se a eliminação do
sobrenadante;
Para evitar problemas na leitura do granulômetro, causados por agregados de
partículas, em todas as amostras foram adicionados hexametafosfato de sódio, com
concentração de 40mg/L. Após a adição deste dispersante, as amostras foram
agitadas em mesa agitadora por 24h.
Antes de serem injetadas no aparelho, cada amostra é separada em duas
frações: uma maior e outra menor do que 500µm, devido a capacidade analítica do
aparelho (partículas menores do que 500µm).
A classificação granulométrica foi realizada através do diagrama
silte/areia/argila, do programa GRADISTAT, disponibilizado na internet
(http://www.kpal.co.uk/gradistat.htm).
4.5.4 Mineralogia por espectrometria de infra-verme lho
A análise qualitativa e quantitativa dos principais minerais presentes nos
sedimentos foi realizada por espectrometria de infra-vermelho no Departamento de
Geoquímica da Universidade Federal Fluminense.
A radiação infravermelha é absorvida por moléculas covalentes e convertida
em energia através da vibração molecular. As ligações químicas das substâncias
possuem freqüências de vibração específicas, permitindo desta forma determinar a
composição das amostras em analise.
Para a análise por espectrometria de infra-vermelho é necessário a confecção
de pastilhas. Para isto, as amostras passam por maceração mecânica e em seguida
por maceração automática. Esta última faz-se em maceradores Specamill, onde as
54
amostras são acondicionadas em cápsulas de ágata. Este procedimento faz com
que as partículas apresentem um diâmetro inferior a 2 µm. Para verificar se este
diâmetro foi atingido, são preparadas lâminas de material sedimentar para análise
em microscópio óptico.
Após esta maceração, adicionou-se 399 mg de KBr em 1 mg de cada
amostra, até se atingir uma mistura homogênea. Logo em seguida, a amostra é
colocada em estufa a 50°C por alguns minutos para a retirada de umidade. Por fim,
essa mistura foi colocada na prensa (Perkin Elmer), submetida a vácuo por 15
minutos, e depois por mais 15 minutos de vácuo com 9 toneladas de pressão.
As pastilhas foram analisadas em espectrofotômetro de infravermelho Perkin
Elmer Spectrum 1000 com auxílio do software SPECTRUM FOR WINDOWS. A
quantificação foi realizada com a utilização de um programa no Excel.
4.5.5 Mineralogia por Difratometria de raio-X
Devido à dificuldade na determinação das argilas presentes no sedimento
pelo método de infra-vermelho, algumas amostras foram enviadas para o Institut de
Recherche pour le Dévelopement (IRD-França) para a análise das argilas por
difratometria de raio-X. As análises foram realizadas em um difratômetro Siemens
D500, com tubo de cobre (comprimento de onda 1.54A) e gerador de 30mA e 40kV.
Como os diferentes argilominerais comportam-se de forma específica na presença
de raios X, é possível assim realizar a sua identificação.
55
4.6 GEOQUÍMICA DA MATÉRIA ORGÂNICA
A matéria orgânica presente em sedimentos lacustres conserva informações
paleoambientais sobre sua origem, condições de formação, transporte e deposição.
Estes dados podem ser obtidos através da análise de sua composição, que inclui
uma variedade de indicadores isotópicos e moleculares. Estas características fazem
com que a matéria orgânica sedimentar, aliada a outros fatores, represente uma
ferramenta valiosa para a reconstrução paleoambiental do lago onde foi coletada e
de suas áreas subjacentes (MEYERS, 1994, 2003). Neste trabalho, os marcadores
orgânicos utilizados foram a concentração de carbono total, a relação carbono e
nitrogênio (relação C/N) e a determinação dos isótopos δ13C e δ15N presentes no
sedimento.
As amostras destinadas a esta análise foram maceradas, pesadas e
acondicionadas em cápsulas de estanho. Posteriormente foram enviadas para o UC
Davies Stable Isotope Facility, Departament of Agronomy, Estados Unidos, onde os
teores de carbono orgânico total e nitrogênio total depositados ao longo do
testemunho foram avaliados através de um analisador automático CHN.
Os isótopos estáveis de carbono e nitrogênio (δ13C e δ15N) foram
determinados por espectrometria de massa acoplado ao CHN, no mesmo
departamento citado no parágrafo anterior.
4.6.1 Fluxo de carbono
O fluxo de carbono foi calculado através da multiplicação da concentração de
COT pela densidade aparente de cada amostra. Por fim, este valor é multiplicado
pela taxa de sedimentação, obtendo-se o fluxo de carbono em g/cm2/ano, conforme
representado pela fórmula a seguir:
COT × Da (g/cm3) × TS (cm/ano)
onde Da= densidade aparente; TS = taxa de sedimentação; COT = carbono orgânico
total
56
4.7 PREPARAÇÃO DAS LÂMINAS DE MATERIAL SEDIMENTAR BRUTO
(“FROTIS”)
Para a avaliação geral da composição orgânica e mineralógica de algumas
amostras, realiza-se a preparação de lâminas de material sedimentar bruto. Para
isso é diluído uma pequena quantidade de amostra úmida em uma gota de água
destilada sobre uma lâmina. Após este procedimento, realiza-se um esfregaço com
este material sobre a superfície da lâmina. Para selar a lamínula, utiliza-se uma gota
de resina em aquecimento por pelo menos 30 minutos.
A composição quantitativa é realizada com auxílio de uma ocular provida de
uma rede de retícula. Assim, é atribuído um valor a cada partícula identificada, que é
proporcional a sua área de superfície.
Para cada lâmina foram quantificados 15 campos, selecionados de forma
aleatória.
Os valores finais são expressos em porcentagem, sendo considerado como
100% o total de partículas encontradas nos 15 campos.
A figura 20 representa as partículas identificadas nas amostras:
57
Figura 20: Chave representando as partículas identificadas em análise microscópica
Fragmentos ligno -celulósicos
Translúcido Opaco
cutícula
Avermelhada
Opaca
Acinzentada
Matéria orgânica amorfa
Outros elementos identificados
Espícula
carvões
58
A tabela 2 representa todos os parâmetros utilizados neste trabalho, indicando o
numero de amostras analisados em cada testemunho.
Tabela 2: Resumo metodológico aplicado neste trabalho.
Parâmetro Método nº de
amostras Informações fornecidas TA14 TA12
Densidade aparente Peso seco/ volume úmido 270
210
Teor de água (peso úmido - peso seco) 270
210
Indicadores
da
Hidrodinâmica
do ambiente
peso úmido *100
Granulometria Analisador de partículas Cilas 120
45
Mineralogia
Difratometria de Raios-X 10
-
Espectrometria de Infra-vermelho 10
10
Datação 14C Espectrometria de Massa
com Aceleradores
12
-
Determinação da cronologia
dos depósitos sedimentares
C, N, C/N Analisador elementar C/H/N 135
105 Permitem obter informações
δδδδ13C, 15N Espectrometria de massa 135 -
sobre a quantidade e tipo
de vegetação
Petrografia Analise microscópica 15
Indica o grau de degradação da
Matéria orgânica sedimentar
59
5 RESULTADOS
5.1 DESCRIÇÃO DOS TESTEMUNHOS
O conjunto dos resultados obtidos no testemunho TA14 permite reconhecer
cinco unidades principais de sedimentação, notadas de I a 5, da mais recente a mais
antiga. Algumas dessas unidades apresentam variações faciológicas que foram
chamadas como sub-unidades (Ia, Ib, etc...) Na tabela 3 está representado a
descrição, destas unidades.
Tabela 3: Descrição do testemunho TA14 segundo a tabela de Munssel
Unidades
Profundidade (cm)
Descrição
Cor
I(a) 0-27 Argila muito rica em água
Very dark greyish
brown
I(b) 27-34 Argila rica em água Castanho oliva
II(a) 34-60
Argila compacta variegada
Castanho oliva a Castanho escuro
acinzentado
II(b) 60-72 Argila compacta variegada
Castanho oliva a Castanho escuro
acinzentado
II(c) 72-125 Argila compacta variegada
Castanho a cinza
III 125-165
Argila compacta siltosa
Cinza escuro
IV(a) 165-185
Argila siltosa com laminações escuras. Contato erosivo em
185cm
Castanho escuro acinzentado
IV(b) 185-199 Argila silto-arenosa com laminações
finas e fragmentos vegetais
preto
V 199-270
Argila com laminações horizontais milimétricas a centimétricas e
fragmentos vegetais
Cinza escuro
A unidade V é a mais rica em matéria orgânica, onde é possível encontrar
macrorestos vegetais em várias profundidades.
A unidade IV apresenta um contato erosivo na profundidade de 185 cm, que é
caracterizado por uma alteração significativa na granulometria, que passa a ser um
pouco mais arenosa. Este fato demonstra que ocorreram variações rápidas de
60
energia no meio, que será explorado mais adiante no tópico de granulometria deste
capítulo.
As outras unidades não apresentaram muita variação, sendo caracterizadas
por granulometria silto-argilosa. Não foram encontrados macrorestos vegetais nestes
períodos, em contraste com o anterior.
A descrição do testemunho TA12 mostrou sua granulometria é de natureza
silto-argilosa, sendo possível observar alguns contatos erosivos ao longo do seu
perfil, nas profundidades 9, 35, 46, 54, 58 e 62 cm.
Não foram encontrados macrorestos vegetais neste caso, indicando um
material menos rico em matéria orgânica do que o testemunho analisado
anteriormente. A tabela 4 indica as variações litológicas identificadas através da
tabela de Munssel.
Tabela 4: Descrição do testemunho TA12 segundo a tabela de Munssel
Profundidade (cm)
Descrição
Cor
0-9
argila
Castanho acinzentado muito escuro
9-28 Argila siltosa Castanho escuro
28-35 Argila Cinza muito escuro
35-54 Argila siltosa Castanho escuro
54-58 silte Castanho amarelado
escuro
58-62 silte castanho
62-66 argila Castanho escuro
acinzentado
66 a 142 Argila siltosa Castanho escuro
142 a 169 argila Cinza escuro
169 a 176 Argila Castanho escuro
176 a 212 argila Cinza escuro
5.2 RADIOGRAFIA
A radiografia do testemunho TA14 está representada na figura 21. Entre as
profundidades 27 cm e 165 cm está a região de maior densidade para os raios X. O
topo e a parte basal do testemunho são as áreas que apresentaram-se mais
61
escuras. Nota-se que as regiões onde a granulometria é mais siltosa e a
porcentagem de água e de carbono orgânico é menor (correspondendo as unidades
II e III) são as regiões de maior refletividade.
Figura 21: Radiografia do testemunho TA14.
5.3 DATAÇÕES COM 14C
O testemunho TA14, segundo dados de datação por 14C, apresenta uma
idade aproximada de 5700 anos cal AP. Para a calibração das idades 14C foi
utilizado o programa CALIB 5.0.2, que fornece um intervalo de confiança (1 sigma)
onde é selecionada a idade mais provável de cada amostra. A tabela 5 apresenta os
62
intervalos e as idades selecionadas nas diferentes profundidades do testemunho
TA14.
A profundidade de 34 cm é caracterizada por um nível erosivo. As idades 14C
mostram um hiato (lacuna de sedimento) neste nível. Este período teve a duração
de aproximadamente 1600 anos.
Algumas idades estão invertidas, como é o caso das profundidades 57-69cm
e 150-159 cm, que podem sugerir um retrabalhamento de sedimentos antigos,
trazendo fragmentos vegetais junto com o sedimento do rio. Portanto, o modelo de
idade em função da profundidade (Figura 22) somente considera as idades mais
jovens.
O gráfico representado pela figura 22 mostra as datações calibradas (nos
pontos em vermelho) e a as idades extrapoladas (linha azul). Em anexo (tabela 9)
estão representadas as idades interpoladas para cada profundidade.
Tabela 5: Idades 14C e calibradas do testemunho TA14
Profundidade (cm)
Idade 14C (anos cal AP)
Idade calibrada (anos cal AP)
Intervalo de confiança (1 sigma)
24-25 525 570 506-633
30-31 590 595 547-637
34-35 2313 2310 2158-2458
57-58 3335 3560 3488-3631
69-70 3000 3170 3084-3258
150-151 4525 5180 5061-5302
159-160 4354 4910 4860-4965
184-185 4430 5075 4877-5272
186-187 4455 5125 4966-5286
198-199 4510 5150 4984-5310
224-225 4588 5260 5062-5449
257-258 4549 5240 5050-5431
268-269 4900 5600 5602 - 5644
63
Figura 22: Idades calibradas e modelo cronológico do testemunho TA14.
As taxas de sedimentação apresentam valores mais elevados na parte basal
no testemunho, que corresponde à unidade litológica V e IV, chegando a atingir o
valor máximo de 1,09 cm por ano, com média de 0,4 cm/ano. As unidades III, II e I
são as que apresentam as taxas de sedimentação mais baixas, com medias entre
0,06 e 0,04 cm/ano, respectivamente, não sedimentando mais de 0,1 cm/ano. Na
tabela 8, em anexo, estão indicadas as taxas de sedimentação calculadas para cada
profundidade.
64
5.4 SEDIMENTOLOGIA
5.4.1 Determinação do teor de água
O teor de água do testemunho TA14 apresentou-se moderado, com média de
50% na base e no topo, como apresentado na figura 23. Porém, entre as
profundidades 30 e 165 cm é possível observar uma queda desse valor, chegando a
28%. A partir desta profundidade, o teor de água começa a aumentar, até ao final do
testemunho, corroborando com a granulometria argilosa encontrada, como será
mostrado mais adiante.
O testemunho TA12 apresenta um teor de água mais baixo, apresentando
pouca variação, como mostra a figura 24. Na base do testemunho os valores são os
menores de todo o perfil, com média de 20%. Entre as profundidades 150 e 95 cm
observa-se um pequeno aumento, mas a partir desta região até ao topo, esses
valores decrescem. Estes valores também estão de acordo com a granulometria
encontrada, como será discutido mais adiante.
5.4.2 Determinação da densidade aparente
Para o testemunho TA14, as unidades II e III são as que apresentam a maior
densidade aparente de todo o perfil, com valores entre 0,6 e 1,3 g/cm3 (fig.23). Este
fato deve-se ao menor teor em água, que indica que esta parte do testemunho é
mais compactada . O oposto também se observa, correspondendo as unidades I e
V, onde o teor de água é maior, logo, a densidade aparente é menor. Na unidade V
a densidade média é de 0,6g/cm3 e na unidade I é de 0,5g/cm3.
A densidade aparente do testemunho TA12 apresenta pouca variação,
apresentando valores entre 0,7 e 2g/cm3, com média de 1,2g/cm3 (fig. 24). É
possível observar um ligeiro decréscimo entre as profundidades 150 e 95 cm, mas a
partir deste ponto, os valores voltam a aumentar, como representado na figura a
seguir. O testemunho TA12 apresentou, de uma maneira geral, densidade mais
elevada que o TA14. Isto fica mais aparente quando comparamos as camadas
superficiais dos mesmos (TA12= 1,24 g/cm3 e TA14=0,5g/cm3).
65
Em ambos os testemunhos, é possível observar como os valores do teor de
água e da densidade aparente comportam-se de forma oposta. Quando a
porcentagem de água diminui, a densidade aparente aumenta.
Nas tabelas 9 e 10 (anexo) estão registrados, respectivamente, os valores de
teor de água e densidade para os testemunhos TA14 e TA12.
Figura 23: Teor de água e densidade aparente do testemunho TA14
Idade (anos cal AP)
595
2310
4000
4900
5100
5700
66
Figura 24: Teor de água e densidade aparente do testemunho TA12.
5.4.3 Granulometria
A determinação da granulometria do material sedimentar permite avaliar as
condições da hidrodinâmica do meio no momento em que ocorreu a deposição.
Neste trabalho a classificação do tamanho das partículas foi baseado segundo o
software GRADISTAT, disponível na internet (http://www.kpal.co.uk/gradistat.htm) e
representado na tabela 6.
67
Tabela 6: Classificação do tamanho das partículas.
Tamanho dos grãos (µm)
Classificação
500-250
Areia média
250-63
Areia fina
63-16
Silte grosso
16-8
Silte médio
8-2
Silte fino
Inferior a 2
argila
De um modo geral, o perfil granulométrico do testemunho TA14 é de natureza
silto-argilosa, com predominância de argila e silte fino, como representado pela
figura 25. No entanto, apresenta algumas variações nas frações de silte médio e
grosso, descritas a seguir.
A unidade V (200-270 cm) é a de granulometria mais fina de todo o
testemunho, com uma média de 50% de argila e 46% de silte fino, com presença
muito pequena de silte mais grosso. Estes valores sugerem um ambiente com
hidrodinâmica menos turbulenta. A taxa de sedimentação deste período é elevada,
de aproximadamente 0,16 cm/ano. A baixa energia do meio justifica este fato, já que
facilita a deposição de material.
As unidades sedimentológicas IV (165-199 cm) e III (126-164) são as que
apresentam as maiores frações de silte médio e grosso, como claramente
evidenciado pela figura 27. Em ambas as unidades é possível observar uma
pequena fração arenosa, que na unidade IV é mais evidente. Nesta fase essa areia
encontrada corresponde ao contato erosivo descrito no tópico 5.1. Estas
características demonstram que ocorreram alterações na hidrodinâmica do meio.
As unidades I e II apresentam uma granulometria mais fina do que as
anteriores, porém um pouco mais grosseira do que a unidade V.
68
Figura 25: Distribuição das frações granulométricas encontradas ao longo do
testemunho TA14.
A análise do perfil granulométrico do testemunho TA12 revela que este é de
natureza silto-argilosa, com maiores proporções de silte médio e grosso do que o
testemunho anterior.
A figura 26 demonstra que a granulometria, na base do testemunho, é mais
argilosa, com proporções muito reduzidas de silte médio e grosso. A partir desta
Idade (anos cal AP)
595 2310
4000
4900
5100
5700
69
região até o topo, as frações mais grossas tendem a aumentar, com uma
contribuição mais marcante de silte grosso e uma pequena porcentagem de argila.
Figura 26: Distribuição das frações granulométricas do testemunho TA12 As tabelas com os percentuais de cada fração granulométrica para ambos os
testemunhos estão em anexo (tabelas 11 e 12).
70
5.5 MINERALOGIA
5.5.1 Mineralogia por difração de raios X
Segundo o trabalho desenvolvido por Guyot e seus colaboradores (2007), os
sedimentos derivados do Rio Amazonas são compostos principalmente por
esmectita, ilita, clorita e caulinita, assim como os encontrados no testemunho TA14 e
TA12.
A figura 27 representa os resultados obtidos pela difratometria de raios X no
testemunho TA14. Para o TA12 não foram realizadas estas análises.
A presença destes minerais reflete principalmente a influência dos rios
Madeira e Solimões, que também apresentam os mesmo argilo-minerais
identificados em nossas amostras. A influência do Rio Negro também está refletida
na presença de caulinita.
5.5.2 Mineralogia por espectrometria de infra-verme lho
Além dos argilo-minerais já identificados pela difratometria de raios X, a sílica
e o quartzo também foram encontrados em ambos os testemunhos (tabelas 13 e 14,
em anexo).
A análise da figura 28 demonstra que a ilita é o mineral dominante em todo o
perfil mineralógico, com uma média de 46%. A esmectita vem em segundo lugar,
com valores médios de 26%, apresentando um decréscimo em função da
profundidade. A sílica amorfa e a clorita foram os elementos com presença menos
significativa no sedimento.
O material sedimentar correspondente ao testemunho TA12 também
apresentou uma dominância da ilita (com média de 31,7%) e da esmectita (média
igual a 31,6%), como mostra a figura 29. No entanto, é evidente a presença mais
marcante do quartzo e da esmectita em relação ao testemunho anterior. Este fato
também se deve à localização mais susceptível à erosão na qual o testemunho
TA12 esteve sujeito. Como o quartzo é um mineral muito resistente aos processos
intempéricos, sua presença no sedimento, indica períodos de maior erosão e
hidrodinâmica.
71
Figura 27: Difratogramas de raios-X do Topo, Meio e Base do testemunho TA14.
esmectita
Ilita
Caulinita
72
Figura 28: Minerais identificados por espectrometria de infra-vermelho no
testemunho TA14.
73
Figura 29: Minerais identificados por espectrometria de infra-vermelho ao longo do
testemunho TA12.
74
5.6 GEOQUÍMICA DA MATÉRIA ORGÂNICA
5.6.1 Carbono orgânico total e nitrogênio orgânico total
Ao longo do testemunho TA14 o COT variou entre 0,13% a 21%, mais uma
vez comportando-se em cinco unidades como mostra a figura 30.
A unidade litológica V é a fase com maior concentração de COT, com média
de 8,5%, variando entre 4,2% e 21,5%. Também é neste período que a
granulometria é de origem mais fina, indicando um ambiente com menor
hidrodinâmica, o que facilita uma maior sedimentação orgânica.
Os níveis de COT começam a diminuir gradualmente após este período. Na
fase IV detectou-se um COT médio de 7,6%, que decresce para 0,9 na unidade
seguinte e atinge valores mais inferiores na fase II. Nesta unidade, os valores
médios estão em torno de 0,2%, variando entre 0,1% e 0,9%. Esta baixa
concentração sugere um meio com maior energia, que não permitiu a sedimentação
orgânica. Esta característica também é evidenciada pela granulometria mais siltosa
destas unidades.
Os valores de nitrogênio total apresentou-se de forma semelhante ao COT,
com valores mais altos na base do perfil, sofrendo uma diminuição até a
profundidade de 28 cm. A partir deste ponto até o topo, os valores apresentam um
ligeiro aumento.
Os valores da razão C/N são freqüentemente utilizados para distinguir entre
matéria orgânica de origem algal ou originária de plantas vasculares (MEYERS,
1994,1997,2003).
A relação C/N das unidades V e IV apresentam os valores mais altos, com
média aproximada de 22. Segundo Meyers (1994,2003) este valor é indicativo da
presença de plantas vasculares.
A partir desta fase, os valores da relação C/N sofrem ligeiro decréscimo.
Porém, é na unidade II que estes valores tornam-se mais baixos. Na fase atual
(unidade I) ocorre um ligeiro aumento desta relação, com média de 5,4. Este valor
indica a presença de algas lacustres no meio (MEYERS, 1994, 2003).
75
Figura 30: Valores de carbono orgânico, nitrogênio e relação C/N do testemunho
TA14.
O testemunho TA12 apresentou valores muito baixos de COT e nitrogênio,
assim como baixos valores da relação C/N, como indicado pela figura 31.
O COT médio do TA12 foi de apenas 1%, variando entre 0,3 e 2,5%.
Os valores de nitrogênio foram bem mais baixos, com média de 0,4%,
variando entre 0,2% e 1,0%.
Idade (anos cal AP)
595
2310
4000
4900
5100
5700
76
A relação C/N foi ligeiramente mais variável, com média de 2,6%, variando
entre 0,9 e 6,7.
As concentrações de carbono e nitrogênio, bem como os valores da razão
C/N, estão em anexo (tabela 15 e 16).
Figura 31: Valores de carbono orgânico, nitrogênio e relação C/N do testemunho
TA12.
5.6.2 Fluxo de carbono orgânico
O fluxo de carbono do testemunho TA14 apresentou média igual a 62
g/m2/ano, variando entre 0 e 454 g/m2/ano, representado pela figura 32 e pela tabela
77
17 (em anexo) . Os maiores valores encontram-se nas unidades IV e V, com médias
de 135,2 e 168,3 g/m2/ano, respectivamente.
A partir destas fases o fluxo foi diminuindo progressivamente, até atingir os
valores mais inferiores na unidade II, que apresentou média de 1,38g/m2/ano,
oscilando entre 1,05 e 13,6 g/m2/ano. Na unidade I observa-se valores médios de
2,8 g/m2/ano.
Figura 32: Fluxos de carbono orgânico do testemunho TA14
5.6.3 Isótopos estáveis de Carbono ( δδδδ13C) e nitrogênio ( δδδδ15N)
A composição isotópica de carbono e nitrogênio possibilita a determinação
das diferentes fontes da matéria orgânica presente no sedimento (δ13C), assim como
Idade (anos cal AP)
595
2310
4000
4900
5100
5700
78
permite reconstruir taxas de produtividade e identificar alterações na disponibilidade
de nutrientes (δ15N) (MEYERS, 2003).
Como mostra a figura 33, o δ13C ao longo do testemunho TA14 não
apresentou variação significativa, com valores entre –27 e -29. Porém, durante a
unidade III (126-164 cm) é claramente observável que os valores tornam-se menos
negativos, em torno de -22, sugerindo uma alteração na vegetação.
A composição isotópica de nitrogênio (δ15N) variou substancialmente ao longo
de todo o perfil. Seus valores oscilaram entre 0,5 e 14%, com média de 4,6%. A
unidade III apresentou os maiores percentuais, com valores médios entre 5,9%.
Figura 33: Composição isotópica do testemunho TA14.
Idade (anos cal AP)
595 2310
4000
4900
5100
5700
79
5.7 LÂMINAS DE MATERIAL SEDIMENTAR BRUTO A análise de laminas de material sedimentar bruto permite avaliar o grau de
decomposição da matéria orgânica, assim como a identificação de outros elementos,
como espículas e diatomáceas.
Para cada unidade litológica foram analisadas três laminas de material
sedimentar bruto. A tabela 7 apresenta as médias de cada elemento encontrado
para as cinco fases de sedimentação e a tabela 18 (em anexo) e figura 34
apresentam os valores encontrados em cada profundidade analisada.
O percentual de carvões identificados foi extremamente baixo. Esta região
recebe uma carga de sedimentos oriundo de uma bacia hidrográfica muito extensa,
o que pode dificultar o depósito deste tipo de material.
Tabela 7: Médias para cada elemento identificado ao longo das cinco unidades
litológicas do testemunho TA14
Fase I
Fase II
Fase III
Fase IV
Fase V
MOA acinzentada
3,04%
4,40%
9,31%
0,26%
0,00%
MOA opaca
3,00%
1,50%
1,57%
0,97%
1,35%
MOA avermelhada
55,23%
51,40%
8,89%
13,20%
21,67%
Ligno-celulósico translúcido
16,76%
31,90%
58,66%
45,83%
39,88%
Ligno-celulósico opaco
6,44%
7,37%
6,71%
10,07%
3,57%
Cutícula
0,00
0,00
0,00
28,55%
28,89%
Carvão
0,36%
0,27%
0,39%
0,00
0,00
Espícula
14,47%
3,27%
13,57%
1,11%
1,47%
Diatomáceas
0,32%
0,00
0,90%
0,00
1,07%
Como é possível observar, a fração de matéria orgânica amorfa avermelhada
é evidentemente maior nas unidades II e I (com média de 55 e 51%,
respectivamente), sofrendo um decréscimo acentuado nas unidades seguintes.
Nestas, a presença de material ligno-celulósico é muito mais marcante.
80
Os fragmentos de cutículas foram detectados apenas nas unidades IV e V,
não sendo encontrado nenhum vestígio deste material em outras profundidades do
testemunho TA14.
A matéria orgânica amorfa acinzentada esteve presente nas unidades I, II e
III, com uma pequena porcentagem na unidade IV.
As espículas foram encontradas unidades III, II e II, com uma pequena fração
nas frações seguintes. Este comportamento é semelhante ao observado na analise
mineralógica deste testemunho, que revelou uma maior presença de sílica nestas
mesmas unidades.
81
Figura 34: Elementos identificados em cada unidade litológica, através da análise
microscópica de material sedimentar do testemunho TA14.
Ligno-celulósico opaco
Ligno-celulósico Translúcido
82
6 DISCUSSAO DOS RESULTADOS
6.1 HIDRODINÂMICA DO LAGO SANTA NINHA
Os dados referentes à dinâmica fluvial, obtidos segundo análises realizadas
em ambos os testemunhos, refletem corretamente a posição na qual estes foram
coletados. O testemunho TA14 foi coletado no centro do lago, em contraste com o
TA12, que teve seu ponto de coleta próximo à margem e ao canal de ligação entre o
Rio Amazonas e o Lago Santa Ninha.
Como representado pela figura 35, a presença de silte foi muito mais
marcante no testemunho TA12, enquanto o TA14 é natureza mais fina. Existem
duas causas possíveis para esta diferença. Uma delas está ligada à hidrodinâmica
do próprio lago. O TA12 está localizado numa profundidade mais baixa, o que
favorece a sedimentação de material mais grosso proveniente do fundo, que pode
ser ressuspendido e sedimentado.
A segunda causa reflete a dinâmica do rio, que traz sedimentos mais grossos
que se depositam nas margens do lago. Como a velocidade da corrente diminui em
direção ao centro do lago, o material mais grosso dificilmente chega até este ponto,
ficando depositado nas margens. Como os grãos mais finos são menos densos,
sedimentam em regiões de menor hidrodinâmica, como o ponto de coleta do TA14.
O Rio Amazonas, na região próxima a várzea de Curuai, apresenta uma
profundidade média de 60 metros, e o complexo de lagos possui, em média, 4 a 6
metros, dependendo do ciclo hidrológico anual. Devido a esta diferença de
profundidade, a água do Rio Amazonas que entra no sistema seria superficial
(AMORIN, 2006), que transporta sedimento mais fino, já que os mais grossos são
transportados junto ao fundo (SUGUIO; BIGARELLA, 1999).
No entanto, a presença de areia não ocorre apenas no fundo do rio, mas
também em suas margens. A dinâmica do rio pode transportar essa areia em
direção ao lago, através do canal de ligação, cujo fundo também é arenoso. Porém,
mais uma vez estas depositam-se preferencialmente na margem do lago, devido à
perda de velocidade, como justificado anteriormente.
83
Figura 35: Diagrama silte/areia/argila das amostras dos testemunhos TA14(em
preto) e TA12 (em vermelho).
A análise da composição mineralógica também pode fornecer indícios sobre a
sua localização. A figura 29 indica que o testemunho TA12 apresenta uma maior
fração de esmectita e um menor percentual de ilita em suas amostras quando
comparado com o TA14. Como a esmectita é um argilomineral de maiores
dimensões do que a ilita, sua deposição no centro do lago é mais dificultada devido
a diminuição da velocidade da corrente.
84
6.2 PALEOHIDROLOGIA DO LAGO SANTA NINHA
A análise granulométrica do testemunho TA14 demonstra que este é de
natureza silto-argilosa. A fase V é a de granulometria mais fina, com altos teores em
água e baixa densidade. Todas estas características comprovam a presença mais
marcante de argila e silte fino, o que sugere um ambiente de baixa hidrodinâmica.
Estas características são típicas de ambientes lacustres (IRION et al., 2006;
BEHLING; COSTA, 2000).
A fase IV apresentou uma mudança substancial nas frações de silte médio e
grosso, assim como apresentou uma fração de areia fina, que pode ser interpretado
como conseqüência de um aumento na hidrodinâmica. Esta alteração pode ser
devido a um maior nível das enchentes, que estariam carreando mais material para
ser depositado nesta região.
A tendência granulométrica se mantém na fase seguinte (fase III), onde há
evidencias da presença de gramíneas, indicativas de períodos mais secos. Tendo
em vista que a granulometria sugere um ambiente de elevada hidrodinâmica mesmo
com evidencias de secas mais pronunciadas, podemos interpretar como uma maior
variação do nível de água durante as fases de enchente e vazante. Então, estas
gramíneas poderiam ser a vegetação dominante deste período, já que são mais
resistentes às variações do nível de água.
Os valores mais elevados de sílica amorfa nesta fase, juntamente com os
dados obtidos através da análise microscópica, identificaram a presença de
espículas silicosas. Estas estruturas são típicas de poríferos, animais aquáticos,
abundantes em determinados ambientes dulciaqüícolas e encontrados também nas
várzeas amazônicas. As espículas silicosas são ligadas por uma substância
denominada espongina, que se desintegra quando a esponja morre. Assim, estas
estruturas ficam soltas e acabam por sedimentar (VOLKMER-RIBEIRO, 1999).
Trabalhos realizados em Carajás identificaram a espécie Corvomeyenia
thumi, cuja distribuição espacial apresenta afinidades ambientais evidentes, sendo
utilizadas como indicadoras de ambientes lacustres com níveis de água mais baixo
ou intermitentes (CORDEIRO, 1995; CORDEIRO et al., 1997a,b, 2007 (in press);
SIFEDDINE et al., 2001; TURCQ et al., 1998b). No entanto, em nosso trabalho não
foi realizada a identificação da espécie encontrada, mas pode ser mais um indício de
que nesta fase os níveis do lago seriam menores ou mais variáveis.
85
O percentual de sedimentos mais grossos apresentou declínio a partir desta
fase, não ocorrendo mais a detecção de areia. Este comportamento é acompanhado
pelo aumento do teor de água e pela diminuição gradual da densidade, verificados
na fase I. A transição para essa fase foi interrompida por uma ausência dos
processos de sedimentação em 34 cm, denominado como um hiato.
O hiato é definido como uma interrupção no registro de sedimentação, que
pode ser devido a uma ausência de deposição de sedimentos ou à erosão do
material anteriormente depositado. Como em sistemas lacustres a energia do meio é
baixa, provavelmente os processos erosivos podem não estar relacionados à este
evento. Neste caso, um hiato pode ser conseqüência de períodos secos (LEDRU et
al., 1998), onde a vazão do rio pode ter diminuído, não sendo possível transportar
material para a parte mais profunda do lago.
A análise do conteúdo polínico realizado na Amazônia Central revelou a
existência de diferentes fases secas durante o Holoceno, ocorridas devido a uma
diminuição da precipitação. Uma dessas fases ocorreu entre 2100 e 700 anos AP
(ABSY, 1979 apud BEHLING; COSTA, 2000), o que coincide com o período em que
o hiato em nosso testemunho foi detectado.
Estas características sugerem que o hiato pode ter ocorrido em decorrência
de uma fase seca que, devido aos baixos níveis de precipitação, diminuíra o nível do
Rio e, conseqüentemente, diminuiu a influência deste sobre o lago. Isto acarretou
num decréscimo de material transportado até a região, refletido na ausência de
sedimentação como observado em nossas análises.
A fase II foi caracterizada por uma forte incidência de secas, como
evidenciado pelos baixos níveis de carbono, assim como algumas características da
fase III (descritas ao longo deste capítulo) também revelaram indícios de um clima
mais seco. O hiato, que ocorreu logo após estes períodos, pode ser interpretado
como o auge de um período mais seco registrado na região, que já teria iniciado
durante a fase III e II.
No entanto, trabalhos desenvolvidos por Behling e colaboradores (2001)
sugerem a ocorrência de um clima mais úmido, com níveis de enchente maiores do
que o atual registrado em 2010 cal AP. Esta data corresponde ao hiato detectado
em nosso testemunho. Pesquisas realizadas no baixo Tapajós determinaram que
ocorreu uma diminuição de pólen de Cecropia a partir de 4300 anos cal AP (IRION
et al., 2006). A presença destes vegetais é indicador da ocorrência de eventos de
86
seca sucessivas, que causam a morte de árvores e inicia-se o processo de
sucessão por elementos pioneiros (TURCQ et al., 2007), dos quais a Cecropia faz
parte. Se existem registros de uma queda na sua freqüência, então, a partir desta
data o clima pode ter ser tornado mais úmido.
Se considerarmos que o período era mais úmido, o hiato registrado poderia
refletir um intenso processo erosivo em decorrência de enchentes mais
pronunciadas, que não permitiam o depósito de sedimentos neste local. Porém, a
análise das fases anteriores não parece indicar que o clima estabelecido durante
este período fosse tão úmido a ponto de provocar enchentes desta magnitude.
Após estes eventos mais drásticos, foram estabelecidas as condições que
encontramos hoje, que começaram a ocorrer gradualmente a partir de 700 anos cal
AP.
6.3 A MATÉRIA ORGÂNICA
A ausência de amostras datadas do testemunho TA12 compromete a
correlação entre os dois testemunhos utilizados neste trabalho. No entanto, as
análises realizadas permitem algumas observações.
As baixas concentrações de carbono orgânico registrados nestas amostras
(com média de 1%), assim como a baixa relação C/N, são valores que apresentam
semelhança com os encontrados na fase II e III do testemunho TA14, que ocorreu
entre 5000 a 2300 anos cal AP.
Estes dados reforçam a hipótese de que durante estas fases ocorreram
períodos com seca de maior durabilidade, onde a degradação da matéria orgânica
foi mais intensificada. A relação C/N deste testemunho apresentou-se muito baixo, o
que também é indicativo da presença de bactérias que estariam promovendo a
decomposição durante as fases de seca.
87
6.3.1 Origem da matéria orgânica
A determinação da origem da matéria orgânica presente no sedimento
permite inferir sobre suas diferentes fontes, que por sua vez, são decorrentes de
alterações no ciclo hidrológico dos rios. Foi observada, ao longo do testemunho
TA14, uma variação no que diz respeito à origem do material orgânico. A melhor
forma de visualizar estas alterações é através do diagrama proposto por Meyers
(1994, 1997 e 2003), onde os valores da relação CN são representados em
simultâneo com os valores de 13C. A figura 36 mostra esta correlação.
Com este diagrama é possível verificar que a vegetação da fase IV e V é
predominantemente do tipo C3, que inclui principalmente árvores (STREET-PERROT
et al., 2004; PESSENDA et al., 2002; MEDINA et al., 2005). Esta vegetação é um
indício de clima mais úmido, em contraste com as fases anteriores (PESSENDA et
al., 2002). A grande concentração de cutículas encontradas exclusivamente nestas
fases constitui mais uma característica que indica a presença deste tipo de
vegetação.
A análise microscópica também revelou uma presença mais marcante de
material ligno-celulósico translúcido, Esta matéria orgânica mais preservada é um
indicativo de que existia um corpo de água permanente no sedimento (MARTIN et
al., 1997). Desta forma, durante este período, esta região poderia ser inundada por
períodos mais extensos, o que torna o meio propício ao desenvolvimento de uma
vegetação do tipo floresta inundável (PIEDADE et al., 2005).
88
Figura 36: Correlação entre os valores de δ13C e razão C/N para o testemunho
TA14.
Este diagrama também sugere que a fase III, possui vegetação do tipo C4.
Entre as espécies que representam este tipo de vegetação estão as gramíneas
tropicais (PESSENDA et al., 2002; MEDINA et al., 2005), mais resistentes à altas
temperaturas e variações na precipitação do que as plantas C3 (STREET-PERROT
et al., 2004). Estes vegetais são característicos do processo de sucessão nas áreas
alagáveis, crescendo nas camadas superiores dos sedimentos quando expostos
durante as fases de baixas águas (PIEDADE et al., 2005). Portanto, a presença
deste tipo de vegetação pode ser um indício de que as fases de baixas águas do rio
eram mais prolongadas, o que deixava o sedimento mais tempo exposto,
proporcionando o desenvolvimento dessas espécies. Deve-se ressaltar que nesta
fase, segundo o diagrama, também foi encontrado a presença de fitoplancton,
sugerindo que o meio não estava totalmente seco.
Valores muitos baixos de carbono orgânico, como registrado na fase II,
podem indicar um ambiente com elevada taxa de decomposição sugerindo a
ocorrência de repetidas secas, que facilitam o desenvolvimento de bactérias. A
análise microscopia das amostras pertencente a esta fase indica uma predominância
de matéria orgânica amorfa avermelhada, que se caracteriza por um material em
89
estado avançado de decomposição, o que justifica a baixa relação CN deste
período.
Os valores encontrados na fase I correspondem a um material originário de
fitoplâncton, sendo esta relação C/N típica da matéria orgânica atual presente no Rio
Amazonas.
6.3.2 Acumulação de carbono orgânico
Os poucos estudos realizados até o momento revelam que as várzeas
amazônicas apresentam um grande potencial na acumulação de carbono orgânico.
Na Várzea do Lago Grande de Curuai existem estimativas de que essa acumulação
ocorra em uma taxa de 100g de carbono por m2/ano (MOREIRA-TURCQ et al.,
2004).
Nossos resultados mostram que esta dinâmica sofreu algumas modificações
ao longo dos últimos 5700 anos cal AP, já tendo registrado fluxos de carbono
superiores à 400 g/m2/ano e taxas de sedimentação com picos de 1cm/ano. Estes
valores mais elevados correspondem às fases V e VI, onde também se verificou
uma maior concentração de carbono orgânico e maiores taxas de sedimentação.
Estes dados refletem um ambiente úmido, com elevado aporte de matéria orgânica,
em contraste com as fases III e II, onde a taxa de acumulação de carbono foi muito
reduzida.
Altas taxas de sedimentação permitem uma maior conservação da matéria
orgânica (HUC, 1988 apud TURCQ et al., 2002b), o que refletiu-se nas maiores
proporções de material ligno-celulósico encontrado nestas fases. Esta matéria
orgânica mais preservada é um indicativo de que existia um corpo de água
permanente no sedimento (MARTIN et al., 1997).
As fases II e III apresentaram taxas de sedimentação mais baixas (com
valores médios de 0,05 e 0,04 cm/ano). Esta característica pode indicar que as fases
de enchente apresentavam um período mais reduzido, fazendo com que o
sedimento ficasse exposto por mais tempo e, conseqüentemente, intensificando os
processos de decomposição. A identificação de matéria orgânica avermelhada
durante este período também contribui para esta interpretação.
90
6.4 RECONSTITUIÇÃO DAS CONDIÇÕES PALEOAMBIENTAIS DAS CINCO
FASES DE SEDIMENTAÇÃO
6.4.1 Fase V: 5700 a 5100 anos cal AP (200-270 cm)
Fase marcada pelos valores mais altos de carbono orgânico de todo o perfil, o
que sugere a existência de um ambiente extremamente produtivo. A relação C/N e o
os valores de 13C são típicos de vegetação do tipo C3, podendo-se tratar de uma
floresta inundável. Este fato é reforçado pela detecção de cutículas na analise
microscópica do material sedimentar.
Levando em conta este tipo de vegetação, o nível do lago não poderia ser
muito alto para poder servir como habitat para estes vegetais. Porém, a
permanência de água no local é evidenciada pela conservação da matéria orgânica
(identificada sob a forma de material ligno-celulósico), sem ficar exposto durante os
períodos de baixas águas.
Estas características são distintas do que foi registrado na fase mais atual
deste testemunho. Assim, o nível da água durante o período de cheias nesta fase
poderia ser inferior ao que é observado atualmente, onde os valores mais baixos de
COT e razão C/N indicam uma presença menos significativa de vegetais superiores,
logo o nível da água pode ser mais acentuado do que anteriormente.
Segundo o trabalho desenvolvido por Bonnet e colaboradores (2007), o nível
máximo da água durante a fase de cheia encontrado na Várzea de Curuai
atualmente é de 5,5m e de 50 cm na fase seca, válido para o ponto de coleta do
testemunho TA14. Como a fase V inicia-se na profundidade de 200 cm, esta
encontra-se a 2,5 m do nível mínimo atual da fase de baixas águas e 7,5 m do nível
de altas águas. Este ainda é um valor considerado elevado para o desenvolvimento
de macrófitas ou de uma floresta inundável. Portanto, o nível da água deste período
era mais baixo do que o atual, porém com pouca variação quando comparado com o
nível do período de baixas águas.
91
6.4.2 Fase IV: 5100 a 5000 anos cal AP (164–200 cm)
Esta fase representa um período de transição, onde a natureza da matéria
orgânica manteve-se semelhante à fase anterior (relação C/N e 13C de mesma
magnitude), assim como as taxas de sedimentação e de acumulação de carbono
sofreram pouca alteração. No entanto, os níveis de COT começaram a decrescer em
decorrência de uma hidrodinâmica mais acentuada. Isto pode ser atribuído a um
maior nível das enchentes em comparação com o período anterior, que estaria
carreando material mais grosso para a região.
6.4.3 Fase III: 5000 a 4000 anos cal AP (164-125 cm )
Fase cuja característica mais marcante está ligada à alteração dos valores de
13C, que juntamente com os valores da relação C/N sugerem a presença de
gramíneas neste ambiente. Este tipo de vegetação são indicadores de ambientes
mais secos, ou com níveis de água mais variáveis. Portanto, trata-se de um período
com maior ocorrência de secas, onde as fases de altas águas eram mais variáveis
do que o observado anteriormente.
6.4.4 Fase II: 4000 a 2300 anos cal AP (125-34 cm)
Fase com valores extremamente baixos de carbono orgânico, que culmina na
presença de um longo hiato. A baixa taxa de sedimentação, juntamente com os
baixos valores no fluxo de carbono, revela a forte incidência de fases secas. Estes
períodos propiciam os processos de decomposição, como claramente evidenciado
pelos altos índices de matéria orgânica amorfa e pelos baixos valores da relação
C/N, indicativos do desenvolvimento de bactérias.
6.4.5 Hiato: 2300 anos até 700 anos cal AP (34 cm)
Evento caracterizado por uma interrupção da sedimentação, interpretado
como conseqüência de um clima mais seco. Outros trabalhos, citados anteriormente,
verificaram que durante este período os níveis de precipitação na Amazônia central
eram muito baixos, o que poderia causar uma diminuição do nível do rio. Desta
92
forma, a influência do rio sobre o lago diminuiu, não sendo possível transportar
material para esta região.
Outro fator que também contribui para esta interpretação está relacionado às
fases anteriores a este hiato, onde apresentam evidencias de um clima mais seco.
Desta forma, o período seco foi se intensificando gradualmente, até atingir um
período mais drástico, refletido pela ausência de sedimentação.
6.4.6 Fase I: 700 anos até os dias atuais (34-0 cm)
Após as fases mais secas registradas anteriormente, as condições atuais
foram se estabelecendo, com níveis de cheias mais elevados e menores incidências
de fases secas.
A razão C/N e o 13C desta fase são muito semelhantes ao encontrado
atualmente nos lagos de várzea desta região. Estes dados sugerem a presença
marcante de algas lacustres, refletindo uma alta atividade fitoplanctonica, como
encontrado em sedimentos superficiais do Lago Santa Ninha (AMORIM, 2006).
A tabela 8 apresenta uma síntese dos eventos paleoambientais ocorridos no
lago Santa Ninha, interpretados neste trabalho.
Tabela 8: Síntese dos eventos paleoambientais ocorridos no Lago Santa Ninha nos
últimos 5700 anos cal AP.
93
7 CONCLUSÕES
A análise do material sedimentar de ambos os testemunhos revelaram que,
nos últimos 5700 anos, ocorreram mudanças paleohidrológicas e paleoambientais
nesta região, que alteraram o tipo de vegetação e a dinâmica sedimentar do lago.
Podemos observar também que estas alterações podem ter ocorrido em decorrência
de mudanças no ciclo hidrológico do Rio Amazonas que, por sua vez, também são
reflexos de alterações climáticas.
Os parâmetros analisados mostraram cinco fases de sedimentação: 5700 a
5100 anos cal AP, 5100 a 5000 anos cal AP; 5000 a 4000 anos cal AP; 4000 a 2300
anos cal AP; Hiato: entre 2300 anos e 700 anos cal AP e de 700 anos até o
presente.
Antes de 5100 anos cal AP as variações do ciclo hidrológico eram menos
intensificadas, o que permitia o desenvolvimento de uma floresta inundável. O nível
da água durante as cheias não poderia ser muito elevado para suportar este tipo de
vegetação. Porém o período de inundação era provavelmente mais extenso, como,
devido ao estado de conservação da matéria orgânica encontrada nesta unidade.
Entre 5100 e 5000 anos cal AP observou-se uma fase de transição, onde o
tipo de vegetação não mostrou indícios de modificações significativas, porem a
hidrodinâmica revelou-se muito mais acentuada, sendo interpretada como
conseqüência de um aumento do nível/ocorrência de enchentes.
Após este período transitório, entre 5000 e 4000 anos cal AP, é observada
uma clara alteração na composição biótica do meio, sendo detectada a presença de
vegetais com ciclo fotossintético C4, que são indicativos de um clima mais seco, ou
mais variável. O registro de espículas silicosas atinge valores mais elevados nesta
fase, indicando que o nível do lago encontrava-se mais baixo ou então mais variável.
Concluímos que durante este período as fases de baixas águas eram mais
prolongadas e os períodos de enchentes eram mais variáveis do que anteriormente.
Os períodos de seca intensificaram-se na fase sedimentar seguinte, onde
provavelmente ocorreram intensos processos de decomposição, revelados pela
concentração extremamente baixa de carbono orgânico e pela grande quantidade de
matéria orgânica em estágio mais avançado de decomposição. Esta fase é
precedida por um longo hiato, que durou cerca de 1600 anos, registrado em
decorrência de um período mais seco, devido a uma diminuição da precipitação na
94
região. Como conseqüência, a influência do rio diminui sobre a região, fazendo com
que menos sedimento chegasse até este lago.
Após este período seco, os níveis de cheias foram se estabilizando até atingir
as condições atuais do lago, num processo que vem ocorrendo desde 700 anos cal
AP. Durante este período é observado uma ativa produção fitoplanctônica, como é
encontrado atualmente.
Os valores das taxas de acumulação de carbono também sofreram alterações
ao longo dos 5700 anos, sugerindo que o papel das várzeas na estocagem deste
material oscilou de acordo com as alterações climáticas.
Estes dados revelam a influência que as modificações no ciclo hidrológico do
rio exercem nos ecossistemas de várzea. Como o clima é um dos principais fatores
que controlam o comportamento dos rios, alterações na sua dinâmica fluvial indicam
mudanças climáticas ocorridas na região (SUGUIO; BIGARELLA, 1979). Portanto,
as alterações observadas na dinâmica do lago são reflexos de mudanças climáticas
que ocorreram neste local durante os últimos 5700 anos cal AP.
95
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9 ANEXOS
Tabela 9: idades interpoladas e taxas de sedimentação do testemunho TA14 Profundidade
(cm) Idade
(anos cal AP)
Taxa de sedimentação
(cm/ano)
Profundidade (cm)
Idade (anos cal
AP)
Taxa de sedimentação
(cm/ano) 1 -19,37 0,04 47 2633,44 0,04 2 3,05 0,04 48 2660,07 0,04 3 25,46 0,04 49 2686,65 0,04 4 47,88 0,04 50 2713,14 0,04 5 70,29 0,04 51 2739,52 0,04 6 92,71 0,04 52 2765,76 0,04 7 115,12 0,04 53 2791,83 0,04 8 137,54 0,04 54 2817,69 0,04 9 159,95 0,04 55 2843,33 0,04 10 182,37 0,04 56 2868,71 0,04 11 204,78 0,04 57 2893,79 0,04 12 227,20 0,04 58 2918,56 0,04 13 249,61 0,04 59 2942,98 0,04 14 272,03 0,04 60 2967,03 0,04 15 294,44 0,04 61 2990,66 0,04 16 316,86 0,04 62 3013,86 0,04 17 339,27 0,04 63 3036,60 0,04 18 361,69 0,04 64 3058,84 0,05 19 384,10 0,04 65 3080,56 0,05 20 406,52 0,04 66 3101,72 0,05 21 428,93 0,04 67 3122,30 0,05 22 451,35 0,04 68 3142,26 0,05 23 473,76 0,04 69 3161,59 0,05 24 496,18 0,04 70 3180,30 0,05 25 518,59 0,04 71 3198,71 0,06 26 541,01 0,04 72 3216,89 0,06 27 563,42 0,04 73 3234,84 0,06 28 585,84 0,04 74 3252,56 0,06 29 608,25 0,04 75 3270,07 0,06 30 630,67 0,04 76 3287,38 0,06 31 653,08 0,04 77 3304,48 0,06 32 675,50 0,04 78 3321,39 0,06 33 697,91 0,04 79 3338,11 0,06 34 720,33 0,00 80 3354,65 0,06 34 2295,67 0,04 81 3371,02 0,06 35 2320,37 0,04 82 3387,22 0,06 36 2345,36 0,04 83 3403,26 0,06 37 2370,64 0,04 84 3419,15 0,06 38 2396,19 0,04 85 3434,89 0,06 39 2421,98 0,04 86 3450,49 0,06 40 2447,99 0,04 87 3465,95 0,07 41 2474,17 0,04 88 3481,29 0,07 42 2500,51 0,04 89 3496,52 0,07 43 2526,97 0,04 90 3511,63 0,07 44 2553,52 0,04 91 3526,63 0,07 45 2580,14 0,04 92 3541,54 0,07 46 2606,79 0,04 93 3556,35 0,07
113
Continuação da tabela 9 Profundidade
(cm) Idade
(anos cal AP)
Taxa de sedimentação
(cm/ano)
Profundidade (cm)
Idade (anos cal
AP)
Taxa de sedimentação
(cm/ano) 94 3571,08 0,07 144 4350,30 0,05 95 3585,73 0,07 145 4370,64 0,04 96 3600,31 0,07 146 4396,99 0,03 97 3614,83 0,07 147 4429,26 0,03 98 3629,28 0,07 148 4466,46 0,02 99 3643,69 0,07 149 4507,57 0,02 100 3658,05 0,07 150 4551,58 0,02 101 3672,38 0,07 151 4597,50 0,02 102 3686,68 0,07 152 4644,31 0,02 103 3700,95 0,07 153 4691,02 0,02 104 3715,20 0,07 154 4736,61 0,02 105 3729,45 0,07 155 4780,08 0,02 106 3743,69 0,07 156 4820,43 0,03 107 3757,94 0,07 157 4856,64 0,03 108 3772,20 0,07 158 4887,72 0,04 109 3786,47 0,07 159 4912,65 0,05 110 3800,77 0,07 160 4931,18 0,06 111 3815,10 0,07 161 4947,20 0,07 112 3829,47 0,07 162 4961,51 0,08 113 3843,88 0,07 163 4974,23 0,09 114 3858,35 0,07 164 4985,46 0,10 115 3872,87 0,07 165 4995,33 0,12 116 3887,46 0,07 166 5003,93 0,13 117 3902,13 0,07 167 5011,39 0,16 118 3916,87 0,07 168 5017,81 0,18 119 3931,69 0,07 169 5023,30 0,21 120 3946,61 0,07 170 5027,98 0,25 121 3961,63 0,07 171 5031,96 0,30 122 3976,76 0,07 172 5035,34 0,34 123 3992,00 0,07 173 5038,24 0,39 124 4007,36 0,06 174 5040,78 0,44 125 4022,85 0,06 175 5043,05 0,47 126 4038,47 0,06 176 5045,18 0,48 127 4054,23 0,06 177 5047,28 0,46 128 4070,13 0,06 178 5049,44 0,42 129 4086,20 0,06 179 5051,80 0,38 130 4102,42 0,06 180 5054,46 0,33 131 4118,81 0,06 181 5057,52 0,28 132 4135,38 0,06 182 5061,10 0,24 133 4152,13 0,06 183 5065,32 0,20 134 4169,06 0,06 184 5070,28 0,20 135 4186,20 0,06 185 5075,40 0,38 136 4203,53 0,06 186 5078,05 0,34 137 4221,07 0,06 187 5080,95 0,32 138 4238,83 0,06 188 5084,10 0,32 139 4256,81 0,05 189 5087,25 0,32 140 4275,03 0,05 190 5090,40 0,32 141 3571,08 0,05 191 5093,55 0,32 142 3585,73 0,05 192 5096,70 0,32 143 3600,31 0,05 193 5099,85 0,32
Continuação da tabela 9 Profundidade
(cm) Idade
(anos cal AP)
Taxa de sedimentação
(cm/ano)
Profundidade (cm)
Idade (anos cal
AP)
Taxa de sedimentação
(cm/ano) 194 5103,00 0,32 244 5228,91 0,41 195 5106,15 0,32 245 5231,33 0,36 196 5109,30 0,32 246 5234,09 0,32 197 5112,45 0,32 247 5237,24 0,28 198 5115,60 0,32 248 5240,82 0,25 199 5118,75 0,32 249 5244,86 0,22 200 5121,90 0,32 250 5249,39 0,20 201 5125,05 0,32 251 5254,46 0,18 202 5128,20 0,32 252 5260,11 0,16 203 5131,35 0,32 253 5266,36 0,14 204 5134,50 0,32 254 5273,26 0,13 205 5137,65 0,32 255 5280,84 0,12 206 5140,80 0,32 256 5289,14 0,11 207 5143,95 0,32 257 5298,20 0,09 208 5147,10 0,32 258 5308,84 0,06 209 5150,25 0,32 259 5325,46 0,04 210 5153,40 0,32 260 5347,90 0,04 211 5156,55 0,32 261 5375,15 0,03 212 5159,70 0,32 262 5406,22 0,03 213 5162,85 0,32 263 5440,12 0,03 214 5166,00 0,32 264 5475,85 0,03 215 5169,15 0,32 265 5512,40 0,03 216 5172,30 0,32 266 5548,79 0,03 217 5175,45 0,32 267 5584,02 0,03 218 5178,60 0,32 268 5617,09 0,03 219 5181,75 0,32 269 5647,48 0,03 220 5184,90 0,32 270 5677,43 0,03 221 5188,05 0,32 222 5191,20 0,32 223 5194,35 0,32 224 5197,50 0,32 225 5200,60 0,36 226 5203,36 0,41 227 5205,78 0,48 228 5207,88 0,55 229 5209,70 0,63 230 5211,28 0,72 231 5212,66 0,82 232 5213,87 0,92 233 5214,96 1,01 234 5215,95 1,07 235 5216,89 1,09 236 5217,80 1,07 237 5218,74 1,01 238 5219,73 0,92 239 5220,82 0,82 240 5222,03 0,72 241 5223,41 0,63 242 5224,99 0,55 243 5226,82 0,48
Tabela 10: Teor de água e densidade do testemunho TA14 Profundidade
(cm) Teor de
Água (%) densidade
(g/cm3) Profundidade
(cm) Teor de
Água (%) densidade
(g/cm3) 1 58,54 0,36 47 31,46 1,26 2 58,88 0,32 48 30,87 1,04 3 57,36 0,41 49 30,49 1,08 4 55,61 0,49 50 29,99 1,20 5 55,85 0,48 51 28,80 1,07 6 55,78 0,38 52 28,28 1,17 7 56,15 0,38 53 27,63 1,07 8 55,54 0,41 54 26,35 1,34 9 56,27 0,41 55 26,20 1,13 10 56,61 0,43 56 23,48 1,22 11 56,40 0,41 57 23,73 1,19 12 56,16 0,47 58 24,55 1,20 13 52,67 0,69 59 25,53 1,19 14 53,42 0,57 60 25,81 1,12 15 54,61 0,49 61 26,57 1,15 16 55,22 0,43 62 26,34 1,18 17 55,71 0,55 63 28,08 1,14 18 55,34 0,45 64 25,36 1,08 19 53,29 0,48 65 27,03 1,07 20 55,30 0,51 66 26,09 1,26 21 55,99 0,48 67 26,51 1,17 22 56,45 0,45 68 26,76 1,24 23 49,82 0,52 69 30,57 1,08 24 47,87 0,58 70 29,89 1,01 25 43,82 0,60 71 29,86 1,06 26 44,31 0,63 72 27,56 1,13 27 45,36 0,68 73 27,40 1,04 28 46,72 0,75 74 26,09 1,23 29 44,98 0,68 75 26,91 0,95 30 42,12 0,75 76 27,97 1,20 31 41,68 0,89 77 27,82 1,24 32 41,07 0,79 78 27,27 1,14 33 39,32 0,66 79 23,62 1,25 34 37,01 0,67 80 22,95 1,23 34 35,66 0,67 81 25,97 1,17 35 33,59 0,70 82 26,32 1,13 36 32,34 0,91 83 26,46 1,16 37 31,53 0,68 84 26,87 1,15 38 31,54 0,96 85 25,05 1,16 39 31,17 0,90 86 26,41 1,31 40 29,26 1,31 87 26,55 1,19 41 28,56 1,39 88 27,04 1,14 42 28,65 1,21 89 26,94 1,20 43 29,71 1,13 90 27,49 1,06 44 32,50 0,97 91 27,70 1,06 45 31,96 1,13 92 28,34 1,23 46 32,02 1,02 93 28,31 1,03
Continuação da tabela 10 Profundidade
(cm) Teor de
Água (%) Densidade
(g/cm3) Profundidade
(cm) Teor de
Água (%) Densidade
(g/cm3) 94 29,12 1,12 141 28,16 1,10 95 29,81 0,99 142 30,43 1,04 96 30,83 1,11 143 28,46 1,07 97 31,78 0,91 144 25,45 1,32 98 34,25 0,99 145 25,19 1,21 99 35,24 0,93 146 25,67 1,16 100 32,04 0,91 147 28,61 0,84 101 31,30 0,97 148 28,94 1,08 102 31,24 0,88 149 28,84 1,16 103 31,00 0,79 150 26,23 1,06 104 31,63 0,88 151 24,83 1,14 105 29,82 0,94 152 25,10 1,26 106 29,54 0,99 153 23,07 1,24 107 29,06 1,03 154 23,52 1,15 108 27,74 1,03 155 28,55 1,10 109 26,62 1,22 156 33,67 0,94 110 26,40 0,97 157 37,85 0,77 111 29,05 1,03 158 32,90 1,11 112 29,41 1,00 159 33,44 0,93 113 31,44 1,00 160 33,15 0,87 114 29,75 1,01 161 31,73 0,83 115 30,09 1,00 162 30,20 1,02 116 30,73 1,03 163 30,46 1,16 117 30,36 1,05 164 28,48 1,08 118 29,27 0,98 165 27,96 0,91 119 29,23 1,08 166 26,38 1,27 120 29,34 1,00 167 25,78 1,14 121 31,45 0,97 168 27,75 1,13 122 31,44 0,98 169 31,14 0,93 123 32,99 0,86 170 35,70 0,77 124 31,24 1,11 171 39,21 0,89 125 29,77 0,89 172 42,67 0,79 126 27,97 1,14 173 40,09 0,66 127 27,96 1,02 174 42,02 0,67 128 29,09 1,10 175 43,06 0,67 129 29,00 0,99 176 43,60 0,70 130 30,31 1,04 177 41,65 0,91 131 30,03 1,02 178 36,89 0,68 132 29,43 1,08 179 34,30 0,96 133 29,80 1,01 180 35,04 0,90 134 26,74 1,21 181 35,96 0,97 135 25,39 1,20 182 39,10 0,75 136 26,21 1,14 183 35,70 0,83 137 25,75 1,11 184 45,24 0,77 138 26,36 1,10 185 50,15 0,49 139 26,91 1,22 186 53,56 0,53 140 26,30 1,16 187 59,74 0,33
Continuação da tabela 10 Profundidade
(cm) Teor de
Água (%) Densidade
(g/cm3) Profundidade
(cm) Teor de
Água (%) Densidade
(g/cm3) 188 55,75 0,59 235 44,04 0,71 189 61,18 0,46 236 50,48 0,54 190 63,19 0,34 237 44,82 0,72 191 61,76 0,36 238 44,96 0,66 192 60,56 0,43 239 48,61 0,63 193 62,95 0,40 240 48,86 0,49 194 60,91 0,34 241 44,64 0,73 195 60,14 0,51 242 50,98 0,71 196 60,59 0,42 243 48,39 0,53 197 63,03 0,34 244 47,46 0,66 198 56,76 0,48 245 46,58 0,50 199 48,99 0,70 246 44,45 0,78 200 47,66 0,57 247 42,19 0,95 201 46,59 0,69 248 44,56 0,65 202 47,78 0,65 249 44,88 0,62 203 49,60 0,54 250 46,26 0,65 204 54,54 0,57 251 47,25 0,60 205 54,89 0,55 252 47,87 0,74 206 57,68 0,43 253 49,77 0,50 207 61,86 0,38 254 48,79 0,64 208 57,88 0,49 255 50,42 0,63 209 52,62 0,54 256 56,16 0,41 210 52,03 0,51 257 50,48 0,65 211 55,44 0,54 258 50,28 0,48 212 51,32 0,59 259 46,70 0,74 213 50,47 0,56 260 47,12 0,69 214 49,54 0,53 261 47,87 0,63 215 48,66 0,71 262 48,65 0,62 216 47,65 0,60 263 50,57 0,66 217 44,43 0,67 264 48,26 0,38 218 44,28 0,81 265 49,37 0,68 219 47,46 0,56 266 50,37 0,50 220 48,61 0,61 267 50,45 0,48 221 52,77 0,53 268 48,94 0,46 222 55,33 0,55 269 45,72 0,59 223 53,46 0,64 270 43,62 0,44 224 58,70 0,33 225 56,65 0,47 226 49,05 0,53 227 45,40 0,75 228 49,55 0,60 229 47,39 0,68 230 47,69 0,67 231 42,35 0,66 232 41,60 0,69 233 42,09 0,88 234 43,28 0,71
Tabela 11: Teor de água e densidade aparente do testemunho TA12 Profundidade
(cm) Teor de
Água (%) densidade
(g/cm3) Profundidade
(cm) Teor de
Água (%) densidade
(g/cm3) 1 24,64 0,79 47 23,51 1,22 2 25,50 1,26 48 21,03 1,63 3 26,35 1,14 49 21,66 1,29 4 29,14 1,17 50 21,87 1,45 5 31,18 1,17 51 26,80 1,66 6 31,24 1,01 52 27,28 1,30 7 31,05 1,17 53 33,28 1,02 8 30,46 1,25 54 29,06 1,18 9 30,09 1,34 55 22,32 1,41 10 26,93 1,31 56 23,20 1,18 11 22,30 1,20 57 28,94 1,31 12 22,88 1,53 58 26,89 1,35 13 22,44 1,56 59 23,28 1,35 14 21,97 1,58 60 25,87 1,38 15 26,83 1,26 61 34,34 1,13 16 22,51 1,24 62 29,31 1,11 17 23,91 1,55 63 21,96 1,11 18 26,63 1,37 64 23,72 1,45 19 26,08 1,31 65 23,74 1,41 20 28,19 1,22 66 27,81 1,25 21 26,50 1,28 67 23,72 1,52 22 25,07 1,29 68 22,75 1,06 23 24,66 1,11 69 23,52 1,39 24 24,34 1,30 70 23,85 1,36 25 23,83 1,22 71 24,32 1,26 26 31,93 1,06 72 24,87 1,14 27 24,98 1,27 73 23,63 1,19 28 24,63 1,17 74 23,87 1,22 29 24,28 1,13 75 24,05 1,08 30 23,92 1,32 76 24,35 1,18 31 24,51 1,40 77 24,64 1,43 32 26,27 1,21 78 24,63 1,15 33 26,13 1,42 79 24,60 1,29 34 30,94 1,11 80 23,79 1,36 34 31,94 1,31 81 23,58 1,38 35 32,00 1,18 82 23,87 1,44 36 24,86 1,56 83 24,13 1,48 37 22,48 0,93 84 24,14 1,41 38 22,90 0,93 85 24,45 1,42 39 22,85 1,02 86 24,49 1,28 40 23,57 1,18 87 24,33 1,20 41 23,11 1,46 88 24,43 1,41 42 24,44 1,54 89 24,81 1,37 43 24,96 1,14 90 25,00 1,28 44 26,61 1,09 91 25,81 1,37 45 26,86 1,32 92 26,57 1,21 46 26,16 1,34 93 27,18 1,17
Continuação da tabela 11 Profundidade
(cm) Teor de
Água (%) Densidade
(g/cm3) Profundidade
(cm) Teor de
Água (%) Densidade
(g/cm3) 94 27,63 1,03 141 39,40 1,04 95 29,51 1,12 142 39,32 1,02 96 30,41 1,25 143 39,06 0,97 97 31,71 1,09 144 39,32 0,89 98 31,59 1,08 145 38,27 0,91 99 32,79 0,92 146 35,31 1,16 100 32,71 1,19 147 35,01 1,17 101 31,87 0,95 148 34,53 1,23 102 32,20 1,13 149 34,31 1,03 103 33,30 1,06 150 33,94 1,01 104 33,33 1,24 151 32,82 0,94 105 33,88 0,83 152 32,55 1,24 106 34,31 1,03 153 34,17 1,06 107 34,36 1,07 154 34,15 0,98 108 34,09 1,05 155 33,69 0,97 109 33,31 1,09 156 33,58 1,07 110 34,01 0,93 157 33,33 1,09 111 34,91 1,05 158 32,66 1,15 112 34,82 1,16 159 32,04 1,00 113 35,78 1,09 160 31,55 1,27 114 37,10 0,98 161 31,55 1,37 115 37,72 1,00 162 30,85 1,32 116 37,04 0,71 163 30,77 1,19 117 37,45 0,81 164 30,80 1,13 118 37,55 1,06 165 32,17 1,07 119 38,85 0,88 166 32,64 1,13 120 40,27 1,03 167 33,05 1,12 121 39,94 1,00 168 33,93 1,19 122 42,17 0,88 169 32,28 1,20 123 42,56 0,77 170 32,52 1,19 124 43,04 0,89 171 32,23 1,10 125 42,44 0,95 172 29,51 1,12 126 43,39 0,93 173 25,74 1,89 127 42,30 0,82 174 22,56 0,71 128 40,16 0,97 175 25,35 1,05 129 39,80 0,97 176 26,87 1,34 130 39,85 0,85 177 26,69 1,32 131 40,64 0,92 178 24,64 1,09 132 40,80 0,75 179 25,21 1,58 133 41,49 1,01 180 25,55 1,31 134 41,39 0,89 181 25,43 1,37 135 40,77 1,08 182 25,86 1,51 136 40,12 0,95 183 25,51 1,19 137 39,84 1,04 184 25,67 1,36 138 39,84 0,90 185 25,19 1,39 139 39,65 0,88 186 24,75 1,49 140 39,77 0,97 187 23,94 1,29
Continuação da tabela 11 Profundidade
(cm) Teor de
Água (%) Densidade
(g/cm3) 188 22,39 1,60 189 20,24 1,58 190 20,09 1,53 191 18,02 1,60 192 16,84 2,02 193 15,94 2,00 194 16,73 1,86 195 18,14 1,95 196 20,50 1,56 197 20,76 1,30 198 21,63 1,44 199 19,55 1,83 200 14,95 1,56 201 15,93 1,89 202 16,43 1,55 203 16,32 1,64 204 16,38 1,87 205 16,97 1,75 206 17,05 1,85 207 15,66 1,92 208 16,05 2,04 209 13,04 1,28 210 12,73 1,55
Tabela 12: Granulometria do testemunho TA14 Profundidade
(cm) Argila (%) Silte fino
(%) Silte médio
(%) Silte
grosso (%) Areia fina
(%) 0cm 25,6% 46,2% 23,4% 4,8% 0 2cm 28,4% 44,1% 20,0% 7,5% 0 4cm 27,6% 44,9% 21,0% 6,6% 0 6cm 32,5% 44,5% 18,5% 4,5% 0 8cm 29,3% 44,3% 20,1% 6,3% 0 10cm 30,0% 42,0% 19,4% 8,6% 0 12cm 28,4% 43,1% 20,9% 7,7% 0 14cm 26,7% 42,3% 23,3% 7,6% 0 16cm 47,0% 40,0% 6,7% 6,3% 0 20cm 27,6% 44,0% 22,5% 5,9% 0 22cm 26,2% 45,1% 23,2 5,5% 0 24cm 27,6% 44,3% 23,5% 4,7% 0 26cm 30,8% 46,4% 22,0% 0,9% 0 30cm 30,6% 47,7% 21,2% 0,5% 0 32cm 29,7% 50,0% 18,2% 2,1% 0 34cm 30,4% 50,1% 17,5% 1,9% 0 36cm 31,4% 50,5% 16,8% 1,3% 0 38cm 33,4% 49,8% 16,6% 0,3% 0 40cm 30,6% 52,6% 16,8% 0,0% 0 42cm 34,8% 49,9% 15,0% 0,3% 0 44cm 31,2% 51,6% 17,2% 0,0% 0 46cm 34,0% 54,4% 11,6% 0,0% 0 50cm 38,3% 47,7% 12,8% 1,3% 0 52cm 36,7% 49,5% 13,4% 0,4% 0 54cm 38,6% 48,1% 13,1% 0,2% 0 56cm 32,9% 47,8% 17,5% 1,8% 0 58cm 28,3% 46,0% 18,7% 7,0% 0 60cm 27,0% 45,5% 23,3% 4,1% 0 62cm 29,1% 47,3% 20,7% 3,0% 0 64cm 27,6% 46,2% 22,5% 3,7% 0 66cm 27,5% 45,2% 23,2% 4,1% 0 68cm 28,6% 45,1% 21,9% 4,4% 0 70cm 27,4% 43,4% 20,8% 8,4% 0 72cm 28,2% 47,0% 24,1% 0,6% 0 74cm 26,1% 45,5% 21,6% 6,8% 0 76cm 28,8% 49,8% 20,8% 0,7% 0 80cm 31% 51,3% 17,5% 0,2% 0 82cm 28,1% 46,9% 24,4% 0,5% 0 84cm 28,9% 45,2% 20,8% 5,1% 0 86cm 25,7% 47,0% 21,3% 6,0% 0 88cm 29,8% 50,0% 19,7% 0,5% 0 90cm 31,6% 50,3% 17,9% 0,3% 0 92cm 31,8% 52,8% 15,0% 0,4% 0 94cm 31,0% 54,1% 14,8% 0,2% 0 96cm 30,6% 50,3% 18,5% 0,6% 0 98cm 28,7% 48,1% 20,3% 2,9% 0 100cm 29,9% 48,1% 21,3% 0,7% 0 102cm 31,5% 45,4% 19,3% 3,8% 0 104cm 28,9% 43,4% 19,5% 8,2% 0 106cm 29,1% 41,5% 17,6% 11,8% 0
Continuação da tabela 12 Profundidade
(cm) Argila (%) Silte fino
(%) Silte médio
(%) Silte
grosso(%) Areia fina
(%) 108cm 29,0% 39,3% 19,7% 11,9% 0 110cm 31,0% 54,1% 14,8% 0,2% 0 112cm 31,5% 41,4% 23,9% 3,2% 0 114cm 28,9% 40,1% 23,1% 7,9% 0 120cm 30,6% 45,6% 19,4% 4,4% 0 122cm 29,1% 44,5% 18,3% 8,1% 0 124cm 29,5% 41,4% 16,7% 12,4% 0 126cm 31,0% 43,4% 14,5% 11,1% 0 128cm 27,3% 42,6% 19,2% 10,9% 0 130cm 29,9% 48,2% 14,8% 7,1% 0 132cm 58,0% 41,0% 1,0% 0,0% 0 134cm 30,6% 47,2% 15,1% 7,0% 0 136cm 27,0% 44,6% 19,5% 8,9% 0 138cm 26,4% 44,9% 17,6% 11,1% 0 140cm 24,8% 41,9% 19,6% 13,7% 0 142cm 27,7% 38,7% 18,2% 15,5% 0 144cm 25,6% 40,1% 18,2% 16,0% 0,1% 146cm 27,4% 37,6% 18,0% 17,0% 0 148cm 26,3% 39,7% 19,2% 14,8% 0 150cm 13,1% 22,0% 18,6% 45,1% 1,2% 152cm 24,1% 32,7% 17,7% 25,1% 0,3% 154cm 23,8% 33,0% 18,6% 24,4% 0,2% 156cm 25,5% 35,4% 17,9% 21,1% 0,1% 160cm 37,9% 48,0% 12,5% 1,7% 0 164cm 45,1% 50,8% 4,1% 0,0% 0 166cm 23,7% 43,6% 20,9% 11,8% 0 168cm 24,2% 51,5% 21,5% 2,8% 0 174cm 50,5% 36,6% 7,2% 5,7% 0 176cm 41,1% 40,3% 9,0% 9,5% 0 178cm 40,1% 42,1% 11,8% 6,0% 0 182cm 32,1% 43,9% 15,1% 8,9% 0 186cm 25,7% 24,8% 8,1% 30,1% 11,1% 188cm 33,5% 29,5% 9,3% 24,1% 3,6% 180cm 30,6% 43,6% 16,5% 9,4% 0,0% 190cm 47,0% 40,0% 6,7% 6,3% 0,0% 194cm 57,5% 41,7% 0,8% 0,0% 0,0% 196cm 40,1% 37,8% 7,3% 14,6% 0,2% 198cm 58,0% 42,0% 0,0% 0,0% 0 200cm 58,5% 41% 0,3% 0,2% 0 202cm 56,7% 41,3% 2,0% 0,0% 0 204cm 48,1% 43,6% 6,0% 2,3% 0 208cm 51,7% 46,5% 1,8% 0,0% 0 210cm 54,2% 44,9% 0,9% 0,0% 0 212cm 46,1% 51,3% 2,5% 0,0% 0 214cm 52,8% 45,3% 1,9% 0,0% 0 216cm 54,3% 43,8% 1,9% 0,0% 0 218cm 53,3% 46,1% 0,6% 0,0% 0 220cm 53,4% 44,8% 1,8% 0,0% 0 224cm 55,2% 43,2% 1,6% 0,0% 0 226cm 48,2% 50,4% 1,3% 0,0% 0
continuação da tabela 12 Profundidade
(cm) Argila (%) Silte fino
(%) Silte médio
(%) Silte
grosso (%) Areia fina
(%) 230cm 46,9% 51,8% 1,3% 0,0% 0 232cm 50,2% 47,3% 2,4% 0,0% 0 234cm 49,7% 47,9% 2,4% 0,0% 0 236cm 47,7% 42,8% 5,3% 4,3% 0 238cm 47,6% 49,6% 2,8% 0,0% 0 242cm 54,7% 43,4% 1,9% 0,0% 0 244cm 55,2% 42,9% 1,9% 0,0% 0 246cm 55,2% 44,1% 0,7% 0,0% 0 248cm 52,4% 47,6% 0,0% 0,0% 0 250cm 50,2% 48,9% 0,9% 0,0% 0 252cm 47,8% 52,1% 0,1% 0,0% 0 258cm 55,7% 44,2% 0,1% 0,0% 0 260cm 49,3% 48,2% 2,5% 0,0% 0 262cm 52,4% 45,7% 2,0% 0,0% 0 264cm 59,3% 40,7% 0,0% 0,0% 0 266cm 51,1% 48,9% 0,0% 0,0% 0 268cm 28,3% 42,9% 22,4% 6,4% 0
Tabela 13: Granulometria do testemunho TA12 Profundidade
(cm) Argila Silte fino Silte médio Silte
grosso Areia fina
0 9,41% 20,65% 19,24% 50,19% 0,50% 4 14,26% 39,46% 32,35% 13,93% 0,00% 6 18,09% 47,40% 31,39% 3,11% 0,00% 12 12,3% 21,5% 18,1% 46,9% 1,2% 14 7,05% 14,88% 13,56% 60,95% 3,56% 16 10,52% 22,05% 20,44% 44,64% 2,35% 24 11,34% 23,16% 21,06% 44,05% 0,39% 28 9,88% 19,25% 17,91% 50,34% 2,62% 32 16,12% 32,64% 22,29% 27,94% 1,00% 36 18,57% 37,55% 21,20% 22,44% 0,23% 40 12,24% 23,96% 21,38% 42,05% 0,37% 44 13,98% 35,92% 33,81% 16,29% 0,00% 48 11,13% 19,86% 21,88% 46,92% 0,21% 54 18,02% 36,42% 23,64% 21,92% 0,00% 58 29,74% 55,54% 10,22% 4,50% 0,00% 64 14,17% 29,33% 25,23% 30,36% 0,90% 68 14,42% 27,82% 24,07% 32,96% 0,73% 72 12,82% 28,92% 30,10% 28,15% 0,00% 76 15,1% 33,2% 20,8% 20,9% 0,00% 80 15,10% 35,93% 29,19% 19,77% 0,00% 84 16,48% 36,60% 27,68% 19,23% 0,00% 96 20,8% 38,7% 26,6% 13,9% 0,00% 88 14,07% 31,38% 29,56% 24,99% 0,00% 100 20,08% 39,02% 25,19% 15,72% 0,00% 108 14,07% 31,38% 29,56% 24,99% 0,00% 112 24,39% 42,52% 21,76% 11,32% 0,00% 116 26% 41,8% 22,3% 9,9% 0,00% 120 24,39% 41,45% 21,61% 12,56% 0,00% 124 27,43% 43,66% 19,64% 9,27% 0,00% 132 32,5% 46,2% 18,3% 3,1% 0,00% 128 27,52% 43,73% 19,54% 9,21% 0,00% 136 31,90% 47,65% 15,79% 4,66% 0,00% 144 31,57% 47,63% 15,20% 5,60% 0,00% 148 34,76% 49,58% 12,15% 3,51% 0,00% 152 39,2% 53,2% 7,7% 0,00% 0,00% 154 38,9% 52,7% 8,5% 0,00% 0,00% 156 39,2% 52,5% 8,3% 0,00% 0,00% 160 38,65% 49,34% 10,31% 1,70% 0,00% 168 45,17% 44,80% 8,77% 1,26% 0,00% 170 38,97% 49,13% 10,08% 1,81% 0,00% 174 35,95% 46,64% 13,33% 4,08% 0,00% 178 42,60% 47,58% 7,59% 2,23% 0,00% 200 21,54% 49,14% 23,02% 6,30% 0,00% 204 15,67% 28,03% 21,30% 34,08% 0,91% 210 15,60% 27,93% 23,32% 32,98% 0,17%
Tabela 14: Minerais identificados por espectrometria de infra-vermelho no testemunho TA14 Profundidade
(cm) Clorita
(%)
Ilita (%)
Caulinita (%)
Esmectita (%)
Sílica (%)
Quartzo (%)
2 0 34 8 48 0 10 12 0 40,9 12,6 25,2 5,5 15,7 32 13,0 31,2 7,8 33,8 1,3 13,0 44 0 43,1 13,8 31,0 0 12,1 64 0 56,7 8,2 16,5 0 18,6 96 0 43,8 12,3 27,4 0 16,4
138 5,6 40 5,6 22,2 11,1 15,6 188 6,9 66,7 9,7 13,9 2,8 0 198 5,9 56,5 9,4 25,9 2,4 0 268 5 48 8 22 2 15
Tabela 15: Minerais identificados por espectrometria de infra-vermelho no testemunho TA12 Profundidade
(cm) Clorita
(%)
Ilita (%)
Caulinita (%)
Esmectita (%)
Sílica (%)
Quartzo (%)
0 46,3 5 7,5 8,8 32,5 0 10 27,0 4,5 20,2 20,2 28,1 10 40 25,5 5,1 36,7 7,1 25,5 40 50 27,1 5,2 35,4 8,3 24,0 50 70 0 5,3 63,8 11,7 19,1 70 110 42,7 11,2 36,0 4,5 5,6 110 180 35,4 9,2 0,0 1,5 53,8 180 210 31,9 13,8 10,6 24,5 19,1 210 0 46,3 5 7,5 8,8 32,5 0
Tabela 16: Valores de carbono orgânico, nitrogênio e relação C/N do testemunho TA14 Profundidade
(cm) Carbono
(%) Nitrogênio
(%) Relação
C/N δ15N δ13C
0 1,25 0,24 5,16 3,55 -27,43 2 1,23 0,24 5,06 4,56 -27,55 4 1,43 0,24 5,98 3,71 -26,77 6 1,48 0,30 4,96 9,07 -27,51 8 1,33 0,24 5,54 4,28 -26,91 10 1,10 0,22 5,10 3,98 -27,94 12 1,10 0,22 5,08 6,63 -27,70 14 1,20 0,23 5,19 4,57 -27,84 16 1,26 0,23 5,44 4,53 -27,79 18 1,36 0,21 6,37 3,75 -27,22 20 1,44 0,24 6,02 7,01 -27,49 22 1,39 0,24 5,85 4,52 -27,76 24 1,38 0,23 6,12 3,49 -27,75 26 1,10 0,19 5,79 4,07 -28,46 28 0,41 0,12 3,55 3,18 -28,87 30 0,62 0,14 4,42 4,78 -29,36 32 0,38 0,10 3,58 3,49 -28,95 34 0,27 0,09 3,04 3,52 -29,10 36 0,28 0,10 2,86 2,47 -28,46 38 0,22 0,09 2,41 2,90 -29,49 40 0,22 0,09 2,52 3,19 -29,80 42 0,19 0,09 2,20 4,64 -29,36 44 0,16 0,08 2,10 3,57 -29,94 46 0,18 0,08 2,13 2,47 -30,26 48 0,18 0,08 2,23 2,72 -29,64 50 0,21 0,08 2,49 3,00 -29,60 52 0,21 0,09 2,39 4,95 -30,05 54 0,21 0,10 2,13 13,13 -29,97 56 0,26 0,09 2,84 3,58 -30,33 58 0,18 0,08 2,37 4,46 -30,28 60 0,08 4,57 62 0,18 0,07 2,46 3,21 -30,02 64 0,18 0,07 2,52 3,94 -29,59 66 0,20 0,08 2,65 4,39 -29,68 68 0,21 0,08 2,64 3,23 -28,71 70 0,18 0,08 2,39 4,86 -29,46 72 0,20 0,08 2,68 3,72 -29,39 74 0,17 0,08 2,12 5,96 -29,39 76 0,15 0,08 1,89 5,82 -29,13 78 0,15 0,08 1,96 4,40 -29,29 80 0,14 0,08 1,86 3,27 -29,40 82 0,14 0,08 1,81 4,61 -29,38 84 0,14 0,09 1,61 10,01 -29,82 86 0,13 0,08 1,60 4,24 -29,24 88 0,13 0,08 1,64 2,17 -29,46 90 0,17 0,09 1,91 3,80 -29,22 92 0,20 0,09 2,34 5,32 -28,62 94 0,19 0,09 2,00 6,95 -28,33 96 0,24 0,09 2,58 2,73 -27,32 98 0,22 0,10 2,32 6,59 -28,17 100 0,25 0,11 2,28 9,69 -28,94 102 0,31 0,11 2,85 13,58 -29,54
128
Continuação da tabela 16 Profundidade
(cm) Carbono
(%) Nitrogênio
(%) Relação
C/N δ15N δ13C
104 0,26 0,09 2,99 4,73 -29,60 106 0,30 0,10 2,87 9,14 -30,77 108 0,27 0,09 2,81 10,38 -30,27 110 0,30 0,11 2,67 13,57 -30,13 112 0,29 0,11 2,75 10,37 -30,05 114 0,26 0,09 2,86 5,06 -29,44 116 0,24 0,09 2,74 4,55 -30,04 118 0,20 0,09 2,38 2,68 -29,95 120 0,22 0,10 2,10 11,80 -29,42 122 0,22 0,11 2,02 14,38 -29,21 124 0,86 0,08 11,01 10,92 -17,42 126 0,71 0,08 8,40 5,15 -18,62 128 0,65 0,08 7,71 4,28 -19,48 130 0,54 0,10 5,61 5,82 -20,27 132 0,49 0,08 6,15 2,11 -21,00 134 0,91 0,08 11,75 6,69 -17,82 136 0,39 0,07 5,41 4,74 -23,02 138 0,55 0,08 6,99 4,58 -21,34 140 0,43 0,10 4,39 8,38 -24,89 142 0,67 0,10 6,59 10,91 -21,52 144 1,95 0,08 25,24 0,81 -14,67 146 1,22 0,10 11,92 10,30 -17,32 148 0,45 0,09 5,04 5,01 -24,72 150 0,46 0,09 5,29 3,44 -24,61 152 1,94 0,08 23,72 3,36 -16,41 154 0,77 0,13 5,99 4,23 -24,03 156 0,86 0,13 6,37 3,17 -26,08 158 1,91 0,22 8,55 3,75 -26,99 160 1,30 0,21 6,26 4,06 -27,14 162 0,67 0,10 6,89 14,72 -25,22 164 1,24 0,14 8,78 2,23 -29,33 166 0,88 0,12 7,39 4,29 -30,33 168 2,05 0,14 14,87 2,84 -30,35 170 3,49 0,19 18,17 2,81 -29,86 172 5,03 0,24 21,02 2,55 -29,20 174 7,62 0,31 24,40 5,21 -29,67 176 4,94 0,30 16,44 1,65 -28,84 178 3,91 0,22 17,99 0,52 -28,91 180 5,54 0,38 14,74 3,56 -28,22 182 8,58 0,57 14,97 1,02 -27,60 184 9,17 0,51 17,83 1,57 -29,73 186 0,50 2,85 188 9,41 0,58 16,31 1,18 -29,13 190 11,15 0,62 18,06 0,75 -28,73 192 13,45 0,67 20,13 2,23 -29,47 194 15,18 0,72 20,96 1,40 -29,99 196 14,36 0,53 26,88 0,50 -29,42 198 7,27 0,38 18,96 1,07 -28,19 200 7,92 0,43 18,45 3,95 -28,03 202 10,06 0,50 20,19 2,55 -28,61 204 8,27 0,43 19,18 2,27 -28,42 206 12,91 0,68 19,02 9,21 -29,31
Continuação da tabela 16 Profundidade
(cm) Carbono
(%) Nitrogênio
(%) Relação
C/N δ15N δ13C
208 7,88 0,41 19,04 2,33 -28,63 210 11,20 0,54 20,82 1,77 -29,21 212 21,48 0,79 27,18 5,99 -30,55 214 10,20 0,49 20,63 4,04 -28,18 216 6,78 0,36 18,60 3,75 -28,56 218 5,38 0,33 16,37 7,39 -28,62 220 8,39 0,36 23,60 2,20 -28,48 222 10,59 0,49 21,63 6,13 -28,19 224 11,00 0,49 22,57 3,00 -28,39 226 11,38 0,41 27,85 2,16 -27,78 228 6,82 0,29 23,38 2,68 -27,94 230 7,69 0,36 21,18 5,86 -28,09 232 5,85 0,27 21,34 3,57 -28,08 234 5,97 0,30 19,92 5,96 -28,76 236 4,83 0,25 19,05 2,21 -27,96 238 6,25 0,29 21,44 2,37 -28,22 240 8,90 0,35 25,69 6,94 -28,67 242 7,89 0,38 20,51 3,60 -28,19 244 6,30 0,31 20,04 3,63 -27,87 246 4,20 0,27 15,59 4,23 -28,15 248 5,32 0,28 19,01 2,56 -28,42 250 6,42 0,31 20,99 2,80 -28,45 252 12,83 0,46 28,17 4,76 -29,35 254 9,39 0,39 23,79 2,68 -28,63 256 9,85 0,38 25,65 2,86 -28,61 258 12,14 0,34 35,75 2,29 -28,06 260 5,19 0,27 18,90 2,53 -28,81 262 7,21 0,32 22,79 1,00 -28,96 264 8,11 0,35 22,90 5,95 -28,44 266 6,21 0,26 24,32 3,22 -27,88 268 6,45 0,25 25,33 2,15 -28,19
Tabela 17: Valores de carbono orgânico, nitrogênio e relação C/N do testemunho TA12
Profundidade (cm)
Carbono (%)
Nitrogênio (%)
Relação C/N
0 0,80 0,21 3,87 2 0,89 0,33 2,73 4 0,71 0,38 1,88 6 0,64 0,28 2,31 8 0,66 0,42 1,57 10 0,78 0,24 3,21 12 0,91 0,38 2,38 14 0,93 0,87 1,07 16 0,69 0,33 2,09 18 0,84 0,27 3,16 20 0,71 0,28 2,55 22 0,64 0,41 1,55 24 0,74 0,42 1,75 26 0,62 0,22 2,88 28 0,61 0,28 2,18 30 0,89 0,31 2,91 32 1,66 0,47 3,50 34 1,46 0,86 1,70 36 0,56 0,40 1,38 38 0,90 0,55 1,64 40 1,25 0,77 1,61 42 0,71 0,50 1,43 44 0,35 0,34 1,02 46 0,45 0,28 1,62 48 0,63 0,25 2,57 50 0,74 0,38 1,92 52 0,75 0,40 1,89 54 0,33 0,18 1,83 56 1,56 0,54 2,92 58 0,58 0,39 1,51 60 0,87 0,96 0,91 62 0,89 0,21 4,17 64 0,89 0,34 2,65 66 0,82 0,49 1,67 68 0,71 0,43 1,66 70 1,49 0,79 1,88 72 0,60 0,22 2,68 74 0,28 0,26 1,09 76 0,64 0,27 2,32 78 0,60 0,25 2,42 80 0,53 0,39 1,37 82 0,62 0,51 1,20 84 0,32 0,20 1,60 86 0,30 0,18 1,63 88 1,29 0,53 2,45 90 1,07 0,46 2,34 92 1,11 0,63 1,76 94 1,36 0,59 2,29 96 1,53 0,35 4,34 98 1,26 0,31 4,00 100 2,29 0,42 5,40 102 1,94 0,47 4,16
Continuação da tabela 17 Profundidade
(cm) Carbono
(%) Nitrogênio
(%) Relação
C/N 104 1,69 0,59 2,87 106 2,00 0,43 4,61 108 2,06 0,46 4,49 110 2,45 0,89 2,76 112 2,11 0,55 3,83 114 2,08 0,95 2,18 116 1,25 0,64 1,97 118 1,42 0,41 3,46 120 1,32 0,53 2,50 122 1,28 0,44 2,91 124 1,42 0,61 2,33 126 1,47 0,67 2,21 128 1,63 0,54 3,00 130 1,91 0,48 3,95 132 2,48 0,70 3,55 134 1,51 0,40 3,82 136 1,61 0,50 3,21 138 1,66 0,73 2,28 140 1,39 0,54 2,57 142 1,46 0,54 2,69 144 2,05 0,50 4,09 146 1,52 0,65 2,34 148 1,44 0,50 2,88 150 1,22 0,23 5,31 152 1,21 0,26 4,62 154 1,12 0,29 3,81 156 1,22 0,42 2,93 158 1,43 0,50 2,86 160 1,53 0,32 4,71 162 1,55 0,39 3,94 164 1,18 0,32 3,64 166 1,39 0,39 3,57 168 1,18 0,43 2,74 170 0,88 0,36 2,46 172 0,72 0,28 2,56 174 0,44 0,24 1,87 176 0,46 0,23 2,03 178 0,30 0,23 1,31 180 0,47 0,30 1,58 182 0,36 0,38 0,96 184 0,44 0,31 1,43 186 0,49 0,28 1,76 188 0,39 0,26 1,47 190 0,62 0,48 1,28 192 1,47 0,24 6,06 194 1,88 0,28 6,66 196 0,55 0,31 1,76 198 0,28 0,16 1,69 200 0,37 0,19 1,90 202 0,49 0,23 2,12 204 0,41 0,20 2,00
131
Continuação da tabela 17 Profundidade
(cm) Carbono
(%) Nitrogênio
(%) Relação
C/N 206 0,78 0,35 2,24 208 0,96 0,34 2,79 210 0,72 0,34 2,13
Tabela 18: Fluxo de carbono orgânico do testemunho TA14
Profundidade (cm)
Fluxo de Carbono g/m2/ano
Profundidade (cm)
Fluxo de Carbono g/m2/ano
Profundidade (cm)
Fluxo de Carbono g/m2/ano
0 4,11 104 1,59 208 123,11 2 2,32 106 2,08 210 180,46 4 3,44 108 1,92 212 404,55 6 3,95 110 2,03 214 170,41 8 3,49 112 2,02 216 129,26 10 2,76 114 1,80 218 137,55 12 1,47 116 1,71 220 162,27 14 1,75 118 1,34 222 184,06 16 2,16 120 1,46 224 117,19 18 2,85 122 1,43 226 252,20 20 3,05 124 6,13 228 224,79 22 3,72 126 5,12 230 371,49 24 4,36 128 4,48 232 370,74 26 2,26 130 3,43 234 454,21 28 1,28 132 3,18 236 277,35 30 1,82 134 6,39 238 383,23 32 1,37 136 2,55 240 315,22 34 0,00 138 3,39 242 307,82 36 1,02 140 2,72 244 173,67 38 0,82 142 3,69 246 103,26 40 1,09 144 12,65 248 86,23 42 0,86 146 4,39 250 82,40 44 0,59 148 1,19 252 150,88 46 0,67 150 1,06 254 79,22 48 0,72 152 5,25 256 44,71 50 0,96 154 2,03 258 34,99 52 0,95 156 2,23 260 13,08 54 1,10 158 8,51 262 13,11 56 1,25 160 7,09 264 8,39 58 0,88 162 5,36 266 8,83 60 164 13,61 268 9,68 62 0,93 166 14,97 64 0,90 168 42,11 66 1,23 170 67,88 68 1,34 172 136,44 70 1,00 174 225,44 72 1,27 176 165,15 74 1,22 178 112,18 76 1,09 180 162,60 78 1,04 182 153,68 80 1,09 184 138,48 82 1,02 186 84 1,05 188 175,92 86 1,06 190 119,99 88 1,01 192 181,86 90 1,18 194 162,97 92 1,70 196 193,63 94 1,42 198 110,65 96 1,81 200 142,53 98 1,55 202 208,27 100 1,57 204 150,89 102 1,87 206 174,27
Tabela 19: P
ercentual de elementos identificados através das lam
inas de material
sedimentar bruto
diatomáceas
0,96%
0,00%
0,00%
0,00%
0,00%
0,00%
0,00%
0,00%
2,70%
Espícula
11,20%
22,94%
9,27%
4,07%
5,74%
0,00%
32,21%
8,48%
0,00%
Carvão
1,08%
0,00%
0,00%
0,00%
0,82%
0,00%
0,00%
0,40%
0,76%
Cutícula
0,00%
0,00%
0,00%
0,00%
0,00%
0,00%
0,00%
0,00%
0,00%
Ligno-celulósico
opaco
3,37%
8,72%
7,23%
9,76%
3,69%
8,67%
9,73%
2,12%
8,28%
Ligno-celulósico translúcido
9,40%
29,82%
11,07%
9,76%
10,66%
74,95%
40,60%
57,27%
78,09%
MOA avermelh
ada
66,02%
31,19%
68,47%
70,73%
75,41%
8,06%
7,38%
12,53%
6,76%
MOA opaca
4,34%
2,75%
1,92%
1,63%
2,87%
0,00%
0,00%
3,03%
1,69%
MOA acinzentada
3,61%
4,59%
0,90%
4,07%
0,82%
8,30%
10,07%
16,16%
1,69%
Profundidade (cm)
0
16
24
50
88
110
134
144
152
134
Continuação da tabela 19
diatomáceas
0,00
0,00
0,00
0,00
1,83
1,39
Espícula
1,57
0,97
0,79
0,99
1,57
1,86
Carvão
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
Cutícula
56,95
28,71
0,00
49,63
9,78
27,24
Ligno-celulósico
opaco
6,85
13,50
9,86
0,68
6,00
4,02
Ligno-celulósico translúcido
18,59
46,35
72,56
37,62
36,20
45,82
MOA avermelh
ada
15,26
10,46
13,88
10,52
34,83
19,66
MOA opaca
0,00
0,00
2,92
0,00
4,04
0,00
MOA acinzenta
da
0,78
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
Profundidade (cm)
174
188
190
210
252
262
135